Ниже приводится
краткая характеристика основных групп изверженных пород; при этом наряду с
краткими сведениями об их петрографических и петрохимических свойствах
значительное внимание уделяется их текстурам, фациальной принадлежности и
особенностям диагностики. Со времени формирования магматические породы
Карадага подверглись неоднократным преобразованиям: частичному
зеленокаменному метаморфизму, неоднократному дроблению, гидротермальным
изменениям и т. п.
Поэтому правильная диагностика первичных пород, имеющая
первостепенное значение для достоверности различных палеовулканологических
построений, часто весьма затруднена и требует всестороннего анализа всех
данных о вещественном составе, структурно-текстурных особенностях пород,
формах слагаемых ими тел и соотношениях последних с другими образованиями.
Насколько это непростая задача в условиях Карадага можно судить хотя бы по
тому, что такие известные исследователи, как Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и В. И.
Лебединский в разное время по-разному оценивали количественные соотношения
лав и пирокластических образований в разрезе [23, 29, 31].
Основные разновидности пород наиболее уверенно
диагностируются по данным химических анализов (); при массовом их определении
использовались результаты микро- и макроскопического изучения в основном
путем сопоставления с эталонными образцами, для которых имеются данные о
химическом составе.
Андезито-базальты, базальты являются
наименее насыщенными кремнекислотой породами, распространение их неширокое:
они слагают отдельные субвулканические тела и, вероятно, потоки или их части
(в последнем случае постепенно переходя в более кислые разности). Встречаются
в южных обрывах хр. Кара-Агач, меньше — в хр. Магнитный. Это обычно
темно-серые до черных с зеленоватым и буроватым оттенком миндалекаменные
породы; иногда количество миндалин в них достигает 50-f- 4-60 %• При
выветривании нередко приобретают желтоватую окраску. Имеют глыбовую
отдельность, иногда близкую к шаровой и призматически-глыбовой. Структура
порфировая, часто сериально-порфировая. Количество вкрапленников от 5-МО до
40-ь50 %, некоторые разности приобретают близкую к криптовой структуру.
Фенокристаллы представлены по преимуществу таблитчатыми или призматическими
зернами плагиоклаза, часто зонального, меньше (первые проценты)
клинопироксена (авгита) и рудного минерала, единичными кристаллами бронзита
. Плагиоклаз в различной степени альбитизирован и хлоритизирован: его состав
изменяется от Лабрадора до альбит-олигоклаза и альбита. В различной степени
изменены (хлоритизированы, эпидотизированы, карбонатизированы) темноцветные
минералы.
Основная масса обычно имеет гиало- пилитовую, реже близкую
к интерсер- тальной структуру и состоит из смеси хлоритизированного стекла,
рудного минерала, тонких зернышек пироксенов, в которую погружены различно
ориентированные лейсты плагиоклазов. Крупные миндалины обычно выполнены
карбонатом, хлоритом, реже цеолитом.
В эту группу отнесены нами сильно альбитизированные и
карбонатизирован- ные разности, в которых основная масса имеет
интерсертальную и сходную со спилитовой структуру и характеризуется наличием
длинных лейст кислого плагиоклаза.
Эта группа пород несколько отличается от андезитов и
андезито-трахитов большей меланократовостью (т. е. более существенной ролью в
составе вкрапленников пироксенов и рудного минерала) и сравнительно более
высокой степенью раскристаллизации основной массы, проявляющейся в развитии
интерсертальной структуры.
На классификационной диаграмме () она попадает в поля
базальтов, трахибазальтов, андезито-базальтов, частично в поля тефритов —
базанитов, трахиандезито-базальтов, фонолито-теф- ритов, пикрито-базанитов.
Такой «разброс» объясняется, видимо, прежде всего измененностью
(карбонатизацией) пород, что находит выражение в понижении их кислотности по
сравнению с первичной [23].
Андезиты, трахиандезиты, трахиты составляют
наиболее представительную группу пород. Они широко развиты в хр. Береговой и
в районе г. Святая, слагают многочисленные потоки лав, пласты гиалокластитов
[27], дайки и другие субвулканические тела, а также преобладают в составе
обломков пирокластических пород. Перечисленные разновидности различаются лишь
при помощи химических анализов (рис. 11, табл. 2); при микроскопическом
изучении и тем более при полевых исследованиях существенной разницы между
ними не установлено. Предыдущими исследователями [23, 29] эти породы описаны
как андезиты, порфириты, кератоспилитовые порфириты.
При довольно однородном химическом и минералогическом
составе они разнообразны по отдельности, текстурно-структурным особенностям,
что обусловлено как их полифациальностью, так и различной степенью
механической и метаморфической переработки. Макроскопически это темно-серые
до черных, зеленовато-серые породы, обычно с четко выраженной порфировой
структурой, часто окраска в них постепенно меняется. Встречаются как
однородные плотные, так и сильно пузыристые, до шлакопо- добных, разности.
Различаются отдельные тела, сложенные этими породами, или их составные части,
характеризующиеся однородным строением с изомет- рично-глыбовой, близкой к
призматической отдельностью, нередко наблюдается мелкоглыбовая отдельность.
Часто при исключительно однородном составе породы
приобретают облик кластических (туфов), за которые они нередко безоговорочно
и принимаются. Расшифровка первичной природы этих очень широко развитых
образований довольно трудоемка и не всегда однозначна. Детальное и
всестороннее их изучение показывает, что они формируются различными путями.
а) Часть из них — потоки подушечных лав.
Кластический гравийно-псамми- товый материал занимает промежутки между
отдельными подушечными и бал- лоновыми обособлениями, часто проникая по
трещинам в глубь их, и имеет тот же состав, что и сами подушки, являясь
гиалокластическим, образовавшимся при дезынтеграции лавы во время ее
остывания. Иногда к нему примешивается карбонатный или глинистый осадок, что
также подтверждает гиалокласти- ческий характер этого материала. Количество
его местами достигает 60-^70 %.
На наличие гиалокластитов на Карадаге впервые указал В. И.
Лебединский [23, 27], отметивший их выходы в районе бухт Сердоликовые и ск.
Иван Разбойник. К ним он относит породы кай- нотипного облика. Мы считаем,
что гиа- локластиты более широко распространены, в том числе и среди потоков,
в значительной степени затронутых зеле- нокаменными преобразованиями (среди
баллоновых лав г. Шапка Мономаха, на западном окончании хр. Кара-Агач, вдоль
западного ограничения массива гор Святая — Малый Карадаг и др. В большинстве
случаев такие гиалокластиты постепенно переходят в однородные лавы с глыбовой
отдельностью.
б) Мелкокластический материал при переходе от
однородных пород к туфопо- добным появляется в первую очередь вдоль систем
трещин отдельности. При более интенсивном развитии этого процесса они
распространяются и на внутренние части монолитных глыб. При этом, как можно
наблюдать в стекловатых андезитах, трахиандезитах и трахитах с перлитовой
отдельностью, развитых в районе г. Кок-Кая, дробление породы и образование
кластического (псам- мито-глинистого) агрегата происходят в первую очередь
вдоль микротрещин перлитовой отдельности, образующих сложную сеть
пересекающихся колец. Здесь вдоль трещин концентрируется пелито- вый и
алевро-псаммитовый материал размером до 2-f-3 мм в поперечнике, между которым наблюдается глинистая масса, пропитанная халцедоном; примечательно,
что преимущественной дезинтеграции в первую очередь подвергаются фенокри-
сталлы плагиоклаза; здесь наблюдаются резкие линзовидные расширения зон дробления
вдоль трещин. На начальных этапах этого процесса (рис. 14) осколки кристаллов
обычно не подвергаются смещениям и отчетливо видно, что они являются
составными частями некогда единого зерна. В дальнейшем зоны дезынтеграции
расширяются, при этом происходит смещение обломков, их деформация. В еще
более измененных породах количество связующего кластического материала
достигает 50 % и более; он часто обособляется в линейные прожилковид- ные и
линзовидные, нередко субпараллельные тела; при этом в сравнительно крупных
обломках сохраняются реликты перлитовой отдельности.
Конечный результат этого процесса — своеобразные брекчии
псаммо-псефитовой структуры, сходные с песчаниками, состоящие из однородных
по составу остроугольных обломков. Они часто по густой системе трещин
пропитываются тонкозернистым, кремнистым и кремнисто-хлоритовым веществом.
Отдельные стадии этой эволюции можно наблюдать в серии шлифов в различной
степени измененных стекловатых андезито-трахитов и трахитов. Породы, в
которых процесс дезынтеграции зашел далеко, обычно диагностируются как туфы
или туфогенные песчаники, но однородный состав обломков может указывать на
первично лавовую природу слагаемых ими геологических тел; при этом
диагностика первичных пород не всегда может быть однозначна; ее надежность
тем выше, чем более широкий круг петрологических данных для нее привлекается.
Чередование андезитов, трахиандезитов, трахитов, имеющих
чаще всего глыбовую отдельность с подобными описа- ньш выше кластическими
породами, кроме потоков, весьма характерно и для субвулканических даек,
штокообразных и другой формы тел. Возможно, что происхождение их в указанных
случаях различно. Если первые с полным основанием могут быть отнесены к
гиалокласти- там, образовавшимся при дезынтеграции лавы в воде, то для
субвулканических пород, сформировавшихся на определенной глубине, подобный
механизм хотя и не может быть полностью исключен, не может считаться
универсальным. Здесь вероятна дезынтеграция пород после их остывания в
результате тектонических напряжений и деформаций; однако направленность
процесса оказывается сходной — сначала вдоль трещин отдельности и далее — в
глубь монолитных глыб.
При довольно широком диапазоне химического состава (от
андезитов до трахиандезитов и трахитов) породы обладают устойчивым минералогическим
сходством; во вкрапленниках преобладает плагиоклаз; в подчиненном количестве
— моноклинный и ромбический пироксен, рудный минерал.
Андезиты характеризуются глыбовой, матрацевидной, близкой
к шаровой, иногда призматической отдельностью. Породы часто брекчированы,
обломки связаны глинистой массой, пропитанной цеолитами, хлоритом, кремнистым
агрегатом, карбонатом, приобретают вид брекчий; иногда такие брекчии имеют
сходную со сланцеватой текстуру.
Структура порфировая, часто сериально-порфировая (размер
вкрапленников от сотых долей до 1-^3 мм). Количество фенокристаллов от единиц
до 40-^50 %, в последнем случае породы приобретают криптовую структуру.
Вкрапленники часто группируются в гло- меропорфировые сростки размером до
нескольких миллиметров, иногда до первых сантиметров в поперечнике. Иногда
[23] встречаются агрегаты крупных кристаллов плагиоклаза и пироксенов, по
структурным особенностям напоминающие габбро-диабазы (возможно, обломки корки
магматического очага). Большинство вкрапленников представлено плагиоклазом,
количество зерен моноклинного и ромбического пироксенов обычно не превышает
первых процентов общего количества вкрапленников, лишь иногда поднимаясь до
20-^30 %.
Вкрапленники плагиоклаза представлены толстотаблитчатыми и
коротко- призматическими кристаллами, часто зональными, полисинтетически
сдвойни- кованными. Степень их измененности неодинакова: часто в пределах
одного шлифа можно наблюдать совершенно прозрачные зерна и замутненные,
хлорити- зированные, альбитизированные. В неизмененных разностях состав его
изменяется [23] от основного Лабрадора — битов- нита в центральных частях
зерен до кислого Лабрадора — андезина в краевых. В случае сильно выраженной
альбитиза- ции неизмененной остается лишь узкая внешняя каемка
фенокристаллов, на аль- битизацию накладывается хлоритизация, карбонитизация.
В. И. Лебединским [23] отмечено также замещение плагиоклазов андезитов
(названных им порфиритами) наряду с альбитом, калиевым полевым шпатом типа
анортоклаза.
Вкрапленники авгита короткостолб- чатые, нередко
образуются гломеропор- фировые скопления мелких (до десятых долей миллиметра)
зерен. Авгит бледно- зеленый, без плеохроизма. В различной степени
хлоритизирован и карбонатизи- рован вплоть до образования псевдоморфоз.
Бронизит представлен столбчатыми фенокристаллами со слабым
плеохроизмом. Бывают совершенно свежие, чаще замещаются буроватым
иддингситопо- добным минералом или агрегатом хлорита петельчатого строения.
Редко встречаются вкрапленники рудного минерала,
представленные изомет- ричными кристаллами до 0,3 мм в поперечнике; обычно они находятся в гло- меропорфировых сростках с пироксе- нами.
Основная масса имеет по преимуществу гиалопилитовую,
иногда переходящую и микроофитовую и интерсертальную, пи- лотакситовую
структуру. Состоит она из лейст плагиоклаза (состав которого изменяется от
олигоклаза до кислого Лабрадора), количество которых достигает 50-=-60 %,
промежутки между которыми заполнены хлоритизированным стеклом светло-бурого и
зеленовато-серого цвета, с точечной примесью рудного минерала (до 10 %),
тончайших зернышек пироксена, иногда тонкозернистого кремнистого агрегата.
Широко развиты андезиты с гиалиновой основной массой, представленной
темно-серым, часто с буроватым оттенком, вулканическим стеклом, с тончайшими
слабо индивидуализированными разрозненными лейстами плагиоклазов или без них.
Преломление стекла выше или близкое к преломлению канадского бальзама. Редки
участки структуры, близкой к микропойкиллитовой, имеющие кварц-полевошпатовый
состав.
Преобладают породы миндалекамен- ные: количество миндалин
от единиц до lO-f-15 %, иногда достигает 50-^60% общего объема породы. Размер
их от долей миллиметра до l-i-5 мм, форма округлая, червеобразная, иногда они
группируются в цепочки. Выполнены хлоритом, халцедоном, цеолитами,
карбонатами, иногда пустые. Часто наблюдается зональное распределение
минералов: центральные части миндалин сложены цеолитами, а оторочки —
хлоритом или халцедоном.
Акцессорные минералы представлены апатитом и рудным.
Стекловатые разности часто характеризуются микроперлитовой
отдельностью. При этом в ряде шлифов можно наблюдать разные стадии
формирования из таких андезитов кластических пород (брекчий), о чем было
сказано выше.
Трахиандезиты внешне практически неотличимы от андезитов.
Они обнаруживают большое сходство и при микроскопических исследованиях: это
касается структурных и текстурных признаков, минералогического состава
фенокристаллов. Различия проявляются в более кислом составе плагиоклазов
вкрапленников, среди которых преобладают альбит — олигоклаз до андезина.
Основная масса пород имеет, в большинстве случаев, пилотакситовую структуру,
переходящую в микропойкиллитовую, часто характеризуется трахитоидной
текстурой. Она состоит из лейст плагиоклаза, погруженных в стекловатый
агрегат. Последний иногда имеет пятнистый такси- товый облик в результате
обособления криптокристаллических кварц-полевошпатовых агрегатов. В стекле
содержится вкрапленность рудного минерала. По ( сравнению с андезитами
степень раскри- сталлизации стекловатой основной массы меньше, очень
характерны для стекла « своеобразные микропузыристые текстуры, глобулевые
обособления; часто пузырьки образуют линейные скопления, в результате чего
появляется полосчатая текстура. В породах субвулканической i фации появляются
участки с гиалопили- товой и близкой к интерсертальной структурой.
Встречаются стекловатые породы этой группы с однородным зеленовато-бурым стеклом;
в них, как и в андезитах, часто проявлена микроперлитовая отдельность. Стекла
сравнительно низкопреломляющие: показатель преломления близок к показателю
преломления канадского бальзама или ниже его.
К трахитам с определенной условностью отнесены сравнительно
более лей- кократовые породы. Они наряду с серой 'г окраской бывают
синевато-серыми, желтовато-серыми, с голубоватым и розоватым оттенком. По
структурно-гекстур- ным особенностям и минералогическому составу
вкрапленников они аналогичны описанным трахиандезитам. Но состав
плагиоклазов, имеющих показатели пе- реломления, близкие к канадскому
бальзаму, редко бывает основнее олигоклаза. Основная масса светло-серая, чаще
всего пилотакситовая трахитоидная, представляет собой переплетение тончайших
лейст альбита и альбит-олигоклаза, в промежутках между ними — стекло с
точечными включениями рудного минерала, количество которого достигает иногда
20 %• Довольно часто наблюдаются участки с микропойкиллитовой структурой;
здесь лейсты плагиоклаза погружены в пятнистый криптокристаллический кварц —
полевошпатовый агрегат. Обычны также стекловатые разности, в которых основная
масса сложена темно-серым с буроватым оттенком однородным стеклом с редкими
тонкими игольчатыми лейстами плагиоклаза; часто стекло мелкопузыристое.
Показатель перелом- ления стекла, как правило, меньше такового канадского
бальзама или близок к нему, редко незначительно больше. В стекловатых
разностях нередко проявлена микроперлитовая отдельность.
Таким образом, андезиты, трахианде- зиты и трахиты
составляют единый непрерывный комагматичный ряд пород. Между ними
устанавливаются постепенные взаимопереходы. Различия в их составе объясняются
широко, но неравномерно проявленными процессами альби- тизации и частично
калишпатизации плагиоклазов [23]. Вместе с тем отмеченные выше изменения
структуры основной массы в породах этого ряда дают основание предполагать
различный первичный состав остаточных магматических расплавов, из которых они
образовались. Учитывая тесную перемежаемость пород, причину таких различий
следует искать в ликвации магматического расплава.
В лавах андезитового — трахитового и более основного
состава встречены включения известняков (в районе г. Малый Карадаг, на
западном склоне хр. Кара- Агач). На южных отрогах г. Святая наблюдалось увеличение
карбонатных миндалин вблизи площадей развития позд- неюрских карбонатных
пород. Последнее может быть связано с проявлениями вулканизма на фоне
интенсивной карбонатной седиментации. Подобные явления широко известны в
позднеюрских формациях Армении [39], Карпат. О захвате карбонатов лавами
косвенно может свидетельствовать высокое содержание в породах С02, количество
которого достигает иногда 10% [23].
Д а ц и т ы широко развиты по всей территории Карадага.
Они слагают многочисленные дайки, штоки и другой формы субвулканические тела,
потоки, а также играют существенную роль в составе обломочного материала
пирокла- стических пород. Наиболее характерны для средней ассоциации
вулкано-плуто- нических пород. В. И. Лебединским описаны [23] как кератофиры,
оксипорфи- риты и оксикератофиры.
Это серые, светло-серые с голубоватым, коричневатым,
розоватым, сиреневым и зеленым оттенком породы, обычно с хорошо выраженной
порфировой структурой. Встречаются как однородные, массивные, так и
пузыристые (миндале- каменные) разности. Характеризуются разнообразной
отдельностью: изометрич- но-глыбовой, близкой к шаровой, призматической,
плитчатой. Как и среди описанных выше пород из группы андезитов — трахитов
встречаются разности с кластическими структурами (брекчии и гиалокластиты?).
Чаще однородные, но обычны и разности с флюидальной текстурой.
Структуры порфировые. Количество фенокристаллов от единиц
до 40-^-50 %; в последнем случае породы приобретают криптовое строение.
Размер вкрапленников от долей миллиметра до 2-^3 мм, обычны
сериально-порфировые структуры. Часто фенокристаллы группируются в
гломерапорфировые сростки до 10-5- -Ы2 мм в поперечнике. Представлены они по
преимуществу таблитчатыми или короткопризматическими зернами прозрачного,
часто в различной мере замутненного, хлоритизированного плагиоклаза, состав
которого изменяется от альбита и альбит-олигоклаза до андезина. Иногда он
замещается халцедоном, карбонатом. В резко подчиненном количестве (обычно
первые проценты, редко 10-М 5 %) содержатся вкрапленники авгита и рудного
минерала. Изредка [23], и не во всех шлифах, встречаются псевдоморфозы
хлорита по ромбическому пироксену.
Наиболее характерна микропойкилли- товая структура
основной массы, которая в проходящем свете имеет светло-серую окраску и
состоит из пятнистого криптокристаллического или стекловатого
кварц-полевошпатового агрегата с примесью (до 10^-15 %) тонкой вкрапленности
рудного минерала и хлорита, в которую погружены лейсты альбита —
альбит-олигоклаза. Последние часто ориентированы в одном направлении,
обусловливая трахитоидную текстуру. Обычны переходы даже в пределах одного
шлифа, с одной стороны, к гиалопилито- вой структуре, с другой — к микрофель-
зитовой. В сравнительно хорошо раскри- сталлизованных разностях, которые, как
правило, слагают субвулканические тела, наблюдается близкая к микрогипи-
диоморфнозернистой, иногда к офитовой, структура. Показатель преломления
основной массы близок к показателю преломления канадского бальзама, бывает
немного выше или ниже.
Встречаются как массивные, так и миндалекаменные разности;
при этом количество миндалин в отдельных случаях достигает 25 %. Они имеют
чаще уплощенную, амебовидную форму, реже — округлые. Выполнены хлоритом,
халцедоном, карбонатом.
Некоторые разности пород этой группы имеют по преимуществу
гиалопили- товую структуру и, видимо, соответствуют по составу
андезито-дацитам.
Дациты и андезито-дациты по структурно-текстурным
особенностям и минералогическому составу вкрапленников очень близки к породам
группы андезитов — трахитов. Они, видимо, слагают обогащенную кремнеземом
ветвь единой ассоциации, происшедшей из общего магматического очага.
Косвенное подтверждение комагматичности этих групп — тесное совместное
сонахождение их обломков в пирокластических образованиях средней ассоциации.
В. И. Лебединский [23] объясняет повышенное содержание кремнекислоты в таких
породах (промежуточное между дацитом и кварцевым порфиритом, по Дэли)
наличием миндалин, выполненных кварцем и кремнеземом. Завышение количества
кремнезема из-за выполнения миндалин и вторичного кварца — несомненно. Однако
широкое развитие микропойкиллито- вой и фельзитовой структур в основной
массе, очевидно, признак их сравнительно более кислого состава (по сравнению
с андезитами — трахитами) и дает основания выделять их, хотя и не всегда достаточно
уверенно, в отдельную группу.
А в т о м а г м а т и ч е с к и е брекчии трахиандезитов
слагают дайку между г. Малый Карадаг и Большой Стеной. В коренных обнажениях
наблюдались отчетливые интрузивные контакты брекчий с вулканомиктовыми
песчаниками нижней пачки нижней ассоциации. Это светло-серые породы,
выделяющиеся на фоне вмещающих светлой окраской и имеющие макроскопически
выраженное зернистое строение.
Структура криптовая. Порода на 55-=-60 % состоит из
широкотаблитчатых, близких к изометричным, видимо оплавленных, зерен размером
до l-f-2 мм прозрачного, зонального плагиоклаза (андезина— Лабрадора), редких
зерен кварца, зеленого амфибола, моноклинного пироксена. Среди них —
единичные оплавленные обломки основной массы трахиандезитов с пилотакситовой
структурой основной массы. Кристаллы и обломки пород погружены в
кремнисто-хлоритовую, местами с примесью карбонатов, массу с линейной
ориентировкой агрегатов. Это стекловатая (возможно, дезинтегрированная
пепловая) масса с наложенной карбонатизацией и окварце- ванием.
Подобного типа образования слагают купола в районе г.
Малый Карадаг и в хр. Кара-Агач; возможно их распространение и в других
районах. Они имеют большое сходство с туфами и могут быть надежно выделены
только по взаимоотношениям с окружающими породами.
П и р о к л а с т и ч е с к и е изверженные породы
распространены широко; особенно характерны они для средней ассоциации, в
составе которой резко преобладают. При большом структурном и текстурном
разнообразии состав их довольно однороден и определяется в основном
количественным соотношением обломков андезитов, трахиандезитов, трахитов,
дацитов, осколков кристаллов плагиоклаза и моноклинного пироксена.
По размеру обломков различаются агломератовые, лапиллиевые
и алевро- псаммитовые структурные разности. При этом чаще всего материал
разного размера образует генезовидные неправильные скопления и часто
перемежается. Преимущественно распространены агломератовые туфы, количество
грубообло- мочного материала в них (размером от первых сантиметров до десятков
и сотен) от единиц до 50^-60 %. Иногда они образуют почти сплошные скопления;
в таких случаях породы трудноотличимы от брек- чиевых лав андезитов —
трахитов. Эти признаки указывают на принадлежность их к прижерловым
образованиям. Довольно отчетливо различаются, с одной стороны, участки, где
туфы слагают слоистые пачки и, как правило, характеризуются плитчатой и
тонкоплитчатой отдельностью (привершинная часть хр. Кара-Агач, хр. Кок-Кая —
южные склоны), и крупные массивы без признаков сортировки и слоистости
кластического материала — с другой. В первом случае количество агломератовых
обломков значительно меньше, чем во втором.
Широко распространены кристалло- литокластические,
гиалокластические, кристаллогиалокластические разности; они обычно часто сменяют
друг друга как по разрезу, так и по простиранию, не образуя самостоятельных
тел с резкими границами.
Для скальных выходов этих пород характерны многочисленные
каверны и ниши, размер которых достигает нескольких метров в поперечнике. Они
усложняют морфологию многочисленных остан- цов, придавая им причудливый
облик. Каверны и ниши особенно характерны для неслоистых скоплений
пирокластических пород; они, вероятно, подчеркивают гнездовое распределение
разного размера обломков, обладающих неодинаковой денудационной
устойчивостью. В местах, где преобладают лапиллиевые и алевропсаммитовые
разности, наблюдается тонкоплитчатая до тонколистовой отдельность, в глыбовых
разностях отдельность чаще комковатая.
Лапиллиевый и псаммитовый материал представлен обломками
основной массы андезитов, трахиандезитов, трахитов, дацитов, реже
андезито-базальтов, им подчинены осколки и зерна плагиоклазов, авгита, редко
кварца, местами встречаются включения аргиллитов, алевропесчаников. Все
магматические породы, наблюдающиеся в лапиллиевой массе, по составу и
текстурно-структурным особенностям аналогичны описанным. Среди обломков очень
широко распространены стекловатые, мелкопузыристые разности трахиандезитов со
своеобразными линейными текстурами, за счет одинаковой ориентировки пузырьков,
образующих линейные скопления. Крупные глыбы имеют сходный состав с ла-
пиллиево-псаммитовым материалом. Среди них преобладают дациты, трахианде-
зиты до трахитов, риолит-дациты. Иногда встречаются андезиты, андезито-ба-
зальты, туфы смешанного состава.
Цемент по преимуществу токозерни- стый хлоритовый,
хлорито-кремнистый, иногда с примесью карбоната, глинистый, гидрохимического
происхождения. Но часто между обломками развивается и тонкозернистый
халцедоновый агрегат в виде тончайших гидротермальных прожилков. Нередко
обломки тесно соприкасаются между собой, возможно, в результате спекания.
В южной части хр. Хоба-Тепе и в районе г. Малый Карадаг в
туфах наблюдались экзотические включения хорошо раскристаллизованных
гипабиссальных пород в виде мелких глыб размером до 5-МО см в поперечнике и
лапиллиевых обломков от долей до первых сантимет- ровн поперечнике. Они
представлены рогоЬообманковым диоритом среднезер- нистым (размер зерен до
1-^3 мм), состоящим на 70 % из призматических зерен андезина — Лабрадора и на
30 % из сравнительно ксеноморфных выделений зеленой роговой обманки, местами
хло- ритизированной. В породе содержатся редкие выделения рудного минерала.
Следует отметить, что для пород Карадага среднего и даже кислого состава
(дацитов) роговая обманка не характерна: темноцветные минералы представлены,
как правило, пироксенами. Появление амфиболовых разностей, хорошо
раскристаллизованных, видимо, свидетельствует о наличии в магматическом очаге
участков с аномальными условиями кристаллизации, с повышенным притоком
летучих компонентов; такие условия, видимо, существовали в верхней прикон-
тактовой части магматической камеры или в отдельных отходящих от нее
инъекциях — апофизах (роговообманковые диоритовые порфириты слагают также
отдельные субвулканические тела, вскрывающиеся в карьерах у южных подножий
хр. Татар-Хабурга; плагиоклаз-рого- вообманковые сростки характерны и для
описанной выше дайки автомагматических брекчий андезито-трахитов,
расположенной южнее вершины г. Малый Карадаг).
Как показывают наблюдения над соотношениями геологических
тел, лапил- лиевые и агломератовые пирокластические породы наряду с пластами
и линзами, сформировавшимися в поверхностных условиях, образуют
многочисленные субвулканические дайкообразные и куполовидные тела с секущими
контактами. Кроме упомянутой дайки в районе г. Малый Карадаг, серия
субвертикальных даек прослеживается в западной части хр. Кара-Агач по аз.
1004-110° от его западного окончания до береговых обрывов восточнее ск.
Левинсона-Лессинга в виде цепочки разобщенных линейных скал. Они сложены
крупными (до 1—2 м в поперечнике) ориентированными субвертикально плоскими
глыбами темно- серых массивных, однородных риолит- дацитов с фельзитовой
структурой основной массы и единичными вкрапленниками альбит-олигоклаза, с
редкими миндалинами, выполненными халцедоном. Глыбы (количество их достигает
50^ 4-70 %) погружены в массу из лапиллиевых обломков, представленных
андезитами и трахиандезитами с пилотакси- товой, гиалопилитовой структурой
основной массы, осколками и кристаллами плагиоклаза и моноклинного пироксена.
Вероятно, вдоль этой зоны произошло несколько внедрений; при этом
последовательность их нельзя установить однозначно. Очевидно, сначала
образовались дайки риолит-дацитов, впоследствии испытавшие дробление, а затем
внедрились пирокластические массы среднего состава; но возможно, что плоские
крупные глыбы соответствуют сериям четко- видных, линзовидных тел (даек),
прорывающих туфы и частично деформированных и разорванных. Следует заметить,
что подобные скопления крупных «глыб» (?) и более мелкозернистого пи-
рокластического материала характерны для куполовидных структур на западном
склоне хр. Кара-Агач, в районе г. Малый Карадаг. Инъекции пирокластической
кристаллолитокластической массы в кел- ловейские аргиллиты наблюдались в
северных обрывах хр. Кок-Кая. Можно полагать, что инъективные тела пирокла-
стических пород широко развиты на Карадаге, особенно в полях развития
неслоистых массивных их разновидностей, на которых часто формируются группы
сближенных останцов.
В. И. Лебединский различает [23] среди пирокластических
пород туфобрек- чии существенно кератофирового состава, туфобрекчии андезитов
и андезито- базальтов, бомбовые туфы преимущественно кератофир-порфиритового
состава и трассы. В своеобразную группу, близкую к туфобрекчиям существенно
кератофирового состава, им выделены лито- кластические туфы с контрастным
распределением грубого и мелкого класти- ческого материала, создающие своего
рода «порфирокластичность» и имеющие «аномальный облик». Предполагается, что
крупный материал переотложен и снесен со склонов вулканов к его подножию, где
он был перемешан с более мелким и однородным по составу. Высказано
предположение, что «порфиро- кластические» туфы сформировались в наземных
условиях; в дальнейшем В. И. Лебединский [23] пришел к выводу, что они
являются образованиями пи- рокластических потоков. По нашему мнению,
утверждение о наличии здесь суб- аэральных вулканических образований требует
более полного и надежного обоснования.
В разрезах пирокластических толщ встречаются в резко
подчиненном количестве слоистые вулканомиктовые песчаники и алевролиты. В них
кластичес- кая часть представлена вулканическими породами среднего и кислого
состава и близка по составу к описанным выше туфам. Некоторые разности,
имеющие однородный состав, представленный обломками стекловатой основной
массы и редкими осколками кристаллов плагиоклазов и пироксенов, являются,
скорее всего, стратифицированными переотложенными гиалокластитами. Эти терри-
генные породы резко отличаются от более древних келловейских песчаников,
имеющих преимущественно кварцевый, меньше — полевошпатовый состав обломков.
Вместе с тем, для первых характерен кремнисто-хлоритовый и глинистый цемент,
а для вторых — карбонатный, что свидетельствует о значительном подавлении
карбонатонакопления близ вулканических построек Карадага с началом
интенсивной вулканической деятельности. Однако такое подавление было
локальным и происходило в непосредственной близости от вулканических центров.
В целом же ассоциация вулканитов с карбонатами, особенно для начальных этапов
магматической деятельности, весьма характерна. В пределах Карадагской
вулканической группы в районе б. Туманова встречаются известняки, содержащие
включения пирокла- стического материала; в некоторых эффузивных и пирокластических
породах наблюдается площадная карбонатизация пород, которая связана,
очевидно, с агрессивностью карбонатных растворов в морских осадках. В
разрезах бат-кел- ловейских отложений к северу от пгт Планерское до б. Тихая
встречаются мощные (до первых десятков метров) пачки вулканомиктовых
песчаников и туфов (?), сформировавшихся на некотором удалении от
вулканических центров; цемент у них существенно карбонатный и составляет до
50-^60 % породы. Эти пачки вулканомиктовых пород фиксируют вспышки вулканической
деятельности на близлежащих территориях.
Тесная связь вулканических образований с известковистыми
осадками — важный фактор, подтверждающий позд- неюрский возраст магматических
пород (а не среднеюрский, для осадков которых карбонаты не характерны).
Группа пород кислого состава — риолиты, риолито-дациты —
слагают многочисленные субвулканические тела и отходящие от них потоки в
районе вершины г. Святая; сравнительно редко в виде даек и, возможно,
отдельных маломощных потоков встречаются в хр. Береговой и в западной части
массива гор Святая — Малый Карадаг. Всюду широко развиты наложенные процессы
цеоли- тизации, что значительно затрудняет диагностику пород и определение их
первичного состава.
Риолиты и риолито-дациты — это светло-серые до белых, с
голубоватым, желтоватым, зеленоватым оттенком породы, плотные, тонкофлюидаль-
ные. Встречаются риолитовые черные стекла (обсидиан), имеющие микроперлитовую
отдельность. Породы порфировые, количество вкрапленников невелико: обычно
первые проценты, редко достигает 15^-20 %. Размер их от долей до 2-=-3 мм. Представлены по преимуществу таблитчатыми зернами альбита или альбит-олигоклаза до андезина.
Встречаются иногда единичные зерна моноклинного пироксена, роговой обманки.
Основная масса имеет фельзитовую до микрогипидиоморфнозернистой структуру,
реже стекловатую. В качестве акцессорных минералов встречаются циркон и
рудный минерал.
Наряду с массивными однородными и флюидальными лавами
риолитов и риолито-дацитов широко распространены кластические породы кислого
состава. Среди них в 1978 г. Е. П. Черепанова установила несколько
разновидностей: лавокластитовые породы, спекшиеся туфы и туфы, в различной
мере (иногда полностью) цеолитизированные. При этом она справедливо отмечает
несовершенство широко укоренившегося в литературе термина трасс, которым
обозначаются туфы и лавы, обладающие свойствами гидравлических добавок, и не
отражает ни геологических, ни петрографических признаков породы. Его понятие
по сравнению с первичным, в котором трасс определяется как тонкий вулканический
туф, стало более расширенным и неопределенным, что вызывает сомнение в
целесообразности его употребления.
Лавокластиты риолито-дацитов по составу и структурным
особенностям близки к лавам и сформированы, по представлениям Ю. Ф. Левинсо-
на-Лессинга [30, 31, 32], за счет дробления последних. Характерны чередования
обломочных пород и монолитных лав, при этом размер обломков достигает 0,7-М,5
м и даже 5-4-6 м в поперечнике. Они имеют зеленовато-голубоватую,
светло-голубоватую окраску. Обломки обычно плотно соприкасаются, видимо,
сварены. Они представлены порфировыми риолито-дацитами. Вкрапленники
немногочисленны, обычно их количество не превышает первых десятков процентов,
чаще — единиц, размер до 2—Z мм. Представлены они плагиоклазом от оли- гоклаза
до Лабрадора в центральных частях зерен и единичными зернами бурой с
зеленоватым оттенком роговой обманки. Основная масса неоднородная,
тонкополосчатая и волокнисто-пятнистая из-за чередования микрофельзитовых и
стекловатых участков; последние сложены агрегатом низкопреломляющего
буроватого минерала — морденита. Микро- фельзитовые агрегаты с переломлением
больше канадского бальзама имеют зеленоватую окраску, видимо, из-за наличия
монтмориллонита. В пробе из карьера на западном склоне г. Святая (данные Е. П.
Черепановой) содержится морденита— 61 %, кварца—15%, плагиоклазов— 12%,
монтмориллонита и глауконита — 3,5 %.
Как показывают наблюдения в том же карьере, однородные по
составу породы слагают обычно центральные части куполовидных тел до
нескольких десятков метров в поперечнике. В приконтактовых частях в них
появляется значительное (до 20-^30 %) количество ксеновключе- ний андезитов,
трахиандезитов, дацитов, аргиллитов, в различной степени ассимилированных, т.
е. весь комплекс более древних магматических пород предыдущего этапа; при
этом они также в значительной мере цеолитизированы.
Значительная группа пород Е. П. Черепановой выделяется под
названием спекшихся туфов; при этом различаются агломератовые (размер
обломков 5-^20 см и более), гравийные (2ч- "т" 10 мм) и псаммитовые (0,1-г-2 мм) разности. Обломки тесно соприкасаются, сварены, цемента нет.
Агломератовые туфы обычно светлоокрашенные,
зеленовато-голубые, участками светло-серые, не слоистые или гру- бослоистые.
Преобладают зеленовато-голубоватые обломки риолитов и риолит- дацитов,
аналогичные содержащимся в описанных выше лавокластитах. В подчиненном
количестве отмечаются ксенооб- ломки риолитов, порфировых измененных пород
андезит-трахитового ряда, реже — аргиллитов; общее их количество достигает
30-^35 %. Породы также в значительной мере цеолитизированы и монтмо-
риллонитизированы. Как видно из приведенной характеристики, эти образования
практически неотличимы от описанных выше лавокластических пород; их
особенность — значительное количество ксе- нообломков. Породы (данные
Е.П.Черепановой) содержат (в %): Si02—72,64, ТЮ2 — 0,03, А1203 — 9,75, Fe203
— 0,54, FeO — 0,55, CaO — 2,38, MgO — 0,33, MnO — 0,3, Na20 — 2,44, K20 —
4,56, P205 — следы, S03 — 0,18, H20 — 1,80, п.п.п.— 4,26. Сумма — 99,51. По
количеству кремнезема, Na20, К2О они занимают промежуточное положение между
риоли- тами и дацитами. Содержат до 27 % морденита в виде аморфных изотропных
скоплений или радиально-лучистых анизотропных агрегатов, которые ассоциируют
с халцедоном, опалом, гидрослюдистыми минералами.
Содержится небольшое количество кальцита, лейкоксена,
магнетита, пирита, халцедона, единичные зерна циркона и Другие.
Гравийные разности туфов имеют голубоватую и
серовато-голубую окраску. Состоят по преимуществу из обломков риолит-дацитов
с характерной флюи- дальной текстурой, стекла с перлитовой отдельностью.
Обломки угловатые, беспорядочно расположенные, тесно соприкасаются между
собой. Встречаются редкие включения андезитов, аргиллитов, обломки кристаллов
кварца и плагиоклазов.-Для этих разностей характерно низкое содержание
(первые проценты) морденита.
Псаммитовые разности спекшихся туфов также сходные внешне
с лавокластитами и сваренными туфами, описанными выше, но более
мелкообломочные. В их составе преобладают обломки риолитов — риолит-дацитов с
редкими вкрапленниками или осколками фенокристаллов кварца и полевого шпата;
они тесно соприкасаются и, видимо, сварены. По основной массе развивается
цеолит, иногда в виде мелких (до 0,15 мм) изометричных выделений (глобулей). Общее количество морденита в этих породах достигает 50-г- 4-70 %•
Следует отметить, что выделенные разности пород
риолит-дацитового ряда слабо различаются между собой; особенно неопределенная
разница между туфами и брекчиевыми лавами (лавокластитами); в большинстве
случаев их диагностика не однозначна.
|