Глава III.  Литология  и  петрография (часть 2-я)

Ч и р ы н а й с к а я   с е р и я

Состав чирынайской серии определяется широким спектром пород. Преобладают в ней кластические породы разной размерности: туфы, туффиты, вулканогенно-осадочные породы и собственно осадочные породы (вулкано- и полимиктовые), от алевролитов до конгломератов. Широко распространены основные эффузивы и незначительно – яшмы.

Первые исследователи междуречья Научирынай – Малый Научирынай (А.И.Иванов, А.С.Финогентов 1957 г., Я.К.Усенко и др. 1965 г.) описывали здесь туфы среднего и основного состава наряду с туфогенными породами, и даже в преобладающем количестве. Конечно, в связи с мелкомасштабностью работ, взаимоотношения осадочных и пирокластических пород детально не были выяснены и понимались просто как переслаивание тех и других.

Впоследствии, однако, эти представления были отставлены, и геологи стали выделять здесь существенно терригенные отложения, лишь с небольшой примесью пирокластики – подчиненные количества туфопесчаников и туфоалевролитов  среди преобладающих осадочных пород от алевролитов до конгломератов (С.П.Игуменщев, В.А.Кривоносов 1979 г., А.С.Бочкарев, В.И.Семенов 1982г., 1983 г., А.А.Мануйлов, А.А.Александров и др. 1975). Эффузивные породы понимались ими как вулканогенные фации в составе преимущественно осадочной серии.

Исследования нашего отряда позволяют выделить в чирынайской серии существенно вулканогенную зону, сложенную почти исключительно эффузивами и пирокластическими породами. Среди последних  выделяются породы разного состава, гранулометрии и генезиса (отложения лахаров, агломератовых потоков, игнимбриты и др.). При этом многие породы, понимавшиеся как осадочные, переопределяются в пирокластические (конгломераты – в псефитовые и агломератовые туфы и т.д.) Доказательства такого генезиса кластических пород приводятся после их описания в гл. IV.

Среди эффузивных пород выделены несколько разновидностей. В частности, описаны ранее не отмечавшиеся щелочные базальты.

В пределах вулканогенной зоны чирынайская серия разделена на четыре толщи. Описания пород и породных ассоциаций приводятся далее в стратиграфическом порядке.

Вне вулканогенной зоны, т.е. в боковых, терригенных (вулкано-терригенных) зонах чирынайская серия представлена преимущественно осадочными породами, местами со значительной примесью пирокластики, реже туфами и игнимбритами (с ними ассоциируют яшмы и очень редкие базальты). Здесь чирынайская серия осталась неразделенной; описания пород из этих зон – схематичны.

Н а у ч и р ы н а й с к а я   т о л щ а

Научирынайская толща сложена главным образом основными эффузивами, в меньшей степени пелитовыми туфами и включает в себя (в верхней части) немного яшм.

Эффузивы толщи разнообразны и своеобразны. Собственно полевые критерии для картирования толщи достаточно просты. Для базальтов научирынайской толщи характерны (хотя не абсолютно обязательны): (а) порфировые (до крупнопорфировых) структуры, (б) миндалекаменные текстуры (до мандельштейнов), (в) разного типа пиллоу-лавы. Все эти макроскопически наблюдаемые свойства совершенно отсутствуют в базальтах нижележащих толщ и ограничено отмечаются в вышележащих эффузивах.

Однако, по отдельным образцам и даже обнажениям массивных базальтов (не порфировых, не миндалекаменных) бывает нелегко макроскопические установить их принадлежность к совинской или научирынайской толще. Единственный критерий в таких случаях – большая свежесть научирынайских базальтов – тоже не всегда бросается в глаза. Всё же все эти характеристики базальтов распространены в научирынайской толще столь широко, что прослеживание ее на местности не представляет затруднений.

Иллюстрацией к этому может служить следующее. Северо-западная полоса выходов научирынайской толщи не была детально изучена нашим отрядом. Наблюдалась она нами здесь лишь в двух точках (т. н. 116 и 39). В обеих были зафиксированы пиллоу-лавы, местами слабо миндалекаменные. Однако, по устным сообщениям С.А.Паланджана и С.П.Игуменщева известно, что в бассейне ручья, впадающего в р. Научирынай слева, напротив устья ручья Алмазный, протягивается горизонт крупнопорфировых и миндалекаменных базальтов, местами (по описаниям С.А.Паланджана) с лиловым титанавгитом. И по этим данным, согласно сформулированным выше критериям, северо-западные выходы научирынайской толщи отрисовываются вполне уверенно.

Правомерность такого построения подтверждается полным сходством химического состава базальтов во всей указанной полосе, в образцах, отобранных независимо друг от друга и в разные годы Т.В.Звиздой (В.Г.Решетов, А.И.Василенко, 1970 г.), А.А.Александровым (А.А.Мануйлов, А.А.Александров и др. 1975 г.), С.А.Паланджаном и нашим отрядом (см. гл. IV).

Однако и по шлифам, и по химанализам базальты научирынайской толщи распадаются на четко различимые группировки. Ниже дается принцип разбиения эффузивов на группы, затем описания групп и, наконец, их выявленные черты различия и сходства.

После эффузивов приводится описание туфов нижней пачки научирынайской толщи.

Эффузивные породы научирынайской толщи.

Эффузивы наиболее хорошо изученной нами юго-восточной полосы выходов научирынайской толщи варьируют по составу от основных до средних, при сильном все же преобладании базальтов и щелочных базальтов с вариациями до тефритов и трахиандезитов.

В минеральном составе, однако, щелочность проявляется далеко не повсеместно. Собственно породы, содержащие калишпат, нефелин, арфведсонит обнаружены лишь в четырех-пяти шлифах из нескольких десятков. Кроме того, может быть в десятке шлифов отмечены вторичные анальцим и цеолиты (заполнение миндалин, трещин, замещение плагиоклаза). При отнесении породы к щелочной группе вторичный анальцим в расчет не принимался.

Все многообразие эффузивов научирынайской толщи можно разделить на следующие три группы:

1. оливин-авгитовые базальты
2. титанавгитовые базальты
3. щелочные базальтоиды.

Группы эти не равноценны по представительности. Щелочные базальты представлены всего четырьмя шлифами разнородных пород, каждая из которых описывается отдельно. Оливин-авгитовые и титанавгитовые базальты описываются по группам соответственно разнообразию их структуры и микроструктуры, о котором можно ориентировочно судить по числу изученных шлифов с разной структурой (табл. 2).

Табл. 2  Число описанных структурных типов базальтовПримечание: в скобках – число сделанных химических анализов из каждой разновидности. Кроме них сделано два анализа из группы щелочных базальтов (обр. 34/8 и 193/1) и один анализ породы условно определенной как муджиерит (обр. 30/4).

Строение основной массы порфировых пород такое же, как у соответствующих афировых и олигофировых разностей и при их описании будут охарактеризованы только вкрапленники.
———————–

Оливин-авгитовые гиалобазальты (шл. 30/2,  30/ж,  30/л,  34/3,  73/ж-1) имеют афировую (30/2,  30/л)  до олигоофировой структуру. Во вкрапленниках альбит (30/ж,  34/3), оливин (30/ж,  34/3,  73/ж-1). Содержание вкрапленников – менее 1-2 %, размеры обычно 0,2–0,5 мм с вариациями до 2-х мм (альбит в шл. 30/ж) и менее 0,1 мм (оливин в шл. 30/ж). Основная масса гиалиновая, иногда мелкодендритовая и вариолитовая. Текстура миндалекаменная, обычно миндалины редки.

Минеральный состав: альбит, оливин, рудный минерал, авгит в микролитовых, дендритовых сростках. Полный набор указанных минералов выдерживается не во всех шлифах.

Бурое стекло – существенно основное (показатель преломления больше, чем у бальзама), имеет различную интенсивность окраски. Подчас оно агрегетно просветляется, образуя как бы мелковариолитовую структуру – различимы дендритовые, сноповидные и радиально-лучистые срастания (размером до 0,05 мм) микролитов клинопироксена (?). Более крупные вариоли (до 0,5 мм) присутствуют в шл. 73/ж-1 и 34/3. В первом из них они редко рассеяны в стекле с мелковариолитовой структурой и четко ограничены от него. Во втором – они являются существенным элементом структуры основной массы. В обоих шлифах ясно выделяются параллельные кристаллиты плагиоклаза (альбита ?), расположенные в центре вариоли (как бы по ее диаметру), сноповидно расщепляющиеся и составляющие в конце-концов шаровидное образование.

В контакте с миндалинами и вкрапленниками альбита и оливина стекло темнее, чем в удалении от них, и полностью безструктурно (изотропно).

Альбит обычно чистый, реже серицитизированный, представлен незональными вкрапленниками (шл. 30/ж,  34/3), лейстами (везде, за исключением шл. 73/ж-1) и, возможно, слагает вариоли, описанные выше. Лейсты составляют в среднем 15% породы (+ 10%), распределены равномерно и, в общем, хаотически. Но вокруг миндалин отмечается их ориентированное расположение – параллельное краю миндалины или по касательной к ней. Местами лейсты выдержаны по размеру (в шл. 30/2,  30/л) – толщина 0,01-0,05 мм, длина 0,1-0,2 мм. В других случаях сильно варьируют от нитевидных до призматических с толщиной 0,01-0,1 мм и длиной 0,1-0,5 мм.

Широко развиты гранные (футлярообразные) формы лейст, обычно простые – когда центральная часть лейсты выполнена вулканическим стеклом. Реже (шл. 30/ж,  34/3) отмечаются оригинальные гранные формы, когда у обычной нормальной призмы или таблицы плагиоклаза какая-то ее поверхность (грань) или несколько поверхностей отрастает вбок в виде чрезвычайно тонких и протяженных пластин. В сечениях они выглядят как длинные шипы, продолжающие вбок стороны параллелограмма, сечения лейсты.

Во вкрапленниках альбита отмечаются сходные образования (шл. 34/3). Только они являются не гранными формами, а скелетными, т.к. продолжают не только отдельную грань – весь торец кристалла при этом как бы утыкан параллельно расположенными тонкими пластинами.

Оливин распространен только в виде вкрапленников, повсеместно разложен и идентифицируется по форме кристаллов. В шл. 34/3 он замещен хлоритом и серпентином, в шл. 73/ж-1 – иддингситом, хлоритом и рудным, в шл. 30/ж – только хлоритом. В том же шлифе, где описаны скелетные формы вкрапленников альбита (34/3), отмечаются точно такие же образования и у оливина.

Рудный минерал в основной массе присутствует в шл. 30/2 и 30/л в виде мелких изометричных зерен (0,03-0,05 мм) и сетки очень тонких параллельных иголочек (ред. – пластинок).

Вторичные минералы – карбонат, хлорит, селадонит, серпентин, иддингсит – образуют разнообразные заполнения миндалин – мономинеральные или же зонального строения (в последнем случае внешняя оторочка сложена селадонитом). Карбонатное и полиминеральное зональное выполнение распространены в относительно крупных миндалинах размерами до 1-2 мм (30/ж,  30/л,  73/ж-1). Мелкие миндалины (0,1-0,2 мм), отмеченные во всех шлифах, выполнены обычно серпентином или хлоритом.
——————-

Оливин-авгитовые базальты со спилитовой структурой (30/Е,  34/А,  61/2,  61/г,  73/д-1) имеют афировую или олигофировую структуру. Вкрапленники – альбита, реже оливина. Структура основной массы – спилитовая. Текстура массивная или миндалекаменная.

В основной массе главные породообразующие минералы – альбит (30 – 40%) и клинопироксен (30 – 50 %). В переменных количествах – хлорит (5-30%), временами присутствует рудный минерал (0-10%). Нераскристаллизованное стекло – редкий компонент (только участками в шл. 61-г). Структура основной массы чаще всего полнокристаллическая, от тонко- до крупнозернистой, отличается распространением сложных срастаний вытянутых индивидов клинопироксена в щетки, гребенки, сноповидные и (реже) звездчатые срастания. Такие агрегаты заполняют обычно интерстиции между крупными лейстами плагиоклаза (0,5 – 1,5 мм в длину). На контактах лейсты плагиоклаза ксеноморфны – подчиняются огранке клинопироксеновых индивидов. В звездчатых же срастаниях, наоборот, клинопироксен, зажатый между лейстами плагиоклаза, явно ксеноморфен.

Участками отмечаются и другие типы структур: микродолеритовая (73/д-1), интерсертальная (61/г), вариолитовая (шл. 30/Е) с вариолями, сложенными полнокристаллическими агрегатами плагиоклаза и авгита.

Плагиоклаз (альбит) повсеместно распространен в виде лейст и ограниченно – в виде вкрапленников. В олигофировых базальтах содержание вкрапленников не более 1-2 % (обычно несколько штук на шлиф) при размерах в среднем 0,5 мм. Центральная зона вкрапленников иногда хлоритизирована. Встречаются коробчатые лейсты с центральной частью, выполненной клинопироксеном.

Клинопироксен распространен повсеместно в виде дендритных кристаллов. Обычно бесцветен, в отдельных зернах – светло-бурый.

Оливин отмечен лишь в шлифе 30/Е в виде редких вкрапленников размером 0,2-0,3 мм, полностью замещенных хлоритом.

Хлорит присутствует в переменных количествах от полного отсутствия (шл. 34/А) до 25% (шл. 30/Е). Структурно он занимает позицию в интерстициях вместе с агрегатом клинопироксена. Местами он, возможно, развит по стеклу, однако в шлифе 61/г  хлорит в интерстициях соседствует с грязно-бурым стеклом, явно обособляясь от него.

Рудный минерал для данной группы пород не очень характерен. Он присутствует в шл. 61/г (в части шлифа),  34/А,  73/д-1 в интерстициях в виде мелких изометричных зерен размерами не более 0,05 мм (ред. – магнетит).

Сфен (?) в виде тонкодисперсного агрегата иногда ассоциирует с магнетитом (шл. 61/г).

Миндалины отмечены примерно в половине шлифов, но широко распространены лишь в шл. 30/Е. Повсеместно они округлы, с размерами около 0,5 мм (редко до 1 мм) и выполнены криптозернистым хлоритом.
——————–

Оливин-авгитовый базальт с интерсертальной структурой (шл. 31/2, сделан из центральной части подушки, есть химический анализ.) Структура олигофировая, в основной массе – интерсертальная до микродолеритовой. Текстура миндалекаменная. Вкрапленники (менее 1%) представлены довольно чистым альбитом, образующим таблицы размерами 0,7-1 мм.

В основной массе альбит, клинопироксен (авгит) и мезостазис в общем примерно в равных отношениях. В отдельных участках содержание мезостазиса уменьшается, местами почти до нуля. Плагиоклаз и пироксен по степени идиоморфизма одинаковы.

Плагиоклаз (альбит) в основной массе образует лейсты длиной 0,2-0,3 мм (до 0,5-0,7 мм) при толщине 0,05-0,1 (до 0,15) мм. Огранка плохая, часто изогнуты.

Клинопироксен бесцветный, образует неправильные зерна, размерами 0,05-0,1 мм, иногда призмы до 0,25 мм длиной. Часто волнистое погасание, иногда напоминающее структуру песочных часов.

В мезостазисе зеленое хлоритизированное стекло (10-15%), черные удлиненные выделения магнетита (10-15%) и комковатые агрегаты буроватого, сильно двупреломляющего минерала (сфен?) (5-7%).

Редкие миндалины (0,2-0,3 мм) выполнены хлоритом иногда совместно (зональное выполнение) с гематитизированным стеклом – непрозрачным, красным в отраженном свете и на тонких сколах.

Кроме того, в шлифе есть неправильные участки размером 2-4 мм, сложенные таким же гематитизированным стеклом или нацело, или в виде цемента, включающего в себя лейсты альбита. На краях таких участков лейсты альбита проходят [из стекла в обычный раскристаллизованный базальт] (ред, вместо [….]  – в них из вулканического стекла) без каких либо изменений, изломов и т.д. В одном из стекловатых участков отмечены два очень мелких (0,07-0,1 мм) зерна весьма проблематичного оливина, замещенного нацело хлоритом. Собственно, их можно было бы и не упоминать, настолько вопросительна правильность их определения, но для дальнейшего это существенно (удалено редактором).
——————–

Из той же подушки, но из ее закалочной части (т.е. корки), был так же сделан шлиф 31/1. Имеет смысл описать его здесь же.

Гиалиновый базальт (шл. 31/1) представлен обильным темнобурым стеклом, в которое включены: крупные (до 2 мм) вкрапленники плагиоклаза (3%), лейсты плагиоклаза (15-20%), зерна бесцветного клинопироксена (10-15%), очень мелкие кристаллы оливина (0,1-0,2 мм), нацело замещенные яркозеленым селадонитом (доли %). Мелкие неправильные пустоты  и более крупные миндалины (до 0,5 мм) выполнены таким же селадонитом и буровато-зеленым хлоритом. В контакте с миндалинами обычное темнобурое стекло замещается непрозрачным гематитизированным стеклом.

Лейсты плагиоклаза здесь имеют 0,3-0,5 мм в длину, подчас по центру их выделяется темная полоска стекла (гранные формы). Они бывают неровными, изогнутыми, ксеноморфными при соприкосновении с зернами клинопироксена, как и в центральной части подушки. Но чаще здесь они прямолинейны(е) и четки.

Вкрапленники плагиоклаза намного крупнее, четче, идиоморфнее, но в то же время и более сильно разложены (соссюритизированы), чем в центре подушки.

Клинопироксен присутствует как в виде округлых зерен, так и в эвгедральных формах с четкой структурой песочных часов. Неправильных очертаний зерен не отмечено.

Таким образом ряд отличий данного шлифа от предыдущего как в структурном плане (резкое преобладание стекла, хорошая огранка минеральных индивидов), так и в вещественном (присутствие апооливиновых вкрапленников, отсутствие магнетита) объясняется, очевидно, быстрым остыванием внешней, закалочной части подушки.

В то же время надо подчеркнуть, что эта, закаленная порода является почти полным аналогом гиалобазальтов этой же группы, описанных выше. Единственное отличие заключается лишь в том, что здесь присутствует клинопироксен в виде микровкрапленников.
——————–

Оливин-авгитовый долерит (шл. 30/д,  30/2, 3 4/4 – описание по первому из них, наименее разложенному и не тектонизированному). Структура пойкилоофитовая, местами офитовая. Текстура массивная. Состав породы: серицитизированный плагиоклаз – 40%, клинопироксен – 40%, лейкоксен – 10%, хлорит (хлоритизированное стекло) – 7-10%, оливин, пирит, магнетит, сфен – доли %, не более 1% каждый.

Плагиоклаз в лейстах 0,5-1 мм длиной, интенсивно серицитизирован. В отдельных участках центральные части лейст чисты, но тогда краевые их зоны разложены полностью (соссюритизированы).

Клинопироксен представлен индивидами разных размеров – от 0,3 мм в интерстициях, до 1-1,5 мм в хадакристаллах. В крупных индивидах обычна зональность: краевые части кристаллов светло-бурые (титанавгит?), центральные – бесцветные. Переход от одной зоны к другой – постепенный. Ориентировка оптических осей в таких зонах различна. Особенно хорошо зональное погасание наблюдается в срезах кристаллов по (001). Двупреломление бурого пироксена больше, чем у бесцветного. Но такое различие в цвете может и не иметь концентрически зонального характера – размытая граница двух субиндивидов тогда просто рассекает кристалл на две части.

Мелкие зерна пироксена как правило однотонны (или бесцветны, или светлобурые), причем разноокрашенные кристаллы подчас расположены рядом друг с другом, будучи разделенными, например, одной лейстой плагиоклаза.

Прорастания плагиоклаза и пироксена имеют не только обычный для пойкилоофитовой структуры характер беспорядочно ориентированных лейст, но так же образуют и графические структуры, очень похожие по рисунку на микропегматитовые. (Удалено редактором)

Оливин в мелких, подчас хорошо ограненных кристаллах (0,1-0,2 мм) полностью разложен в серпентин. Центральные ядра его иногда замещены селадонитом. Обычно характерны скопления разложенного оливина по 3-5 кристаллов в группе.

Лейкоксен в виде угловатых неправильных зерен выполняет интерстиции (до 0,3 мм).

Пирит кроме тонкой распыленности в хлорите иногда прорастает зерна лейкоксена (в подчиненном к нему отношении).

Хлорит с тонкораспыленными в нем пиритом и магнетитом, а иногда и со сфеном, образует изометричные обособления (размером до 1 мм) совместно с мелкими лейстами плагиоклаза (0,1-0,3 мм)  и зернами лейкоксена. Местами эти скопления рассекаются радиально ориентированными крупными лейстами плагиоклаза с образованием  звездчатой структуры (ред. – звездчатых срастаний).  Отмечается тяготение оливина к таким стекловатым хлоритизированным участкам, так что подчас [невозможно однозначно] (ред. – трудно) отделить хлорит от серпентина, развившегося по оливину.

Рудный минерал помимо тонкой распыленности и зерен (0,05 мм) среди хлорита, образует также редкие [иглы] (ред.- пластинки) длиной 0,1-0,2 мм, рассеянные по всей породе.

——————

Критерием объединения всех вышеописанных структурных разностей базальтов в одну группу послужил, конечно, сходный минеральный состав, хотя и не полностью выдержанный в каждом из описанных шлифов.

Кроме того, об их тесной связи говорят непосредственно фиксируемые переходы одной структурной разновидности в другую. Так, при описании спилитовых базальтов указывалось, что спилитовая структура в ряде шлифов сочетается с вариолитовой, гиалопилитовой, интерсертальной. А базальт из закаленной корки подушки (шл. 31/1), центральная часть которой имеет интерсертальную до полнокристаллической структуру, почти однозначно вписывается в группу гиалобазальтов. Что касается связи долеритов с базальтами, то их непосредственные переходы друг в друга наблюдались в поле.

Нужно еще остановиться на тенденциях содержания в породах авгита и оливина. Оливин наиболее заметно представлен в гиалобазальтах (4 шлифа из 6-ти, включая 31/1), редок в спилитовых базальтах (один шлиф из пяти)  и практически отсутствует в базальте с интерсертальной и полнокристаллической структурами (шл. 31/2). Напрашивается вывод о его растворении при медленной кристаллизации. Об этом же говорит присутствие оливина в закалочной корке подушки при практически полном отсутствии его в центральной, раскристаллизированной ее части.

Клинопироксен, наоборот, довольно ограниченно проявляется в гиалобазальтах, тогда как при лучшей раскристаллизации он – обязательный компонент базальтов. Можно полагать, что его кристаллизации больше способствует медленное остывание.

—————————

Северо-западная полоса научирынайской толщи, судя по нашим наблюдениям в т.н. 39 и 116, сложена хорошо раскристаллизованными авгитовыми базальтами в общем вполне схожими с описанным здесь шлифом 31/2, вплоть до таких деталей строения, как взаимоотношения раскристаллизованного базальта с красным стеклом. Заметно распространены в этой полосе и полностью раскристаллизованные базальты с микродолеритовой структурой. Кроме них отмечаются дендритовые базальты. По структуре и составу породы, слагающие северо-западную толщу, вполне можно отнести к описанной выше группе оливин-авгитовых базальтов, а отсутствие оливина считать следствием их обычно хорошей раскристаллизации.

Далее (гл. IV) будет показано, что по химизму базальты северо-западной полосы близки как раз к подушечному базальту образца 31/2.
———————

Титанавгитовые афировые базальты  (шл. 34/1,  35/1,  189/7,  189/9^А,  189/10,  202/6 – есть хим.анализы образцов 34/1,  189/7).  Структура среднезернистая (0,1-0,5 мм), интерсертальная, гиалопилитовая, с элементами офитовой (при крупных зернах пироксена – шл. 35/1). Текстура миндалекаменная, реже массивная (шл. 34/1).

Плагиоклаз (20-40%) представлен повсеместно альбитом. Развит в виде хорошо ограненных (ровных) лейст. Коробчатых (гранных) форм не отмечается.

Пироксен (15-30%) – ярко-бурый до чернильно-фиолетового титанавгит. Обычен в виде хорошо ограненных призм [но, тем не менее. более ксеноморфных, чем плагиоклаз] (по ред.: ксеноморфных по отношению к плагиоклазу). В шл. 35/1 клинопироксен в основной массе или бесцветный, или бурый довольно светлого оттенка, причем одно и то же зерно в разных своих частях может быть бесцветным и окрашенным. Подчас (но не всегда) это различие в окраске выявляет зональную структуру – бесцветна внутренняя часть зерна и окрашена – внешняя. В этом же шлифе 35/1  в мелкозернистых (более темных) шлирах и в таких же закалочных зонах вокруг миндалин клинопироксен представлен чернильно-бурым титанавгитом в виде очень длинных, тонких призм.

Рудный минерал в виде густой сетки [иголок магнетита] (ред.- пластинок ильменита) [1] распространен почти во всех шлифах (исключение – шл. 189/7, где рудного вообще нет) и составляет 5-20% объема породы. Кроме того в шл. 35/1 и 189/9^А в количестве, примерно равным количеству в них [магнетита] (ред. – ильменита) (10-15%) присутствуют кубики лейкоксена [ (бывший ильменит или титаномагнетит) ] (ред. – заместившего титаномагнетит).

Хлорит повсеместно присутствует в довольно значительных количествах – 10-30%. Его структурная позиция (в интерстициях) и внутренняя структура в наиболее крупных обособлениях – в виде мелких сферолитовых (сферокристаллических) образований дает основание считать, что он развит по стеклу. С хлоритом повсеместно ассоциируют агрегаты (комки, сгустки) мелкодисперсного эпидота (?)

Миндалины обычно округлы(е), с размером от 0,5  до 2-3 мм, выполнены карбонатом (шл. 35/1,  189/10,  189/7) или хлоритом. Хлорит в миндалинах представлен мелкими сферокристаллическими образованиями (шл. 35/1,  189/7) или почковидными формами концентрического строения. Иногда он образует внешнюю оторочку, а внутренняя полость заполнена карбонатом (шл. 189/10). Изредка отмечаются миндалины заполненные хлоритом совместно с гематитом (шл. 189/10).

Содержание миндалин обычно невелико – несколько штук на шлиф (не более 5-10% по объему). Но в обр. 189/10 их настолько много, что породу можно назвать мандельштейном.

Лейсты плагиоклаза около границ миндалин располагаются по касательным к их поверхностям, но иногда и нормально к ней и при этом, бывает, как бы протыкают стенку миндалины и входят внутрь (шл. 189/9^А). Местами вокруг миндалин отмечается зона мелкозернистой породы того же состава, что и основная масса (шл.35/1), или сильно гематитизированного вулканического стекла (шл. 189/10).
——————-

Титанавгитовый долерит (шл. 189/9, есть силикатный анализ). Грубозернистая (0,5-1 мм) порода  с интерсертальной структурой, лишь участками переходящей в пойкилоофитовую (при обогащении пироксеном и обеднении хлоритом)

Текстура миндалекаменная. Миндалины составляют 5% всего объема породы. Размер их – 0,5 мм, заполнение – карбонатное.

Состав (без миндалин): альбит 30-35%, клинопироксен 20-25%, рудный 10-15%, хлоритизированное стекло – 30%, карбонат, сфен (?), анальцим (до 1%).

Альбит – лейсты 0,5-1 мм длиной при 0,1-0,2 мм толщины, как чистые, так и соссюритизированные и серицитизированные в центральных частях или по зонам, вытянутым вдоль лейст. По таким же зонам подчас развивается и хлорит, придавая лейсте продольно-полосатый вид.

Клинопироксен – плеохроирующий титанавгит с формулой абсорбции Np (коричневый, буро-фиолетовый) ≈ Nm (фиолетовый, чернильный) > Ng (светло-бурый, желтый). Идиоморфен по продольной огранке (по оси С). (ред) Размеры в поперечном сечении 0,5-1 мм, длина призм достигает 1,5-2 мм. В поперечном сечении иногда отмечается некоторая зональность (при установке на погасание и дисперсия осей (отсутствие полного погасания). Но характер дисперсии не выявляется из-за интенсивной окраски минерала. (правка редактора здесь, на мой взгляд, нивелирует, а то и искажает конкретные наблюдения под микроскопом)

Рудный минерал здесь ильменит или титаномагнетит, частично лейкоксенизированный – изометричные и идиоморфные кристаллы иногда со скелетными формами (в виде елочки) размером 0,1-0,3 мм. Отмечается и ксеноморфизм рудного по отношению к плагиоклазу: в рудном цементируются лейсты плагиоклаза или рудный минерал выполняет интерстиции между ними – сидеронитовая структура.

Карбонат помимо выполнения миндалин отмечается и в интерстициальных пространствах.

Хлорит (вероятно, хлоритизированное стекло) участвует в выполнении интерстиций. В ассоциации с ним часты агрегаты (скопления, комочки) криптозернистого сфена (?).

Анальцим в очень незначительных количествах отмечается в пустотах и внутри лейст плагиоклаза.

—————————-

Группа титанавгитовых пород гораздо более стабильна по структурным характеристикам и минеральному составу, чем группа оливин-клинопироксеновых пород. Доказывать их единство попросту не нужно. Можно лишь повторить, что постепенный переход диабазов в мелкозернистые базальты наблюдался в полевых условиях. Об их общности говорит и совершенно одинаковый состав. Удалено редактором.
——————–

Порфировые разности базальтов:  оливин-авгитовые с гиалиновой структурой (21/8,  30/и,  31/3,  169/3,  169/6,  201/1^А,  201/1^Б,  201/2), со спилитовой структурой (30/з); титанавгитовые с интерсертальной структурой (34/Б,  189/6,  189/8,  202/7). Из последней группы сделаны химические анализы (189/6,  189/8).
В этом разделе описываются только порфировые вкрапленники и миндалины.

В порфировых вкрапленниках, составляющих 20-40% породы во всех изученных шлифах резко преобладает альбит. В половине шлифов присутствует клинопироксен (в подчиненных количествах), очень редки разложенный оливин и рудный.

Плагиоклазовые фенокристы обычно хорошо огранены и распределены поодиночке или группами по несколько кристаллов (вплоть до срастания последних)  (ред) разных размеров – от 0,2 (чаще 0,5) до 3-5 мм. Также различна степень их разложенности: преобладают, вообще говоря, сильно разложенные (30/и,  189/8,  202/7), но отмечаются и просто серицитизированные в разной степени вкрапленники (21/8,  169/3), вплоть до почти чистых (31/3).

В некоторых шлифах (169/3,  169/6) отмечаются вкрапленники разных видов (возможно, разных генераций): шахматный альбит (в обоих шлифах), обычный несдвойникованный (169/3)  и полисинтетически сдвойникованный альбит (169/6); полностью разложенный плагиоклаз (169/6).

В ряде вкрапленников (шл. 21/8,  169/3,  202/7) присутствуют включения стекла, имеющие, благодаря кристаллу-хозяину, хорошие кристаллографические формы ( образующие отрицательные гранные формы по Шафрановскому, 1968)  (правка ред.)

Характерно повсеместное отсутствие зональности по составу вкрапленника. Лишь в одном шлифе (201/1^А) отмечена зональность по степени разложения – центральные части фенокристов интенсивно соссюритизированы.

Вкрапленники пироксена отмечены в шлифах 21/8,  169/3,  169/6,  189/8,  201/1^А,  202/7. Почти везде они представлены лишь одним-двумя зернами на шлиф, при различных размерах:  от 0,2 мм (201/1^А) или призм 0,1 х 0,5 мм (169/3) до 3-4 мм (189/8,  202/7). Исключением является лишь шлиф 21/8 (клинопироксен – 20%, альбит – 75%, разложенный оливин – 5% от общего объема вкрапленников).

Пироксен – моноклинный и, вне зависимости от цвета (состава) пироксена основной массы, во вкрапленниках он везде лишь слабо буроватый  или даже бесцветный. Лишь в шл. 189/8 (титанавгитовый базальт) один из двух вкрапленников довольно темный, бурый, с чернильным оттенком, а второй – бесцветный. Оба вкрапленника в этом шлифе кристаллографически не оформлены – имеют округлую, яйцеобразную форму (овойдофировая структура). Во всех других шлифах огранка клинопироксеновых вкрапленников хорошая. В шл. 169/6 отмечена структура песочных часов. Двойники отсутствуют.

Оливиновые вкрапленники отмечены в шл. 21/8 – несколько зерен и в 202/7 – два небольших зерна. Они нацело замещены иддингситом или же хлоритом и карбонатом.

Единичные вкрапленники рудного минерала (магнетита?) размером 0,7-1 мм присутствуют в шл. 189/8. (У этого абзаца на полях редакторский знак ?, но ничего не удалено)

Большинство описываемых образцов являются миндалекаменными (миндалины отсутствуют только в шл. 30/и,  189/6,  202/7). Также как и в афировых базальтах  размер и количество миндалин различны – от мелких (0,2-0,3 мм) и редких (шл. 21/8,  31/3) до весьма многочисленных и разноразмерных (0,2-2 мм) в мандельштейнах образцов 169/3,  169/6, где они составляют больше трети объема породы. И так же как в афировых базальтах в заполнении миндалин преобладают хлорит и карбонат иногда вместе с рудным минералом (шл. 189/8). Однако, отличительным качеством порфировых пород  является присутствие здесь в миндалинах анальцима (169/3,  169/6,  189/8) и цеолитов (169/3,  169/6). Анальцим и цеолиты в одной и той же миндалине не совмещаются, тогда как сонахождение и того и другого с карбонатом и хлоритом отмечаются довольно широко. При этом обычны зональные заполнения миндалин (хлорит чаще образует внешнюю тонкую оторочку), хотя и мономинеральные заполнения тоже широко распространены.

Строение основной массы вблизи миндалин конформно с их ограничениями. Особенно хорошо это видно в шл. 169/3, где расположение микролитов альбита в деталях повторяет мелкие изгибы поверхности миндалин, как выпуклые, так и вогнутые.

В шлифе 189/8 вокруг миндалин изменена и структура основной массы – здесь по контакту с ними порода пронизана густой сетью иголок магнетита пластинок ильменита (ред.).
——————–

Трахибазальт (шл. 61/4) представляет собой брекчированную породу мелкопорфировой структуры с вкрапленниками клинопироксена, альбита, санидина. Структура основной массы гиалопилитовая, интерсертальная, участками при уменьшении содержания стекла переходит в микродолеритовую. Текстура массивная.

Вкрапленники (до 15%) довольно мелкие, обычно 0,1-0,2 мм, реже 0,5 мм, длина призм полевых шпатов иногда до 1 мм. Вкрапленников бесцветного клинопироксена (всего до 10%) больше всего, но они наиболее мелки (чаще 0,1 мм, реже до 0,2 мм). Габитус – изометричный. Местами наблюдаются гломеропорфировые срастания его с альбитом.

Вкрапленники санидина и альбита  (5-7 %, 0,2-0,5 мм) не всегда уверенно различаются, поэтому оценить их количественное соотношение затруднительно. Санидин в сечениях близких к изотропным дает коноскопическую фигуру -2v ≈ 20-30^о. В общем, полевошпатовые вкрапленники имеют призматический габитус, иногда – простые двойники. Отмечается их частичная хлоритизация.

Основная масса сложена альбитом (?), клинопироксеном и хлоритизированным стеклом при очень мелких размерах минеральных индивидов (0,01-0,03 мм). Состав плагиоклаза (альбит?) устанавливается не очень уверенно вследствие малости зерен и частичной их серицитизации. Клинопироксен в основной массе, в отличие от вкрапленников, бурого, хотя и не очень интенсивного, цвета. Это обстоятельство следует подчеркнуть, т.к. во всех «нещелочных» порфировых базальтах научирынайской толщи с бурым или фиолетовым титанавгитом в основной массе клинопироксен вкрапленников тоже бесцветный.

Вторичные минералы, развивающиеся по прожилкам или в виде скоплений, – хлорит, селадонит и цеолиты.
—————–

Щелочной базальт с арфведсонитом (шл. 34/в, есть химический анализ). Структура апоинтерсертальная. Основу структуры в слабо измененных участках образуют лейсты альбита. Присутствуют так же хорошо ограненные мелкие призмы арфведсонита, производящие впечатление микровкрапленников, хотя и не отличающиеся по размерам от лейст альбита.

В интерстициях – девитрифицированное стекло, разложенное в мелкодисперсные агрегаты хлорита, сфена, лейкоксена. Местами в интерстициях параллельные иглы и мелкие изометричные зерна бурого титанавгита и зерна арфедсонита.

В измененных участках лейсты альбита замещены анальцимом.

Арфведсонит (содержание – доли %) имеет турмалиновую схему абсорбции. По удлинению ориентирована ось Np. Формула абсорбции: Ng (темнозеленый, бурозеленый)  >  Nm ≈ Np   (Nm и Np – светлобурый, желтоватый до бесцветного).  -2v = 50-60° (коноскопически). ∆≈ 0,012. По-видимому, есть сильная дисперсия осей Ng и Nm, что сказывается на неопределенности их ориентировки.
———————–

Нефелиновый базальт (шл. 169/2) . Структура олигофировая (вкрапленники: нефелин, альбит). Основная масса – гиалопилитовая до интерсертальной (стекло превращено в хлорит). Текстура – миндалекаменная.

В основной массе присутствуют: плагиоклаз (альбит?), пироксен (титанавгит), рудный, хлорит – всех примерно поровну, может быть при некотором преобладании пироксена. По плагиоклазу развит анальцим.

Плагиоклаз в основной массе представлен лейстами (до 0,5 мм длиной) альбита (?), в значительной степени замещенными анальцимом. В незамещенных участках плагиоклаз сильно соссюритизирован. В редких мелких вкрапленниках (2-3 штуки на весь шлиф) плагиоклаз представлен шахматным альбитом.

Нефелин присутствует только во вкрапленниках размерами 0,3 – 2 мм и содержанием 2-3 %. В значительной степени замещен содалитом. Более мелкие вкрапленники хорошо образованы, имеют короткопризматический габитус. Крупные (1х2 мм) имеют резко неправильную, треугольную или вытянутую форму.

Клинопироксен – фиолетовый титанавгит в виде вытянутых зерен 0,05-0,1 мм размером, или призм до 0,2-0,3 (редко 0,5) мм длиной. В отдельных редких участках осветляется до светло-бурого цвета или почти бесцветного.

Рудные минералы отмечаются в разных формах. Магнетит (10-15%), изредка замещаемый гематитом, присутствует в виде кубиков или изометричных, неправильных зерен размером до 0,05 мм. Ильменит (?) отмечается в виде тонких пластин длиной до 0,2-0,3 мм, иногда с неровными ограничениями (в таких случаях создается впечатление, что это не сечение пластины, а цепочка плотно прижатых друг к другу мельчайших зерен). Содержание его 10-15%. Очень мелкие и тончайшие пластинки (длиной 0,05-0,1 мм) местами образуют густую ортогональную сетку. Наконец, пирит отмечен в незначительных количествах (доли процента) и в очень мелких округлых или угловатых зернах (0,02-0,03 мм)

Вариант от редактора (расписан на оборотной стороне предшествующего листа)
Об этом лучше писать так:
Нефелиновый базальт представлен миндалекаменной разностью. В миндалинах и в основной массе присутствует анальцим, замещающий плагиоклаз………………
……………………………………………………………………………………
 (далее еще десяток трудно разбираемых строк  – прилагается фото.)

Местами в основной массе отмечаются идиоморфные ромбоэдрические кристаллы карбоната и квадратные сечения кристаллов анальцима.

Миндалины в этом шлифе редко округлы. Чаще они имеют угловатые неправильные очертания и размер 1-3 мм. Выполнены они карбонатом, анальцимом, цеолитами. Анальцим и карбонат могут заполнять миндалины как совместно друг с другом, так и по отдельности. Цеолиты же отмечаются лишь совместно с анальцимом или карбонатом.

Выделяется два типа цеолитов. Первый, видимо богатый кремнием филлипсит (∆≈ 0,003, удлинение положительное), представлен лучистыми агрегатами или призмами с квадратным поперечным сечением, прорастает карбонат или пойкилитово включен в него. Второй тип (∆≈ 0,006-0,009, удлинение отрицательное) образует тоже лучистые агрегаты, слагающие обособленные участки в миндалинах совместно с анальцимом или карбонатом,

Прим. редактора на полях, напротив филлипсита (с его же подчеркиванием):
без определения показателей преломления диагноза быть не может.
Однако ж, я и не заявлял про то определение филлипсита однозначно-утвердительно, а только предположительно, исходя из тех данных, которые имел. Так что окончательного “диагноза” тут просто и нет.
——————-

Трахит (шл. 193-1, есть силикатный анализ). Структура трахитовая, неравномернозернистая. Текстура миндалекаменная.

Порода представляет собой слабоиндивидуализированное светлое (слегка буроватое) стекло с мелкой сыпью изометричных зерен неизвестного зеленоватого минерала с высоким преломлением, в котором распространены в виде ориентированных роев мелкие лейсты (0,1 мм) калишпата и рассредоточены  крупные лейсты или таблицы альбита (длина 0,3-0,5 мм до 1 мм, толщина в среднем 0,05 мм до 0,15 мм)

Миндалины (0,2-0,3 мм) концентрически выполнены  лейцитом (?) и бурым стеклом (опалом?)

——————————

Из вышеприведенных описаний можно сделать следующие выводы.

1. Эффузивы научирынайской толщи представлены двумя главными группами: оливин-авгитовыми и титанавгитовыми базальтами. Щелочные базальтоиды являются не самостоятельной группой, а производными от титанавгитовых базальтов, судя по проявлению титанавгита в шлифах 34/в, 61/4, 169/2.
2. Указанные группы являются полярными по составу и структуре. Эти отличия сведены в таблице 3.
3. Однако, для обеих групп отмечаются и черты сходства. Так, вкрапленники в обеих группах базальтов совершенно аналогичны и в обеих группах широко представлены миндалекаменные породы со сходным заполнением миндалин: карбонат, хлорит, анальцим, цеолиты.
4. Наконец, есть породы как бы переходные между обеими группами – базальты со светло-бурым пироксеном или с пироксенами двойной окраски (зональной, пятнистой и т.д.) – образцы 35/1,  30/д,  189/6,  169/2. Последний образец – нефелиновый базальт, в котором преобладает бурый титанавгит, местами осветляющийся до бесцветного клинопироксена. Эта порода находится в тесной ассоциации с оливин-авгитовыми базальтами 169/3,  169/6.

Табл. 3 Отличия двух групп базальтов научирынайской толщи.Таким образом, можно постулировать, что две четко отличные друг от друга группы базальтов из юго-восточной полосы выходов научирынайской толщи тесно связаны друг с другом (в пространстве и времени) и подчас переходят одна в другую. Развитие в базальтах буро-фиолетового титанавгита связано с увеличением щелочности пород.

В северо-западной полосе, судя по имеющимся данным, резко преобладают относительно малощелочные авгитовые (оливин?-авгитовые) базальты. Титанавгит в породах северо-западных выходов научирынайской толщи появляется весьма редко.

Примечание пост-фактум (уже перед выставлением в блог): по описаниям шлифов похоже, что этот вывод о различии двух полос был ошибочным .

————-

Пелитовые и алевролитовые туфы (шл. 73/А-1,  187/5,  195/3^А,  195/3^Б,  201/8) Массивные породы с острыми сколами кремнистого облика (ред – с острооскольчатой отдельностью).[2] На свежей поверхности они имеют темно-серый до черного, темный зеленовато- или буровато-серый иногда ярко-зеленый цвет. Обычно покрыты выветрелой корочкой светлого, бежевого, буроватого, желтоватого, подчас почти белого цветов. Поэтому в обнажении выглядят очень светлыми.

Структура пелитовая, пелито-алевролитовая, реже алевролитовая.

Под микроскопом выглядят как сплошное девитрифицированное стекло (шл, 195/3^А), подчас с тем или иным количеством обломков (10-40%), иногда интенсивно хлоритизированы (шл. 73/А-1).

Алевритовый и мелкопсаммитовый материал в значительной степени представлен кристаллокластикой: плагиоклазом (10-30%) и клинопироксеном (5-15%), а также в единичных зернах – зеленой роговой обманкой. В наиболее крупных обломках отмечается хорошая огранка, но большая часть материала является угловатыми фрагментами кристаллов. Плагиоклаз представлен андезин-лабрадором, водяно-прозрачным (микротиновым) или серицитизированным. Кварц не отмечен, хотя не исключено его незначительное присутствие – в мелких зернах он визуально неотличим от чистого плагиоклаза. (ред)

Литокластика в более или менее значительных количествах (до 15-20%) присутствует лишь в шл. 73/А-1 и представлена мелкими (0,1 и менее) криптозернистыми недиагностируемыми породами. В других шлифах такие же литокласты распространены незначительно (доли процента и первые проценты)

А л м а з н и н с к а я   т о л щ а

Породные ассоциации

Алмазнинская толща на 90-95% сложена туфами различных фракций от пелитовых до агломератовых по составу кислых (дацитовых, андезито-дацитовых) в нижней подтолще и средних (андезитовых) – в верхней. Указанные составы туфов являются, так сказать, усередненными, или абстрагированными от чужеродного материала, ибо в той или иной степени в большинстве образцов присутствуют чуждые обломки – обычно эффузивы иной основности и пелитовые или алевролитовые туфы предшествующих этапов извержения.

Нижняя толща в масштабе обнажений неслоиста. Лишь в образцах отмечается слоистость, присущая туфам двух градаций алевро-пелитовой и псефитовой. (Псаммитовые туфы повсеместно массивны).Алевро-пелитовые туфы иногда бывают тонкослоистыми, подчас плойчатыми. Редкие и тонкие слойки (миллиметры и доли миллиметра) отличаются друг от друга  интенсивностью окраски и (под микроскопом) размером зерен.

Псефитовые плохосортированные туфы  чаще неслоисты (рис. 19), но иногда гравийный (и крупнее) материал образует не очень чёткие прослойки, отличающиеся друг от друга сгруженностью (концентрацией) гравийного материала в псаммитовом цементе и цветом этого материала. При этом преобладают красная и зелёная окраски. Мощности таких слойков колеблются от 5 мм до 40-50 мм.

В верхней подтолще алмазнинской толщи имеются участки с очень чёткой слоистостью практически на всю ее мощность (т.н. 35, 74. 65), связанные латерально с участками массивного строения. В слоистых участках преобладают пелитовые и алевролитовые туфы, им подчинены псаммитовые разности. В массивных частях толщи, наоборот, преобладают грубозернистые туфы – псаммитовые до псефитовых.

Слоистость всюду прямолинейна, с резкими границами (рис. 20). Каких-либо признаков терригенных структур (градационной слоистости, косой слоистости и т.д.) не наблюдалось. В единственном месте, где обнаружена некоторая изогнутость слойков, сделан снимок (рис. 21) – эта волнистость навряд ли может быть интерпретирована как косая слоистость. Возможно, это результат консидементационного оползания.

Кроме простых туфов в алмазнинской толще, особенно в её нижней подтолще, широко распространены игнимбриты, переполненные включениями чуждого для них кластического материала, аналогичного тому, который слагает простые туфы. Условия залегания игнимбритов остались невыясненными в силу их макроскопического сходства с обычными туфами (в поле они не идентифицировались).

Базальты и яшмы присутствуют в толще в очень небольших количествах и, главным образом, в северной полосе её выходов – там, где она вследствии «меланжевой» тектоники осталась нерасчлененной. Повидимому, и те и другие слагают линзы и прослои  мощностью 1-2 м для яшм, и до 10 м для базальтов. Мощный покров лав (     ) отмечен лишь в одном месте – у северной границы района работ на правобережье р. Чирынай (т.н. 70). В основании его отмечаются отдельные эллипсовидные тела пиллоу-лав. Покров состоит, видимо, из отдельных потоков невыясненной мощности, перемежающихся изредка линзами яшм. Мощность этих линз тоже не ясна (всё в делювиальнвх развалах), но не превышает 10-15 метров.

Эффузивы в этом покрове, как и в других, более мелких телах алмазнинской толщи, обычно сходны с оливиновыми или оливин-авгитовыми базальтами и долеритами  научирынайской толщи. Однако, иногда появляются породы, идентичные эффузивам с более высоких стратиграфических уровней. Так здесь отмечается кварцевый кератофир (шл. 70/13), совершенно сходный с нижеописанными одноименными породами межгорнинской толщи.

В левом борту ручья Каньон отмечены яшмы вне связи с эффузивами. Яшмы здесь встречены в коренных обнажениях среди массивных псаммитовых туфов верхней подтолщи. Они слагают неправильные линзы, мощностью 1-2 метра, длиной до 15 м, в контакте с зоной прожилкованных белесых метасоматитов.

Яшмы повсеместно массивны, не слоисты, имеют красные и бурые расцветки. Во всех прослоях и линзах яшм обнаруживаются видимые в лупу радиолярии.

Пирокластические породы нижнеалмазнинской подтолщи.

Псаммитовые и псефитовые туфы дацитов представляют собой зелёные, серые, серовато-зелёные, иногда пёстрой расцветки (красные и красно-зелёные) псаммитовые породы, часто переходящие без изменения окраски в псефитовые разности. Они сложены неокатанными – угловатыми или эвгедральными зёрнами обычно с хорошей сортировкой. Иногда сортировка плохая – отмечаются разности с грубой псаммитовой кластикой , погруженной в витрокластический цемент пелитовой размерности (шл. 117/1,  74/2). Цемент обычно отсутствует (цементация сдавливания), или же  плёночный, редко поровый, сложен очень тонкой витрокластикой, по которой иногда развиваются хлориты или селадонит (шл. 36/14), придающий породам ярко-зелёный цвет.

Литокластика составляет 50-70% обломочного материала и представлена кислыми, реже редними, эффузивами, мелкими обломками (0,1 мм и менее) тёмных непрозрачных стёкол и обломками алевритовых и пелитовых туфов. Значительная часть этого материала носит, вероятно, резургентный характер. Резургентность (т.е. происхождение кластики из материала предшествовавших извержений) во всяком случае достаточно определённо устанавливается для обломков туфов. Иногда такая туфовая кластика значительно преобладает над другими обломками (шл. 74/11,  36/4,  36/10,  36/11,  36/12,  116/6А), и очень часто описываемые обломки туфов окрашены в красные тона или целиком, или же лишь с поверхности – там, где они контактируют с обломками эффузивов (вторичный обжиг с окислением железа). Центральные части крупных обломков при этом сохраняют свой обычный бурый, серо-бурый цвет. Довольно часто обломки туфов имеют наиболее крупные размеры (до 1-3 мм и более) и в то же время наименее компетентны – подвергаются вдавливанию со стороны всех прочих обломков, и заполняют внутренние углы между ними, принимая облик цемента.

Эффузивные обломки как кислого, так и среднего состава обычно имеют несколько меньшую крупность, вкрапленники в них отмечаются редко (плагиоклаз) и основность их определялась главным образом по структуре основной массы. Иногда, впрочем, отмечаются крупные обломки (0,5 мм и более), содержащие пироксен и плагиоклаз как в основной массе, так и во вкрапленниках, более похожие на базальты, чем андезиты. В некоторых шлифах отмечалось повышенное  содержание таких обломков (основных ? эффузивов) – шл. 36/4. Иногда ( шл. 117/4,  117/6) в литокластике преобладают (до 30-40%) тёмно-бурые стёкла с лейстами плагиоклаза, тоже, возможно, основного состава.

Однако, в подавляющем большинстве шлифов среди литокластики преобладают эффузивы, по облику относящиеся к кислым и средним, – вероятней всего дациты и/или андезито-дациты (шл. 36/3,  36/5,  36/14,  36/15,  36/16,  36/17А,  36/17Б,  116/7,  117/7,  117/10).

Кристаллокластика в описывемых породах туфах толщи (ред) в значительной степени (20-40%) представлена эвгедральными кристаллами плагиоклаза (андезина), местами значительно серицитизированного, чаще микротинового, иногда зонального (шл. 116/6А). В подчиненных количествах (обычно 1-5%, редко до 10-15%) присутствуют также эвгедральные пироксен, роговая обманка, кварц. Особо следует подчеркнуть почти постоянное здесь присутствие кварца, хотя бы в количестве нескольких зёрен, чаще 1-3%. Причем подчас его кристаллы имеют характерную  бипирамидальную форму вкрапленников вулканических пород.

Из тёмноцветных минералов клинопироксен преобладает в образцах с правобережья руч. Алмазный (т.н. 36, 74), а роговая обманка доминирует в районе руч. Вулкан (т.н. 116-117). Для клинопироксена очень характерна хорошая огранка во всех срезах и двойники. Роговая обманка зелёная или бурая , с хуже проявленными кристалломорфологическими  чертами особенно в концевых частях кристаллов (удалено ред.).

В относительно мелкозернистых породах  – 0,2-0,3 мм (шл. 117/8) кристаллокластика преобладает над обломками пород, сохраняя ы общем тот же состав (значительное преобладание плагиоклаза, подчинённое количество темноцветных минералов, немного кварца).

В наиболее грубозернистых – псефитовых туфах по сравнению с псаммитовыми в литокластике несколько увеличивается доля туфовых обломков и соедних (основных ?) пород  по сравнению с кислыми. Общий вид грубозернистых туфов алмазнинской толщи, с редкой неокатанной псефитовой кластикой, «плавающей» в псаммитовом цементе иллюстрируется рис. 19.
—————————————

Пелитовые и алевритовые туфы дацитов (описанные по 18-ти шлифам с т.н. 36, 64, 70, 117) – сероватые и зеленоватые,  светлые или довольно тёмные породы, часто с характерной, резко выделяющейся белой коркой выветривания, толщиной в несколько миллиметров. На самых свежих сколах имеют голубой (серовато-голубой) цвет, чётко отличный от более изменённых серых или зелёных приповерхностных и околотрещинных участков. Структура пелитовая, алевритовая, равномерно- и неравномернозернистая. Текстура массивная, реже слойчатая (миллиметры и доли миллиметров). Слойки отличаются друг от друга цветом, размером зёрен и иногда структурой.

Рогульки вулканического стекла отмечаются довольно часто, но не повсеместно. Бывает, что в шлифе заметны лишь остатки рогулек в отдельных местах – это следствие аргиллизации туфов.

Алевритовый и мелкопсаммитовый материал (0-30%) представлен обычно кристаллокластикой, аналогичной псаммитовым туфам (плагиоклаз –андезин до андезин-лабрадора, клинопироксен, роговая обманка, кварц), только, в силу его размерности, чаще отмечаются угловатые, обломочные формы, чем эвгедральные.

Часто подвержены вторичной пренитизации.
—————————————

Агломератовые туфы. Кроме явных псефитовфх туфов, состоящих из угловатых несортированных обломков таких же пород как и псаммитовые туфы, местами в нижнеалмазнинской подтолще отмечаются когломератоподобные породы с округлой «галькой» размером 5-7 мм. Во всех изученных «гальках» (обр. 36/г – 7 шлифов, обр. 73/и – 12 шлифов, обр. 63 – 7 шлифов) представлены эффузивные породы: липариты, дациты, андезиты, базальты, обычно олигофировые, реже афировые, массивные. Во вкрапленниках всех этих пород преобладает плагиоклаз от олигоклаза в кислых разностях до андезина, редко лабрадора – в основных (иногда плагиоклаз в них представлен альбитом). В подчиненном количестве, но почти повсеместно, даже в кислых породах присутствует клинопироксен. Других темноцветных минералов нет. Клинопироксен везде очень однообразный – с характерным простым двойникованием по (100). Такое однообразие пироксена и вообще темноцветных минералов говорит, по-видимому , о единстве всех этих вулканических пород.  Дациты (липаритоидные) и липариты – сходные породы со сферолитовой структурой основной массы, в которой кварц образует округлые сферолиты. В липаритах присутствует калишпат в виде пленок вокруг сферолитов.

Андезиты – породы обычно с афировыми структурами: гиалопилитовой, пилотакситовой, , с относительно невысоким содержанием пироксена в основной массе и подчас с мелкими зёрнышками кварца в интерстициях. При повышении содержания кварца переходят в дациты. Базальты по общему виду близки к андезитам, но содержат повышенное количество пироксена в основной массе и часто бывают хорошо раскристаллизованы (анамезиты и долериты).

Кроме того в «гальке» отмечаются витрокластические туфы (2 шлифа) и полнокристаллический диорит (1 шл.). Таким образом в «гальке» представлены преимущественно те же самые породы, которые распространены и в обломочном материале псаммитовых туфов. Цемент данных конгломератовидных пород является таким же псаммитовым туфом.

Таким образом нет оснований отрывать конгломератовидные породы от туфов и считать их осадочными конгломератами. Окатанность «гальки» здесь, видимо, следует считать следствием обработки туфов во временных водотоках, агломератовых или грязе-каменных потоках. Правда, в «гальке» этих пород совершенно отсутствует столь характерный для псаммитовых туфов резургентный материал – красные туфы. Но он присутствует в псаммитовом цементе их.
——————————————–

Ксеноигнимбриты (шл.12/2-Б,  21/1,  21/2-А,  21/3,  35/4,  62/11,  65/2,  65/3,  65/4,  68/2) – породы макроскопически трудно отличимые от псаммитовых туфов. Под микроскопом отчётливо видно, что кластика, полностью соответствующая кластике псаммитовых туфов погружена в светлое, бесцветное или замутненное девитрифицированием кислое стекло, местами зелёное – заметно хлоритизированное , обычно с отчетливой флюидальностью, обтекающей кристаллы и обломки пород. Количество стекла варьирует от шлифа к шлифу в довольно широких пределах – 15-50% от объёма породы.

В обломках преобладает эвгедральная кристаллокластика (30-40%) прежде всего зонального плагиоклаза, чаще чистого, местами пятнисто пелитизированного. Плагиоклазу подчинен пироксен, часто сдвойникованный. Кварц присутствуетне повсеместно. Отмечен гиперстен (шл. 12/2Б)

Лититовые обломки (15-30%), как и в псаммитовых туфах зачастую резургентные. Представлены они дацитами с порфировыми вкрапленниками плагиоклаза, средними эффузивами, красными туфами и обломками непрозрачных (бурых) стекол с микролитами плагиоклаза. В разных шлифах преобладают те или иные обломки- резургентный туфовый материал (шл. 62/11,  68/2), дациты (65/3,  65/4) или же сочетаются обломки разных пород  (65/2,  21/1,  21/3). Обломки эффузивов по своей внутренней структуре (ориентировке лейст плагиоклаза) часто конформны к флюидальности вмещающей их лавы.

Пирокластические породы верхнеалмазнинской подтолщи.

Псаммитовые туфы андезитов являются довольно разнообразными породами зеленоватых, сероватых, иногда темных синеватых или стальных тонов. Серые и зеленые разности преобладают в слоистых частях толщи (т.н. 35, 65), темные синеватые или синевато-стальные – в массивных (т.н. 175, 184).

Окатанность материала обычно плохая. Преобладают угловатые, полуугловатые, реже полуокатанные зерна. Сортировка чаще хорошая, но отмечается и плохая.

В литокластике в этих породах обычно преобладают  (вплоть до исключительного развития) андезиты, чаще всего афировые, гиалопилитовой и пилотакситовой структур, несколько реже – порфировые (вкрапленники обычно – андезин). Кроме того отмечается резургентный материал. Это – обломки красных туфов, изредка развитые весьма значительно (до 20-30%), иногда кислые эффузивы (65-к,  175/1,  175/2). Очень редко кислые эффузивы количественно приравниваются к андезитам (шл. 65-9). Иногда же в литокластике преобладают базальты (шл. 35/14,  35/15).

Литокластика довольно часто составляет меньше половины всех обломков, и тогда преобладающую роль в обломочной части приобретает плагиоклаз – до 50-60% (шл. 65-Е,  65-и,  65-к). Для плагиоклаза описываемых пород характерно присутствие в двух формах (чуть ли не во всех шлифах). Меньшую часть всех плагиоклазовых зерен (10-30%) составляют водяно-прозрачный или слегка серицитизированный андезин.  Большую часть (70-90%) сильно (чуть-ли не нацело) серицитизированный, карбонатизированный плагиоклаз, вероятно более основной. Иногда, впрочем, количественное соотношение этих двух видов плагиоклазаобратное (шл. 65-к). Плагиоклаз обоих видов имеет эвгедральные формы.

Кварц в кристаллокластике присутствует не повсеместно – приблизительно в половине шлифов. Изредка отмечаются его эвгедральные, бипирамидальные формы (шл. 175/2,  65/16). Как правило же кварц представлен острооскольчатыми формами и в очень небольшом количестве (менее 1%).

Клинопироксен отмесен почти везде, эвгедральный, часто сдвойникованный. Содержание – 1-5%. В довольно многих шлифах присутствует зелёная роговая обманка в количе тве так же не более 3-5% (шл. 35/11,  35/12,  35/12-Б,  65/15,  175/2,  175/3). ИМногда отмечается ортопироксен – в шлифах 65/к и 175/3 содержание его 10-15%.

Цемент отсутствует (цементация сдавливания) или же, в плохо сортированных туфах, представлен алевритовым туфовым материалом с преобладанием в нем плагиоклазов, аналогичных описанным выше.
———————————————-

Пелитовые и алевритовые туфы.  Мелкокластические туфы  переслаиваются друг с другом и с псаммитовыми туфами с самой разной мощностью прослоев. Очень тонкое переслаивание, с мощностями от долей миллиметра до первых миллиметров отмечалось в шлифах. Прослойки обычно выдержаны, границы резкие, но неровные, т.к. при таких мощностях заметную роль уже играет и размер зёрен. Нередко отдельные обломочные частицы алевритового или мелкопсаммитового размера обособлены от соответствующего слоя и погружены в подстилающий пелитовый материал. Постепенного изменения крупности зёрен нигде не замечено: обычно каждый из прослоев хорошо сортирован и резко ограничен.

Состав алевритовых туфов аналогичен псаммитовым, но кристаллокластика (в основном – плагиоклаз) в их составе ещё больше преобладает над литокластикой (криптозернистыми породами)

В пелитовых прослоях местами отмечается витрокластическая структура.

К о н у с с к а я   т о л щ а

Породные ассоциации

Конусская толща сложена резко преобладающими туфами основного состава. В южной полосе ее выходов иных пород она вообще практически не содержит, за исключением небольшой линзы яшм в т.н. 11. В северной полосе к туфам добавляются базальты, чаще в незначительных количествах – около 5% объема толщи, реже больше – до 10-20%. На крайнем западе участка содержание базальтов в толще поднимается до 30-40%. Здесь же отмечаются единичные прослои массивных красных яшм с радиоляриями, мощностью в первые метры.

Базальты изредка представлены в фации пиллоу-лав. В шлифах часто наблюдается характерный облик эффузивов вышележащей межгорнинской толщи. По химическому составу (обр. 124/3) они тоже близки к межгорнинским базальтам. В мощном пластовом теле базальтов, проходящем через т.н. 128 и 197, (мощность до 200 м) вероятно присутствуют потоки кератофиров. Во всяком случае, такие породы установлены в т.н. 41 (шл. 41/к, 41/л,    ), куда протягивается, значительно выклиниваясь при этом, данное тело.

Туфы, слагающие конусскую толщу, повсеместно массивны, резкие границы между породами с разной размерностью зерен отсутствуют. Слоистость в обнажениях не устанавливается. Однако стратоны в ранге пачек хорошо выдержаны по простиранию, во всяком, случае, это зафиксировано в восточной полосе выходов толщи.

Различие фаций в восточной и северной полосах выступов не препятствует их корреляции по литологическим и палеонтологическим   данным (см. гл.II ). Основность туфов установлена в их грубозернистых фракциях по преобладающим обломкам базальтов. Именно по ним туфы конусской толщи четко отличны от нижележащих туфов.и эти же туфы псаммитовой фракции служат литологическим критерием корреляции восточной и северной полос.

Пирокластические породы.

Псаммитовые туфы базальтов (20 шлифов с  т.н.  12, 45, 62, 65, 66, отдельные шлифы с т.н. 41, 121, 122, 124, 125). Грубообломочные, серовато-зелёные породы с бросающимся в глаза повышенным количеством плагиоклазовых зёрен – как собственно в кристаллокластике, так и в виде вкрапленников эффузивной литокластики (на глаз границы литокластических обломков различимы с большим трудом, поэтому на первый взгляд весь плагиоклаз представляется кластическим).

Сортировка материала различная, чаще средняя до хорошей. Наиболее крупные обломки бывают округлыми, но по большей части окатанность плохая. Формы кристаллов – эвгедральные, реже (в средне- и мелкопсаммитовых фракциях) – в виде остроугольных обломков.

Состав пород довольно характерен, несмотря на некоторые вариации. Основу их составляют обломки зелёного, буровато-зелёного, часто пузырчатого стекла (пемзы) – 10-20% и обломки порфировых и гломеропорфировых, часто миндалекаменных эффузивов основного состава – 30-50% с вкрапленниками лабрадора (сростки и скопления кристаллов), более редкими мелкими вкрапленниками клинопироксена и, редко, разложенного оливина. Эти два компонента четко и ясно отличают туфы конусской толщи от туфов алмазнинской толщи.

Изредка отмечаются обломки такие же, как в туфах алмазнинской толщи: резургентные алевритовые и пелитовые туфы, средние и кислые эффузивы.

Кристаллокластика представлена главным образом плагиоклазом (до 30%), аналогичным вкрапленникам в обломках базальтов и таким же эвгедральным клинопироксеном (5-10%), часто сдвойникованным. В ряде шлифов отмечается ортопироксен по периферии замещенный иддингситом (до 5-10%). Изредка и в небольших количествах (единичные зерна) встречаются роговая обманка и кварц в виде остроугольных обломков.

Цемент обычно отсутствует (цементация сдавливания), причем обломки эффузивовподчас имеютвзаимно вдавленную форму. Наименее компетентными являются обломки зелёной пемзы, затекающие между другими обломками и представляющие местами как бы цемент. При увеличении таких участков с пемзовым цементом туфы приобретают характер спекшихся туфов.

Значительно реже, при плохой сортировке, цемент псаммитовых туфов представлен более мелким пирокластическим материалом – алевритовым, сходным по составу с псаммитовыми обломками, или пелитовым, недиагностируемым, подчас с витрокластической структурой.

Изредка отмечаются туфы, отличающиеся несколько увеличенным количеством обломков кислых пород (шл. 66/6,  12/5,  65/22) или кварца (12/1,  12/5,  66/4) или появлением единичных пластинок биотита (45/12,  45/14). Выявлены так же туфы почти без кристаллокластики – из обломков исключительно афировых основных эффузивов (66/9).
————————————

Псефитовые и агломератовые туфы  Грубозернистые породы отмечены в разных выходах. На г.Конус (т.н.65) и на левобережье руч. Алмазный (т.н. 62) они слагают пачки мощностью в несколько десятков метров и прослеживаются на сотни метров (до километра). В других местах они обнажаются в виде отдельных скал среди элювия или задернованного пространства (т.н. 171, 123. 45). Псефитовый и агломератовый материал в них составляет от 15 до 50% объёма породы. Он бывает округлым (т.н. 45, 123), но чаще представляет собой многогранники со слегка обтесанными углами (рис. 22). Отмечаются (более редко) и угловатые обломки. Размер обломков чаще всего 3-5 см, временами достигает 10 см.

Состав псефитового материала во всех изученных точках (обр. 62-Г,  66-В, 171-1,  45,  123-Б)весьма постоянен: 75-90% базальтов разной структуры (иногда – кластолавовой). Среди них часты порфировые базальты, аналогичные тем, которые описывались в кластике псаммитовых туфов. Отмечены так же базальты, по структуре и минеральному составу очень похожие на базальты вышележащей межгорнинской толщи. После основных эффузивов наиболее широко распространены андезиты. Отмечаются кератофиры, а так же единичные обломки туфов и гранодиоритов.
——————————————

Алевритовые и пелитовые туфы  (шлифы с т.н.12, 164-168, 65, 41, 88, 89, 125) представляют собой  буроватые, желтовато-серые, серыемассивные породы без каких-либо следов слоистости. Состав алевритовых туфов в общем отвечает псаммитовым туфам этой толщи – в них очень немного кварца (не более 1-2%) и обильный (30-50%) плагиоклаз, чаще всего серицитизированный. Плагиоклаз микротинового облика заметно более редок и относится к андезину или лабрадору (№ 40-60). Клинопироксен в переменных количествах (1-10%). Кроме кристаллокластики в алевритовых туфах много мелких обломков недиагностируемых криптозернистых пород.

В пелитовых и пелито-алевритовых туфах заметно распространена витрокластическая структура. Местами она диагностируется вполне отчетливо. В других случаях Тувы интенсивно аргиллизированы. При этом рогульчатая витрокластика теряет свои очертания. Однако, в некоторых небольших участках шлифов при аргиллизации рогульки стекла иногда сохраняются, что и даёт возможность отличить эти туфы от осадочных пород.

В пределах восточной полосы толщи – в районе находок остатков бухиевой фауны тонкозернистые витрокластические туфы в общем хорошо сохранили свою структуру. Туфы северной полосы аргилизированы в значительно большей степени.

===================================

 

[1] Запись редактора на полях: Это не «иголки» а пластинки! (в срезе), а пластинчатая форма свойственна ИЛЬМЕНИТУ, а не магнетиту, и в Tiβ – ильмениту более место.
Спорить с Гельманом на эту тему – дело невыгодное (про базальты он знает больше меня). Но я конкретно описываю то, что вижу в шлифе. Пластинки должны бы дать в срезах и более изометричные формы, чем тонкие-тонкие штырьки, а этого я и не замечал. Хорошо б было еще раз глянуть на тот шлиф. (Вот про магнетит – это я, конечно, всего лишь из пальца. Надо было просто – рудный минерал).

[2] Это правка мне, как автору, совершенно не подходит. Минералогический термин «отдельность» всегда привязан к определенным направлениям и потому никак не приложим к любым сколам совершенно произвольной направленности, о которых здесь и речь.