Глава III.  Литология  и  петрография (часть 3-я)
М е ж г о р н и н с к а я    т о л щ а

Породные ассоциации

Межгорнинская толща на 80-90% сложена базальтами и андезито-базальтами (позднее определенными как бониниты). Кроме них присутствуют кератофиры, туфы основного состава, тахилиты, кластолавы, и яшмы. В некоторых участках заметную роль играют ксеноигнимбриты с обломками базальтов.

Основные эффузивы и кератофиры тесно связаны или в единую породу с ликвационными структурами, или в пачках переслаивания различных потоков. Так, на левобережье руч. Лагерный в т.н. 84 отмечено дробное переслаивание серых базальтов, кварцевых кератофиров, красных тахилитов и кластолав, а также яшм. Общая мощность этой пачки 15 м (основание ее скрыто под задернованным участком), а мощности отдельных прослоев составляют 1-2 метра. На одном из уровней этой пачки, примерно посередине ее, пакет дробного переслаивания базальтов и кластолав с мощностями отдельных прослоев – 10-40 см (мощность пакета 1,5 м). Вся пачка прослеживается в обнажении по латерали на 30-40 м вдоль задернованного контакта межгорнинской и конусской толщ на расстоянии 20-30 м от него и соответствует, очевидно, какой-то части пачки 2 разреза по руч. Лагерному.

Базальты межгорнинской толщи характеризуются особыми структурами, минеральным составом, химизмом, (относительно высокая магнезиальность и чрезвычайно низкая калиевость) и, зачастую, своеобразным зеленым цветом.

Изредка (значительно реже, чем в научирынайской толще) они отмечаются в форме пиллоу-лав – шаровидных, эллипсоидальных, неправильных, а так же подушечных. В единственном месте обнаружения подушечной отдельности (т.н. 158) зафиксировано перевернутое залегание потока базальтов (см. рис. 12 тут его дубль из гл.«Стратиграфия» ), что, вероятно, свидетельствует о напряженных тектонических деформациях.

Кластолавы, тахилиты и яшмы встречаются обычно соместно, причем более значительно они распространены в северной части поля распространения межгорнинской толщи. Кластолавы и тахилиты кроме прослоев в базальтах (как в вышеописанной пачке вместе с кератофирами и яшмами) образуют в эффузивах и более сложные формы, типа расплющенных линз  или секущих тел (рис. 19). Яшмы тоже  обычно сильно тектонизированы и производят вид раздробленных линз в базальтах (см. рис. 7 – так же и здесь приводится его дубль из гл.«Стратиграфия»)

Туфы в большей своей части также отмечаются на севере района выходов толщи, хотя надо отметить, что большая часть пород, диагностированных здесь в поле как кластические (песчаники и туфы), при микроскопическом изучении была переопределена в катаклазиты по базальтам.

В южной части зафиксирована только одна туфовая пачка, но она имеет большое значение для стратиграфических построений – это пачка базальных туфов и ксенотуфов, протягивающаяся вдоль всего контакта  межгорнинской толщи и нижележащей – конусской.

Ксеноигнимбриты [1] описаны лишь в одном месте – в разрезе по руч. Спорному (т.н. 157), где они образуют три пачки среди базальтов с мощностями 15, 30 и 90 метров. Изученность толщи недостаточна для того, что бы судить об их протяженности и частоте встречаемости в других местах.

Эффузивы

Эффузивы межгорнинской толщи весьма разнообразны по структурам и вещественному составу, но имеют много общих характерных черт, обсуждаемых в конце раздела, после описания пород. Перед описанием же следует остановиться на некоторых вопросах номенклатуры.

В основных породах межгорнинской толщи заметно распространен кварц, чаще всего отмечаемый в незначительных количествах. Его присутствие здесь настолько характерно, что в общем породы следовало бы называть кварцевыми или кварцсодержащими базальтами. Но что бы не загромождать текст при описании пород, определение «кварцевый» будет употребляться лишь там, где это надо особо подчеркнуть. Особенно богатые кварцем породы содержат кремнекислоты больше, чем это допускается для базальтов. (52%); они могли бы быть названы андезито-базальтами, но в этом нет нужды, т.к. они соответствуют среднему кварцевому базальту по Р.Дели (Заварицкий, 1961).

Петрографически и петрохимически выделяются три основных группы пород:

• существенно авгитовые базальты,[2]
• оливиновые и оливин-авгитовые базальты
• кварцевые кератофиры.

Оливин-авгитовые базальты по существу представляют собой переходную разность между первой и второй группами. Третья группа связана с первыми двумя существованием такситовых пород с признаками ликвационного происхождения, а так же наличием переходных пород типа кварцевого базальта с содержанием кварца до 25%. Описание пород дается по более дробным группировкам, соответствующим структурам пород.

Кроме вышеперечисленных отмечаются породы, сходные с породами научирынайской толщи: а) титанавгитовые базальты, б) авгитовые базальты и долериты. Они не определяют лицо толщи, и поэтому описание их опущено.

Табл 4. Число описанных структурных типов эффузивов.

Авгитовые базальты (шл. 42/1,  42/8,  42/10,  76/5,  80/1,  80/10,  150/15,  150/3, 150/4,  150/14^А,  150/18 – подчеркнуты с химическим анализом). Зеленые породы с мелкопорфировой (первые семь шлифов) и афировой (последние – четыре) структурами. Порфировые варьируют от олигофировой (2-3% вкрапленников) до сериальнопорфировой с обилием вкрапленников (30% в шл. 42/1,  42/8,  80/10). Структура основной массы очень разнообразна: гиалопилитовая, интерсертальная обычно с элементами дендритовой или спилитовой – вплоть до полностью дендритовой (шл. 80/10). Во многих шлифах проявлена своеобразная структура подобная оцеляровой. Текстура массивная или миндалекаменная.

Состав породы несколько варьирует, но в общем альбит, клинопироксен и зеленоватое хлоритизированное стекло в среднем распространены одинаково, составляя основную массу породы. Во многих шлифах отмечается кварц (1-2%).

Альбит представлен лейстами длиной 0,1-0,15 мм (в афировых породах – до 0,5 мм), обычно неправильными, изогнутыми. В шл.  80/10 лейсты плохо выкристаллизованы и являются скорее дендритовыми образованиями.

Авгитовые вкрапленники имеют хорошую огранку, чаще они изометричные (размер 0,2-0,3 мм), реже призматические (до 0,5 мм длиной). Обычно бесцветны или имеют очень слабый зеленоватый цвет. В шлифах 42/8 и 42/10 отмечаются кристаллы с центральной зоной (стержневидной, вытянутой вдоль осевой части призмы) грязного буроватого цвета. На поперечных срезах иногда видна крестообразная форма этой буроватой зоны. В редких случаях таким цветом выделяются две-три тонких концентрически расположенных зонки.

Очень характерной деталью клинопироксеновых вкрапленников является структура песочных часов с пижонит-авгитовым составом пирамид, опирающихся на вершинные грани кристаллов. На плоском столике это проявляется в заметно меньшем угле погасания вершинных частей призм, вплоть до прямого их погасания. Замеры на федоровском столике (шл. 42/3) дали значение угла 2v  в вершинах кристаллов 40-42^о, а в частях кристаллов, прилежащих к их боковым граням, – 55-60^о.

Менее распространены, но все же достаточно широко проявлены в клинопироксеновых вкрапленниках простые двойники. Такие же двойники и структура песочных часов характерна для довольно крупных зерен авгита (до 0,2 мм) основной массы афировых пород.

В породах с сериальнопорфировой структурой (шл. 42/8,  42/10) пироксен основной массы представлен очень мелкими (0,05 мм и меньше) ограненными зернами. При олигофировых структурах пироксен основной массы отличен от вкрапленников и представлен или неправильными округлыми зернами неопределенно-буроватой окраски, размером до 0,1 мм (шл. 80/1), или же в виде дендритовых сростков, собранных обычно вокруг лейст плагиоклаза (шл. 42/1,  76/5,  150/15).

Хлоритизированное стекло распространено в межкристаллическом пространстве. Слагает, кроме того, отдельные участки, округлые или неправильной формы, размером 0,1-0,3 мм, окруженные со всех сторон разноориентированными дендритными агрегатами. Такие участки располагаются подобно ячейкам в сети или отверстиям в сите. Это и есть род оцеляровой структуры. Ниже, с учетом формального сходства, она описывается как ситовая.

В большинстве образцов (исключение, кажется, только шл. 42/1,  80/10 и 150/15) в этих стекловатых глазках, или подобно им, но самостоятельно (без стекла) выделяется кварц, размером около 0,05 мм.

В шл. 42/1 и 150/15 по стеклу интенсивно развит пренит.

Миндалины (1-10% объема породы) выполнены кварцем (шл. 80/1), хлоритом, пренитом и эпидотом. Местами участки вблизи миндалин относительно мало раскристаллизованы и представляют собой сросшиеся метелки дендритов с изометричными промежутками между ними, выполненными хлоритизированным стеклом, при полном отсутствии кристаллических индивидов (шл. 76/5, 150/15).

—————————————-

Породой, в общем близкой к охарактеризованным авгитовым базальтам, но с весьма значительной ролью кварца, является кварцевый базальт, описанный ниже. По сути дела он является промежуточной ступенью между авгитовыми базальтами с низким содержанием  кварца и кварцевыми кератофирами (описание далее, в конце раздела).
—————–

Авгитовый кварцевый базальт (шл. 80/5^А – есть химический анализ)  – порода зеленого цвета с сериальнопорфировой структурой. Основная масса оксибазиофитовая, пойкилоофитовая. Текстура массивная.

Состав: плагиоклаз (олигоклаз) – 25-30%, клинопироксен – 20%, кварц – 20-25%, хлорит (по стеклу-?) – 30%, рудный минерал – 1-2%, апатит – доли %.

Вкрапленники клинопироксена – не всегда хорошо ограненные кристаллы короткопризматического габитуса иногда достигают 1 мм длины. Чаще имеют 0,2-0,3 мм и мельче, вплоть до перехода в интерстициальный клинопироксен основной массы. Бесцветны или слабо окрашены в серовато-бурый цвет. По распределению этой окраски фиксируется зональное строение кристаллов. Мелкий пироксен в интерстициях однородно окрашен.

Плагиоклаз представлен слабо изогнутыми лейстами (длина около 0,2 мм, ширина 0,03 мм) или идиоморфными таблицами (длина 0,3-0,5 мм, ширина 0,1-0,15 мм).

Кварц в неправильных, ксеноморфных зернах размером  0,1-0,2 мм  вместе с клинопироксеном и хлоритом выполняет интерстиции. Отмечается вхождение мелких лейст плагиоклаза в зерна кварца, так, что образуется рисунок пойкилооксиофитовой структуры.
—————-

Авгитовый гиалобазальт (шл. 42/3) – порода темно-лилового цвета с сериальнопорфировой структурой. Основная масса гиалиновая, участками – гиалопилитовая. Текстура миндалекаменная.

Бурое стекло с агрегатным просветлением, содержащее лейсты плагиоклаза (альбит) в количестве не более 10 %, вкрапленники бесцветного авгита (10-20%) и очень редкие и мелкие зернышки кварца (доли процента). Лейсты альбита разной величины: игольчатые (до 0,1 мм длиной) до длиннопризматических (0,5-0,7 длиной, 0,05 толщиной). Двойникование проявляется редко. Огранка зачастую не ясно выражена, бывает неправильная. Центральные оси лейст подчас стекловаты.

Клинопироксен во вкрапленниках разного размера от 0,05 до 0,5 мм, преобладают 0,2-0,3 мм. Крупные и самые мелкие вкрапленники одиночны. Средние (0,1-0,3 мм) часто собраны в агрегаты 0,5-0,7 мм размером. Огранка разная – и плохая и хорошая. Повсеместно имеют волнистое погасание, подчас по типу песочных часов. При этом пирамиды, опирающиеся на концевые грани имеют пижонит-авгитовый состав(+2v=30^о и погасание близкое к прямому), а в косогаснущих частях кристаллов, прилежащих к боковым граням, угол 2v=60^о

Крупные миндалины выполнены карбонатом, часто радиально-лучистого строения. Миндалины сконцентрированы в участках стекла без лейст и вкрапленников, местами темного и однородного, местами перисто испещренного мелкими пустотками, выполненными хлоритом или кварцем (ситовая структура). Местами в вулканическом стекле около миндалин имеются дендритовые сростки. Но все же везде вокруг миндалин стекло более однородное и темное, чем в удалении от них: в нем нет мелких кристаллов и микролитов плагиоклаза и пироксена. Редкие мелкие миндалинки (0,05-0,15 мм) в других частях шлифа выполнены кварцем или
хлоритом.
—————–

Авгитовые базальты со спилитовой структурой (шл. 49/9,  83/12,  88/7).
Шл. 49/9 – кварцевый базальт с примерным составом: плагиоклаз – 40%, клинопироксен – 30%, хлоритизированное стекло – 20%, кварц – 10%. Структура афировая, очень различная по рисунку в разных участках. Местами вариолитовая с плагиоклазовыми вариолями, стеклом и кварцем в очень мелких  (0,01-0,02 мм) и частых промежутках между ними. В других местах сильно вытянутые срастания клинопироксеновых индивидов в виде длинных колосков образуют редкую сетку, в интерстициях которой находится слабораскристаллизованное до плагиоклазовых дендритов светлое (буроватое) стекло, или совсем аморфное хлоритизированное стекло  с кварцем. Иногда мелкие призмочки клинопироксена образуют звездчатые (радиальные) образования по типу спилитовой структуры. Редкие миндалины (размер до 1 мм) выполнены гранобластовым агрегатом кварца.
Шлифы 83/12,  88/7 – более сильно раскристаллизованные базальты. Субпараллельные сростки тонких призм пироксена и лейсты плагиоклаза длиной до 0,5 мм, реже более, образуют каркас структуры. Между ними или одно хлоритизированное стекло, составляющее до 30% породы в шл. 88/7 или оно же (10%) вместе с кварцем (менее 1%) в шлифе 83/12.
—————–

Голомеланократовый авгитовый базальт со структурой «спинифекс» (шл. 88/6). Состав: авгит (50%), хлорит (20-25%), вулканическое стекло (20-25%), кварц (5-7%). Структура афировая. Основным структурообразующим элементом являются тонкие (0,05-0,1 мм) и очень длинные (до 1-1,5мм) кристаллы бесцветного клинопироксена, одиночные или собранные в пучки по нескольку штук, прямолинейные или прихотливо изогнутые. Бурое или буровато-зеленое девитрифицированное вулканогенное стекло  и светлый зеленовато-желтый хлорит зонально выполняют промежутки между иглами клинопироксена: внешняя оторочка угловатых промежутков – стекло, внутренняя часть – округлые (по очертаниям) образования хлорита. Кварц заполняет линзовидные, выклинивающиеся, изогнутые пустоты.
—————–

Авгитовые и оливин-авгитовые дендритовые и гиалиновые базальты (шл. 83/7,  84/3,  84/15,  150/25) – это породы с мелко- и микропорфировой олигофировой структурой, с гиалиновой, дендритовой, вариолитовой, спилитовой структурой основной массы. Широко проявлена ситовая (оцеляровая) структура. Во вкрапленниках псевдоморфозы по оливину – 1-2%  (отсутствует в шл. 83/7) и клинопироксен (обычно менее 1%).

Оцели – изометричные обособления между дендритами участков светлого хлоритизированного стекла иногда с редкими проявлениями кварца – наиболее интенсивно развиты в шл. 84/15 (5-10%), более слабо в шл. 83/7 и 150/25 (2-3%) и лишь в отдельных участках шл. 84/3, где они входят в состав сферолитовых образований диаметром около 1 мм.

Основная же часть породы везде представлена в той или иной степени раскристаллизованным бурым или серым стеклом. Причем можно выстроить последовательный ряд  увеличивающейся степени кристаллизации.

Наиболее аморфна порода в шл. 84/3. Здесь стекло бурое, разной интенсивности окраски. Структура, видимо, ликвационная: мелкие нодули (0,1 мм) темнобурого, почти непросвечивающего стекла в более светлой агрегатно-поляризующей массе.

В шл. 84/15 вся порода вне оцелей представляет собой мелкие дендритовые или вариолитовые образования размером (0,1-0,2 мм) с неразличимым составом их.

В шл.150/25 и 83/7  дендритовые сростки кристаллитов клинопироксена вида морозных узоров имеют размеры 0,5-0,7 мм, а в промежутках между ними – светлое стекло с полностью выкристаллизоваными из него лейстами плагиоклаза, образующими в свою очередь тоже вид дендритовых и сферолитовых сростков. В шл. 83/7 раскристаллизация доходит до появления неровных, но четких лейст длиной 0,2-0,3 мм. Количество клинопироксена  и плагиоклаза в этих шлифах примерно одинаково.

Вкрапленники клинопироксена разных размеров, чаще мельчайших – порядка 0,03-0,05 мм и даже меньше. Но несмотря на это структура песочных часов в них просматривается четко. Более крупные вкрапленники (0,1-0,2 мм) отмечены в шл. 84/3 – здесь они приурочены исключительно к редким сферолитовым образованиям с ситовой структурой.

Оливин во вкрапленниках (0,1-0,2 мм, редко до 0,5 мм) полностью замещен мелкозернистым агрегатом альбита (?), хлоритом или карбонатом.

Миндалины чаще мелкие (0,1-0,2 мм) и редкие. Выполнены хлоритом.
——————–

Оливиновый гиалобазальт (обр. 157/10, есть химический анализ). Порода серого цвета из пиллоу-лавы с шаровой и элипсоидальной отдельностью (см. рис. 10 тут его дубль из гл.«Стратиграфия»). Описание – по шлифу из внешней, закаленной корки. Порода из центральной части подушки кратко охарактеризована в конце описания.

Структура порфировая, гломеропорфировая с вкрапленниками оливина (20-25%) и плагиоклаза (10-15%). Основная масса гиалиновая, с элементами пилотакситовой. В ней бурое стекло иногда с кристаллитными образованиями составляет 40-50%, а лейсты плагиоклаза – до 15%.

Оливин представлен только вкрапленниками размером 0,2-0,7 мм, реже больше. Скопления кристаллов достигают 2-х мм. Повсеместно полностью замещен карбонатом, зернистым агрегатом альбита, в меньшей степени – хлоритом. Внутри вкрапленников или на их контакте с вмещающим стеклом группами или поодиночке выделяются мелкие (0,01-0,05) эвгедральные кубические зерна рудного минерала.

Плагиоклаз – лабрадор по углам симметричного погасания – одинаков и во вкрапленниках и в тонких лейстах, хотя эти образования и различны по времени становления. Вкрапленники – это таблицы длиной 0,15-0,3 мм, редко до 1 мм и толщиной около 0,05 мм (редко 0,1-0,15 мм). Полисинтетически сдвойникованы, чистые или участками серицитизированные. Часто образуют звездчатые срастания друг с другом или с фенокристами оливина в гломеропорфировых образованиях (в подчиненном оливину количестве). Отмечаются шпоровидные продолжения (выросты) боковых граней. Местами же обрастают щеткой параллельно ориентированных микролитов плагиоклаза. Стекло в контакте с плагиоклазовыми вкрапленниками наиболее темное, практически без агрегатного просветления, т.е. предельно аморфное.

Все это вместе взятое – свидетельство глубинности образования фенокристов плагиоклаза (ювенильные вкрапленники) и неравновесности их со стеклом в период кристаллизации всей породы: закалочные фации стекла вокруг них, ассоциация с фенокристами оливина, обрастание щетками и усами микролитов (соответствующих более поздним лейстам).

Лейсты плагиоклаза – гранные (пустотелые) призмочки длиной 0,1-0,15 мм и толщиной 0,01-0,02 мм. Они почти полностью сдвойникованы, что дает возможность определить их состав, невзирая на малые размеры. В зонах вокруг оливиновых вкрапленников лейсты зачастую параллельно ориентированы.

Лейсты тесно связаны со светлыми участками более полной раскристаллизации стекла, вплоть до образования сноповидных пучков кристаллитов (дендритов), желтых а проходящем свете и двупреломляющих где-то в пределах 0,003-0,005. Эти кристаллиты  тоже плагиоклазовые, т.к. тесно связаны с лейстами лабрадора, вплоть до образования единых индивидов, гаснущих в одном положении (хоть и различающиеся друг от друга по двупреломлению). Лейсты вместе с кристаллитами образуют густую сеть, в которой бурое нераскристаллизованное стекло занимает лишь сравнительно небольшие интерстициальные участки.

Центральная часть шаровой «подушки» в общем сходна с вышеописанной породой, но отличается несколько большей раскристаллизованностью и измененностью. Содержание вкрапленников оливина здесь меньше (10%) и замещены они здесь карбонатом и хлоритом. Развитие альбита по оливину – минимальное. Скопления вкрапленников более редки – обычнее их рассредоточенность. Размеры фенокристов оливина здесь тоже в общем меньше.

Стекло – более светлое, за счет более глубоко продвинувшейся раскристаллизации. Лейст плагиоклаза здесь больше – до 30%, а весь плагиоклаз (вкрапленники и лейсты) составляет примерно 50% породы. Структура поэтому здесь  уже отчетливо гиалопилитовая. Гранные (пустотелые) формы в лейстах здесь развиты значительно слабее, чем в краевой части подушки, а размеры лейст несколько больше, т.е. резкая грань между ними и вкрапленниками в какой-то степени стирается.
——————-

Щелочной оливиновый базальт (обр. 80/11 – с химическим анализом, 157/21-А).

Обр. 80/11 – темно-серая порода из пиллоу-лавы с шаровой отдельностью. Описание дается по шлифу из центральной части, из которой сделан и химический анализ. Такая же порода представлена и в шл. 157/21-А. В конце описания, как дополнение указаны основные черты строения корки закалки.

Структура порфировая. Основная масса – дендритовая, вариолитовая. Текстура миндалекаменная.

В порфировых вкрапленниках разного размера (0,1-1 мм, преобладает 0,3-0,5 мм) – оливин, полностью замещенный агрегатом очень мелких зерен альбита и/или хлорита. Вкрапленники массивны, но вдоль ребер имеют выступы скелетных форм. Содержание 3-5%.

В основной массе бурое девитрифицированное вулканическое стекло, обильно импрегнированное рудной пылью со снопообразными, реже звездчатыми дендритами и вариолями кристаллитного строения с низким двупреломлением (30-40%),призмы щелочного амфибола, ориентированные беспорядочно (20-25%) и неправильные, но обычно изометричные обособления светло-зеленого хлорита (25-30%) в пространстве между вариолями. Отчасти интерстиции между вариолями выполнены кварцем (3%). Распространен очень мелкий (0,01-0,02 мм) высокодвупреломляющий минерал (сфен ?) в виде неправильных зерен.

Амфибол образует призмы длиной 0,2-0,3 мм (редко 0,5 мм) с поперечным сечением правильной огранки 0,02-0,03 мм. Ориентировка оптической индикатрисы и схема абсорбции:
Ng – по удлинению, [001] – довольно светлый, но отчетливый зеленый цвет.
Nm – в тупом углу между трещинами спайности, [100] – очень светлый зеленый.
Np – в остром углу между трещинами спайности, [010] – бесцветный.
-2v = 50о (коноскопически), Ng-Nm ≈ 0,004-0,005,  Nm-Np ≈ 0,010-0,011
Распространены удлиненные сечения «изломанной» формы, в которых отдельные поперечные участки (сегменты) имеют разные положения угасания.

Судя по приведенным данным (небольшой угол 2v и положение плоскости оптических осей перпендикулярно (010) ) данный амфибол относится к арфведсонитам, хотя у него  и нет сильной дисперсии осей.

Довольно многочисленные миндалины  – округлые или неправильной угловатой формы (0,2-0,5 мм, редко больше) – выполнены тоже хлоритом и очень мелкозернистым агрегатом амфибола, сходного с тем, который присутствует в основной массе. Строение миндалин зональное. Проявления сфена (?) в пределах хлоритовых миндалин наиболее обильны.

Во внешней (закалочной) зоне округлые нодули серо-бурого девитрифицированного стекла размерами 0,1-0,3 мм «взвешены» в светло-зеленой массе амфибола и хлорита. Эта пятнистая структура наблюдается и невооруженным глазом как в шлифе, так и в образце.

Хлорит здесь почти изотропный. Амфибол образует густую сыпь мелких зерен (0,03-0,05 мм) в общем изометричных, но неправильных ограничений – лапчатых, занозистых и т.д. Сопоставляется с вышеописанным амфиболом по цвету (плеохроизму) и величине двупреломления.

Здесь же распространены разноразмерные  (0,05-1 мм) миндалины, выполненные хлоритом, по цвету отличным от того, который замещает стекло основной массы – зеленым, местами бесцветным; двупреломление до 0,005, густые аномальные цвета интерференции. Выполнение миндалин зональное. Отдельные фенокристы в этой же зоне замещены таким же хлоритом или мелкозернистым агрегатом альбита (?)

Наконец, в самой внешней узкой зоне, шириной не более 1 мм, фиксируется светло-зеленая   изотропная масса (хлоритизированное стекло ?) с неправильными или округлыми пятнами более темного зеленоватого цвета дендритовых выделений амфибола (?). Миндалины в самой внешней части мелкие (0,01 мм), округлые и выполнены альбитом (?).
———————

Оливин-авгитовые базальты с ликвационными структурами (шл. 80/8,   80/Г,   150/24). Макроскопически неоднородные породы с шаровыми нодулями светлого серого, зеленовато-серого цвета, диаметром 1-3 мм, погруженными в серовато-зеленый, грязно-зеленый (более темный) цемент.

Структура порфировая. Текстура атакситовая, иногда миндалекаменная.

Лейкократовые сферические обособления представлены кислой породой типа меланократового кварцевого кератофира  – полнокристаллической в шл. 80/8,  80/Г и полураскристаллизованной в шл. 150/24.

Полнокристаллические нодули в шл. 80/8,  80/Г состоят из кварца – 20%, альбита – 40%, клинопироксена – 40%, оказываясь при этом сходными с авгитовыми кварцевыми кератофирами, описанными далее. Вмещающая порода в этих шлифах представлена стеклом (буроватым в шл. 80/8, бесцветным в шл. 80/Г) с призматическими кристаллами клинопироксена (до 50%).

Клинопироксен основной массы в этих шлифах одинаков как в нодулях, так и в цементирующей породе – разве что в последней его призмы немного побольше размерами и погуще расположены. Сверх этого базисного клинопироксена в шлифе 80/8 отмечены и клинопироксеновые вкрапленники (0,1-0,2 мм, редко до 0,5 мм) так же одинаково рассеянные как в нодулях, так и в цементе. Они, в общем, подобны микровкрапленникам в авгитовых базальтах, описанных выше.

Вкрапленники оливина в шлифе 80/8 (размер 0,2 мм, содержание 1%) нацело замещены хлоритом или альбитом и хлоритом. Расположены поодиночке или по несколько штук исключительно в цементирующей массе. В шлифе 80/Г оливиновые вкрапленники крупнее (до 1 мм), содержание их 5-10%, замещаются микрозернистым агрегатом кварца. Их расположение структурно не контролируется.

Структура в шлифе 150/24 несколько отлична, но относится к тому же ликвационному типу. В нодулях здесь полураскристаллизованная масса зонального строения. Центральная часть нодулей имеет ситовую структуру: мелкоперистые дендритовые срастания плагиоклаза и пироксена, и округлые обособления хлоритизированного стекла между ними. Именно к этим, центральным частям нодулей приурочены единичные вкрапленники оливина (разиер 0,5 мм, замещение хлоритом). Внешняя часть нодулей, вероятно, кислая: с фельзитовой структурой и дендритовыми образованиями клинопироксена (до 20-30%).

Цементирующая масса здесь (в шл. 150/24) представляет собой светло-зеленое хлоритизированное стекло, густо проросшее сростками мелких призм клинопироксена (его содержание до 50%).
——————–

Кварцевые кератофиры (шл. 150/9,  76/7)

а) Описание по образцу и шлифу 150/9.
Светло-серая порода, с олигофировой, гломеропорфировой структурой, массивной текстурой. Основная масса трахитоидная.
Состав: альбит 60-70%, кварц 10-15%, рудный минерал 5-10%, хлорит 10%, сфен и лейкоксен 3-5%.
Вкрапленники (5-10%) – таблицы альбита длиной 0,5-1 мм, подчас собранные в агрегаты размером до 2 мм вместе с крупными зернами (0,5 мм) рудного минерала.
Альбит в основной массе образует лейсты с очень неровными ограничениями длиной 0,2-0,3 (до 0,5) мм. Кварц – ксеноморфные изометричные зерна между лейстами альбита размером около 0,1 мм (реже больше). Хлорит тоже выполняет интерстиционные пространства, имеющие, в связи с общей трахитоидной структурой, вытянутую форму. Рудный минерал имеет идиоморфную (кубическую) форму и обычно мелкие размеры (0,05-0,07 мм).

б) Порода образца 76/7 несколько отлична от вышеописанной. Структура – олигофировая с мелкими (0,2, редко 0,5 мм) и редкими (доли %) фенокристами альбита неправильной (оплавленной ?) или ограненной, таблитчатой формой. Основная масса мелкозернистая (0,05 мм), оксиофитовая, лишь местами трахитоидная. В основной массе мелкие изометричные зерна кварца, хлорит и мелкие лейсты альбита распределены поровну (каждого примерно 30%). В подчиненных количествах присутствуют сфен (5-7%) и эпидот (до 3%).
——————–

Авгитовые кварцевые кератофиры (шл.76/3,  76/4,  150/13) отличаются от кварцевых кератофиров типа образца 76/7 по сути дела лишь значительным присутствием клинопироксена и некоторыми более частными деталями.

Структура афировая, основной массы – оксибазиофитовая. Размер зерна 0,1-0,3 мм.

Состав: плагиоклаз (альбит) – 30-40%, кварц – 10-30%, клинопироксен – 10-25%, хлорит – 20-40%, рудный минерал и вторичный эпидот в переменных количествах (не более 10-15%)

Клинопироксен, хлорит и кварц занимают сходную структурную позицию – в интерстициях. Клинопироксен неправильной огранки, как бы полуразложенный, мутный, сероватый или буроватый.
———————

Амфиболовый кварцевый кератофир (шл. 84/9) может быть является лишь амфиболизированным апоавгитовым кварцевым кератофиром, однако определенных данных для такого утверждения пока нет, только лишь определенное общее сходство пород.

Структура афировая. Основная масса мелкозернистая (0,1-0,2 мм), полнокристаллическая, оксибазиофитовая с элементами пойкилофитовой.  Состав: плагиоклаз (альбит) – 30%, кварц – 35%, зеленый амфибол – 35%. Плагиоклаз в мелких лейстах толщиной 0,03-0,05 мм, кварц (0,2 мм) и амфибол (0,1 мм) – в изометричных неправильных зернах.

Проявления пойкилоофитовой структуры (точнее – пойкилооксиобазиофитовой) проявлены в проникновении лейст плагиоклаза как в кварц, так и в амфибол

————————————-

Эффузивы межгорнинской толщи структурно очень разнообразны и внутри выделенных групп границы между структурными типами довольно расплывчаты, что заметно затрудняет их классификацию для описания.  Однако, во всем этом разнообразии можно выделить некоторые систематические изменения, позволяющие перейти к генетическим выводам.

Если, например, авгитовые базальты, составляющие наиболее представительную группу, расположить в ряд по степени уменьшения в них вулканического стекла и роста кристаллических фаз, то можно наметить две последовательности.

Первая проявляется в афировых и олигофировых породах и связана с кристаллизацией удлиненных индивидов авгита в основной массе. Эта последовательность: гиалобазальт – дендритовый базальт – базальт со спилитовой структурой – базальт со структурой «спинифекс». Она представляет собой очень характерный ряд кристаллизации спилитов (Гельман, Эпштейн, 1979). Подавление в них кристаллизации плагиоклаза связано с неравновесными условиями, что и приводит к появлению пород подобных коматиитам, т.е. со структурой «спинифекс» (для полноправного отнесения их к коматиитам необходим химический анализ).

Собственно такой ряд прослеживается и в других базальтовых толщах, но там все же клинопироксен и плагиоклаз кристаллизуются одновременно и более или менее равноправно.

Вторая последовательность образована порфировыми (частью – олигофировыми) породами и обнаруживается исключительно в межгорнинской толще. Она проявляется в последовательном увеличении количества вкрапленников авгита. Эти вкрапленники, судя по наличию сериальнопорфировых структур и независимости химического состава породы  от их количества, – не теллурические. Их возникновение и рост происходили, видимо, в вулканическом канале.

Образование авгитовых вкрапленников обычно сопровождалось раскристаллизацией  породы в сторону развития гиалопилитовых и интерсертальных структур с подчиненным проявлением дендритовых и спилитовых сростков.

В породах первой последовательности (за исключением начальной ее стадии – гиалобазальтов) вкрапленников клинопироксена почти не содержится (если они есть, то крайне мелкие и редкие).

В отличие от авгита, оливиновые вкрапленники, очевидно, интрателлурические: оливин отмечается лишь в виде вкрапленников, повсеместно замещен вторичными минералами, не связан с каким-то определенным типом структур. Химический состав оливиновых пород (см. гл. IV) значительно более основной, чем существенно авгитовых, хотя среди них так же есть кварцевые базальты. Вкрапленники плагиоклаза в единственном отмеченном здесь случае (обр. 157/11) тоже интрателлурические и объединяются с оливиновыми фенокристами в гломеропорфировых срастаниях.

Еще одной структурной характеристикой, резко отличающей базальты межгорнинской толщи, является наличие оцеллей, сложенных хлоритизированным стеклом и кварцем (ситовая структура).

Возникновение ситовой структуры можно связать, видимо, с неравновесной кристаллизацией авгитовых дендритов. При этом остаточный расплав раскисляется и обособляется в виде оцелей. Возможность неравновесной ликвации при образовании спилитов показана М.Л. Гельманом и О.Г. Эпштейном (1979) на примерах из восточной части Корякского нагорья.

Частично кристаллизация кварца из такого стекла закономерна, и таким образом, возникает неравновесная ассоциация оливина с кварцем, отмечаемая в породах межгорнинской толщи.

Ликвационные структуры вообще характерны для межгорнинской толщи и особенно показательны такситовые породы с базальтовой и кварцево-кератофировой частями.

Поскольку в Корякском нагорье часто отмечаются измененные породы, то относительно кварца в описываемых породах естественно возникает мнение о вторичной его природе. Такое представление особенно легко может возникнуть при ограниченном количестве материала – настолько необычно сонахождение кварца с оливином. Однако, последовательное изучение представительного числа шлифов приводит к противоположному выводу. Против вторичности кварца говорят следующие данные:

1. Наличие в некоторых породах ликвационных структур с обособлениями лейкократовых кварцевых пород среди основных, местами тоже содержащих кварц, но уже в небольших количествах.
2. Очень широкое (и притом только в данной толще!) проявление кварца – он содержится (пусть даже в незначительных количествах) в 70-80% шлифов изученных основных эффузивов.
3. Отсутствие каких-либо явных следов наложенности его образования: структур разъедания или корродирования, кварцевых прожилков как подводящих каналов и т.д.

Туфы и ксенотуфы  (шл. 41/23,  42/4,  42/5,  83/5,  83/8,  84/16,  158/3)

Туфы межгорнинской толщи – обычно псаммитовые до псефитовых породы, редко алевритовые и агломератовые. Состав кластики в них достаточно выдержан – это основные эффузивы и, реже, кератофиры, а так же интрузивные породы: диориты, гранодиориты, кварцевые диориты. Интрузивные породы происходят, очевидно, из ядер вулканов.

Кристаллокластика для описываемых туфов не характерна. Лишь в алевритовых туфах (шл. 42/5) отмечаются обломки клинопироксена и, в меньшей степени, плагиоклаза и кварца.

В агломератовых и псефитовых туфах (т.н. 81 и 158) крупные обломки (20-100 мм) зачастую округлы. В их составе значительно преобладают интрузивные породы из ядер или фундамента вулканов. Однако, по шлифам из цемента этих грубых туфов, обломки размером 3-5 (до 10) мм и более мелкие совершенно не окатаны (угловатые или с бугорчатой поверхностью), а в составе их интрузивные породы имеют очень подчиненное значение. Преобладают здесь базальты и, в меньшей степени, кварцевые кератофиры.

Такой же состав кластики отмечен и в некоторых шлифах псаммитовых туфов – 42/4,  83/6. В остальных шлифах (41/23,  83/5,  84/16) обломки представлены лишь основными эффузивами.

Основные эффузивные породы в кластике описываемых туфов совершенно однозначно соответствуют базальтам межгорнинской толщи. При всем разнообразии их общего вида, им в подавляющем большинстве присущи своеобразные дендритовые, спилитовые, вариолитовые структуры, часто с микровкрапленниками клинопироксена. Во многих обломках проявлена характерная ситовая структура.

Кварцсодержащие  породы в обломках тоже сходны с описанными выше кварцевыми кератофирами.

Цемент в описываемых туфах – пелитовый туфовый (83/6) или гидрохимический, пренитовый (возможно замещает туфовый материал – шл. 42/4,  158/3). В шлифах 83/5 и 84/16 обломки представлены исключительно гиалиновыми и дендритовыми базальтами, причем границы между ними достаточно ясны, но не резки. Цемент как таковой отсутствует. Здесь, по всей видимости, представлены спекшиеся туфы. В других шлифах тоже обломки стекловатых базальтов имеют несамостоятельную форму, затекая между другими, более компетентными обломками, представленными более раскристаллизованными базальтами, кварцевыми кератофирами, интрузивами.

Тахилиты и кластолавы (шл. 81-1,  84-7 – тахилиты;
41/23,  76/6,  80/А,  80/6,  84/11 – кластолавы)

Красные лавы межгорнинской толщи в общем схожи с такими же породами совинской толщи, описанными в соответствующем разделе. Отличие фиксируется лишь по обломкам базальтов в кластолавах: здесь они, так же как и в вышеописанных туфах соответствуют основным породам межгорнинской толщи и (редко) кератофирам.

———————————————

Н е р а с ч л е н е н н а я    ч и р ы н а й с к а я    с е р и я

Породы северо-западной зоны

Обломочные породы, слагающие в основном чирынайскую серию в северо-западной зоне нелегко поддаются генетической расшифровке. Здесь они описываются преимущественно как осадочные.При этом тонкокластические породы нередко могут быть отнесены к туфам – рогульки витрокластики в них часто очень отчетливы (шл. 118/3,  118/6,  119/7 и др.), хотя, так же как и в тонкозернистых туфах центральной зоны, здесь сильно проявлена аргиллизация, уничтожающая характерную туфовую структуру и преобразующая породы в туфогенные аргиллиты.

Породы псаммитовой и псефитовой фракций по своим структурам тоже близки к туфам: обломочный материал не окатан, отмечается  эвгедральная кристаллокластика (плагиоклаз, клинопироксен, кварц), цемент- хлоритизированный тонкокластический материал – тоже возможно пирокластического происхождения. В отдельных шлифах туфы диагностируются вполне однозначно. Так, шл. 119/5,  120/3 – это псаммитовые туфы диабазов, а обр. 86/1,  86/5  – основные туфы, во многом схожие с туфами конусской толщи, хотя, в отличите от последних, они содержат в заметных количествах (до 3-5%) эвгедральный бипирамидальный кварц.

Таким образом, даже в этих, достаточно ясных случаях мы имеем дело со смешанными туфами, часть обломочного материала которых имеет инородный (видимо, резургентный) характер. В подавляющем же большинстве изученных шлифов состав обломочной части еще более пестрый. Присутствуют эффузивы разной основности, мелкообломочные породы, несколько реже кремни и интрузивные породы от плагиогранитов до диоритов. Наиболее же характерным элементом литокластики в этих породах, отмечаемым повсеместно (до 20% породы), являются обломки бурого и черного  (непрозрачного) стекла, часто с лейстами плагиоклаза.

Зачастую все перечисленные породы в разных процентных отношениях (обычно при преобладании разнообразных эффузивов) присутствуют в одном шлифе.

Кристаллокластику в этих породах составляют: плагиоклаз, клинопироксен, изредка и в подчиненных количествах – кварц. Вообще содержание користаллокластики здесь заметно более низкое, чем в туфах центральной зоны (не более 20%). Здесь часты угловатые, обломочные зерна, иногда отмечаются и полуокатанные. Но все же и эвгедральные  формы присутствуют весьма широко. Клинопироксен местами сдвойникован и проявляет структуру «песочных часов».

Таким образом, в некоторых случаях, когда значительная часть обломочного материала однородна и имеет несомненную пирокластическую природу, остальные обломки можно считать резургентными, а породу в целом – пирокластической.  Однако, в общем, разнообразие литокластики, заметно большее, чем, например, в туфах центральной зоны, не разрешает относить данные породы к туфам безоговорочно.

Повидимому, при более детальных исследованиях здесь могут быть выделены  туфы, тефроиды и, наверное, преобладающие туффиты, а так же осадочные породы с примесью туфового материала.

Такие породы составляют грубослоистые ритмичные пачки (мощность 100-200 м), объединяющиеся в пакет пачек мощностью до 800 м, прослеживаемый  в районе т.н. 86 и 79, слагающий приметную скалистую вершину с отметкой 980,3 м. В основании каждой пачки находятся грубообломочные породы, с зернистистью 1-5 мм (мощность 20-30 м), а в кровле – алевритовые породы.

В южной части зоны преобладает ассоциация алевритовых и мелкопсаммитовых пород с подчиненным количеством яшм. В северной части развиты преимущественно тонкозернистые породы пелитовой и алевритовой фракций, сочетающиеся с редкими яшмами. Здесь есть единичные потоки пиллоу-лав, мощностью 10-15 м.

Породы восточной зоны

В восточной зоне в составе чирынайской серии преобладают осадочные породы от алевролитов до конгломератов. В подчиненных количествах отмечаются яшмы.

Пирокластика здесь лишь подмешивается к осадочному материалу, обычно в небольших количествах. Но близ границы с вулканогенной центральной зоной туфы становятся преобладающими. Так, в т.н. 16 и 129 распространены туфы, макро- и микроскопически чрезвычайно похожие на туфы алмазнинской толщи; есть здесь и игнимбриты (шл. 129/2).

В обще все же в восточной зоне, особенно в пределах восточного участка, наиболее распространены полимиктовые песчаники и, в меньшей степени, гравелиты и конгломераты с очень разнообразным составом обломочной части. В литокластике грубообломочных пород представлены эффузивы разной основности, кремнистые породы, интрузивные породы от гранитов до амфиболового габбро, мелкокластические породы (алевролиты или алевритовые туфы). При этом количественная роль кремнистых и интрузивных пород весьма значительна – не меньше, чем вулканогенных и пирокластических.

Представление о распространенности разных пород в кластическом материале можно получить  из определений гальки в конгломератах (описано С.И.Козеевым).

Обр. 102/13. Диорит – 1, кварцевые диориты – 7, гранодиорит – 4, лейкократовый гранит – 1, псаммитовые туффиты – 3, сидеритовые стяжения – 7,  гравелит вулканотерригенный – 2, базальты (?) порфировые – 10, дацит – 7,  трахиандезит – 1.

Обр. 110/2. Кварцевые сиениты – 5,  гиалотрахиандезиты (?) – 6, риолит – 1, базальты – 6, кластолава базальтов – 1 туфопесчаник – 2, дациты (?) – 2.

Среди довольно разнообразных полимиктовых песчаников чирынайской серии восточной зоны выделяются характерные песчаники, с бросающимся в глаза высоким содержанием клинопироксена. Ниже дается их описание.

Пироксеновые песчаники – это мелко- до крупнозернистых породы,, среди которых преобладают, по-видимому, среднезернистые, часто разнозернистые (от 0,1 до 1 мм иногда с гравийными частицами 2-3 мм).

Структурно – это обычные вакки, по Петтиджону (1976), т.е. породы с обильным матриксом (цементом), образованном в процессе осадкообразования при истирании тех же пород, которые находятся в них в обломках, и потому трудно отделимом от мелкообломочного материала. Этим они близки к песчаникам виртуозовской толщи, но отличаются от них своим более свежим видом (и макроскопически, и под микроскопом) и составом кластики. Лититовые обломки в этих песчаниках, видимо, преобладают, но количественно их значение определить трудно, ввиду их постепенного перехода в цемент. Вместе с цементом их содержание составляет 50-70%. Наиболее широко представлены обломки основных эффузивов, среди которых наиболее заметными являются порфировые базальты с обильными вкрапленниками и плагиоклаза и пироксена. Именно обломки таких пород и ответственны, очевидно, за широкое распространение в описываемых песчаниках обломочного пироксена.

Из прочих пород в обломках распространены алевролиты (преобладают в наиболее крупной фракции – гравелитовой), значительно реже отмечались кремни, кислые эффузивы, гранитоиды, кварциты, жильные породы (например кварц-эпидотовые).

Кристаллокластика представлена средним (до основного) плагиоклазом, кварцем и пироксеном. Многочисленнее всех здесь плагиоклаз (20-25%), подчас представленный хорошо ограненными фенокристами, но обычно без зональности. Кварц и пироксен количественно, видимо, уступают плагиоклазу, но, тем не менее, очень характерны, т.к. присутствуют постоянно и в весьма заметных количествах (порядка 5-10% каждый). Кварцевые зерна обычно более редки, но зато и более крупны (до 0,5 мм или даже более), они всегда угловаты. Пироксен лишь изредка достигает таких же размеров. Обычно он заметно более мелкий, хотя и более частый. Отмечаются хорошие кристаллографические формы и двойники.

 

 

 

[1]  Первой обратила внимание на эти своеобразные породы геолог Ягельного отряда Т.Ф.Зубович, описав их под названием «лавоконгломераты».

[2] Спустя некоторое время после написания данного отчета М.Л.Гельман определил эти породы как бониниты (Гельман, Бычков, Левин, 1988)