Остановимся на некоторых особенностях агрегатных составляющих туфов. Вулканический пепел (тонкораспыленное вулканическое стекло) встречается во всех разновидностях, размеры отдельных частичек очень малы, обычно они достигают долей миллиметра, благодаря чему устанавливаются лишь при изучении пород под микроскопом. Форма частичек пепла в туфах кислого состава весьма характерна: они обладают рогульчатой, серповидной и копьевидной формами (рис. 3.7.). Осколки стекол среднего или основного состава не имеют столь типичных форм.

     Кристаллы минералов чаще всего встречаются  в виде осколков, однако иногда выбрасываются и совершенно идиоморфные крупные кристаллы. Так, например, на Камчатке при извержении вулкана Плоский Толбачек выбрасывались таблички плагиоклаза правильных  кристаллографических очертаний. Отличительная особенность туфов — незакономерное распределение минералов в породе. Обычно даже в пределах одного шлифа можно видеть кучные скопления минералов разных размеров и форм. Обломки родственных вулканических пород (обломки лав) могут иметь остроугольную или лепешкообразную расплющенную форму в зависимости от степени консолидации выброшенного расплава. Размер обломков пород разный (от микроскопически малого до громадных глыб (рис. 3.8.), группирующихся вблизи жерловин). Часто при выбросе пластичного материала происходит его вращение в воздухе и образуются лапилли, имеющие до 2 см в длину, или бомбы — крупнее 2 см (рис. 3.9.).

     Наряду  с широко распространенными туфами, имеющими скрепляющую массу —  гидрохимически переработанный пепловый материал, встречаются разности туфов, не содержащие цемента и образующиеся за счет спекания раскаленных обломков. К группе спекшихся туфов следует относить сравнительно редкие литокластические туфы основного состава, так называемые агглютинаты. Они образуются в результате выброса раскаленного полупластичного материала. Агглютинаты сложены грубообломочным материалом, спекшимся в прочную массу, с комковатой поверхностью и с хорошо различимыми отдельными обломками, между которыми видны пустоты.

     К пирокластическим породам примыкают  породы смешанного происхождения, в состав которых в значительных количествах входит осадочный материал. Принято смешанные породы относить к туффитам, если примесь осадочного материала в них не превышает 50%, или к вулканогенно-осадочным породам (туфогенным конгломератам, туфогенным песчаникам, туфогенным алевролитам — в зависимости от их размерности), если - этого материала более 50%. Туффиты и вулканогенно-осадочные породы отличаются от чисто осадочных образований, сформировавшихся за счет разрушения вулканических пород, сингенетичностью с процессом извержения. В геологическом понимании они образуются одновременно с извержениями за счет перемещения рыхлого нелитифицированного пирокластического материала — тефры и перемешивания его с осадочным материалом. Пепловые частички, хотя частично и утрачивают в связи со своей хрупкостью острые концы, все же сохраняют специфический «пепловый облик», в особенности пепловые частички кислого состава. Осадочные вулкано-терригенные породы состоят из окатанных и отсортированных обломков лав, туфов и других литифицированных вулканических пород, образование которых было оторвано во времени от формирования осадочных пород. В цементе этих пород пепловые частички не содержатся, осколки кристаллов пирокластического происхождения редки, чаще встречаются окатанные обломки туфов или лав.

3.4. Классификация  жильных пород

     К жильным породам относятся породы, кристаллизующиеся из магматических  расплавов, заполняющих контракционные трещины (трещины остывания) в плутонических  массивах, тектонические трещины  в интрузивах и вмещающих их породах, или развивающиеся по ним вследствие магматического замещения. Форма залегания их — жилы и дайки (см. рис. 2.7.,2.8.). Особенно широко жильные породы распространены в гранитоидных массивах. Метасоматические жилы к жильным породам не относятся. Не относятся к ним и субвулканические образования, которые, как отмечалось выше, в отличие от пород жильных серий, формируются из значительно дегазированных расплавов вулканических камер.

     Жильные породы разделяются на две подгруппы: асхистовые (нерасщепленные) и диасхистовые (расщепленные) породы.

     Асхистовые  породы по минеральному составу аналогичны глубинным породам материнских  интрузий и отличаются от них мелкозернистой структурой. Для жильных пород, имеющих  мелко- или микрозернистую структуру, сохраняется название глубинной породы, иногда употребляется приставка микро (жильный гранит, жильный диорит, жильное габбро и т. д.; микрогранит, микросиенит, микронорит и т. д.). Если в жильных породах содержатся крупные порфировые выделения, к названию глубинной породы добавляется слово порфир или порфирит в зависимости от состава пород (гранит-порфир, сиенит-порфир, диорит-порфирит, габбро- порфирит и т. д.).

     Диасхистовые  породы разделяются на лейкократовые  — аплиты и пегматиты и меланократовые — лампрофиры. Эти породы по минеральному составу не имеют аналогов среди глубинных пород.

     Аплиты  — светлоокрашенные тонкозернистые породы. Они состоят из тех же светлых (салических) минералов, из которых  состоят генетически родственные  им глубинные породы, отличаясь от них полным или почти полным отсутствием цветных минералов (гранит-аплиты, диорит-аплиты, сиенит-аплиты, габбро-аплиты и т. д.).

     Пегматиты обладают светлыми окрасками крупно—  до гигантозернистой пегматитовой или  гранофировой структурой. Они формируются при участии флюидов и кроме салических минералов, аналогичных материнской интрузии, обогащены крупными кристаллами мусковита, биотита, лепидолита, турмалина, апатита, топаза и др. Существуют гранит-пегматиты, сиенит-пегматиты, нефелин-сиенит-пегматиты и т. п.

     Лампрофиры  — темноокрашенные мелкозернистые иногда порфировидные породы. Крупные  выделения в них представлены исключительно фемическими минералами. Основная масса сложена примерно поровну фемическими и салическими  минералами. Среди лампрофиров существует много разновидностей. Наиболее распространенными являются плагиоклаз-роговообманковые (спессартиты), плагиоклаз-биотитовые (керсантиты), калиево-полево-шпатово-роговообманковые (вогезиты) и калиево-полевошпатово-биотитовые (минетты) породы.

     Можно сделать вывод, что все магматические  горные породы различаются по условиям залегания и образования на глубинные, жильные и вулканические. В химической классификации выделяют по содержанию SiO2 породы: менее 45%—к ультраосновным; от 45 до 52%—к основным; 52—60%—к средним, более 65%—к кислым. Другой классификационный признак — суммарное содержание в породах щелочей: по соотношению SiO2 и К2О+Na2O породы делятся на три ряда: 1—породы нормальной щелочности, 2—породы повышенной щелочности, 3—щелочные породы. Помимо химической классификации существует также и количественно-минеральная классификация, где по процентному содержанию минералов в породе строят классификационные треугольники.

  ГЛАВА 4 МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ НА ТЕРРИТОРИИ КАВКАЗА

   В опубликованных ранее работах Г. Д. Афанасьев (1952, 1958,1964) обосновал представление о магматических комплексах, фазах и фациях магматизма описываемого региона и сделал попытку выделить конкретные формации изверженных пород. Высказанные им положения и легли в основу описания магматизма Северного Кавказа в настоящей работе.

      Современная картина размещения и соотношений  магматических пород Северного  Кавказа весьма сложна и трудно поддается  расшифровке. Однако длительное изучение магматизма этого весьма сложного в тектоническом отношении региона позволяет дать общую картину развития магматизма во времени и в разных структурно-формационных регионах.

      Благодаря определению абсолютного возраста пород в пределах Лабино-Малкинской зоны выявлена древнейшая для Кавказа гранито-

      -гнейсовая  формация раннего палеозоя (рис. 62). Слюды из пород этой формации  дают возраст 400-450 млн. лет;  флогопит из контакта серпентинитов и гранито-гнейсов балки Мощевой, проанализированный  в лабораториях ИГЕМ и Башкирского филиала АН СССР, дал одно и то же значение: 450-460 млн. лет. С другой стороны, в пределах зоны

      Передового  хребта - в ее приподнятой части  в Лабинском районе

      известны  интрузии плагиомусковитовых гнейсированных гранитов с сопровождающими их пегматитами, аплитами и метасоматитами. Слюды и амфиболы из этой серии устойчиво дают 360-370 млн. лет. В частности, мусковит из кварцево-мусковит-пегматитовых жил являлся эталонной пробой для 18 лабораторий изучения абсолютного возраста. Среднее из данных анализа этих лабораторий дает цифру 360 млн. лет.

      Формации  магматических пород и их размещение в структурно-формационных зонах.

      Магматическая деятельность на Северном Кавказе проявлял ась на протяжении всей его геологической  истории, в течение которой сформировались многочисленные и разнообразные по составу и возрасту изверженные породы.

         Древнейшие магматические образования,  преобразованные в различные метаморфические породы, в настоящее время известны в протерозойских отложениях Лабино-Малкинской зоны и зоны Главного хребта. Сформировавшиеся в условиях эвгеосинклинального прогиба, они представлены эффузивами спилит-кератофировой формации и тесно с ними ассоциирующими мелкими гипабиссальными телами гранофировых плагиогранитов.

      В раннем палеозое заключительной эпохе байкальского диастрофизма, вероятно, предшествовало внедрение интрузий гипербазитовой формации, известных в тех же структурно-формационных зонах. Последовавшие затем поднятия, очевидно, сопровождались формированием интрузий гранитной формации, типа гранито-гнейсов р. Мощевой.

      Новый этап геосинклинального погружения отмечается в среднепалеозойское время. Ограниченное распространение верхнесилурийских отложений, неясность их стратиграфических соотношений со среднедевонскими образованиями не дают возможности достоверно судить о происходивших в это время на Северном Кавказе геологических процессах. Можно лишь предположить о проявлении в эту эпоху поднятий, с которыми, возможно, связано внедрение гранитоидных интрузий уруштенского комплекса. Начиная со среднего девона в обособившемся прогибе, соответствующем зоне Передового хребта, и выделяемой Г. Д. Афанасьевым Бескесско-Марукской подзоне накапливается мощная толща вулканогенных отложений спилит-кератофировой формации, с которыми, по-видимому, генетически связаны мелкие субинтрузивные тела плагиоклазовых порфиритов и кварцевых альбитофиров. Эффузивный магматизм завершается к верхам девона формированием субщелочных основных пород. Последовавшее в раннем карбоне замыкание эвгеосинклинального прогиба Передового хребта совпало с формированием сложного карабекского комплекса, относящегося к габбро-плагиогранитной группе формаций. В этот же период геологической истории в соседних с зоной Передового хребта зонах Лабино-Малкинской и Главного хребта сохранились устойчивые поднятия. В раннем карбоне территория Северного Кавказа испытывает интенсивное складкообразование, которому в зоне Главного хребта, по мнению некоторых исследователей (Г. А. Михеев), предшествует внедрение плагиогранитных интрузий.

      В позднем палеозое, отвечающем заключительным этапам развития -палеозойской геосинклинали, смена геотектонической обстановки приводит к резкому изменению характера магматизма. Так, в зонах Главного хребта и Лабино-Малкинской в этот период формируются многообразные гранитоидные массивы, занимающие значительные площади. В то же время в зоне Передового хребта магматическая деятельность проявляется в ином плане. Главную роль здесь играют плутоно-вулканические образования, подчиненные молассовым отложениям среднего и верхнего карбона и нижней перми. Только в западной части Передового хребта в позднем палеозое появляются интрузии ятыргвартского комплекса, представленные гранитами, гранодиоритами, диоритами и габбро.

      Следующий этап магматизма на территории Северного  Кавказа начинается с ранней юры. Существовавшие в ранней и средней юре в Осевой зоне эвгеосинклинальные условия привели к формированию типичных образований спилито-кератофировой формации и петрографически связанных с ними субвулканических тел кварцевых кератофиров, диабазов и диабазовых порфиритов. В платформенной Лабино-Малкинской зоне в это время проявляется вулканизм андезитового состава, сопровождаемый образованием субвулканических тел. На Восточном Кавказе с кратковременными поднятиями в средней юре связаны дайки «диабазового пояса».

      С конца средней - начала поздней юры  в предорогенную стадию развития альпийской геосинклинали в пределах Гойтхского антиклинория (Западный Кавказ) формируются экструзии и гипабиссальные тела гранитоидного состава, а в осевой части зоны Главного хребта - сложный комплекс интрузивных пород, относящихся, видимо, к  габбро-плагиогр анитной группе формаций.

      В меловую эпоху проявления магматической  деятельности известны на Западном Кавказе  и прилегающих районах Южного склона. Представлены они гипабиссальными и субвулканическими телами натровых порфиров и габброидов повышенной щелочности. Вероятно, к этому же времени следует отнести образование в Лабино-Малкинской зоне (р. Чегем ) штокообразного тела субщелочных габброидов.

      В кайнозое в связи с общим поднятием территории Северного Кавказа, по-видимому, к местам сочленения продольных разрывов с поперечными оказались приурочены центры магматической деятельности. К этому времени относится формирование магматических образований, относящихся к формации субвулканических гранитов. Завершается магматическая деятельность на Северном Кавказе извержениями Эльбруса и Казбека.