Магматические породы Кузнецкого бассейна

Ф. Н. Шахов, горн, инж.,

преподаватель Сибирского Техножогического Института.

Магматические породы Кузнецкого бассейна.

Введение.

Материалом для данной работы послужила коллекция изверженных пород, собранных проф. М. А. Усовым в 1923 году в Кузнецком бассейне (20,95). Разнообразные породы коллекции были взяты, главным образом, во время маршрута по р. Томи, которая была исследована от устья р. Бельсу до-города Томска.

Веся материал естественно делится на две главные части: 1) изверженные породы, связанные с угленосной толщей и 2) эффузивы девонских отложений. Первую группу составляют щелочные базальты Салтымаковского хребта и Караканских гор и их гипабиссальиые аналоги монцонит-эссекси-тового состава. В группу девонских эффузивов входят альбитофиры, разнообразные порфирита и мелафиры в составе диагенетизированных и зеленока-менных фаз, в понимании проф. М. А. Усова (36, 18—21). Сюда же можно отнести диабазы, слагающие у дер. Убиенной лакколитообразное тело.

Магматические породы Кузнецкого бассейна уже давно обращали на себя внимание исследователей, посещавших в разное время этот район. Если не считать отдельных упоминаний о различных изверженных породах в работах военных геологов1) начала XIX столетия, первые описания эффузивов, но без микроскопической обработки, мы находим у Щуров с кого, объехавшего Алтай в 1844 году (2). Первые микроскопические определения были даны К а р п и н с к и м для диабазовых пород окрестностей Гурьевского завода (3. 14—16) и базальтов р. Томи (3, 32) в 1875 году. В 1883 году вышла сводного характера работа по Кузнецкому бассейну горн. инж. Д. П. Богданова, который при описании пород пользуется материалами Щуров-ского (4, 200) и Карпинского (4, 1G5—1GG). Только начиная с 90-х годов прошлого столетия в работах по исследованию Кузнецкого бассейна появляются, правда краткие, микроскопические описания различных магматических пород. Такие описания даны Державиным (5, 114 — 125; 6, 29—35; 8, 98) для пород продуктивной толщи и девона. Интересно, что базальты Карпинского Державин называег мелафирамн (6, 118), исходя исключительно из предполагаемого древнего возраста каменноугольной толщи. Последующие работы кабинетских геологов, а именно: ВенюковаП. (7), Поленова Б. (10, 12), PI н остр анце в а А. (11) и То л м ач е ва И. (13) также не носят характера специальных петрографических исследований и содержат порою противоречивые описания для пород одного и того же обнажения. Единственной петрографической работой является небольшая статья Ф. Шнелль о диабазах в глинистых сланцах окрестностей города Томска (15). По исследованиям Янишевского эти диабазы секут нижнекаменноугольные осадка (16, 83) и, повидимому, являются отличными от описываемых в настоящей работе девонских эффузивов2).

*) Соколовский 2, Иван ид кий А. Гернгросо 2, Фрезе А. К., К у л и б н я н jp. Отчеты напечатаны в Горном Журнале за 1835—1843 г.г. Подробнее смотра (9, 218).

2) О пластовой жиле диабаза в нижнекамениоугольвом известняке упоминает Бутов II. И. (19, 146).

Среди последующих работ исследователей Кузбасса можно отметить отчет Янишевского (14, 10 и 19), который в определении пород придерживается названий предыдущих исследователей, работы Лутугннеких партий (17, 18 и 19) и, наконец, статью проф. М. А. Усова о тектонике Кузнецкого бассейна, где даны предварительные определения пород описанной здесь коллекции*).

Как видно на краткого обзора литературы, специальных петрографических работ но Кузбассу не имеется, и определения отдельных геологов носят случайный, часто противоречивый характер. Поэтому при описании пород я счел необходимым, по мере возможности, привести номенклатуру и определения предыдущих исследователей, у которых имеются описания соответствующих обнажений или очень сходных пород из других районов Кузбасса.

При составлении настоящей работы автор пользовался ценными советами и указаниями проф. М. А. Усова и поэтому считает своим приятным долгом выразить ему глубокую и искреннюю благодарность.

Магматические породы продуктивной толщи.

1. Монцонит-эссекситы.

Лучше всего проявляются эти породы на левом берегу р. Томи между улусами Курья и Сыркашев, где они слагают три небольших интрузивных тела (sill), залегающих согласно с вмещающими их аргиллитами Балахонской свиты продуктивной толщи Кузнецкого бассейна (20, —100). Кроме того, выхода таких же пород имеются по р. Томи в мысе Юльгель, вблизи устья речки Большой Майзас. Судя по литературе, породы этого типа довольно часто встречаются в южной и юго-восточной части Кузнецкого бассейна. Еще Щуровский описывает «похожую на черного цвета диорит» (2, 144) изверженную породу, прорывающую угленосную толщу на р. Мрассе, несколько выше татарской деревни Чувашики, и называет ее то мелафиром, то авгито-вым порфиритом. Интересно отметить, что названную породу Щуровский (2, 176—177) считал вполне идентичной «авгитовым порфиритам» (вероятно трахибазальтам Салтымаковского хребта), доставленным ему с участка р. Томи, между устьями реки Нижней Терек и р. Тайдона. и отличной от «порфира» с Нижней Терси, судя по описанию, похожего на девонские порфирита2).

Невидимому, о том же обнажении на р. Мрассе, выше на 4 версты улуса Камешок говорит Державин (5. 114). Порода названа диабазом, но, судя по описанию, она очень близко походит на монцонит-эссекситы улусов Курьи и Сыркашева. Тот-же автор отмечает три выхода таких-же пород по р. Усе (5, 116—117). Два из этих обнажений встречены в пределах продуктивной толщи, и породы этих выходов автор, считая их идентичными породам Мрассы, называет диабазами. Третий выход расположен близко к границе продуктивной толщи, на три версты ниже устья р. Чек-су. Державин выделяет породы этого обнажения, называет их мелафирами и приравнивает базальтам Караканских гор. Форма залегания этих пород представляется Державину в виде «куполов среди складчато-изогнутых }гленосных отложений» (5, 117). Эти же выхода по р. Усе описаны Толмачевым, который

г) Необходимо отмстить, что мною сохранена в главных чертах номенклатура, намечен» шая проф. М. А. Усовым для пород Кузбасса в цитированной статье.

у) г В массе его кое-где расссяпы кристаллы известкового шпата» (2, 170).

считает породы одного обнаа;ения ]) витрофировым плагиоклазовым профирл-том (13, 331), а породы другого2)—оливиновым диабазом с биотитом и роговой обманкой (13, 332). В обоих случаях включающие породы имеют отпечатки листьев Согйайез ер. По мнению автора породы залегают в виде пластовых жил и значительно варьируют в составе и структуре (13, 332), т. е. являются типичными гипабиссальными образованиями (37, 13—22). Наконец, аналогичные же породы с левого берега реки Тутуяс, несколько ниже устья реки Кызыр-су, описывает Яворский (18, 12) под названием конга-диабазов и считает их аналогичными породам Сыркашевского улуса.

В нашей коллекции имеются образцы трех пунктов: 1) левый берег р. Томи против улуса Курьи; 2) левый берег р. Томи несколько ниже улуса Сыркашева и 3) мыс Юльгель, вблизи устья р. Б. Майзас. Породы всех трех обнажений очень близки друг к другу как по структуре, так и по минералогическому составу, так что я позволю себе остановиться подробнее только на описании монцонит-эссекситов улуса Курьи, полнее всего представленных в коллекции, и лишь кратко отметить общие черты и особенности этих пород с двух других обнажений.

М о н ц о н и т - э с с е к с и т ы улуса Кур ь и.

Являясь типичными гипабиссальными образованиями, эти породы крайне варьируют в величине зерна, окраске, структуре и минералогическом составе, В центральных участках тела это ровнозернистые, габброидной структуры, пестрые, кварцевые ортоклазоплагиоклазовые породы с средней величиной зерна равной 3,5 мм. В краевых зонах они являются плотными черно-серыми породами, с меняющейся по интенсивности и часто слабо выраженной порфировой структурой, при почти полном отсутствии калиево-натрового щелочного полевого шпата и резком уменьшении, а порою и полном исчезновении кварца. Величина зерна в порфировых выделениях колеблется от 4.85 мм. до 0,16 мм. и в основной массе от 0,48 мм. до стекла в образцах непосредственно соприкасающихся с боковой породой. Контактовый метаморфизм выражен слабо, новее же ороговикование аргиллита чувствуется примерно на расстоянии 30 метров от контакта. Взятые образцы характеризуют тело в следующем порядке:

а) образец 39Ь представляет непосредственный контакт силла с аргиллитом:

б) образец 39с взят примерно в 3 7 см. от 39Ь; в) образец 39(1—в двух метрах от 39с; г) образец 39е—в двух метрах от 39(1; д) образец 391 в четырех метрах от 39е и, наконец; е) образцы 39д и 39Н взяты в центре телаг примерно, в 30 метрах от контакта.

Образец 39Ь представляет плотную черно-серую породу с тончайшими порфировыми выделениями плагиоклаза. В некоторых участках штуфа имеются редкие, неправильной формы вкрапленники  аггрегаты грязно-желтого порою слабо зеленоватого цвета и состоящие из призм плагиоклаза величиною в среднем около 1,5 мм. С ними же ассоциируют также неправильной формы и примерно такой же величины скопления кварца.

Под микроскопом в шлифе порфировая структура породы выявляется очень резко. Порфировые выделения представлены исключительно плагиоклазом, если не считать многочисленных вкрапленников-аггрегатов кварца, который, как увидим ниже, является образованием иного порядка.

Плагиоклаз (табл. I) обычно в умеренно-вытянутых, реже короткостолб-чатых призмах, сериально изменяющихся в размерах от 1,84 мм. до 0,16 мм. Наблюдаются скопления офитово расположенных призм. Очень распространены изменения, заключающиеся в серицитизация и в редких случаях в образо-

*) В двух верстах ниже устья р. Н.-Каоыиыха. 3) Около устья р. Назаса.

ваннн хлорита и эпидота по периферии зерен. Следует отметить, что наиболее измененными являются самые крупные фенокристаллы, порою целиком переходящие в серицит, и менее измененными, иногда даже совершенно свежими— небольшие кристаллики То же самое можно сказать о включениях стекла, которые сильнее всего развиты в наиболее крупных кристаллах и, несомненно, имеют связь с основной массой породы, в чем легко убедиться на рис. 1. Эти явления, а также и формы разъедания, часто наблюхающиеся у фено-кристаллов, убедительно говорят о наличии сравнительно высокой способности к усвоению у основной массы. Глинистый налет развит очень слабо. Зонар-ности нет. Спайность не проявляется. Чаще наблюдается андезинового типа умеренная полисинтетическая двойниковая штриховка, но изредка встречаются и простые двойники.

Т а б .1 и д а 1.

ВХ£  ВХр В\"|п 2 У I

¡Плоек• №

сраст. и*аг.

7 о

70.5 1 79.5

15

22.5

-80 -84°

ОНО)

72° : 7Я.5- ; 21 ; -'-89' I

30

88

88

Двойниковый закон и особенности кристалла.

Манебахскнй в.чкон. Феио^рпеталл длиною -1/24 мм. Очень большое количество включений стекла.

1 [ЮО]

.1. |Ю0]

Лейита длиною —1.84 мм.

Короткоеолбчатая призма длиною 0.68 мм.

Ни-

Номера плагиоклазов приведены по двойниковой диаграмме В. В. к и т и н а (30).

Кварц иногда встречается в небольших ксеноморфных; округленных, с бахромчатыми краями зернышках. Обыкновенно он присутствует в аггрега-тах роговиковой структуры с самыми прихотливыми неправильными ограничениями. На рисунке 2 изображено одно такое образование, длина которого равняется 1,24 мм. "Внутренние ограничения отдельных зерен обычно плавные или реже прямолинейные. Внешние ограничения—бахромчатые. Иногда в этих аггрегатах наблюдаются бухтообразные заливчики стекла, с которыми определенно ассоциирует биотит, проявляющийся в данном шлифе только в скоплениях кварца (рис. 3). Надо полагать, что кварц в подавляющем большинстве случаев является измененными метаморфизованными основной массой включениями боковой породы, а биотит новообразованием при процессе этого метаморфизма. Интересно отметить, что очень похожее явление наблюдал А. В. Лаврский (24, (>9) в траппах междуречья Лены и Енисея, где оплавленные остроугольные обломки кварца из боковой породы вызывают стеклообразование с появлением, как продукта реакции кварца и магматического раствора, авгиговых венчиков. Можно думать, что биотит в данном случае будет подобным образованием, тем более, что, как мы увидим ниже, стекло в основной массе чаше наблюдается вблизи аггрегатов кварца.

Основная масса неоднородно раскристаллизована в различных пунктах шлифа. Обычно это—микрофельзитовой структуры полевошпатовая масса буровато серого цвета от многочисленных точек кристаллов железной руды, видимо ильменита, судя по несколько удлиненным формам наиболее крупных

') Явления такого рода, невидимому, часто встречаются в гипабпеоальных интрузивах и связываются с последними стадиями остывания породы (44).

индивидов. Мелкие кристаллики ильменита не являются равномерно рассеянными по всему шлифу, а часто группируются в кучки—скопления около мельчайших зерен кварца и лейст плагиоклаза. Около крупных фенокристаллов, а также по периферии описанных кварцевых аггрегатов скопления ильменита образуют род ореолов, представляющих тонкие микролиты ильменита в стекловатой основной массе. Необходимо отметить, что стекло чаще всего ассоциирует с участками основной массы, примыкающими к порфировым выделениям плагиоклаза или обломкам кварца. Такое закономерное распределение стекла в породе определенно указывает на мало благоприятные условия кристаллизации в момент растворения магмой фенокристаллов и обломков боковой породы. С этим же обстоятельством, повидимому, связывается накопление лей-сточек ильменита у охлаждающих епликатсвый расплав поверхностей фенокристаллов и включений.

Принимая во ввимание наличие фактов, указывающих на процессы ассимиляции в описанном образце, его ни в коем случае нельзя считать нормальной изверженной породой, а скорее всего--эндоконтактовой разностью. С этим последним положением согласуется и состав плагиоклазов, как мы увидим ниже, более кислый, чем можно было бы ожидать для периферии этого тела.

Образец № 39-с, Темносерая, порфировой структуры порода с тонко, но яснозернистой основной массой. Порфировых выделений больше, чем в предыдущей породе, но по величине они менее резко отличаются от основной массы, и незаметно переходят в нее, изменяясь но величине в пределах от 1,45 мм. и до 0,22 мм. Средняя величина зерна основной массы приблизительно составляет—0,15 мм.

Порфировые выделения состоят из плагиоклаза, пироксена и бурого замещающего последний, похожего на амфибол минерала. Кроме того, кое где заметны скопления идиоморфного хорошо ограниченного кварца и кальцита; эти образования по существу не принадлежат к порфировым выделениям, а представляют заполнения миаролитовых пустот.

Плагиоклаз (табл. II) преобладает и по величине и по количеству кристаллов над фенокристами авгита. Обычно проявляется в призматического облика индивидах, но иногда встречаются ромбоподобные таблицы. Всегда зонарный и резко серинитизированный, с отложением по трещинам спайности, а также и по границам раздела зон, бурых аггрегатов высокополяризующего вышеупомянутого бурого минерала (рис. 4 и 5). Процессы такого замещения наблюдаются только в крупных, более основных по составу кристаллах плагиоклаза.

Таблица II.

№ ПО ПО- | ВХт. ;  В1Чр. 2 V- Плоек. | 1 | № '!

|рядку. 1 1 1  ; сраст.! ( 1 плаг. || . I!

1 28° 03е -¡-80 ; 1 о 53 '

2 31° 77° П2° — ! (010) 49

| 1 I 57° 7-1° 55° -¡--80е 1 I (010) 03 ,

1 1 | 01° 55° 46е + 82'' +72° ! (ою) 19

1 | 81° 61,0°  78,5° +80с 1010) •19 :

! 0 : -1 '2° 59° (!5Г' 4-86° ! (010) 09 1

II ¡1 7 ! 32е 70° -¡-82е ! (010, 50 !

Двойниковый закон и особенности кристалла.

_]_ (021). Очень зонарная серици-тизированная таблица длиною 0.90 мм. 1} _]_ (010). Небольшая п ризм а, I' меньше предыдущей, свежая. [

11-01]- Центрапьная часть большой серицитиаироваивой призмы. Длина 1,44 мм.

[001]. Периферия предыдущего | кристалла.

(010). Небольшой кристалл, \ такой-же, как № 2. ь

(010). Крупная таблица типа 3 (010) Периферическая часть предыдущего.

Кроме того, у одного из крупных кристаллов была определена величина двупреломления для самой крайней зоны, и получены следующие цифры: Жд— —Мр —0,0065; 0,0033; 2\ = + 89° (по вычислению). Возможно,

что внешняя оболочка плагиоклазов может достигать № 401)-

Таким образом, можно наметить две генерации плагиоклазов в порфировых выделениях. К первой относятся крупные измененные кристаллы с составом ядра от А? 69 до № 53 и периферической части Л« 49 и кислее. К второй—небольшие свежие призмы, редко зонарные, с составом ядра $ 49.

Пироксен реже, чем плагиоклаз, наблюдается в порфировых выделениях. Величина его зерен меняется, но никогда не достигает размеров призм плагиоклаза. Окраска слабофиолетовая. Обычно зоварный и дает прекрасные двойники. Чаще проявляется в оплавленных округленных зернах с каемкой бурого плеохроичного вещества, природа которого, видимо, очень близка к амфиболоподобному минералу, заполняющему трещины спайности в плагиоклазах. Лорою встречаются крупные псевдоморфозы этого вещества по пироксену, и тогда ясно виден лапчатый минерал с реликтовыми включениями авгита, окруженного каемкой несколько темнее окрашенного, чем остальной фон. вещества, с менее яркими цветами поляризации и плеохроизма (рис. 8). Пироксен так-же, как и плагиоклаз, изменяется в составе и, вероятно, тоже представляет две генерации, за что говорят наблюдаемые иногда обрастания сильно оплавленного кристалла авгита другим, различно оптически ориентированным индивидом (рис. 6). Замеры отдельных зон обрастания фенокристалла (рис. 7) дали следующие результаты, Зона а : 2 V = + 44°; 0^ = 43,5°. Зона 6 : 2 V == —52°; = Зона в : 2У = + 57°; (Жд —49\ Сравнительно небольшой угол оптических осей заставляет отнести пироксен к бедным Са пироксенам Валя (55, 110), причем количество кальция увеличивается от центра к периферии. Большой угол погасания, вероятно, обуславливается содержанием титана (56,515), на что указывает и слабая фиолетовая окраска.

Крайне распространенным является в породе бурый минерал, обычно образующий псевдоморфозы по пироксену. Цвета его окраски меняются от светложелтых до темно бурых, почти черных. В наиболее светлых экземплярах плеохроизм выражается всегда живее—так-же, как живее проступают высокие цвета поляризации. В этих же случаях можно очень хорошо наблюдать довольно отчетливо и резко проявляющуюся спайность по одному направлению с прямым, или м. б. близким к нему, погасанием. Весьма возможно, что темноокрашенные экземпляры принадлежат к индивидам с сечением по плоскости спайности, но, видимо, кроме этого темнобурая окраска зависит и от следующего обстоятельства: самой главной особенностью минерала является неоднородность его строения, выражающаяся в полосах—пятнах бурого железистого материала, забивающего кристалл и затемняющего его оптические свойства. Высокий рельеф, высокое двупреломление, неоднородность—пятнистость минерала очень напоминают базальтпческие роговые обманки, описанные Розенбутпем (50, 235—236) под именем синтагматита, являющегося характерным для основных щелочных пород. Но с другой стороны одна система спайности с прямым погасанием близко напоминает нддингсит (50, 159). Интересно отметить, что синтагматит,—так-же, как и иддингсит, имеет химически связанную воду в количестве 2,5°/о и, таким образом, может явиться минералом, образующимся в сходной для иддингсита обстановке.

Матерьял, которым мы располагаем, не дает возможности и права определенно назвать этот минерал, но зато позволяет до некоторой степени приблизиться к выявлению обстановки его образования. Мы уже упоминали раньше, что бурый минерал, в который переходит пироксен, отлагается по

*) С,м. диаграмму ЗУ для плагиоклазов у пр. М. А. Усова (35).

трещинам спайности и линиям зон в порфировых выделениях плагиоклаза. Мало того, необходимо отметить, что обычная форма его внешних очертаний—лапчатая, расплывчатая, с длинными хвостами—нитями, проникающими в трещины и границы соседних минералов. Отсюда естественно вытекает, что образование этого минерала происходило в момент, когда главные компоненты породы находились в твердой кристаллической фазе. В данном случае главная масса минерала создает псевдоморфозы по пироксену, вероятно, в момент, близкий к заполнению миаролитовых пустот кварцем и кальцитом. Доказательством последнего положения служат миаролитовые пустоты, заполненные лдиоморфным кварцем и нашим бурым минералом (рис. 26), за которым мы для удобства описания сохраним название иддингсита. Сонахождение иддинг-сита и кварца в миаролитовых пустотах, а также способность его к миграции и замещению других минеральных компонентов породы, позволяют думать, что исходным матерьялом для его образования служит остаточный кремнистый раствор, к которому примешивается вещество замещаемых минералов. Таким образом, в данном случае мы имеем дело с процессом аутометаморфизма1). осложненного процессом замещения—явлением, которому уместно придать название аутометасоматизма.

Кварц встречается всегда вместе с кальцитом и притом в очень небольшом количестве. Обыкновенно обладает прекрасными кристаллографическими ограничениями (рис. 9). Кальцит редко имеет прямолинейные контуры и всегда •заполняет промежутки между кристаллами кварца. Минералы, примыкающие к скоплениям кварца и кальцита, всегда обладают хорошо выраженными прямолинейными ограничениями, причем кристаллографические грани проявляются лишь в той стороне минерала, которая граничит с бывшей миаро-литовой пустотой (рис. 18). Заполнение пустот кварцем и кальцитом сопровождалось частичным метаморфизмом породы, на что указывают тонкие чешуйки совершенно свежего биотита по окраинам этих образований, а также более резкая серцитизация ближайших призм плагиоклаза.

Основная масса—офитовой структуры и состоит из лейст плагиоклаза, авгита, иддингсита и большого количества длинных офитоворасположеяных ^гол ильменита; кое где замечаются скопления колчеданов, Интерстиции лейст плагиоклаза часто бывают заполнены вместо пироксена пестро поляризующим, яеоднородным иддингситовым матерьялом. Особенно сильно развиты эти образования вблизи колчеданов. Невидимому, последние отлагались в породе в позднейшие стадии ее жизни и. возможно, сопутствовали образованию иддингсита.

Колчеданы образуют неправильной формы ветвящиеся аггрегатм с скоплениями иддингсита и биотита. Розоватая окраска в дневном отраженном свете напоминает пирротины или никкелевые колчеданы. Встречается и пирит.

Химический анализ породы дал следующие, результаты: &Ю2—51,10%; Л)2 03—17,76%; 1^е2 03—5,57%; Ге 0-7,53%; Мд О—3,58%; Са 0—7,15%; ]чта2 О — 2,44%: К2 0 — 1,1.4%»; Н2 0 — 0,50%; потери при прокаливании — 1,19%. Символ породы по Л е в и н с о н у-Л е с с и н г у— 1—-(27 ),

1,7 а

что. согласно химической его классификации, определяет нашу породу, как диорит (26).

Образец 39-(1. Темносерая, несколько светлее предыдущей, почти ровнозернистая с очень слабо выраженной порфировой структурой порода. Порфировые выделения представлены только плагиоклазом, призмы которого, изменяясь сериально в своей величине от 4,85 мм. до 1,13 мм., незаметно переходят в основную массу. Основная масса состоит из плагиоклаза, пиро-

*) См. работу Колонн (44) или II. ОгиЬептапп ипс1 Р. N1 й^И (46, 182—190).

ксена, иддингсита, биотита, ильменита, сфена, кварца и кальцита, причем последние три минерала встречаются редко и не являются существенными составными частями. Из всех составляющих породу компонентов только один плагиоклаз обладает кристаллографическими ограничениями и в сочетании своем с пироболами придает офитовый характер структуре породы. Величина зерна основной массы варьирует в пределах от 1,13 до 0,11 мм.

Плагиоклаз такой же, как в 39с. В порфировых выделениях серицитизи-рован и с большим содержанием аноргитовой молекулы, чем плагиоклаз основной массы (табл. III).

Т а б л и ц a 111.

порядку. i UN-. BXm. JiNp. 2V. j Плоек, j сраст. .V* плаг. Двойниковый вакоы и особенности кристалла.

1 5S » 37 +86 J 1 (010) 63 ! [001]. Крупный фенокристалл дли-| ною 4,85 мм, Серицитизированпый, ; зонарный. Ннутрепвяя часть.

2 7-S 34° 62° I | -j -88' i j (010) 63 J [ооп Тоже - . Вторая пара (010) 1 р : двойников.

3 , 63,5' 57- 45 • ~|--74"; +74 j (010) 50 ; [001] Те же ди )йники, что в № 1.  1 но внешняя часть.

4 77' 46 47 i 1 + 72 . 1 i (010) 50 [ [001[ . Тонкая лейста основ- (010) ной массы.

5 62.5 btyi 45c + 74° i (010) 50 [001]. Широкая таблица основной массы, зоварна!.

Пироксен в очень мелких зернах. Проявляется так-же, как в 39 с, с той разницей, что уже не встречается в порфировых выделениях. Некоторым отличием данной породы от 39-с является присутствие в довольно значительном количестве биотита. Плеохроичный в светло-желтых тонах во внутренних частях кристалла, биотит обладает зеленой окраской в периферических. Дву-лреломление изменяется очень немного в связи с изменением бурой окраски на зеленую. В шлифе преобладает зеленый биотит. По количеству мало уступает авгиту. С биотитом всегда ассоциирует идди'нгсит и, как это можно усмотреть из характера аггрегативных скоплений этих минералов (рис. 10), частично замещает и образуется за счет биотита. Таким образом, надо полагать. иддингсит может замещать все ппроболы данной породы, и отсутствие в основной массе предыдущей породы биотита может быть легко объяснено полным его замещением иддингситом.

Ильменит в большом количестве, в иглах длиною до 0,93 мм. Кое-где превращен в лейкоксен. Иногда появляется сфен. Миаролитовые пустота, наполненные кальцитом и кварцем, проявляются также, как и в 39-с. Некоторым отличием служит присутствие зерен кварца и его аггрегатов, которые кальцитом не сопровождаются, но всегда сохраняют прямолинейные угловатые формы ограничений (рис. 11). Эти образования как-бы играют роль предвестников пегматитовой остаточной кварцевополевошпатовой массы, сильно развитой в ближе расположенных к центру частях интрузива.

Образец 39-е. В связи с бблыпей индивидуализацией полевого шпата, порода обладает темносерой, но более светлой, чем 39-с1, окраской. Структура-

макроскопически равнозериистая. Под микроскопом все-же можно еще различать редкие порфировые выделения плагиоклаза № 62, зонарного и в двойниках по Карлсбадскому закону. Размер этих призм небольшой и достигает примерно 1,87 мм. Зерна основной массы крупнее, чем в предыдущей породег и редко бывают меньше 0.45 мм.

Состав основной массы немногим отличается от предыдущей породы. Главным отличием является большое сравнительно количество кварца, проявляющегося так-же, как и в 30-«I, но без кальцита. В данном случае образование кварца ассоциирует с другими минералами, и—надо полагать—мы имеем дело со стадией переходного характера от магматической к пневмато-литовой. Дело в том, что одновременно с кварцем кристаллизуется биотит, т. к. часто можно видеть проникновение тонких нитей биотита в кристаллы кварца, аггрегаты которого не имеют уже очертаний, характерных для миаро-литовых пустот (рис. 12). Некоторым структурным отличием от предыдущих пород является преобладание коротко столбчатых призм—таблиц плагиоклаза, что придает структуре диоритовый характер. Кроме плагиоклаза и ильменита все остальные компоненты обладают близкими к аллотриоморфным ограничениями.

Образец 39-1 Грязносерая с слабым коричневым оттенком средне-и ровнозернистая порода. Величина зерна редко превышает 1,50 мм. и не бывает ниже 0,60 мм., так что можно невооруженным глазом заметить серо-ватобелые партии полевого шпата и резко блестящие на плоскостях спайности темноцветные компоненты. Порфировых выделений не наблюдается даже иод микроскопом, и порода имеет структуру, приближающуюся к офитовой. По минералогическому составу несколько отличается от предыдущей. Преобладающим компонентом является плагиоклаз в офитоворасположенных коротко-столбчатых призмах, в интерстициях которых расположены лишенные кристаллографических ограничений авгит, роговая обманка, иддингсит, биотит, небольшое количество щелочного полевого шпата и кварца, пегматитово прорастающих друг друга, и довольно значительное количество апатита, ассоциирующего с биотитом и иддивгситом. Сочетания оироболов и пегматитового остатка несколько различные. Первые кристаллизуются, или прорастая, или отчасти резорбируя плагиоклаз, тогда как вторые занимают прямолинейно-ограниченные. чаще треугольные участки между призмами плагиоклаза. Офитовый характер структуры подчеркивается пересекающимися под различными углами длинными иглами ильменита. Кое-где замечен кальцит.

Состав плагиоклаза., невидимому, одинаков для всех кристаллов породы (см. таблицу IV) и отвечает составу плагиоклазов основной массы предыдущих пород. Выделяется вскоре вслед за пироксеном, т. к. часто резорбирует последний (рис. 14), растворяясь в свою очередь одновременно с авгитом и роговой обманкой (рис. 13 и 14).

Т а б л и ц а IV.

......№ !

по по ; БХ рядку | _

Дяоиппковый закон и особенности кристалла.

1 | ИР ГуУ- \ '10е +78° (010) | 12

Г001] Центральная часть очень || (010) зонарного кристалла, не- ] сколько выделяющегося по вели- | чине. |

2

[001]. Тонкозонарная небольшая лей- \ ста.

79е ; 17,5° 11е +84с (010) Ю

[001] КороткостолОчатая призма, ¡1 (010) ' слабо зонарная, средней 1[

4 55° ; 41° 72е

величины. I

50 Спайность по (001) в предыдущем

кристалле.

Авгит титанистый слабофиолетовый, часто обрастает по краям зеленовато-бурой роговой обманкой. По константам приближается к магнезиальным титансодержащим пироксенам. 2V изменяется OT-f-400 до-^42°. CNg—от 39° до 48°. Интересно отметить, что переход авгита в роговую обманку часто сопровождается одновременным образованием биотита (рис. 15). Иногда растворение пироксена заходит так далеко, что от него остаются лишь причудливой формы маленькие островки среди аггрегата роговой обманки, биотита и иддингсита (рис. Iii).

Роговая обманка чаще проявляется в виде наружной каймы пироксена,, но иногяа наблюдаются и отдельные кристаллы бурого цвета с слабым оттенком зеленого. По константам приближается к обыкновенной. CNg 18°—20°. Плеохроизм: по Ng—слабо-зеленовато бурый, по Np—светло-желтый. Встречаются экземпляры, очень слабо окрашенные в светлобурые и даже голубоватые оттенки.

Иддингсит преобладает над остальными компонентами породы. Чаще всего ассоциирует с мелкими обрывками биотита, который частично в него переходит (рис. 11).

Кварц встречается в двух видах: заполняя совместно с кальцитом миа-ролитовые пусюты и с калпевонатровым полевым шпатом в пегматитивом срастании. Кальцит иногда один без кварца заполняет прямолинейно ограниченные пустоты (рис. 18).

Калиевонатровый полевой шпат триклннный. Редко встречается в кристаллах свободных от вростков кварца и всегда в таких случаях оказывается резко ксеноморфным по отношению ко всем минералам, кроме кварца, который всегда выделяется или после него или одновременно с ним (рис. 19). 2 у —_54°.

В (Oei) Ng= 87°; BKm = 10°; P»Np — 81°.

Образцы 39 h и 39 g представляют совершенно одинаковые породы пестрой окраски. Белые пятна полевых шпатов неясно выделяются среди черносерых скоплений темноцветных компонентов. На первый взгляд породы обладают равнозернистой габбороидной структурой и только под микроскопом обнаруживают слабо выраженную гипидиоморфную структуру. Минералогический состав тот же, что и в предыдущей породе, если не считать необычного обилия включений циркона в биотите. Величина зерна в 39g колеблется от 4 мм. до 1,4 мм., а в 39h от 4 мм. до 3,4 мм.

Плагиоклаз, как видно из таблицы У, несколько кислее, чем в предыдущих породах. Выделяется в данном случае одновременно с пироксеном (рис. 20). Всегда идиоморфен но отношению ко всем остальным минералам породы. Тонкозонарный; каолшшзирован и серицитизирован. Часто монцови-тово обрастает калпевонатровым полевым шпатом (рис. 21).

Пироксен очень редко встречается в индивидуализированных кристаллах, а обычно срастается с плагиоклазом (рис. 20 и 22). Всегда обрастает по краям амфиболом. Обособленный кристалл пироксена обладает константами: 2V=-j-f>2° и CNg — 44°. Лапка в плагиоклазе (рис. 20): 2V = -)- 58° и CNg ™ 35°. Надо полагать, что в первом случае мы имеем пироксен магнезиальный, который выкристаллизовался вперед плагиоклаза. Совместно же с плагиоклазом кристаллизовался минерал обогащенный кальцием и более бедный титаном.

Роговая обманка чаще встречается в виде оторочек кристаллов пироксена,, но иногда можно наблюдать и отдельные самостоятельные ее индивиды. Окраска очевь изменчива; чаще слагается из бледно-голубоватых и бурых тонов. CNg — 28°—31°; 2V - —60°. Судя по небольшому углу оптических осей и большому углу погасания, роговая обманка, видимо, в данном случае приближается к катафориту (50). Вероятно, мы имеем дело с рядом постепенных переходов от обыкновенной роговой обманки (образец 39f) к щелочной, в связи с повышением содержания щелочей в центральных частях силла.

№ . j ,Ns | j i ¡ образ-i по но-i IíNíí. BNm. | BNp. | 2V

Таблица V.

Плоек.

na ! рядну.

í

1 ; 2U

30r

38 t;2

7 ! 23

8 : m»^

I

í) ¡ 80

10 ; с i

05

OS

12.

11

üir-

сраст.

(»2

03

o<S'

82'

• >o

O-).;

5G, 29;5 ' 7G.B

85

80' ¡+78* 1 J i -i-810

4-8-r-

-J 88' 80./' 1 —70'

83 ¡ j

!-. ftoc ,

-80 ¡

i

- U'>K»)

Л». ü

и

85.-'  4-78'- ! (001) 42

17

1 1

-18 15

II

[l I1

40

10 39

Двойниковый закон и особенностей кристалла.

]_ |100| Центральная часть (001) крупной тонкозо-нарной таблицы с перекрещивающимися двойниками.

]_ [100] Тонкозонарная таб-(001) лица с сложными полисинтетическими двойниками.

i [ИО]

Тоже, что Ms 1.

J 11001 Проросший авгитом (001) кристалл.

Плоскость спайности по (001) в предыдущем кристалле.

(010). Тонкозонарный простой диойиик, обрастающий калиевонатровым полевым пшатом.

j (010) Кристалл подобный п ре д ы ду i це vi у Г ро й а и к. Opa -ст&ние I и II.

¡001] Срастание П н III.

. [ООН

"растанпе III u I.

-12 ¡¡ Плоскость спайности но (001) j: в I индивиде.

Ю ¡i Плоскость спайности но (010) в I индивиде.

Биотит всегда свежий в ярких красных тонах плеохроизма; изобилует включениями циркона и апатита с резко выраженными плеохроичными двориками. Кроме биотита кое где замечены топкие кристаллы бесцветной слюды, ассоциирующей, подобно биотиту, с иддингс-итом.

Калиево-натриевый полевой пшат встречается редко в отдельных зернах. Обычно он или обрастает плагиоклаз, или кристаллизуется в гранофировж срастании с кварцем. Иногда среди поля микропегматита можно видеть довольно крупные, очень резорбированвые кристаллы этого минерала (рис. 55). выпадающего, невидимому, вперед растворяющей его шассы. 2У =—50°; В_]_(оо1) ^=80°; ГШт~12°; ]ЭДр — 83°. Вероятно богатый натром, близкий к анортоклазу триклинный щелочной полевой шпат. По Винчеллю (57, 722) — содержит <'.Ог'/о анортоклаз-альбитовой молекулы.

Химический анализ породы дал следующие результаты: 8 1 02 — 56Д6°/о;

= 17,300/о; Ъ\09 = 4,94°/о; РеО — 6,(>8(,/о; Сао"= 5,100/«; 1^0 = 1,80%;

Ка40~3,78°/о; Ка0 — 4,22°/о; На0 —о,61°/о н потери при прокаливании—0.79*м,

л 7Г 1,67(1 К т,

Символ породы по Левинсону-Лессингу : — . и данном случ(>

1 . ^ 1/Л

порода точно совпадает с клеткой эссекситов (26).

Принимая во внимание изменения в структуре и минералогическое составе описанных пород, мы можем разделить их на три группы с более или менее постепенными между ними переходами. К первой группе относится порода 39Ь с заметными следами ассимиляции боковых пород и резким переходом к более основным образованиям второй группы—образцам 39с-е. Породы: второй группы обладают всегда хорошо выраженной порфировой структурой Февокристаллы представлены, главным образом, плагиоклазом и лишь в крайних членах, близких к контакту, пироксеном. По мере удаления от контакт), число порфировых выделений уменьшается и повышается содержание натра, в порфировых выделениях плагиоклаза, но по сравнению с породой первой: группы (39Ь) плагиоклазы являются значительно богаче анортитовой молекулой

Первая группа имеет очень небольшое распространение от зальбандл. так как уже в 17 см. от 39Ь взят образец второй группы — 39с, начиная : которого состав пород непрерывно изменяется в сторону обогащения кремнеземом. Мощность пород второй группы немного превышает 4 метра. Наибольшими размерами обладает третья группа ровнозернистых пород по составу плагиоклаза очень близких к основной массе пород второй группы, но обогащенных в сравнении с последними богатым газами кварцево-полевошпатовшт остатком. Необходимо указать, что внутри этой группы пород по мере удаление от контакта все же наблюдается слабое, но непрерывное повышение кислотности, что очень хорошо иллюстрируется сравнением состава плагиоклазов с образцах 39д и 39Ь, взятых на расстоянии 30 метров от зальбанда и очен* близко друг от друга. В 39д средний состав плагиоклаза—№ 15, в 39Ь—Л» 40*.

Образование описанных пород нельзя объяснить только кристаллизационной дифференциацией магмы. Порфировая структура, зонарные пироксены и другие признаки стесненных условий кристаллизации, наблюдаемые во второй групп* пород, позволяют считать эти породы наиболее близкими по своему составу в, первым порциям остывания интрудировавшей магмы. От этой основной группы: происходят изменения в сторону повышения кислотности как к зальбандам. так и к центральным частям силла.

Повышение кислотности к контакту можно объяснить или ассимиляцией боковой породы или отстаиванием магмы. 'Гак как мы имеем дело с контактами висячего бока, то последнее объяснение становится как будто возможным. Однако, признаки ассимиляции в породе 39 Ь, а также начинающееся через 17 см. увеличение кислотности, а не уменьшение ее к основанию силла. как следовало бы ожидать при допущении процесса отстаивания, заставляют отказаться от этого объяснения и считать, что в образовании 39 Ь существенную роль играла ассимиляция магмою боковой породы *).

Очень интересной в этом отношении является работа Бэна по исследованию процессов ассимиляции, в норитах СОдбори (40). На рис. 23 помещена его диаграмма, изображающая изменение в составе норитов в связи ^ удалением от лежачего бока. Нетрудно убедиться, что характер изменения в составе норитов совершенно такой же, как и у наших эссекситовых пород несмотря на то, что в нашем случае мы имеем дело с контактом висячего бока. Резкое понижение кислотности на отрезке А В вполне соответствует переходу от 39 Ь к 39 с на протяжении 17 см. и еще раз указывает к?.

!) Это положение согласуется с наблюдениями С. А. Яковлева над Олонсдкимя диабазами, в которых процесс отстаивания захватывает только самыо нижние горизонта покровов и интрузивных пластов. При общей мощности тела в 45 метров признаки отстаива-иия наблюдаются только на протяжении 3 метров от лежачего бока (31,12).

полную невозможность объяснить образование 39 Ь отстаиванием магмы*). Дальнейшее повышение кислотности на участке В С вполне отвечает изменению в составе II и III групп наших пород. Принимая за первичный состав магмы средний анализ пород, прилегающих к контакту, Бэн, путем сравнения среднего состава всей диаграммы и предполагаемого первичного, делает заключение, что образованию норитов предшествовала ассимиляция магмой большого количества боковых пород (38% конечного состава), при наличии крайне слабого контактового метаморфизма

Работа Б у на дискуссировалась Фемистером (49) и Боуэном (43). Так же, как и они, мы не можем согласиться с вычислительной частью работы Бэн а, но нам хотелось бы отметить один факт, которому во время дискуссии удедилось очень мало внимания. Интересно, что далее Бэн не делает никаких попыток к объяснению резкого понижения кислотности на участке А 8. Вам дажется, что поскольку это явление легче всего объясняется процессом ассимиляции, постольку оно представляет очень веский аргумент для характеристики и доказательства способности магмы к усвоению боковых пород. Если мы допустим, что увеличение кислотности к зальбанду объясняется процессом ассимиляции, то точка В на кривой 81 02 (рис. 23) должна принадлежать породе с близким химическим составом не к первичной интрудировав-шей магме, а, как мы указали выше, к первой достаточно основной порции остывания. Бероятно, пренебрежение этим обстоятельством и является главной причиной того, что попытка Бэн а — вычислить размеры ассимиляции, которая в данном случае характеризуется повышением кислотности на небольшом сравнительно отрезке кривой от В к А, оказалась неудачной. Кроме того, по-видимому, колебания в составе породы не всегда происходят так просто, как это изображено на рис. 23. Мною приведена здесь вторая диаграмма Бэн а для другого участка норитового тела (рис. 24;, где, повидимому, ассимиляция была энергичнее, и прежде чем достигнуть своего минимума кривая для 02 переживает несколько максимумов и минимумов второго порядка. Такое колебание в составе может быть объяснено только процессом ассимиляции, и тщательное изучение краевых зон подобных гипабнссальных тел может дать очень ценный и интересный материал для выяснения роли ассимиляции в процессе дифференциации магмы.

Несколько проще происходил процесс кристаллизации пород третьей группы. Мы видели при описании соответствующих образцов, что по своему составу ;уги породы приближаются к составу основной массы пород второй группы, а в некоторых случаях являются даже кислее ее, судя по номеру плагиоклаза и заметному увеличению кварца. Кроме того, из рассмотрения структурных соотношений различных минералов мы имеем случай убедиться, что признаки неполных реакций прерывных (ряд: авгит я*-» амфибол биотит) и непрерывных (зонарные плагиоклазы) рядов Б о у э н а (42) очень распространены и резко выражены в наших породах. Естественно поэтому, что образование пород третьей группы легко может быть уложено в рамки кристаллизационной дифференциации, понимая процесс кристаллизации, как комбинацию рядов Боуэна, в результате чего образуется накопление активного кварцевополевошпатового остатка.

М о н ц о н и т - э с с е к с и т ы Сырка ш е в с к о г о улуса.

Породы Сыркашевского улуса были описаны Толмачевым (13,430) под именем кварцево-оливиновых диабазов. В моем матерьяле оливин не наблюдался, и, вероятно, обилие пддингеита. в принятом мною смысле для этих пород, послужило причиной такого определения. По минералогическому

.*) Бон описывает увеличение кислотности к контакту лежачего бока, что, конечно, не м иг-иыть объяснено отстаиванием..

о 1 о i

составу породы являются вполне идентичными монцонит—эссекситам улуса Курьи. Некоторое отличие заметно в том, что данные породы достигают более крупно-зернистых разностей (7.7 мм.), богаты колчеданами и содержат более кислые (табл. У1) номера плагиоклазов, что, надо полагать, связывается с большею мощностью силла.

Таблица VI.

а

s н

1 Т* а

СО ci

i fi f-

! ь- Е

о О

! о о а

j п

1 Е-

О

! BXg ¡ B\m BN'p 2V

£ 5

о s

° s

ьг со S t-

°S

Л л — о

03 ^

a M

~ ее

ьЯ> ^

Двойниковый закон и особенности кристалла.

36d ;60 см.

36с : 3 м.

37'

68°

30-

9/1

29

ог 45°

ores0

36b ' 25 M. ! 70

71е

67(

74°

53:

80° 83°

+75

+78г

-82е !

+72-+76''

20 ;

21(

24'

84:

84е

84°

•77г

90'

90;

Ьэ \ _L im Фенокристалл дли-! (001) ною 4. 21 мм. при ве-| личине верна основной массы—О,08 мм.

42 \ [001]. Краевая зона фенокри-| сталла длиною 1,45 мм.

i J_ (ОЮ). Ядро лейсты основ-¡ ной массы Длина —0.8! мм.

40 | (ОЮ). Зонарная лейста ос- |

новной массы длиною — ; ¿ 0,54 мм.

47 ; Спайность по (010). Лейста : основной массы.

36 : Спайность но (001) в круп-

ном, длиною 7,7 мм. кри-; сталле.

i

37 Спайность но (001) в зерне дли-

ною 3,21 мм.

3S , J_ (001). Такая же как нреды-, дугдая призма.

Пироксен богаче кальцием, чем в породах улуса Курьи. 24—от —}- 50° до 53°. СЫд—от 41° до 48°. Амфибол, как и в породах Курьи, появляется лишь в крупнозернистых разностях. 24——74°. СИд—от 15е до 19' . Плеохроизм: по Nд—грязнозеленоватобурый; по Мт—то-же; по Np—светложелтый. Калиевонатровый полевой шпат замечен только в 36Ь; в сравнении с анор-токлазом Курьи несколько богаче К. —64°; В_]_(1Л1) Мд —88е; В!Ут = 9° В1\1р=82°.

Кварц, кальцит, биотит, ильменит и иддингеит проявляются так же, как и в породах улуса Курьи. Некоторой особенностью данных пород можно считать наличие колчеданов (пирротина и медного колчедана), всегда сопровождающихся образованием серицита, хлорита, эпидота и сфена. как продуктов разрушения составных частей породы *). Наконец, необходимо отметить некоторые особенности в структурных взаимоотношениях кварца и полевых шпатов. Чаще кварц встречается в пегматитовом срастании с щелочным полевым шпатом. В этом случае вросткн кварца обладают прямолинейными огра-

Наличие этих вторичных минералов в данном случае безусловно связывается с гидротермальной стадией формирования породы (53. 263).

ничениями. Но иногда можно довольно ясно наблюдать мелкие, неправильно ограниченные (рис. 25), похожие на мирмекит вростки кварца в плагиоклазе. Такое различие в структурных соотношениях кварца с полевыми шпатами может быть объяснено п епеныо сходства пространственных решеток ;?тих минералов (22) и позволяет довольно легко различать плагиоклазовые срастания кварца от микропегматитовых. Очень часто можно наблюдать внедрение мирмекитового вещества в идиоморфные кристаллы плагиоклаза (рис. 20). Имея ввиду бедность наших пород калием, нельзя не согласиться с Свнталь-ским, наблюдавшим подобные явления в монцонитах р. Ципикана (33,130). что мы имеем дело с двойной эвтектикой кварц-плагиоклаз

М о н ц о н и т - э с с е к с и т ы мыса Ю л ь г с л ь.

Обнажение прослежено на протяжении 30 метров. Порода очень выдерживается по структуре и никогда не достигает величины зерна выше описанных образований. В коллекции имеется только один образец ('№ 45) средне-зернистой серой породы, приближающейся по внешнему виду к 39е. Крайне слабо развитая порфировая структура заставляет отнести ее к переходному члену между II и III группами пород2). Структуру можно назвать сериально-гипидиоморфной. Состав породы отличается от 39е только большим количеством колчеданов и почти полным переходом темноцветных компонентов в хлорит и впидот. Миаролитовые пустоты присутствуют, камеры плагиоклазов дали следующие результаты (табл. VII).

Т а б .1 и ц а VII.

BNg BNm i| BNp j 2V jl И'- -1 ЛЬ i IjcpaoT .: плаг. 1 Двойниковый закон и особенности кристалл*.

и 1 i <Н> 83.:. | ;! Ii ; -}-82n!; (010)1, l-r ! h _[ (010) Серицитизпронанный крупный крп сталл.

70 i : j 24 jj 78;-j 1 | ¡i 1 11001 (ОН») Длиннан очень «ерпцитнзированная |, призма: ближе по размерам к оспой ной ! массе. ч«'М предыдущий кристалл.

По мере исследования Кузнецкого бассейна описанным нами породам придавались различные названия. Щуровский (2,144) и Богданов (11,200) называли ихмелафирамииавгитовымияорфиритами, Дера;авин (5,114—117) диабазами, Толмачев породы улуса Курьи назвал кварцевым диабазом (13,430), а улуса Сыркашева—кварцевооливиновыми диабазами и, наконец, Яворский—конгадиабазами (18,12). Принимая во внимание щелочной характер описанных пород, мы не можем согласиться ни с одним из перечисленных названий. Ближе всего к нашим породам подходят, с одной стороны эссекситовые диабазы Крыма, описанные Мейстером (29), и с другой— монцониты р. Ципикана, описанные Свитальским (33). Поскольку наши породы не претерпели зеленокаменного преобразования3), нет никакой необходимости пользоваться термином диабаз, под которым чаще всего подразумеваются испытавшие это преобразование породы. Сильная изменчивость к

См. также U. Grubönmann und Niggli (46, 434).

2) См. описание пород улуса Курьи.

3) Лучшим доказательством свежести пород является отсутствие лертнта в Tiisox неустойчивом минерале, как анортоклазовый полевой шпат (39.304).

составе, сравнительно слабое содержание калия и обилие кварца в породах центральных частей силлов ставят в необходимость предпочесть двойное название—монцонит—эссекситы.

2. Щелочные базальты.

Эти породы залегают покровами среди верхних горизонтов угленосных осадков (20,109 и 19,150) и, булучи вместе с последними дислоцированы в пологую синклинальную складку, образуют известную «мелафировую подкову^, южная часть которой носит название Караканских. а северная—Салтыма-ковских гор.

Породы эти были известны еще Щуровскому (2,176 — 177), который принимал их за «авгитовые порфириты» и считал аналогичными монцонит— эссекситам р. Мрасьт. Первое микроскопическое исследование их произвел в 1875 году Карпинский (3,32—33) и назвал базальтами. Это название недолго продержалось в литературе. В 1893 году Д е р ж а в н и (5, 118—119), имея в виду палеозойский возраст угленосных отложений, переименовал базальты в мелафиры, а в 1901 году Поленов (12,297)— в палеобазальты. Название мелафир удержалось за этими породами до самого последнего времени (19,150) и только проф. М. А. Усов (20, И0'> в своей последней работе по Кузнецкому бассейну указал на их трахидоле-ритовый характер. Поскольку в широкой петрографической литературе иод мелифирами понимают диагенетизированные аналоги щелочных (25,759 и 28,277) или нормальных базальтов (36,17). мы не можем принять термин— мелафир—подходящим к нашим породам, исследование которых не обнаружило каких либо ощутительных следов диагенезиса. Мало того, как мы увидим ниже, явственно проступающий щелочный характер этих образований заставляет нас считать более к ним подходящим назвапие щелочных базальтов.

В коллекции имеются образцы щелочных базальтов со следующих пунктов. Скала Бабий Камень ^—выхода южного крыла синклинали (№ 92) и Салты-маковские горы — северное крыло синклинали 96, 98а, 98с, 99а—Ь, 100в). Все Э1и породы очень походят друг на друга, но вге же, согласно некоторых особенностей структуры и минералогического состава, они естественно делятся на три группы. В первую входят плотчые, мипдалекаменные, часто с порфировой стурктурой, богатые стеклом породы. Иногда миндалины достигают очень значительных размеров (более 10 см.) и бывают заполнены агатом, цеолитами или кварцем, обычно сопровождаясь окремнением ближайшей части эффузииа. Небольшие минтлины обладают правильной эллипсоидальной, нередко почти шаровой, формой и бывают заполнены бурым кремнистым веществом тахилитом2). Породы с сильно развитым миндалекаменным строенном не обладают порфировой структурой. Последняя проявляется резче в образцах, лишенных миндалин или имеющих их в очень ограниченном количестве (см. таблицу). Количество стекла несколько колеблется, но всегда составляет примерно половину породы. В верхних пористых породах оно развито гораздо сильнее, чем в порфировых, что легко объясняется условиями кристаллизации. Признакам пород этой группы удовлетворяют образцы 98а, 92« 96 и 99а приложенной здесь таблицы.

*) Ом. вертикальные разрезы продуктивной толщи в статье М. А. Усова (20).

2) Мною удержано название Карпинского (3,33) для аггрегативно-поляривующнз: коллоидального характера образований, которые очень распространены в этих породах.

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ТАБЛИЦА

главных свойств и особенностей щелочных б а а а л ь т 0 в Кузбасс а.

№ породы.

Географическое положение обна-

жения.

Окраска породы.

¡1 Величина зерна в мм.

Структура.

98

92

Салтымаковский хребет, заимка Ягодкнпа.

Серовато-зеленая на поверхности и серочерная в изломе.

96 1

99 а

98 с

99 Ь

100 ь

Бабий камень. | Синечерная.

Салтымаковский хребет, зимовка „Коврижка*.

Салтымаковский хребет, северный конец Студеного плеса.

Там же, где 98 а.

Вместе с 99 а.

300 метров к северу от 99 а.

Миндалекаменная, афанитовая ......

Фенокр.

Основы. 1 масса.

Составные части породы Структура основной в убывающем порядке. массы.

I ¡1 Плагиоклаз, т а х и-

! 0,25 до || лит, стекло, пироксен. | 0,014. !;

Гиалопилитовая.

Плотная с очень сла-бовы раженным порфи- ; ровым характером . .

Порфировая с редки ми миндалинами . . . . ]• 1,20—0,42

|; Плагиоклаз, стекло, ; Гиалопилитовая. ;; т а х и л и т, пироксен,

0.57—0,35 0,21 до ¡1 кальцит. ! 0,025

| Плагиоклаз, стекло — 0,19-0,02 I; тахи лит —пироксен.

Порфировая с плот- || ной основной массой . ! 0,87-0,17 | 0,24-0,07

Слабо в ыражен пая порфировая и миндалекаменная структуры. -

Почти ровно-зернистая .........

Резкая порфировая и слабая миндалекаменная структуры.

0,7- 0,24 I 0,14 — 0,03

0,7-0,1 Средняя величина—0,25

5,7

0,7—0,05

Плагиоклаз, стекло, пироксен, т а х и л и т, амфибол, колчеданы.

Плагиоклаз, пироксен — стекло ~ ~ т а х и-л и т кальцит.

Плагиоклаз, стекло, пироксен, т ах и л ит, \ амфибол, колчеданы.

Гиалопилитовая, в редких случаях приближается к интерсерталь-ной.

Как у предыдущего

Переходная от гиа-лопилитовой к интер-сертальной.

Плагиоклаз, пироксен,! Переходная от интер-т а х и л и т, колчеданы, ! сертальной к офитовой, ильменит и немного ; стекла.

Породы второй группы характеризуются слабо выраженными порфировой ял миндалекаменной структурами до полного их исчезновения. Обычно эти породы раскристаллизованы значительно сильнее пород первой группы, что вполне гармонирует с характером структуры основной массы. В породах первой группы основная масса обладает гиалопилитовой структурой, но по мере уменьшения стекла структура приближается к интерсертальной. Породы второй группы всегда имеют структуру основной массы переходного характера от гиалопилитовой к интерсертальной. Сравнительная бедность стеклом и отсутствие порфировой структуры позволяют считать эти породы внутренними частями покровов, где условия для кристаллизации были наиболее благоприятными. Сюда относятся образцы 98с и 99Ъ сравнительной таблицы.

Несколько обособленное положение занимает порода Л1' ЮОЪ (см. таблицу). Сочетание резко выраженной порфировой структуры с почти полным отсутствием стекла не позволяет ее уложить в рамки пород первой и второй групп. Величина фенокристаллов достигает 6 мм., а кристаллы основной массы равняются по своей величине порфировым выделениям пород первых групп. Ничтожное содержание стекла в основной массе, а также характер соотношений пироксена и плагиоклаза (рис. 27) создают структуру промежуточного типа между офитовой и интерсертальной. Существенным отличием от офитовой структуры является, как это можно усмотреть из рисунка, более раннее выделение пироксена, чем плагиоклаза. Очень распространено сетчатое перекрещивание плагиоклазов (рис. 28) как в порфировых выделениях, так и в основной массе. Такой характер сочетания плагиоклазов замечается и в других образцах базальтов, но в данной породе он очень резко выражен, и благодаря, главным образом, ему структура основной массы имеет офитовый характер. Образец этой породы был взят из делювия конгломеративных песчаников, подстилающих эффузивы. По мнению проф. М. А. Усова (20, 110) возможно предполагать жильное происхождение этой породы.

Отдельность базальтов очень разнообразна. Лавовая поверхность обычно неправильная. Первичная горизонтальная отдельность почти не изменила своего первоначального положения, хотя она и не ровна в зависимости от неровности почвы. Верхняя часть покровов часто получает неправильную мелкую призматическую отдельность, которая в более глубоких частях покровов становится шестигранной и временами бывает настолько хорошо выражена, что дает, например напротив р. Буланихи, прекрасный образец мостовой гигантов. Кое-где встречается веерообразная призматическая отдельность. Интересно отметить грубую неправильную отдельность в породах Бабьего камня и рубленную отдельность, напоминающую поверхность ручных грант, в ана-мезитовом базальте типа второй группы (А« 98Ь). Последнего характера от дельность сочетается с призматической и, вероятно, в противоположность первой бывает связана с внутренними частями покровов.

Что касается до минералогического состава, то он является довольно постоянным для данных пород. Различие заключается, главным образом, в степени раскристаллизованности пород, отчего естественно часть минералов скрывается в стекловатой, трудно поддающейся изучению ссновной массе. В результате изучения шлифов перечисленных в таблице пород были замочены следующие минералы: плагиоклаз, пироксен, стекло, тахилит, ильменит, амфибол, кальцит и колчеданы1).

Плагиоклаз является наиболее существенною составною частью базальтов (табл. VIII). В стекловатых разностях он является почти единственным минералом, если не считать пироксена, который в этих случаях играет роль примеси. В порфировых выделениях, кроме плагиоклаза, других минералов не наблюдалось. Интересно отметить, что в некоторых образцах как первой,

Ч Поленов Б. К. (12, 297) определенно указывает на ..спорадически" встречающийся оливин в „палеобазальтах" Караканских гор.

так и второй группы (98-а и 98-с) можно наблюдать как-бы три генерации кристаллов. Наиболее крупные обычно бывают менее вытянутыми—коротко-столбчатыми, средние кристаллизуются ввиде длинных лейст и самые небольшие по величине являют войлокоподобную смесь (98-а) со стеклом и создают картину типичной гиалопилитовой структуры или в комбинации с иглами ильменита (98-с) представляют переходную структуру от гиалопилитовой к интерсертальноЯ (рис. 29).

Таблица VIII.

1 № образ-ц, BNg. BNm. BNp. Плоскость срастания 2 V. № лдаги-окл. Двойниковый закон и особенности кристалла.

98-а » 92 96 > 99-а 98-с > i 1 > > > » > 99-b > 100-Ъ I > > » i > I i » ! 1 » 74° 34° 74° 60° 37° 75° 33,5° 62° 73° 36° 34,5° 78° 76° 61,5° 7,o 32° 03,5° 61,5° 35° 41° 43° 72° 45° 61° 62,5° 41° 60° 45° 44° 54,5° 40° 61,5° 63° W 13° 63,5° 60'' 54° 51° 38° ¡9° 75° 41° 53° 73° 49° 49° 54° 76° 39° 40.5° 74° (010) (010) (010) (010) (010) ъ т> (010) (010) (010) (010) (010) (010) : \ +79° +81° +80° +80° +76° -)-78° +76° +76° 56 55 51 60 60 52 54 51 55 57 54 53 55 52 48') 57 51 55 56 52 55 55 _L [001] (010) * Фенокристалл дл. 0,25 м.м. Спайность по (010) в том-же кристалле. ± Ю01] ~ (010) ~ " ™°нк03(>наРный КРВ* сталл, длиною 0,35 мм. [001] . Фенокристалл - 0,7 мм., зонарный, центральная часть. Плоскость срастания по (010) в предыдущем кристалле. ± [001] (010) " ^>енокРисталл DJi- 0,35 мм. JL (010). Небольшой фраокрястднл —тр! йник. Комбинация В4 В2 [001] Тоже. Комбинация В2 В3 ± [001] —¡010) ~ * Тоже. Комбинация BjBg Спайность по (0101 в предыдущем. Спайность по (0Ю) Небольшой фенокристалл. Спайт>стьио(0')1)Тот же кристалл. Спайность по (110) в том-же кристалле JJ001] m (otOi ' Тонкая лейстадл 0,25мм. ¡001]. Кристалл нес к ль ко больше предыдущего. ±100'] л (010) ' ^чеиь круаный длиною 5,7 мм. фенокристалл, Тройник. Комбинация Bt Bj2). _L(010). Тож«. Комбинация В2 В8 [001]. Тоже. Комбинация Bt В3 Спайность по (001) во II индивиде тоги-ж* сростка. Спайность но (001) в III индивиде тогоже ер >стка. J001] . Лейсты длиною 0,28 мм. в осн- вной массе. Плоскость срастания по (ОЮ) в предыдущем кристалле.

*) Точка довольно сильно уклоняется от кривой Карлсбадского закона на двойниковой диаграмме (30).

2) См. рис. 30.

Принимая во внимание погрешности при определении, можно считать состав плагиоклаза почти постоянным во всех группах пород. Даже для порфировых выделений и основной массы (100-Ь) одной и той же породы он остается постоянным. Поэтому надо думать, что вышеописанные три генерации плагиоклазов, невидимому, отмечают лишь моменты зарождения новых центров кристаллизации без изменения в составе жидкой фазы. В отношении порядка выделения плагиоклаза интересно отметить такие обстоятельства. Из рассмотрения рисунка 27 можно прийти к заключению, что мы имеем дело с разъеданием кристаллов авгита позднее выделившимися лейстами плагиоклаза. Рис. 28 и 31 указывают, если не на позднейшее образование авгита, то уже во всяком случае на одновременную кристаллизацию данных минералов. Принимая во внимание увеличение количества пироксена в связи с уменьшением в породе стекла, надо полагать, что кристаллизация плагиоклаза началась раньше пироксена и кончилась может быть даже после окончания выделения последнего.

Пироксен обычно серый; очень редко и только в наиболее крупнозернистых разностях в нем заметна слабая фиолетовая окраска. Минерал погасает пятнисто, что, вероятно, связано с неоднородным строением. Иногда зонарный с сильной дисперсией. Угол оптических осей очень постоянный и колеблется в пределах от 58е до 62°. Угол погасания очень сильно изменяется от 24е до 48°. Последнее обстоятельство, вероятно, связано с изменением содержания А1, "Л и Ре (25, 515).

Стекло в породах первой группы достигает 50% состава и почти совершенно исчезает в породах третьей группы. В первом случае оно бывает черного цвета, редко с перистыми нитевидными микролитами (рис. 32), во втором—серое почти бесцветное. Надо полагать, его окраска связана с содержанием железа и, вероятно, в последнем случае оно представляет наиболее кислую часть магматического раствора, освобожденного от руды и железо-со-держащих алюмосиликатов. Интересно отметить, что появление светлого стекла всегда ассоциирует с большим содержанием ильменита, который не проявляется в богатых стеклом разностях1).

Очень большую роль играет в наших породах бурое, часто аггрегативно поляризующее вещество, которому было придано еще Карпинским название тахилита (3, 33). Для удобства мы удерживаем это название за ним в настоя щем описании. Тахилит наблюдается во всех образцах базальтов, и трудно сказать, где его бывает больше—в породах-ли стекловатых или в хорошо рас-кристаллизованных. В породе 98а, богатой стеклом, тахилит развит в не меньшем количестве, чем в породе 98с, сравнительно бедной стеклом. В породе 100в стекло почти отсутствует, но тахилит имеется и—в очень большом количестве. Можно думать, что большее или меньшее количество этого минерала в породе определяется первичным ее составом; это положение отчасти подтверждается преимущественным развитием тахилита в породах 98а и 98с заимки Ягодкина. Эти породы характеризуют собою различные горизонты резко миндалекаменного покрова. 98а представляет верхнюю, а 98с—несколько удаленную от поверхности часть покрова. Ближайшее рассмотрение указывает существенную разницу в форме проявления тахилита в связи с этими породами. В породе 98а он занимает тонкие эллипсоидальные или почти сферические поры (рис. 33 и 34). Под микроскопом можно наблюдать и полигональные с концентрическим скорлуповатым строением2) образования (рис. 35 и 36). Обыкновенно эти образования состоят из двух частей: наружный слой а, представляющий радиально-лучистый аггрегат тонких волосовидных индивидов, и

*) Такое же соотношение стекда и железосодержащих минералов отмечено В. А. Обручевым для базальтов юго-западного Забайкалья (31, 445).

2) По терминологии Б. Попова (32, 21—23) наши сферолиты относятся к типу карногенных —нароставших при своем образовании от периферии к центру.

внутреннее ядро—б, представляющее темнобурую почти однородную массу редкими проникающими в нее из а пучками волосовидных аггрегатов. В некоторых случаях наружная кайма бывает развита сильнее внутреннего ядра (рис. 33 и 35), а иногда—наоборот (рис. 34 и 36). Слабая наружная каемка обычно характерна для крупных образований. Очень часто можно бывает встретить бурые неправильной формы комочки тахилита, по своим свойствам приближающиеся к ядру без всяких следов обычной внешней оболочки. В одном случае можно было наблюдать обломки корочки а в массе состава б (рис. 37 и 38). Это явление определенно указывает, что в момент заполнение веществом б прежде образовавшаяся корочка а, сокращаясь в объеме, разламывалась на мелкие кусочки, которые были сцементированы следующим!: порциями затвердевавшего матерьяла. Если принять во внимание, что обе разновидности этого коллоидального вещества обладают двупреломлением отчасти аггрегационного характера (а), отчасти, вероятно, от натяжения (б), то нетрудно убедиться, что мы имеем в данном случае дело с гидрогелями (41, 422). которые в зависимости от физикохимической обстановки1) затвердевают с тек или другим содержанием воды.

В породе 98-с тахилит никогда не выполняет правильно ограниченных полостей. В данном случае мы имеем дело только с веществом типа а, радиально-лучистого строения и выполняющего вакуолеобразные причудливой формы полости (рис. 39). В некоторых случаях и здесь можно наблюдать концентрическое строение, но слой внутренний по своему внешнему виду ничем не отличается от периферической оторочки и так-же, как и эта последняя, представляет радиальнолучистый аггрегат. Таким образом, тахилит более глубоких частей покрова является по своим свойствам веществом, близким к внешней корочке а тахилита, заполняющего миндалины в породах лавовой поверхности. Помимо того нельзя не отметить еще одного видоизменения тахилита. наблюдаемого, между прочим, только в ассоциации с порфировыми выделениям!; плагиоклаза. Промежуток между офитово расположенными призмами плагиоклаза занимает крупный аггрегат тахилита (рис. 40), в котором отчетливо можно заметить пятна и полосы—-участки высоко поляризующего, резко плеохроичного в темнобурых тонах минерала, идентичного по своим свойствам иддингситу монцонитэссекситов. Таким образом, мы имеем основание полагать, чтоиддингсит и тахилит представляют одно и то-же вещество, затвердевшее в коллоидальном или полуколлоидальном, а может быть и кристаллическом состоянии, в зависимости от физико-химической обстановки.

Левинсоном-Лессингом в сферолитовых породах Мугоджарских гор описаны заполненные новообразованиями сферолиты, по форме очень напоминающие образования тахилита. Интересно, что эти «псевдосферолиты* обладают вполне круглой формой в крупных своих разностях и грушевидной или неправильной (23, 132) в основной массе, чем очень напоминают наши образования. Что-же касается материала, близкого по составу и физическим свойствам к тахилиту, то вполне тождественным с ним является бурое кол-лодиальное вещество, описанное Ваклундом (21) в базальте из Больше-земельской тундры. Не называя точно свой гидрогель, Б а к л у н д считает его ближе всего подходящим к минералу хлоритовой группы гуллиту (47, 756) и отличным от палагонита (47, 848), хлорофеита (47, 798) и нигресцита (47, 797). Перечисленные минералы очень близки друг к другу по физическим свойствам, но несколько отличаются по химическому составу (21, 90—92). что послужило для Баклунда решающим критерием в смысле идентификации с ними своего минерала. Считая свой минерал гидрогелем, Бак лун,а полагает (21, 95), «что он с настоящим стеклом вступает как-бы в антагонизм, а, быть может, и представляет отчасти продукт коагуляции при повышенной

3) См схему Б е м м е л е и а (41, 123).

температуре последнего не смешивающегося со стеклом остатка жидкой магмы, богатый парами воды». В другом случае автор допускает возможность образования этого вещества за счет магматического изменения оливина (21, 96). Последнему положению благоприятствует состав вещества, которое, судя по анализам (21, 93—94), содержит большое количество Мд и Те.

Нам казалось бы, что в данном случае нет нужды разделять тахилиг до его происхождению на несколько категорий, и что в основу генезиса этого минерала, по нашим наблюдениям, могут войти следующие положения: 1) наличие свойств, присущих коллоидальным образованиям, позволяет считать та-хилит гидрогелем; 2) тахилит не может быть продуктом вторичным, связанным с инфильтрацией вещества извне после периода остывания породы, а бесспорно образуется в последние стадии ее формирования: 3) надо полагать, что периодом его образования является гидротермальная, цеолитовая по Фогту (54, 661), фаза формирования породы, обладающая довольно обширным температурным интервалом от О" к, примерно, до 350°; 4) разнообразные формы его проявления, начиная от иддингсита и кончая почти аморфным веществом, заполняющим внутренние части сферолитовых образований, обуславливаются физико-химической обстановкой: 5) химический состав данного вещества находится в непосредственной связи с составом магмы и замещаемого минерала, причем чаще всего замещаются пироболы, как наименее устойчивые комног ненты пород, и прежде всего оливин, чем, вероятно, и обусловлено отождествление с ним иддингсита; 6) весьма вероятно, что перечисленные, сходные с образованием Баклунда, минералы—гуллит, палагонит. хлорофеит и ни-гресцит, вне зависимости от их химического состава, могут оказаться образованиями этого же порядка,1) но к сожалению, для выявления этого обстоятельства потребуются особые исследования данных минералов, что может составить специальную тему и не входит в задачи настоящей работы.

Роговая обманка была зафиксирована только в породах 99 а—Ь, содержащих колчеданы. Очень возможно, что этот минерал иногда скрывается в буром тахилитовом веществе основной массы, но в этом случае его размеры настолько малы, что создают полную невозможность отличить его от сходного с ним по окраске тахилита. Амфибол проявляется в бурых с красноватым оттенком, неправильно окрашенных, слабо идиоморфных кристаллах, сгруппированных в небольшое аггрегативное скопление (рис. 41), определенно выделяющееся по своим размерам от кристаллов основной массы породы. При больших увеличениях легко вскрывается причина неоднородной окраски минерала. Прежде всего ясно обнаруживаются небольшие пятна—участки (рис. 42) с буровато-красными тонами плеохроизма, окруженные темнобурой каймой, среди основного бурожелтого фона. Слагающий основной фон минерал обладает более низкими цветами поляризации, чем вкрапленные в нем пятна, и очень напоминает иддингсит. Трещины спайности проходят через весь кристалл амфибола, но резко проявляются лишь во внутренних высоко и живо поляризующих участках. В иддингсятоподобном же матерьяле основного фона трещины становятся широкими, сильно разработанными с интенсивной буро-черной окраской, видимо, обусловленной отложением пигментирующего железистого вещества. Кое-где в породе встречаются резко очерченные ромбы, заполненные иддингситом с обрывками роговой обманки. Замеры амфибола дали следующие константы: СМд = 18°; плеохроизм по Мр—светложелтовато-бурый, по Nр—темнобурый с красноватым оттенком.

Кальцит наблюдается не во всех образцах коллекций. Немного его имеется в породах Бабьего Камня и только в 98 с—внутренних частях миа-далекаменных покровов—он более или менее хорошо проявляется. Обычно

Сюда, вероятно, придется отнести многие из редких минералов группы хлорита, серпентина и каолина (47, 078—852).

представляет неправильной формы обломки—включения, с следами проникновения в них по некоторым направлениям стекловатого матерьяла (рис. 43). С другой стороны, в некоторых случаях наблюдаются срастания кальцита с тахилитом ввиде концентрически чередующихся слоев этих минералов (рис. 44). И, поскольку тахилит является минералом, связанным с первичным составом породы, аггрегаты кальцита следует рассматривать как остатки механических включений известняка в базальтах, которые захватили его при прохождении через палеозойские формации. Возможно, что, согласно Д эли (45, 414). щелочной характер базальтов явился в результате усвоения ими известняков.

Колчеданы представлены чаще всего пиритом, но кое-где заметен и пирротин. Встречены только в породах слабо миндалекаменных (99 а 99 Ь и ЮОЬ). Кроме того, нельзя не отметить кое где встречающийся в основной массе, похожий на слюду, высокополяризующий минерал—безцветный, с низким рельефом. По краям иногда бывает окружен бурой тахилитоподобной каемкой. Небольшие размеры не дают возможности определить его точнее. Низкий рельеф не подходит к оливину. Поскольку этот минерал замечен б породах, богатых колчеданами, можно было бы связать его образование с отложенном в породе сульфидов (36, 22).

Химический анализ породы дал следующие результаты: 02 —51.59%, А12 03—17,29%, 03 —5,64%, Ре 0—6.36°/о, Оа 0—7,47%, Ь^О—4^41°/о, ?Га2 б — 3.40%, К20 —1Н2 0 — 0,53%, потери при прокаливании—

1 99 й

1.83% Символ породы по Л е в и н со н-Л ессинг у——» что по его

1,00 С?

химической классификации отвечает группе эффузивных аналогов эссекситов— мелафирам и андезитобазальтам (26). Особенно близко подходят наши породы по химическому составу к трахидолеритам Дели (28, 278), отличаясь от этих последних несколько меньшим содержанием щелочей 1).

Залегание в формациях одного геологического периода, щелочной характер и сходный минералогический состав щелочных базальтов и монцонит-эссекси-тов не оставляют никаких сомнений в том, что мы имеем дело с производными одной и той же магмы, близкой по составу щелочным базальтам. В данном случае нам представляется удобный случай для проверки принятых нами положении о процессах дифференциации монцонит-эсеекситовых пород. Приведенные в табл. IX анализы пород 39с и 99а указывают поразительное сходство.

I Название породы.

Монцоппт-эсеексит (39с) . Щелочной базальт (99а) .

что легко объясняется явлениями закалки в условиях кристаллизации породы 39с, взятой на расстоянии 17 см. от контакта. Но мало того, небольшие отличия в химическом составе этих пород уклоняются в сторону, предусмотренную процессом дифференциации. Порода 39с, согласно наших положений, отвечает не среднему составу магмы, а первым порциям остывания, при равных прочих условиях, бедным щелочами, т. к. эти последние в силу кристал-

Т а о л и ц а IX.

Т ' " Г ":"Т " Г""""

и НЮ2 | А1303 | Ке203 : 1-УО

. . 51,10 ; 17,76 5.57 ' 7.53

I

и

. . 1 51,59 : 17.29 1 5.04 : 0.30

СаО ! МцО ' ! К20 ¡!

.......Г".......!....... У

; ! :

7,35  3.58 : 2.14 1Л I 7.4' ; 4.41 | 3,40  1.07

1) Отношение 1Ц0:Н0 у наших пород равняется 1:4,4, т е. оно больше ьтой ветчины для нормальных базальтов, у которых она колеблется от 1 :6 до 1:7,8 (20, 258).

лизациониой дифференциации локализируются в центральных частях тела. На наших анализах это положение блестяще подтверждается; не трудно убедиться, что самым главным отличием состава сравниваемых пород являются щелочи.

Эффузивы девона.

Эффузивы девона значительно разнообразнее пород продуктивной толщи. По р. Томи эти породы всегда подстилают Д ? и обнаружены в следующих трех пунктах: 1) скалы «Красный камень», в 4,5 килом, выше устья р. Вельсу: 2) заимка Симонова, вблизи устья р. Тайдона; и 3) отдельные выхода этих пород, встречающиеся вблизи д. Убиенной, выше и ниже ее по течению р. Томи.

Наиболее обильно во всех трех обнажениях представлены альбитофиры, которые, переслаиваясь с туфами, составляют толщу довольно значительной мощности и достигающую, например, ниже дер. Убиенной около 100 метров. В верховьях Томи, у р. Вельсу, а также в обнажениях Симоновой заимки альбитофиры и их туфы, подстилая Д!, отделяются от последнего конгломератами, галька которых представлена этими же породами. Толща туфов и покровов альбитофнровых пород Симоновой заимки прорезана многочисленными жилами порфиритов и мелафиров. Кроме того, в этом же обнажении встречаются покровы порфиритов и мелафиров, причем ниже р. Тайдона залегает сплошная масса мелафира (20, 111), а у дер. Убиенной порфирита слагают лакколитообразное тело.

1. Альбитофиры.

Альбитофиры вышеуказанных обнажений отмечены многими лицами. Породы «Красного камня» и Симоновой заимки описаны в 90-х годах прошлого столетия А. Державиным под названием бескварцевых порфиров (9, 308) и красных порфиров (8, 98). В 1901 году породы Симоновой заимки («Осиповской антиклинали») были исследованы Поленовым и определены, как ортоклазовые порфиры (12, 288), надо полагать, за ортоклаз были приняты красные фенокристаллы альбита. В 1909 году это-же самое обнажение было осмотрено Я ни ¡невским (14, 10), который воспользовался для определения эффузивов номенклатурой предыдущих геологов. Выхода зеленокаменнопреоб-разованных альбитофиров у дер. Убиенной описаны В е и ю к о в ы м (7, 43 — 46) и названы им кварцевыми порфиритами О-

Надо полагать, альбитофиры принимают значительное участие в составе девонской толщи. Судя по литературе, они очень распространены в пределах Кузнецкого бассейна и всегда ассоциируют с девонскими породами. «Красные утесы» р. Мрассы у улуса Ооновского, описанные Щуровским (2. 147). Богдановым (4. 201) и Державиным (8, 98;, несомненно, сложены альбитофирами. С этими же породами идентифицирует Державин (6, 98) красные порфиры в обнажениях по Кузнецкому тракту около р. Хомутинной. ниже деревни Загорной. По р. В. Терсь, в вершинах Б. Абата отмечает Гер и гросс (1. —334) «красный порфир», очень похожий на породы р. Мрассы; породы этих же обнажений называет Поленов (12, 289—294) ортоклазовыми порфирами. Наконец, многочисленные обнажения кварцевых и бескварцевых порфиров описаны Толмачевым (13, 524—533). Многие разновидности этих пород, особенно кератофировые их разности, очень близко подходят к нашим альбитофирам2).

Интересно отметить, что по р. Кунгурке (7, 05) 11 о и ю к о в и к обнаружен конгломерат о галькой этих пород.

-) Особенно сюда близки: группа кварцевых порфиров, «связанная с диабазовыми породами» (13, 527). и бес кварцевые порфиры, связанные с порфирптамп (13, 530).

В скалах «¡Красного камня» и в обнажениях Симоновой заимки породы этого типа представляют лиловобурые, плотные разности, с обычно слабо проявляющейся порфировой структурой и афанитовой основной массой. Очень распространено миндалекаменное строение. Крайне редко и только среди образцов с Симоновой заимки встречаются разности с большим количеством порфировых выделений альбита. Выделений кварца в имеющихся образцах не наблюдалось. Породы настолько плотны, что порою макроскопически совершенно не отличимы от туфов.

Иод микроскопом можно наблюдать некоторую сериальность порфировых выделений альбита (табл. X), размеры которых колеблются от \ мм. до 0,37 мм. Основная масса состоит из микрофельзитовой смеси кварца и полевого шпата, Иногда полевой шпат основной массы проявляется в длинных лейстках (длиною—0,08 мм.), флюидально обтекающих фенокристаллы альбита, и таким образом, структура приближается к трахитовой. Почти всегда основная масса бывает забита большим количеством железных окислов с примеськ аморфного глинистого матерьяла. Этот ма:герьял иногда нацело замещает основную массу породы и распределяется по трещинам спайности альбита порфировых выделений. Кое-где можно наблюдать жилки вторичного кварца и эпидот. Темноцветный компонент не наблюдался, но возможно, что его отсутствие объясняется полным замещением минерала железисто-глинистым веществом.

Т а б л и ц а X.

V ! оираа-! Вх\Ч да. | _ П\т ВХр. 2\\ ! Плос-1 кость | сра ¡стаиия № плаг. Двойниковый закон и характер породы. '

1 ! 591 77е у • 80.5е] +81 /'010) 7 [0011 Галька конгломерата р. Бельсь*

»' ; 73'-1 1 (ою)| з 1 1 ±[Ю0] ! — дою) • Та-же порода

!  1 (70-в| 7о°| 1>> | ^ , — > 1 71\ 17е' 81°| -|-7! ; (ою) 4 (ею)! г» || [001]. Альбитофир с р. Вельсы.

Поскольку данные породы подвергались сильным диагенетическим процессам и не испытали зеленокаменного преобразования, они с полным правом могут быть названы леннепорфирами и кв. л ан порф и рам и в понимании проф. М. А. Усова.

Несколько иначе выглядывают альбктофиры в обнажениях дер. Убиенной. Здесь они представляют очень рассланцеванные серовато-зеленые порфировой структуры породы. Наблюдаются миндалины, заполненные кальцитом. Порфировые выделения макроскопически плохо заметны, и только под микроскопом обнаруживается в сравнительно большем количестве, чем в предыдущих породах, резко сериальный, в вытянутых призмах альбит. Длина призмочек колеблется от 1,5 мм. до 0,00 мм. Основная масса трахитовой структуры с склонностью к флюидальной. Состоит преимущественно из тонких лейсточек альбита, не превышающих по величине 0,08 мм., большого количества титанита и хлорит-серпентинового вещества, тонко пропитывающею всю породу. В некоторых штуфах хорошо проявляется тонко разстеклованный микрофельзк-товый кварцевополевошпатовый базис. Изредка в плагиоклазах заметен серицит. Порою можно наблюдать, что центральные части плагиоклазов замещены кальцитом и хлорит-серпентиновым веществом, видимо являющимся продуктом

изменения когда то стекловатого базиса. Интересно отметить очень оригиналь-,, ные сферолитового типа образования, замеченные в одном случае в породе с слабо выраженной порфировой структурой. Образования эти обладают чаще всего правильной сферической формой, но встречаются и неправильные грушевидные образования. Обычно они состоят из внешней кварцевой оболочки (рис. 45) и внутреннего ядра, заполненного яркозеленым хлоритовым веществом; иногда кварцевая оболочка отсутствует1).

Породы макроскопически совершенно не отличимы от их туфов, Последние представляют под микроскопом брекчиевидные образования, состоящие из обломков альбитофира с микро-фельзитовой основной массой. Цементирующим веществом служит тесно срастающийся аггрегат кальцита, серпентина и эии-дота. Породы сильно изменены и испытали зеленокаменное преобразование. Из всех минеральных компонентов пород первичным является только альбит (табл. XI), порою сильно разбитый. Поэтому в отличие от леннепорфиров и ланпорфиров эти образования могут быть названы кварцевыми кератофирами, являющими зеленокаменную фазу предыдущих пород (36, 26).

Близко к кварцевым кератофирам примыкает порода («№ 162), слагающая дейку в кровле диабазового лакколита, который обнажается в мысу по р. Томи, выше дер. Убиенной. Эта светлозеленая, с слабой порфировой структурой, плотная фельзитовая порода состоит из алх»бита (табл. XI) в порфировых выделениях и смеси альбита и кварца в основной массе, тонко и слабо пропитанной хлоритовым веществом. Структура основной массы микрофельзи-товая. Величина порфировых выделений от 1,1 мм. до 0,67 мм., а в основной массе—0,01 мм. и меньше. Кварц очень облачный, полевой шпат разбитый. По минералогическому составу и структуре порода совершенно идентична аль-битофирам р. Бельсы и Симоновой заимки.

Т а б л и ц а XI.

1,

Двойниковый лаком и характер ¡1 породы. |

[001]| 1

| Кварцевые кератофиры

[001] кровов р. Томи, ниже дер. ;

I Убиенной. I [001| )

ГОЮ1 Кварцевый кератофир дейки ;

в мысу р. 'Гоми, выше дер. I

Убиенной. |

[001]. Та же иорода. I

Спайность но (010) в предыдущем г кристалле.

2. П о р ф и р и т ы.

Породы этого типа очень хорошо представлены в обнажениях Симоновой заимки. У Янишевского (14, 10) породы этого обнажения названы пор-фиритами, а иногда диабазовыми порфиритами (14,19). Вообще нужно сказать, что почти у всех исследователей Кузбасса порфирита, а также, описанные ниже мелафиры и диабазы не разделялись, и обычно под термином диабаз или

!) Такого-же типа образования описывает Розснбуш (51, 874) для динамометамор-физованных туфов кварцевых кератофиров.

№ об*;

разца.

ВХт. ВХр. '2 V

л с; н вв

2 3

№ плаг.

164Ь

73,5° | 16,5 ; 89'

77е

14°

367 | 87,5- ^ 16е 162 : 85° 69

I

„ > 73,5°| 18е 17: • 73

84° 74'

21

83е

88'

78

!

¡+83°

медафир скрывались разнообразные породы как продуктивной (базальты и монцонит-эссекеиты), так и девонской толщи (порфириты, диабазы, мелафиры). Поэтому литературная идентификация очень затруднительна, но несомненно, что большинство плагиоклазовых порфиритов, описанных Толмачевым 03, 611—014), особенно их группа, связанная с девонскими отложениями pp. Терся, В. Терсн и Вельсы (13, 614), идентичны описываемым нами породам.

Порфирита представлены миндалекаменными, с резко проявляющейся порфировой структурой и очень варьирующими по окраске породами. Основным тоном является серочерныйс слабым зеленоватым оттенком. Иногда породы принимают светло-серую оЕсраску и в зтом случае оказываются почти нацело замещенными кальцитом (J6 110). Порою сравнительно ясно проявляется слабый зеленоватый оттенок 111), придающий породе некоторое сходство с диабазами. Как в первом, так и во втором случае изменения в окраске совпадают с наличием в жилах днз'юнктивного типа нарушений, вероятнее всего одновременных мелким взбросам и надвигам в продуктивной толще Кузбасса (20, 98—99 и 112).

Минералогический состав очень простой. Порфировые выделения представлены в большинстве случаев только плагиоклазами, колеблющимися по размерам зерен обычно от 3 мм. до 4 мм.. Самая мелкозернистая разность (.Nt 109) обладает фенокристаллами, изменяющимися по величине от 0,43 мм., до 1,02 мм.. Основная масса пилотаксптовойструктуры состоит преимущественно из тонких деист плагиоклаза, магнетита, кварца, кальцита и хлорита. Величина зерна плагиоклазов в основной массе колеблется от 0,08 мм. до 0,03 мм.

Плагиоклаз порфировых выделений колеблется в своем составе от 41 до 51 номера (табл. XII), так что, принимая во внимание его состав, наши породы можно было бы смело назвать лабрадоровыми порфир и там и. Всегда реакозонарные кристаллы часто серицитизированы и носят следы деформаций, проявляющихся в искривлении двойникового шва или раздроблении кристалла (рис. 46 и 47).

Таблица XII.

¡ев |}f р § I »Ng- i I BNm. i j JJNp. i - V. s | 3 Ш a. _ LT-JL оЗ ? .. й £ 3

109 | 68r- 1 46 ! 52 + 80° | (010) j 4'2

1 26' —  _ : 4В

ji по . 30е 63° ' 79' :-f- 78' , (010) 48

с If i * 1' 1 65° 52е 1 j ' 49- 1 : j j 46

!f ji » 1 r 6b,;v 49 ' 47" ' 1 -f 76 | (010) 48

j ! 111 68 58е г SO 1 (010) 51

112 32 60 79'-' j -f 30 1 (010) ; 50

Гш 7i,5c 20,5° 83' t 90° j (OKI) | 37

n 71° 20е 83 I i 90° | (010) 37

*) Переходная форма от фельзнтоиого к

За ко и двойника.

Особенности кристалла и породы.

[001]

I Плоек, срастан.

по i 010) (010) j:l [001] [001] [00 lj

Зон&рный кристалл. Фель- ! зитовый порфирит. Дейка мощностью 2,25 метр. Кварц распространен.

|| Кристаллы эонарные.

л Плагиоклазовый порфирит') I Дейка мощностью 1 метр. I Кварц распространен.

Лабрадоровый порфирит с очень небольшим колич. кварца.

Лабрадоровый порфирит. Кварц отсутствует.

; _L 11ооj it

j >оТол—¡I 1 Кварцевый порфирит. ' !;*' Кварца очень много.

Магнетит необыкновенно обильно проявляется в этих породах и занимает по количеству после плагиоклаза второе место. В связи с изменением состава породы количество магнетита не изменяется.

Кварц обычно в небольшом количестве в ксеноморфных зернах часто с облачным погасанием. Иногда без облачного погасания; возможно — в таккк случаях вторичный. Заметно уменьшение его в связи с повышением основности плагиоклаза, часто до полного исчезновения (№ 112).

Хлорит в колеблющемся количестве. Образуется, вероятно, за счет первичного темноцветного компонента. В некоторых штуфах почти отсутствует, в других случаях составляет значительную часть основной массы породы.

Кальцит очень распространен. Заполняет миндалины, отлагается по трещинам и в некоторых случаях почти нацело замещает породу.

Таким образом группа описанных пород дает целую гамму переходов от фельзитовых к лабрадоровым порфиритам. Но этим дело не ограничивается. В телах описанных пород залегают в виде жилообразных масс более кислые образования, которые могут быть смело названы кварцевыми порфиритамк. Эти породы вероятнее всего представляют естественный переход к альбите-фирам от порфиритов, с каковыми эти последние всегда ассоциируют.

Кварцевый порфирит (№ 113) представляет породу с резко выраженной порфировой структурой. В качеотве порфировых выделений наблюдается только красный олигоклаз (табл. XII) в длинных (от 5 мм. до 1,50 мм.) призматически вытянутых кристаллах. Основная масса плотная красноватобуроватой окраски с слабым зеленоватым оттенком и состоит и-звездчато-распсложенных лейст плагиоклаза (рис. 48), промежутки между которыми забиты рудой и светлым полевошпатово-кварцевым аггрегатом в сопровождении кальцита, эпидота, серицита (очень немного) и хлорита, образовавшихся вероятнее всего за счет первичного темноцветного компонента. Кое-где и в сравнительно большом количестве проявляется апатит. Большое; особенностью данной породы является обилие магнетита, тонкой сыпью проникающего плагиоклазы, красная окраска которых обусловлена, переходом этого минерала, в связи с диагенетическими процессами, в охристоглинистую пъш., заметную под микроскопом.

К этой же группе пород следует отнести довольно разбитые,, по внешнему виду очень похожие на описанные лабрадоровые порфириты, породы, выходящие из под конгломератов недалеко от Симоновой заимки, вблизи деревни Калашниковой. Эти резко порфировые образования содержат большое количество серовато-зеленых фенокристаллов плагиоклаза, погруженных б серовато черную слабозеленоватую основную массу. Кое где на поверхностях неправильной отдельности можно наблюдать грязно-зеленоватые пятна серпеь- • тинового вещества, придающего породе диабазовый облик.

Вод микроскопом оказывается, что кроме плагиоклаза в порфировых выделениях довольно серьезное участие принимает буроплеохроичный, похожий на иддингеит, минерал, образующий псевдоморфозы по какому-то темно цветному компоненту Основная масса тонкозернистая, гипидиоморфной структуры и состоит из плагиоклаза, магнетита и большого количества бурого биотито-подобного с расплывчатыми контурами иддингеита.

Плагиоклаз порфировых выделений достигает Н, 10 мм., сериален и сильна разблг неправильными трещинами. На его неровной и неправильной поверхности нигде не видно каолинового налета. Лишь кое-где в небольшом количестве заметны серицит и кальцит. Многочисленные трещины заполнены все тем же бурым, способным к миграции иддингеитом. Поверхность минерала при погасании крайне неправильная и напоминает грубую пертитизацию, что обуславливает большие затруднения и неточность измерений на Федоровском столике. Неоднократпые измерения дали в среднем следующие результаты;

В^ = 74°; В N т = 18е; ВКр = 82°; 2У= —88°. Плоскость срастания— —(010), По ый оси дает № 36 на кривой по сложному двойни-

I [1001 ^

ковому закону — • Возможно, что часть кальция потеряна плагиоклазом

в процессе изменения породы.

Описанную породу следует назвать навитом (51, 1100), поскольку кроме плагиоклаза в составе ее существенную роль играет вторичный иддин-гситоподобный минерал, какой обычно считается заместителем оливина и на котором мы считаем необходимым несколько остановиться. В принципе этот биотитообразный минерал мало отличается отиддингсига монцонит-эссекситов, где он чаще заменяет пироксен. Вся разница состоит в том, что в данном случае окраска его несколько светлее, чем в тех породах, и не наблюдается столь большого количества бурых железистых хлопьев, забивающих матерьял и маскирующих его слюдообразную спайность и высокое двупреломление. Условившись называть этот минерал иддингситом, мы считаем необходимым еще раз указать, что нет совершенно никаких оснований монополизировать за оливином право замещаться иддингситом. Надо полагать, что этот минерал может с одинаковым успехом давать псевдоморфозы как по оливину, так и по пироксену, В наших породах мы ни в одном случае не наблюдали свежего не измененного оливина. Самый состав породы—комбинация сравнительно кислого плагилоклаза с оливином без какого-либо другого темно цветного компонента является бесспорно необычным для эффузивных пород. Достаточно взглянуть на схему эффузивных пород, предложенную проф М. А. Усовым (36), чтобы убедиться, что пород такого типа, за исключением навита, пока не встречено. Нам кажется и сам навит, поскольку в нем, судя по Розен б ушу (51, 1100), имеется на лицо только иддингсит? ие может с полным правом претендовать на содержание оливина, и вероятнее считать, что в породах нашего типа иддингсит чаще всего замещает пироксен. По определению Розен б ути а (50, 159) этот минерал 0 по химическому составу близко подходит к серпентину, отличаясь от него меньшим содержанием воды и присутствием железа. Иддингс полагает, что иддингсит есть разновидность серпентина, возможно антигорита (38, 366), субми-кроскопически пластинчато-перемежающегося с гематитом.

Поскольку пироксен часто переходит в серпентин, можно считать для данного случая очень вероятным образование псевдоморфоз иддингсита по пироксену. Что же касается условий, в которых могут происходить эти изменения, то нужно предполагать, что образование иддингсита совершается в гидротермальную фазу формирования породы, в то время как серпентин 2) чаще является минералом диагенезиса и зелено-каменного преобразования.

3. Мелафиры.

Под этим названием мною выделены сравнительно свежие основные породы, встречающиеся совместно с иорфиритами в девонской толще Симоновой заимки (20,111). Обычно это черные с плитковой отдельностью и резко выраженной порфировой структурой породы. Порфировые выделения представлены блестящими, почти черными кристаллами плагиоклаза и небольшим количеством пироксена, Основная масса состоит из коротко столбчатых, длиною до 0,1 мм. призмочек плагиоклаза, погруженных в тонкозернистую смесь магнетита и хлоритсерпентина, возможно—образовавшегося за счет первичного стекловатого базиса. Наблюдаются резко отграниченные от остальной массы

'О Ре, С а, & Ка содержащий силикат. В некоторых случаях присутствует К и даже А 1, Но отсутствует С а (50, 159).

2) Иддпнгсит сам переходит в'серпентин

юроды отдельные участки офитовой структуры, и тогда величина призм плагиоклаза достигает 0,40 мм.. В этом случае порфировые выделения исчезают. В качестве вторичных минералов наблюдаются иддингсит, серпентин и кальцит.

Плагиоклаз зонарный с многочисленными, включениями магнетита, часто густо располагающимися по отдельным зонам кристалла. Вероятно, черная окраска полевого шпата находится в прямой зависимости от количества включений этого минерала. Изменений в серицит не наблюдается, и поверхность кристаллов плагиоклаза совершенно чистая, лишенная глинистого налета. Интересно отметить несколько оригинальное строение одного зонарного кристалла (рис. 53), Центральная часть призмы состоит из двух прихотливо срастающихся индивидов а и б, самостоятельно оптически ориентированных, но различных по составу и не состоящих в двойниковом срастании (табл. XIII). Измерение 2ч указывает для а—87° и для б~(-810. Согласно определений плагиоклазов этой породы, можно считать для а плагиоклаз № 77 и для 6—Л« (Я. Вероятнее всего, что в данном случае мы имеем дело с неполной диффузией вещества а и 6 в момент кристаллизации. В некоторых случаях, особенно вблизи участков офитовой структуры, порфировые выделения плагиоклаза претерпевают замещение порою нацело иддингситом или хлоритсер-. пентином. Иногда центральная часть таких псевдоморфоз содержит низко-поляризующие аггрегаты с грубыми полисинтетическими двойниками-—возможно—цеолитов 2).

Таблица XIII.

Д? : образ-! Вжч'^. да. 1 I" ; вмш. ! 2У. Пл. сраот. № плаг. Двойниковый закон и особенности кристалла.

1Н! 38' 601 1 70° +81° 4-81° (010) 01 1_(010) часть б зоварного кристалла (Рис. № 52).

, 54 87"' 36° -86° (010) 77 [001]. В 1—и. Резкозонарный тройник.

> 1 68' ; 28° | 73е — 81° (010) 80 ^Ш.. В ,-Ш ! (010) [

" > 1 43е 00' С0° - 85° (010) _1Д010). В и-III.

( * ; 58° 74е ; 1 37е +80° (010) 63 Очень небольшой, близкий к основ- \ ной массе кристалл. |

' 1Ю> -15° С 2° 57° -80° -80° (010) 80 ^(010) Внутренняя часть реэкозо- 1 нарного кристалла,

[ > 5П° ! 8(>,г.с В 4,5° — (010) 75 |001]. Внешняя часть небольшого кристалла.

| 1 - , > 1 «г' 88° 35.5° — (010) 78 [001]. Внутренняя часть предыдущего I кристалла.

: -- ! ."»8 ; 71>" 81° +88° +87° (010) 07 [001]. Плагиоклаз участка офитовой структуры.

Пироксен в крупных редких' таблицах с частою тонкою диаллагово-видной отдельностью, серый, без плеохроизма. 2\ СО0; С N9 — 39°. В основной массе почти весь замещен зеленовато-бурым серпентинхлоритовым веществом.

5) В обоих случаях наблюдались выхода обеих оптических осей. 2) См. явление аутометасоыатизма б монцоипт-эссек ситах.

Очень большую роль в породе играет вторичный, плеохроичиый в бурых тонах, с слюдяноподобной спайностью и прямым по ней погасанием минерал—иддингсит. В некоторых случаях он очень хорошо выдерживает описанные свойства, но иногда заметно переходит в серпентин—хлорит. В этом случае в окраске начинает преобладать характерное для серпентина волокнистое строение. Любопытно, что этот процесс резко проявляется в несколько разбитой породе (№ 116). Надо думать, что в данном случае мы имеем дело с процессом диагенезиса породы. Иддингсит редко замечается в основной массе породы, где преобладает хлоритосерпентиновое вещество. Обыкновенно он заполняет трещины в полевых шпатах, иногда заметает их целиком, но, видимо, чаще всего образует псевдоморфозы по первичному темноцветному компоненту породы, может быть даже и оливину1)- Иногда можно наблюдать замещение иддингсита и серпентина кальцитом (рис. 54). вероятно—в процессе позднейших диагенетических изменений породы.

По своей свеясести породы резко отличаются от описанных порфнритов, совместно с которыми они встречаются. Не походят они и на трахибазальты Салтымаковского хребета и Караканских гор, В данном случае мы имеем дело с диагенетизированными породами, видимо, с меньшим содержанием щелочей, судя по более основному плагиоклазу и магнетиту, заменяющему здесь ильменит щелочных базальтов. Весьма возможно, что мелафиры представляют лишь наиболее хорошо сохранившиеся основные разности описанных порфиритов 2),

4. Диабазы.

Эти породы с лаги ют лакколитообразное тело (20,122) в правом берегу р. Томи, несколько выше деревни Убиенной—на половине пути между ней и селом Пачинским. Возможно, что лакколит, обнаруженный Венюковым на левом берегу р. Томи, в 1—2 километрах к юго-востоку от деревни Митро-фановой, составляет с нашим одно и тоже тело. Согласно описания Вен какова, его лакколит пронизан жилой кварцевого порфирита и вытянут с N0 на так что простирание его длинной оси как раз соответствует течению' реки3) от нашего обнажения до дер Митрофановой (7,54—55). Сходство довершается близким минералогическим составом и жилой альбигофира, залегающей вблизи нашего тела (20,123).

Диабазы представляют сероватозеленые массивные породы изменяющиеся по структуре. Порода, взятая в 10 метрах от контакта, об шт^г слабой порфировой структурой. Минерал порфировых выделений не сохранился; на месте его мы имеем аггрегаты вторичных образований, главным образом, серицита. Вероятнее всего, что это был плагиоклаз. Основная масса обладает остаточной первичноофитовон структурой и состоит из серпентина и серицита, в войлоке которых заметны обрывки призм плагиоклаза длиною до 0,5В мм.. Гюлее массивные участки этой породы, находящиеся дальше от контакта тела, указывают переходную структуру от гипидиоморфнпй к габброидной и изменяются по величине зерна от 6,5 мм. до 2,5 мм. Главными компонентами являются плагиоклаз и авгит, к которым в большом количестве примешиваются вторичные минералы: серпентин, титанит, цоизит, кальцит и немного серицита.

Часто встречаются таблицы иддингсита с прямолинейными ограничениями, о чет» похожие на шестиугольные таблицы олпвина.

2) Толмачевым описаны (13, 5^2—591) очень похожие на наши мелафиры авгито-вые порфириты с р. И. Терсст, в включениях которых были найдены верхнедевонсая>ь окаменелости

1) См. карту к статье Державина (6).

Плагиоклаз в участках габброидной структуры не обладает прямолинейными ограничениями и тесно срастается с пироксеном. В менее крупнозернистых разностях он проявляется в виде короткостолбчатых призм, вростаклцих в тело ксеноморфного пироксена, и, таким образом, являет пример пойкило-офитовой структуры (рис. 49). Обычно плагиоклаз—сильно разбитый, что значительно затрудняет его определение. Замерено небольшое довольно хорошо сохранившееся зерно: ВШг~ 13°, 9°. Плоскость сраста-

ния (010); № 30 по ^. Минерал чаще переходит в цоизит. Серицит

наблюдается очень редко.

Пироксен—обычный слабо фиолетовый авгит с заметной диаллагоиовой отдельностью. В крупнозернистых разностях обладает прямолинейными ограничениями, порою очень хорошо выраженными. Часто переходит в серпентин (рис. 50 и 51). Серпентин очень своеобразно проявляется в данных породах. В краевых фациях он один отождествляет собою все фемишевые компоненты породы и всегда сопровождается большим количеством титанита, В более крупнозернистых разностях центральных частей лакколита серпентина меньше, но зато появляется и авгит, часто явно в него переходящий. В таких случаях серпентин заполняет прямолинейно ограниченные характерные для пироксена участки (рис. 51), в центре которых всегда находится некоторое количество кристаллов титанита, отмечающих, таким образом, состав первичного минерала. Иногда, очевидно в последующие стадии изменения породы, серпентин замещается кальцитом, и мы имеем веретенообразные кристаллы сфена в аггрегатах кальцита (рис. 52).

Порода, несомненно, очень близка по составу к более основным разностям порфиритов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Изверженные породы изученного района естественно разделяются на две группы: магматические породы продуктивной толши Кузбасса и палеозойские эффузивы, связанные, главным образом, с девонскими отложениями.

В первом случае мы имеем дело с трахибазальтами и их гинабиссаль-ными аналогами, монцонит-эссекситами, во втором—с разнообразным комплексом пород, состоящим из альбитофиров, порфиритов, диабазов и мелафиров.

Монцонит-эссекситы представляют типичные гипабиссальные породы, сильно варьирующие по структуре и минералогическому составу. Изменение в составе обусловливается, главным образом, процессом кристаллизационной дифференциации и в меньшей степени процессом ассимиляции боковых пород. Последний процесс чувствуется лишь на протяжении 17 см. от непосредственного контакта при общей мощности тела в 60 метров.

Трахибазальты в коллекции представлены исключительно стекловатыми, часто миндалекаменными разностями. Судя по плагиоклазу, породы очень постоянны в своем химическом составе. Наблюдается лишь некоторая изменчивость в структуре и минералогическом составе в связи с большей или меньшей степенью кристаллизации. Наиболее стекловатые разности обладают гиа-лопилитовой структурой и небольшим количеством пироксена. В связи с уменьшением стекла отчетливее выступает порфировая структура и в основной массе увеличивается количество пироксена и ильменита. Структура основной массы в этих разностях изменяется от интерсертальной до переходной к офитовой, но всегда с некоторым количеством стекла.

') Вероятно, 8десь мы имели дело с наиболее кислым и поэтому хорошо сохранившийся в нороде плагиоклазом.

Как в монцонит-эссекситах, так и в базальтах очень часто встречаются пирит и пирротин, знаменующие собою последние конечные стадии формирования пород. К последним же моментам формирования пород следует отнести образование в монцонит-эссекситах бурого иддингсито-подобного минерала, образующего псевдоморфозы по пироксену и другим компонентам породы, а в трахибазальтах—тахилита. В обоих случаях вещество способно к миграции и заполняет трещины спайности, границы зон, а иногда замещает почти нацело плагиоклазы, за счет которых оно бесспорно не могло образоваться. Происхождение этого матерьяла, надо полагать, связано с конечной гидротермальной (цеолитовой по Фогту) фазой кристаллизации породы.

Альбятофиры девона представлены или диагенетизированными породами, приближающимися к леннепорфирам и кв. ланпорфирам, или испытавшими зеленокаменное преобразование кварцевыми кератофирами 1). В первом случае они встречаются в среднем и верхнем течении р. Томи, вне области влияния Томского шарьяжа (20, 119 — 129). во втором—приурочиваются к девонской толще, принимающей участие в этой мощной, дизъюнктивной и интенсивной плнкативной дислокации. В имеющейся коллекции альбитофиры представлены,, главным образом, кварцевыми разностями, но, судя по литературе, а также и по отдельным редким образцам, должны существовать их бескварцевые разновидности, составляющие переходные формы к порфиритам.

Порфирита слагают небольшие жилы в альбитофирах, а также покровы (навит дер. Калашниковой), перекрытые верхне-девонскими конгломератами. Породы очень изменчивы в составе и порою приближаются к альбитофирам в своих наиболее кислых разностях—кварцевых порфиритах. Последние обнаружены в виде жилообразных масс в телах порфиритов и, повндимому, пред* ставляют продукт кристаллизационной дифференциации последних. Наиболее основной разностью является навит. Породы сильно диагенетизированы и подверглись слабому зеленокаменному преобразованию, в связи с позднейшими передвижками, вызванными тангенциальным давлением со стороны Кузнецкого Алатау (20, 112). В области влияния Томского шарьяжа аналогами порфиритов являются диабазы, близкие по составу к наиболее основным навитовын разностям.

Несколько особняком от описанной группы эффузивов стоят мелафиро-вые породы, проявляющиеся совместно с порфиритами в девоне Симоновой заимки. В сравнении с последними эти породы отличаются большей свежестью и более основным минералогическим составом. Полный диагенезис и отсутствие щелочных элементов не дают возможности идентифицировать их с трахиба-оальтами Караканских и Салтымаковских гор. Можно предполагать, что данные породы представляют наиболее хорошо сохранившиеся основные дериваты порфиритовой магмы.

*) М. А. Усов. Фазы эффузивов. (36, 7 21).

Список литературы

1. Гернгросс 2-о й. Краткий геогнооти1, *ский обзор верхней поисков й ди станции, в Алтайских горах.—Горн. Журн., кн. V, 1835.

2. Щур о вс кий, Г. Геологическое путешествие по Алтаю. —Москва, 1846.

8. Nés te row sky, N. Description géologique de la partie Nord—Eat de la /-haine de Salaïr en Altai, gouvernement du Tomsk. —Annales de la Société Géologique de Belgique. 11. 1875.

4. Богданов, Д. П. Геологический очерк юго-западной части Кузнецкого каменноугольного бассейна и прилегающих возвышенностей. — Зап. Мин. О—ва, XVIII, 18S3.

.5. Державин, А. Геологические наблюдения в бассейне реки Томи — Г. Ж. .У« 10, 1893.

6. О н-ж е. Предварительный отчет о геологических исследованиях, произведенных летом 1893 года, в Томской губернии. — Г. Ж, 1895.

7. В е н ю к о в, П. Геологическое описание юго-восточной четверти 14 листа VII ряда 10 верстной карты Томской губернии (лист Балахонка).—Тр. Геолог, части б. Кабинета, IL. 1896.

8. Д е р ж а в и н, А. О Кузнецком угленосном бассейне.—Геологич. нсслед. по линии Сиб. ж. д., I, 1896

9. H е г. т е р о в с к и й. Н. Г^огностическпй очерк Кузнецкого угленосного бассейна—Горн. ЖV рн., 189G: 111, 2Л—351; IV, 16-66 и 184-226.

10. Поленов, Б. К.. Геологическое описание северо-в -.сточной четверти 14 листа VJÜ ряда 10-верстной карты Томской губернии (лист Колъчугино).—Тр. Геолог, части б. Кабинета, 1Ь, 1897.

11. II и о с т р а и ц е в, А. Геологическое описание северо-западной четверти

14 листа УШ ряда 10-верстиоЙ карты Томской губернии (лист Мосты).—Там-же;11з, 1898.

12. И о л е но в, В. К Геологическое описание северо-западной четверти

15 листа VI11 ряда и юго-западной четверги 15 листа VIII ряда 10-верстной карты Томский губернии (листы Борисовна и Вере^овка). — Там-же; lib, 1901.

13. Толмачев, И. П. Геологическое описание восточной половины 15-го i юго-западной четверти 16-го листа VIII ряда десяти- верстной топографической карты Томской губернии. —Тр. Геол. части б. Кабинета; т. Vil, 1909.

14. Янишевский, М. Предварительный отче-'- о студенческой экскурсии по р. Томи в 1909 году.—Изв. Томского Техн. Ин — та; 24, 1911.

15. Ш н е л л ь. Ф. Петрографическое исследование выходов диабазов в окрестностях города Томска.—1Там-же: 37, 1915.

16. Янишевский, М. Глинистые сланцы, выступающие около г. Томска.— 'Тр Геол. Ком. Вып. 107, 1915.

17 Бутов, П. И. и Яворский, В. И. Матерьялы для геологии Кузнецкого каменноугольного бассейна, —Мат. по общ. и прикл. геолог.; вып. 48, 1922.

18. Яворский, В. И. Матерьялы для геологии Кузнецкого каменноугольного бассейна.—Мат. по общ. и прикл. гоол.; вып. 59, 1923.

19. Бутов, П. И. Геологический очерк Кузнецкого биссейна. —Сборник „Кузнецкий бассейн". Библиотека „Горного журнала*. Изд. „Кузбасстреста*. 1924.

20. Усов, М. А. Элементы тектоники Кузнецкого каменноугольного бассейна.— Там-же.

21. Б а к л у п д, О. О. Базальт из Больше-земельской тундры.—Тр. Геолог. Музея И. И. В. б. Имп. Акад. Наук.; т. IV, 1910.

22. Горностаев, Н. Н, О новых законах полевошпатовокварцевых прорастаний графофирового типа.—Изв. Том. Техн. И —та, т. 46, 1924.

23. Бремина, Е. В. и JI е в и н с о н-JI е с с и н г, Ф. Ю. Матерьялы для петрографии Мугоджароких гор. —Тр. Ймп. СПБ Общ Ест., т. XXXIII, в. 5, 1905.

24. Лаврским, А. В. Плагиоклазоавгитпвые породы между Енисеем и Леной.—Тр. Общ. Ест. при Казанском ун-те; т. XXXIV, 1900.

25. Л е в и н с о н-Л е с с и н г, Ф. 10. О мелафире. -Изв. П. Полит, ин-та т. XX, 191В.

26. Л е в и н с о н-Л е с с и н г, Ф. Ю. и Д. С. Б о л я н к и п. Петрографические таблицы.—Петроград, 1915.

27. Л е в и в с о н-Л е с с и н г, Ф, Ю. О химическом составе петрографических провинций России.— Изв. Геол. к—та 1923; т 42, № 2.

28. О н* ж е Петрография.-Ленинград, 1925.

29. Мейстер, А К. Матерьялы по петрографии Крыма.—Изв. Геол. .К—та; т. 27, 1908.

30. Никитин, В. В. Универсальный метод Федорова.—Петроград., 1923.

31. Обручев, В. А. Орографический и геологический очерк юго-западного Забайкалья. Часть I.— Геол. исслец. и развед. раб. по линии Сиб. ж. д.; вып. 22. 1914.

32. Попов, В Новый метод исследования сферолитовых образований.—Тр. 0. П. Общ. Бет., т. XXXIII, вып. 5, 1905.

33. Свитальский, Н. Монцониты в системе р. Ципикана.-- Геол. иссл. в золот. обл. Сибири. Ленский золот. район.; вып. IX, 1913.

34. Усов, М. А Пограничная Джунгария. Описание горных пород. Т. II, выи- 1.-Томск, Изв. Т. Т. И., 1911.

35. Он-же. Федоровский или универсально-огпический метод исследования породообразующих минералов в особенности полевых шпаюв.—Изв. Т. Т. И.; т. 28,1912.

36. Он-же. Фазы эффузивов.— Там-же; т. 46, 1924.

37. Он-же. Фации и фазы интрузивов.--Изв. Сиб. Отд. Геол. К-та; т. IV, выи. 3, 1925.

38. Яковлев, С. А. Некоторые данные но вопросу о влиянии удельного веса на дифференциацию магмы в Олонецких диабазах.—Тр. С.-П. Общ. Ест.; т. ХХХ1\\ вып. 1., 1903.

39. Ailing, Н. L. The Mineralography of The Feldspars, Part II.—The Journf of Geo!.; Vol. XXXI, № 4, 1923.

40. Bain, G. W. Amount of Assimilation by The Sudbury Norite Sheet.—The. Journal of Geol., Vol. ХХХШ, № 5, 1925.

41. Boeke, H. E. — E i t e 1, W. Grundlsgen der physikalisch—ehmischen Petro-graphie.-Berlin, 1923.

42. Bo wen. N. L. The Reaction Principle in Pedogenesis.—The Journ. of Geol.; Vol. XXX, № 3; 1922.

43. Idem. The Amount of Assimilation by The Sudbury Norite Sheet. -The Journ. of Geol., Vol. XXXIII, № 8, 1925.

44. Colony, R. I. The Final Consolidation of Igneous Rocks —The Jonrn. of Geol., Vol XXXf, № 3, 1923.

45. Daly, !i. Igneous Rocks and Their Origin.—New Jork. 1914.

46. U. G r u b e n m a n n und N i g g 1 i, P. Die Gesteinsmefcimorphose.—Berlin. 1924.

47. Hintze, C. Handbuch dor Mineralogie, И В —Leipzig, Ib97.

48. Id dings. J. P. Rock Minerals.-New Jork. 1906.

49. Pheraister, Т. C. A Criticism of Ihe Application of the Theory of Assimilation to the Sudbury Sheet.--The Journ. of Geo!., XXXIII, № 8. 1925.

50. Rosenbusch, H. Mikrosk-»pische Physiographie derMineralienundGesteine^ Bd Ia—Stuttgart, 1905.

51. Idem. Mikroskopische Physiographie der Massigen Gesteine. II2—Stgt., J90S.

52. Rosenbusch, H.-Osann. Elemente der Gesteinslehre — Stgt. 1922.

53. Schwartz, С. M. A sulfide Diabase from Cook County Minnesota.—Econ. Geol., V. XX,

54. V о g t, J- H L. he Physical Chemistry of The Crystallization and Magma-tic Differentia I ion of Igneous Rocks—Journ. of Geol., XXX, № 8, 1922.

65. Wahl, \V. Die Enstatitaugite. —Т. M. und. P. M. und. D. M., XXVI, 1907.

56. Win^.hell, A. N. Studies in the Pyroxene Group.--The Amer. Journ. of Science; Vol. VI, № 36, 1923.

57. idem. Studies in the Feldspar Group.—The Jonrn. of. Geol, XXXIII, № 7, 1925.

¿13.y fr/fc/r. fa JWJ/O. ÛjrwrA/m. /?-/№г. M

far.ÛJ.y /ave*. Thp.SûÛjk. û#mhtA'Sîû У/-/926 - JV

&.З.У. T«».SOt. 0#A»*Tл/320. /7.9.

Объяснение рисунков.

1. Включения стекла в плагиоклазах а—плагиоклаз, б —отекло.

2, Характер аггрегатоа кварца в породе 39 Ь

8. Бухтообразный заливчик в аггрегате кварца. Очень большое увеличение, а—стекло; Ь—биотит; 0—кварц.

4 и 5. Прмеры отложения илдиингсита в плагиоклазах, а—иддингсит- Однообразно заштрихованы одинаково оптически ориентированные участки плагикяаза. 6 и 7. Примеры вон обрастания в пироксене.

8. Псевдоморфоза иддингсита по пирокоену,  с! — иддингсит; ад—пироксен; »а-штрихованы гуотоокрашенные участки иддиннсита,

9. Кварц и кальцит в миаролитовой пустоте, а -кварц, б—кальцит.

10. а— ИДДИН1ЧШТ. Ь—биотит. с—хлорит.

11. р—кварц, ¡1— ильменит, рд —плагиоклаз.

12. Проникновение кварца биотитом, Ь-биотит. 18. а—амфибол; ад—пироксен; рд -плагиоклаз.

14. а-амфибол; ад—пироксен; рд—плагиоклаз.

15. а—амфибол; Ь—биотит; ад—пироксен.

16. а— амфибол; Ь—биотит: ад -пироксен; ¡(1 —иддингсит.

17. Ь-биотит; ¡(1—иддингсит.

18. Форма миаиолитовой пустоты заполневной кальцитом, ог— калмевонатро-зый нолевой шпат; рд —плагиоклаз; II - ильменит; са—кальцит.

19. О—кварц; Ь-биотит; са—кальцит; . ог—калиевонатровый нолевой шпат; рд—плагиоклаз; ад-пироксен: тд-микропегматит.

21. Обрастание плагиоклаза калиевонатровым нолевым пшатом, рд-плагиоклаз; ог—квлиевонатровый нолевой шпат; гс! — аггрегат иддингсита.

22. Структурные взаимоотношения полевых пшатов и пироболов, а —амфибол; ад—пироксен; рд—плагиоклаз; ог—калиевонатровый полевой шпат.

23 и 24. Диаграммы Бэна. изображающие изменение в составе норитов Ссдбори в связи с удалением от лежачего бока снлла.

25. Мирмекитообразные вростки кварца в плагиоклазе ч— кварц.

26. рд — ллагиоказ; тг мирмекит. Кварц—О и иддингсит I«I заполняют миароли-товук' пустоту.

27. рд—плагиоклаз и ад-пирсксен в пойкилофитовом сочетании.

28. рд —плагиоклаз; ад—пироксен.

29. Т—тахилит; рд—плагиоклаз.

30. Тройник плагиоклаза. Римскими цифрами обозначена различно оптически ориентированные индивиды.

31. рд—плагиоклаз; ад—пироксен.

82. Микрояиты в стекле щелочного базальта.

33, 34, 35 и 36. Аггрегаты тахилита, а—внешняя радиальиолучивтого строения «болячка; б—внутреннее ядро-однородная масса.

37. Обломки корочки а тахилита в массе состава б.

38. Строение внешней корочки тахилита.

39. а—тахилит; рд плагиоклаз; ¡1 —ильменит.

40. ¡<1 -иддингсит; а и б внешняя оболочка и ядро тахилита; рд—плагиоклаз.

41. а—амфибол; рд-плагиоклаз

42. а—наиболее свежие участки амфибола; б—иддингситоподобиый матерьял. 48. а стекло; рд-плагиоклаз; са—кальцит.

44. а —тахилит; са—кальцит.

45. в—кварц; б—хлорит.

46 и 47. Деформированные кристаллы плагиоклаза, в —серицит.

48. рд - плагиоклаз, т—магнетит; а—кварцевонолевошпатовый аггрегат.

49 ад—пироксен; рд -плагиоклаз.

50. ад—пироксен; а—серпентин.

51. а —серпентин; I—титанит.

52. а—кальцит; б—титанит.

53. Зонарная призма плагиоклаза. Зонариость подчеркивается тонкой сыпью .магнетита. Одинаково оитичееки ориентированные индивиды однообразно заштрихованы.

54. а—кальцит; ¡(1—иддингсит.

55. а—щелочной полевой шпат; б—микронегматит.