Вулканизм Кузнецкого угольного бассейна

26.03.2020

Магматические породы среди угленосных отложений представлены главным образом долеритами и базальтами. Эти же породы широко развиты за пределами Кузнецкого бассейна. Их происхождение связывается с вулканизмом, охватившим территорию Западной Сибири, Красноярского края и некоторых других районов Сибири.

Магматические породы обрамления Кузбасса по стратиграфическому положению подчиняются карбону и девону. Вместе с вмещающими породами они почти непрерывной полосой опоясывают отложения бассейна. С запада, востока и юга к бассейну примыкают нижнепалеозойские формации, среди которых кембрийские отложения насыщены магматическими породами. Это справедливо для Кузнецкого Алатау и Кондомо-Бийского массива, где в кембрийских отложениях наблюдаются многочисленные и разнообразные эффузивы и сопровождающие их туфогенные образования, а также и тела интрузивных пород. В кембрии Салаира также принимают большое участие эффузивные породы и их туфы.

В средне- и раннедевонское время по окраине Кузбасса и особенно в его юго-восточной и южной частях широко проявилась эффузивная деятельность, сопровождающаяся внедрением интрузий лакколитов, штоков и даек малых тел габбро-диоритов и кварцевых альбитофиров и альбитофиров. В отличие от среднепалеозойской магматическая деятельность позднего палеозоя и мезозоя, имевшая значительно меньшие размеры и мощность, проявилась главным образом в интрузивной форме, эффузивные образования пока только намечались. По-видимому, эффузивная деятельность имела место в раннемальцевское время триаса. Базальты, найденные М.И. Юдиным и К. В. Ивановым к северо-востоку от

г. Томска близ д. Омутной, вероятно, представляют собой поверхностные излияния долеритов, которые в форме дайковых образований в окрестностях г. Томска и в ближайших к нему районах широко развиты. Отмеченные А.В. Тыжновым в 1943 г. эффузивные образования — кварцевые порфиры — среди верхнедевонских пород по р. Томи в районе

д. Митрофановой залегают в антиклинальной складке; их отношение к вмещающим породам неясно. По условиям залегания в ядре складки и общему состоянию они, видимо, образовались в более раннем периоде девона. Точно так же порфиры и прорезающие их зеленокаменные порфириты, залегающие в девонских осадках Крапивинского купола, эффузивно-туфогенные породы в Вассино-Завьяловском районе Инского залива Кузбасса, перекрываемые нижнефранскими отложениями, и эффузивы других частей окраины бассейна образовались, вероятнее всего, не позднее среднего девона.

Итак, продукты магматической деятельности Кузбасса представлены породами трапповой формации и гранитоидами. Из них первые, как указывалось выше, относительно широко распространены, вторые известны пока только в Инском заливе. Указанные гранитные образования в виде двух небольших тел обнажаются среди пород верхнего девона. Оба тела, недалеко расположенные друг от друга, по-видимому, представляют собой штоки интрузивного массива, не вскрытого эрозией. Западный из них — Булантовский, выступающий в рельефе к юго-западу от с. Лебедево, сложен аплитовидными розоватыми гранитами; состав их следующий: SiO2 76,71%; TiO2 0,18%; Аl2O3 12,70%; Fe2O3 1,09%; FeO 0,14%; MnO 1,03%; MgO 0,30%; CaO 1,03%; H2O (гигр.) 0,08%; Na2O 3,61%; K2O 4,04%; CO2 0,02%; H2O (констит.) 0,26%. Порода существенно состоит из кварца, ортоклаза и плагиоклаза. В периферической части гранитное тело обрамляется гибридными породами, близкими к гранодиоритам и кварцевым диоритам, в которых зонарный плагиоклаз представлен № 44 в центре зерен и № 35 на их периферии; кроме того, имеются биотит и роговая обманка. Второй небольшой шток — Коуракский — по составу близок к Булантовскому и сложен аплитовидными гранитами в центральной части и гранодиоритами по периферии.

Группа магматических пород Кузбасса, относимых М.А. Усовым к трапповой формации, особенно широко распространена в восточной половине бассейна. Об этих породах мы находим упоминание во многих работах, касающихся геологии угленосных отложений. Описания самих магматических пород имеются у Б.К. Поленова, В.И. Яворского, Л.Г. Котельникова, В.Н. Доминиковского, М.А. Усова, Н. М. Анисимовой. В последнее время детальное геолого-петрографическое описание трапповой формации в Кузбассе дано В.А. Кутолиным. Магматические породы из Барзасского района описывались А.В. Тыжновым. Для района г. Томска те же породы сначала были описаны Ф.И. Шнелль, а позже К.В. Ивановым.

Среди этой группы пород выделяются базальты, например в области Салтымаковского хребта, и породы, которые по аналогии с породами окрестностей г. Томска, хорошо изученными К. В. Ивановым, отвечают в общем долеритам и, может быть, эссексит-долеритам. Ф.Н. Шахов подобные породы в соответствии с их составом назвал эссекситом и монцонит-эссекситом, а Л.Г. Котельников — диабазами и эссексит-диабазами. Н.М. Анисимова, И.Е. Кондратьев, А. Л. Додин и О.Г. Корсак те же породы называют, по В.Н. Доминиковскому, диабазами и эссексит-диабазами. В.А. Кутолин именует их кварцевыми долерит-монцонитами. Описываемые породы зеленокаменного изменения не несут, поэтому их следует рассматривать в общем как долериты, в деталях они могут описываться как долерит-эссекситы, долерит-монцонитьц кварцевые долерит-монцониты и т. д.

Породы трапповой формации лучше всего изучены в юго-восточной части Кузбасса, в Томь-Усинском районе (см. очерк). Здесь они образуют, видимо, несколько силлов. Из них достоверно установлен Сыркашский, выходы которого давно известны в районе улуса Сыркаш, и Майзасский, или Кумзасский, выступающий на поверхность к востоку от Сыркашского. Оба силла залегают в балахонской свите (Сыркашский в промежуточной толще, Майзасский — в мазуровской) и прослежены разведочными работами и геологической съемкой как к югу от р. Томи, так и к северу от нее. На юге они, воздымаясь, срезаются эрозионной поверхностью, а многократно повторяющиеся выходы магматических пород обнаруживают их силловый характер и, в известной мере, повторяя складки продуктивных образований Кузбасса, сами принимают вид складчатых форм.

Te же силлы долеритовых и эссексит-долеритовых пород простираются далее в юго-западном направлении в район р. Мрас-Су, где Сыр-кашский силл,. по М.Н. Лубяновскому и А.И. Боеву, занимает более высокое стратиграфическое положение и внедряется в угленосные породы ишановской подсвиты. Майзасский силл и в Сибиргинском районе залегает в породах мазуровской подсвиты. Оба силла пересекают р. Мрас-Су. Сыркашский силл, уменьшаясь в мощности, прослеживается к западу не более чем на 3—5 км. Майзасский силл, оставаясь параллельным пласту LI, уходит далеко на запад.

По В.Н. Доминиковскому, силлы Mpac-Cy имеют зональное строение. В висячем и лежачем боках они слагаются плотными порфировидными образованиями, в которых порфировые выделения представлены лабрадором и хлоритизированным оливином; основная масса гиалопилитовая, стекло в большей массе хлоритизировано. Срединная часть силла яснозернисто-порфировая. Плагиоклаз — лабрадор и титанистый авгит составляют существенную часть породы. Калинатровый полевой шпат и кварц, выполняя интерстиции, присутствуют в небольшом количестве; в виде микропегматитовой каймы ими частично обрастают свободные концы кристаллов плагиоклаза. Из акцессорных имеются рудный минерал — титаномагнетит в виде игольчатых и столбчатых образований и апатит — длинные и тонкие призматические кристаллы. Порода подвергается изменениям: плагиоклазы замещаются серицитом, пироксен-амфиболами и особенно биотитом.

От срединной части силла строение долеритов постепенно изменяется как к лежачему, так и к висячему боку.

В.Н. Доминиковский описывает на Mpac-Cy диабазовую дайку мощностью 1,5 м, которая вместе с вмещающими ее осадочными породами пересекается жилкой (падение CB 30° угол 70°) мелкозернистого биотит-роговообманкового микрограносиенита с ясно выраженной гипидио-морфнозернистой структурой. Порода состоит из ортоклаза и альбита, в небольшом количестве присутствуют кварц, биотит и роговая обманка. В том же районе на правом берегу p. Mpac-Cy В.А. Кутолин описывает две дайки, секущие породы Майзасского силла. Одна из них мощностью 0,7 м представлена диорит-монцонитами, а другая (0,2 м) — роговообманково-биотитовыми микрогранитами, содержащими 65% ортоклаза и плагиоклаза и 30% кварца.

Значительно лучше долеритовые породы изучены в районе р. Томи на участке Сыркаш — Чульджан, где в последнее время долеритовые силлы подверглись специальному исследованию с применением различных видов разведочных работ, а по их простиранию к северу и югу от р. Томи они прослежены геологической и геофизической съемками. Долериты этого района петрографически были изучены Н.М. Анисимовой и частично просмотрены А.М. Кузьминым. Подробное петрографическое описание долеритов юго-восточной части Кузбасса имеется у В.А. Кутолина, который среди них различает кварц-оливиновые, кварцевые, порфировидные кварцевые долерит-монцониты, кварцевые монцониты, кварцевые долеритовые порфириты, порфировидные диорит-монцониты. Для их характеристики он приводит единичные анализы.

Майзасский (Кумзасский) силл вскрыт скважинами 704 и 888, керны которых изучены Н.М. Анисимовой. От Майзасского силла отходят небольшие апофизы. На участке скв. 704 силл долеритов на глубине 109 м делится на две части пачкой аркозовых песчаников и аргиллитов мощностью 6 м: верхнюю (10 м) и нижнюю (27 м). Долериты в этой скважине в общем однообразны и представлены темно-серыми тонкозернистыми породами с ясно заметными вкраплениями. Порфировые выделения плагиоклаза № 63 имеются в небольшом числе. Основная масса неравномернозернистая — от тонкозернистого до мелкозернистого сложения. Структура офитовая, интерсертальная и трахитоидная. Достаточно часты мелкие миаролитовые пустоты, в полость которых вдаются хорошо образованные кристаллы плагиоклаза. Миаролитовые пустоты, как правило, выполнены кварцем, а сопровождающий его ортоклаз образует только редкие пегматитовые каймы, обрастающие свободные концы плагиоклаза.

Плагиоклаз основной массы зонарный, его центральная часть представлена № 52—47, к периферии зерна постепенно изменяются до № 35 и даже до № 25. Из темноцветных титанистый авгит (клинопироксен, по В.А. Кутолину) образует мелкие зернышки, включенные в интерстиции между призматическими зернами плагиоклаза. Биотит красно-бурого цвета с плеохроичными двориками встречается в мелких чешуйках, которые, в разной степени изменяясь, принимают характер обычных грязно-бурых, зеленовато-бурых и зеленых разностей с типичными для них интерференционными цветами. Мелкие зерна образует красно-бурая роговая обманка — керсутит (Ng:c = 0—4°); она частично или полностью замещается зеленой роговой обманкой (Ng:с= 15—20°). Из акцессорных обычны тонкие длиннопризматические кристаллы апатита, многочисленные палочковидные сростки титаномагнетита, вкрапленные в агрегат плагиоклаза; не менее часты палочковидные образования желтого, желто-темно-бурого и темно-красного рутила, который по форме образований похож на палочковидные сростки титаномагнетита. Из вторичных хлорит представлен пеннином и клинохлором. Последний часто развивается на месте плагиоклазов или вдоль зон дробления. Серицит и кальцит — частые минералы в долеритах. Серицит в отдельных случаях густо замещает зерна плагиоклаза основной массы; кальцит неравномерно рассеян в породе.

На участке скв. 704 висячий бок нижней части силла раздроблен и его мелкие обломки сцементированы шламом и тонкочешуйчатым агрегатом пеннина. Под микроскопом в характере распределения материала брекчии ясны следы течения. Вдоль плоскостей скольжений отлагается бурый рутил.

Общая мощность Майзасского силла по скв. 888 равна 127 м. Пачкой осадочных пород мощностью 8 м силл разбивается на две части: верхнюю (34,7 м) и нижнюю (92,5 м). Породы этого участка заметно отличаются от пород участка скв. 704. Верхняя часть описываемого силла в висячем боку начинается разностью долеритов, близких по внешнему виду к темно-серым базальтам. К основанию этой части силла величина зерен, слагающих породу минералов, постепенно увеличивается и порода становится среднезернистой, а книзу крупнозернистой и участками даже гигантозернистой. В том же направлении увеличивается пятнистость или рябчатость породы, что обусловливается концентрацией то светлых, то темных минералов. Структура породы порфировая, порфировые выделения относительно крупны по размерам; структура основной массы офитовая, пойкилоофитовая и призматическиофитовая и пегматитовая.

Порфировые выделения, как правило, представлены призматическими зернами плагиоклаза № 63 с узкой зонарной каймой, образующими простые или полисинтетические двойники, несущие ясные признаки деформации. В основной массе плагиоклазы обычно зонарны, плагиоклаз № 52 в центре постепенно изменяется к периферии до плагиоклаза № 37 и даже до № 25. Титанистый авгит (Ng:с = 40—50°) образует различной величины отдельные зерна, часто пойкилитовые, или изредка он пегматитообразно врастает в зерна плагиоклаза. С периферии авгит в различной степени замещается красно-бурой роговой обманкой— керсутитом (Ng:с = 0—10°), который проникает внутрь авгита по трещинкам. Биотит красно-бурый, грязно-буроватый, распределяется в породе неравномерно и развивается на месте авгита. Количество кварца и ортоклаза, а также размеры зерен кварца и ширина кайм ортоклаза и пегматита, обрастающих свободные концы плагиоклаза, с глубиной увеличиваются, т. е. породы приобретают характер эссексит-долеритов и монцонитов. Из акцессорных встречаются апатит, рутил и титаномагнетит. Титаномагнетит часто ассоциирует с биотитом, замещая его. Вторичные изменения обычные. Серицит развивается на месте плагиоклазов, хлорит, иддингсит и боулингит — на месте авгита.

Нижняя часть Майзасского силла долеритов в районе скв. 888 имеет более четко выраженную зональность. Зоны висячего (4 м) и лежачего (2 м) боков силла имеют тонкозернистое сложение и темно-серую окраску. К срединной части силла (зона 50 м) порода становится даже крупнозернистой и серой по цвету. Если внешние части силла имеют преимущественно долеритовое строение, то срединная часть в деталях оказывается неравномернозернистой. Участки с офито-интерсертальной структурой перемежаются с участками гипидиоморфнозернистого сложения. В первом случае титанистый авгит (Ng:с = 42—50°) располагается в интерстициях и часто приобретает пойкилитовый характер. Кварц выполняет миаролитовые пустоты в интерстициях, ортоклаз и особенно образованные им обычные пегматиты обрастают свободные концы призматического плагиоклаза и выполняют интерстиции. Во втором случае кварца и ортоклаза сравнительно много. Крупные, часто идиоморфные зерна плагиоклаза № 63 обрастают различной ширины каймой ортоклаза, которая к внешнему краю становится пегматитовой, или пегматит непосредственно оторачивает зерна плагиоклаза. Титанистый авгит преимущественно образует отдельные более или менее изометричные зерна или врастает в относительно крупные кристаллы плагиоклаза в виде ветвистых и угловатых образований, отвечающих характеру пегматитовых вростков.

Из других минералов необходимо отметить красно-бурую и бурую роговую обманку (Ng:с = 0—10°), которая развивается на месте пироксена по его периферии или врастает вдоль трещин. Биотит в некоторых участках обильный, обычно красно-бурый, бурый с плеохроичными двориками, изменяясь, становится буроватым, зеленовато-бурым, переполненным в ряде случаев рудным минералом. Апатит, как правило, образует длиннопризматические очень тонкие кристаллы, которые пронизывают и кварц, а также нарастают иглами на поверхности кристаллов плагиоклаза и ортоклаза. Титаномагнетита в средней части силла много меньше, он образует столбчатые, скелетные и дендритовидные сростки по оси симметрии третьего порядка и изометричные агрегаты, которые, развиваясь, замещают биотит, рассекают пегматиты и кварц миаролитовых пустот.

Вторичные изменения, связанные с автометаморфизмом, обычны. Серицит развивается по плагиоклазам, хлорит главным образом по биотиту и роговой обманке, хлорит — пеннин в виде чешуйчатых агрегатов по плагиоклазам и в участках пегматита и кварца; иддингсит и боулингит замещают преимущественно титанистый авгит и сами замещаются пеннином.

При изучении материала в шлифах ясно намечается, что порода не раз подвергалась деформации. Например, ясно видно, что пойкилоофитовый авгит цементирует обломки интерсертальных узлов плагиоклаза. Плагиоклазы и кварц несут ясно выраженные следы дислокаций: они •оказываются волнистопогасающими, сломанными и разорванными, в ряде случаев сцементированными рудным веществом. Породы разбиты трещинами, выполненными чаще кальцитом, редко кварцем.

Химический состав пород Майзасского силла по скважинам 704 и 888 на различных уровнях приведен в табл. 14.

Сыркашский силл представляет собой мощное пологопадающее пластообразное тело долеритов, которое подсечено большим количеством скважин. Его мощность в районах рек Усы и Томи колеблется от 42 до 138 м. Местами от силла отходят небольшой мощности апофизы. В описываемом силле достаточно четко выражена зональность. Например, в районе Сыркашского карьера И.Е. Кондратьев по степени зернистости породы выделяет в силле (от кровли к почве) следующие пять зон:

1. Долерит тонко- и мелкозернистый до плотного сложения черно-серого цвета 6—8 м

2. Долерит среднезернистый темно-серый 10—13 м

3. Долерит крупнозернистый серый 65—70 м

4. Долерит среднезернистый темно-серый 22—24 м

5. Долерит тонко- и мелкозернистый черно-серого цвета 6—9 м

В соответствии с зональным строением силла находятся и размеры зерен породообразующих минералов. Так, в висячем боку силла в пределах первых 4—5 м размеры зерен в среднем 0,2—0,3 мм, на глубине 20 м уже 0,4—0,6 мм, на глубине 34 м — до 1—1,5 мм, до уровня 60 м до 1,5—2,5 мм. В срединной части силла, на глубине от 60 до 70 м, размер зерен минералов 2,5—3,5 мм, ниже, до почвы силла, размеры зерен постепенно уменьшаются. В соответствии с зональностью намечаются некоторые количественные изменения и в составе породы с глубиной. Например, в краевых частях силлов содержание различимого кварца невелико; книзу его количество заметно увеличивается и в срединной части силла достигает максимума; к подошве залежи содержание кварца уменьшается. Заметные содержания ортоклаза начинаются примерно с 30 м и достигают максимума также в срединной части. Рудный минерал распределен неравномерно. Содержание его в краевых зонах 10—15%, в срединной части не более 2%. Из сказанного следует, что по содержанию кварца и ортоклаза в пределах долеритового силла можно различать кварцевые долериты, кварцевые эссексит-долериты и кварцевые монцониты.

Петрографический состав Сыркашского силла был изучен Н.М. Анисимовой. Периферические зоны его со стороны висячего (4—8 м) и лежачего (2—4 м) боков слагаются плотным и тонкозернистым долеритом с резко выраженным порфировым строением. Плагиоклаз порфировых выделений представлен № 63, тогда как состав призматических микролитов зонарного плагиоклаза основной массы отвечает № 52. Титанистый авгит в виде мелких зерен вкраплен в интерстициях или образует относительно крупные зерна пойкилитового характера. С периферии его зерна частично замещаются зеленоватой роговой обманкой. Биотит чаще образует мелкочешуйчатые агрегаты грязно-буроватого цвета. Его скопления развиваются на месте титанистого авгита или полевых шпатов. Титаномагнетит обильный. Он образует длинные столбчатые, шестоватые сростки кристаллов по оси третьего порядка, которые, будучи расположенными в параллельные ряды, пронизывают минералы основной массы. Апатита также много, он образует длинные тонкие призматические кристаллы, пронизывающие минералы основной массы. Кварца немного, он выполняет миаролитовые пустоты. Структура основной массы микродолеритовая с участками трахитовой.

По мере движения к срединной части силла зернистость основной массы породы, как указывалось выше, увеличивается, и порода становится разнозернистой. Ее структура офитовая, призматически офитовая, участками габброофитовая, а там, где в породах кварц и ортоклаз играют относительно большую роль, структура является монцонитовой и гипидиоморфнозернистой, а местами пегматитовой.

В петрографическом составе средне- и крупнозернистой разности пород принимает участие плагиоклаз № 63 с узкой зонарной каймой; он в форме крупных кристаллов вкраплен в зернистый агрегат основной массы. Внутренняя часть призматических зонарных плагиоклазов отвечает плагиоклазу № 52, к периферии он постепенно изменяется до №37. Кристаллы плагиоклаза образуют в породе сложную сетчато-каркасную постройку, промежутки которой заполняются авгитом и продолжающимся откладываться плагиоклазом. Вместе с тем эта постройка обеспечивает возникновение и миаролитовых пустот, в полость которых вдаются правильно образованные части кристаллов плагиоклаза; участки пустот ограничиваются гранями призматического пояса кристаллов.

Титанистый авгит от бледно- до густо-розового цвета, откладывается в интерстициях или образует пойкилитовые зерна с вкрапленными в него обломками плагиоклаза. В среднезернистых и крупнозернистых разностях описываемых пород довольно часты случаи пегматитоподобных вростков авгита в сравнительно крупные зерна плагиоклаза. Титанистый авгит местами образует повышенные концентрации, рядом с ними имеются повышенные концентрации преимущественно полевых шпатов. Чередование темных и светлых пятен обусловливает участками пятнистый характер породы.

По данным Н.М. Анисимовой, во внутренних зонах силла в количестве 6—8% встречается оливин, который, как правило, разбит сложной сетью трещин, вдоль которых отложилось темно-зеленое волокнистое вещество с ясным плеохроизмом от буро-зеленоватого до зеленого. В петлях этой сетки сохранились реликты свежего оливина. Изредка оливин сплошь замещается иддингситом или боулингитом. Подобные оливину замещения имеют место и в случае авгита, который, как реликты в петлях, сохраняет свойственную ему розовую окраску и косое погасание.

Титанистый авгит с периферии замещается бурой роговой обманкой. Красно-бурый биотит образует отдельные чешуйки и агрегаты, которые формируются как на месте авгита, так и на месте полевых шпатов и в кварце. В биотите и роговых обманках и в продуктах их изменения довольно часто встречаются плеохроичные дворики вокруг очень мелких октаэдрических кристалликов минерала, находящегося в метамиктном состоянии.

Кварц здесь встречается в относительно больших количествах. Он выполняет сложной формы миаролитовые пустоты. Ортоклаз в виде узких оторочек выделяется на поверхности кристаллов плагиоклаза миаролитовых пустот или ортоклаз в пегматитовом срастании с кварцем в виде каем отсрочивает зерна плагиоклаза, выделившиеся на них ранее зоны щелочного полевого шпата, и выполняет интерстиции между минералами породы.

Там, где в породах имеется относительно много ортоклаза и кварца, можно нередко наблюдать, что идиоморфные концы плагиоклаза № 63 обрастают сравнительно широкой каймой ортоклаза, на которую накладывается зона пегматита, не нарушающего в общем идиоморфизма кристаллов плагиоклаза. В подобных породах участки, выполненные пегматитом, относительно многочисленны. Кроме того, надо отметить, что ортоклаз и кварц образуют в породе и самостоятельные зерна. С увеличением в породе ортоклаза и кварца и образованного ими пегматита количество первичных минералов уменьшается. Плагиоклазы, обросшие ортоклазом и пегматитом, ведут себя часто как реликты. Такими же реликтами оказывается нередко и титанистый авгит, раздробленные и разъеденные зерна которого встречаются вкрапленными в ортоклаз и кварц. В подобном случае породы формально можно отнести к монцонитам и гранодиоритам и кварцевым сиенитам.

Из акцессорных минералов во внутренней части силла присутствуют те же титаномагнетит и апатит. Первый из них образует изометричные или неправильного очертания агрегаты, вкрапленные в плагиоклазы, в промежутки между ними, в ортоклаз и кварц. Апатит в виде длинно-и тонкопризматических кристаллов вкраплен во все минералы породы, пронизывает также кварц. В миаролитовых пустотках друзы игольчатого апатита вырастают с поверхности кристаллов плагиоклаза и ортоклаза в полость, занятую кварцем.

Вторичные изменения в долеритах обычны для них. Плагиоклазы подвергаются серицитизации и карбонатизации. Совместно с серицитизацией развивается зеленоватый биотит. Характерные для плагиоклазов вторичные минералы группы эпидота отсутствуют или встречаются исключительно редко и в небольшом количестве зерен. Оливины, как отмечалось, замещаются иддингситом или боулингитом. Бурые роговые обманки при изменении переходят в зеленые разности с различной интенсивностью окраски. Красно-бурый биотит с периферии и вдоль трещин спайности сначала переходит в зеленый, сине-зеленый биотит с характерной для него интерференционной окраской, затем нацело замещается клинохлором, реже пеннином. На месте красно-бурого биотита также развивается грязно-бурый биотит, который часто содержит вкрапленные в него зерна магнетита и пирита, а затем позже также замещается хлоритом — пеннином. Последний в виде мелких чешуйчатых образований развивается в дробленых плагиоклазах, ортоклазах и кварце.

Появление кварца в долерйтах и сопровождающего его ортоклаза следует рассматривать как проявление более позднего этапа магматического процесса, а именно щелочного метасоматоза. Вероятно, к этому времени следует отнести образование мелкочешуйчатого биотита грязнобурого цвета, который особенно обилен в краевых частях силла. В это же время миаролитовые пустоты выполняются кварцем. Калиевый метасоматоз был причиной появления, с одной стороны, антипертита в плагиоклазах и их альбитизации с образованием шахбретальбита, а с другой— формирования ортоклаза и пегматитового срастания его с кварцем. Позже образуются участки сплошного зернистого кальцита, отношение которого к кварцу и ортоклазу также говорит о его метасоматической природе.

Кийзакская дайка долеритов мощностью около 20—30 м, прослеженная на большом протяжении по левому берегу р. Томи, круто сечет почти вкрест простирания отложения верхнебалахонской и кузнецкой свит. Падает дайка на ЮЗ 200° под углом 70—75°. На Кийзакском угольном участке 8 от дайки отходит клиновидной формы зародыш силла длиной 25 м.

Структура долеритов дайки порфировая, основная масса в общем неравномернозернистая и изменяется от тонкозернистой в краевой части до мелкозернистой в средней. Порфировые зерна плагиоклаза отвечают № 52—63. В основной массе с микродолеритовой структурой призматического облика плагиоклазы зонарны и их состав изменяется от № 47—52 в центре к № 37 на периферии. Титанистый авгит концентрируется в интерстициях и частично пойкилитовый. Кварц в миаролитовых пустотах образует друзы, а оставшаяся часть пустоты позже выполняется кварцем и кальцитом. Обильный апатит в форме тонких и длинных призм пронизывает полевые шпаты, пироксены и кварц миаролитовых пустот. В этих последних можно видеть, как две-три-четыре иглы апатита из одной точки поверхности плагиоклаза врастают в полость миаролитовой пустоты. Рудный минерал — титаномагнетит в форме столбчатых скелетных кристаллов длиной до 1,5 мм также пронизывает все минералы, составляющие породу.

В результате автометаморфизма плагиоклазы порфировых выделений и основной массы подвергаются серицитизации, авгит замещается хлоритом, иддингситом и боулингитом. Мелкочешуйчатый биотит грязно-буроватого цвета по характеру его отношения к плагиоклазу появился в породе в результате калиевого метасоматоза.

Из сказанного следует, что по петрографическому составу долериты Кийзакской дайки сходны с долеритами краевых частей Сыркашского силла. Что касается отношения этой дайки к силлу, то этот вопрос остается пока открытым.

Химический состав пород Сыркашского силла и Кийзакской дайки приведен в табл. 14.

Сравнение долеритов Кузбасса со средним составом сибирских траппов и средним составом долеритов Карру преждевременно, так как магматические породы Кузнецкого каменноугольного бассейна петрографически и химически изучены еще далеко не достаточно. Однако по общему балансу кремнезема долериты Кузбасса близки к долеритам Карру, но от среднего состава сибирских траппов отличаются на 3,6%. По сравнению с теми и другими кузбасские долериты содержат пониженное количество глинозема, окиси магния и кальция и повышенное количество окиси натрия и калия, титана и железа. Поэтому оливины в долеритах Кузбасса не являются типичными и постоянными минералами. Пониженное содержание окиси магния и окиси кальция объясняет также и то, что содержание титанистого авгита много меньше, чем в траппах и долеритах Карру. Вследствие пониженного содержания кальция и повышенного натрия в описываемых долеритах состав плагиоклазов основной массы не поднимается выше № 52—63.

Что касается окиси калия, то некоторое количество его может входить в состав плагиоклазов, но появление главной массы калия, надо полагать, тесно связано с более поздним метасоматическим процессом биотитизации, который приводит к образованию агрегатов грязно-буроватого биотита. Позже вынос калия вместе с кремнеземом приводит к формированию ортоклаза и пегматита, антипертита и альбита.

Наконец, Н.М. Анисимова описывала в качестве рудного минерала ильменит. Однако изучение свойств этого минерала и высокое содержание в породе железа позволяют утверждать, что окись титана связывается железом только в виде титаномагнетита.

К северо-западу от Томь-Усинского района силл долерита был зарегистрирован в верхней части бассейна р. Тутуяса. По условиям залегания он рассматривается как Сыркашский. По В.И. Черепанову, в средней части р. Верхняя Терсь на Макарьевском месторождении угля обнаружен тот же Сыркашский силл долеритов мощностью более 100—125 м. В Северной Терсинской антиклинали он залегает между пластами угля XI—XII и X—XI, в Западной антиклинали между XVIII—XVII; и Южной антиклинали между пластами XIV—XIII. Из приведенных данных ясно, что на этом месторождении Сыркашский силл долеритов и одном разрезе и при переходе от разреза к разрезу под острым углом пересекает многие пласты угля и слои пород верхнебалахонской свиты.

Кроме того, на Макарьевском месторождении, как и на Томском, от Сыркашского силла отходит дайка долеритов мощностью 30—40 м, которая перетекает породы верхнебалахонской, кузнецкой и ильинской свит. Долериты дайки в периферической части плотного и мелкозернистого сложения, в центральной — средне- и крупнозернистого и даже порфирового строения. Долериты Сыркашского силла содержат значительное количество авгита, а сравнительно крупнозернистые разности приобретают характер габбро.

По восточной окраине бассейна долеритовые дайки имеются на Kpaпивинском куполе среди девонских отложений; П.Н. Венюковым и А.В. Тыжновым долериты были отмечены по р. Томи на обширной площади в районе д. Митрофановой и ниже д. Саламатовой. Магматические тела этих районов по своему характеру сходны с долеритовыми дайками окрестностей г. Томска.

Долеритовые образования, развитые в районе г. Томска в форме многочисленных даек, рассекают вкрест простирания сложенные в складки и затем рассланцованные нижнекаменноугольные и девонские отложения. Порфировидные долериты района г. Томска, по данным К.В. Иванова, в сущности являются теми же кузбасскими долеритами, в которых имеются порфировидные выделения плагиоклаза, иногда плагиоклаза и авгита, а относительное увеличение количества кварца, ортоклаза и пегматита, обрастающего свободные концы плагиоклаза, приводит к необходимости выделить среди долеритов эссексит-долериты.

К северо-востоку от г. Томска в д. Омутной имеются небольшие выходы черно-серых плотных базальтов, которые как секущие залегают среди диагенетизированных девонских эффузивов. Омутнинские базальты по своему облику походят на салтымаковские.

Серия только что описанных долеритовых образований в сущности является составной частью западного обрамления Анжерского района Кузбасса.

По западной окраине Кузбасса зарегистрирован ряд выходов долеритов в виде даек мощностью до 50 м и более и прослеженных на несколько километров. По р. Бачату в каменноугольных отложениях дайки долеритов то равномернозернистые, то такситового строения. Дайки таких же долеритов имеются в районе Артышта — Калзыгай. Долериты западных окраин Кузбасса, именуемые диабазами, остаются до сих пор неизученными.

Относительно много долеритовых образований в Инском заливе Кузбасса, где они залегают в виде даек и силлов в толще балахонских отложений. По В.Д. Фомичеву, П.Н. Васюхичеву, Н.В. Козлову, два силла диабазов залегают то согласно во вмещающей толще, то полого срезают ее складчатые формы и пласты угля. В.Д. Фомичев описывает случай, когда апофизы долерита толщиной 5—20 см следуют в почве и кровле Юрьевского угольного пласта. По Т.П. Кочеткову, в районе с. Завьялово были вскрыты три силла мощностью 16, 20 и 12 м, залегающие в общем послойно, но местами пересекают наслоения угленосной толщи. В.Д. Фомичев в районе с. Завьялово описывает железнодорожную выемку, в которой тело долеритов срезает складчатые образования балахонской свиты.

Кроме того, в районе д. Коурак, с. Лебедево и других точках имеются выходы недостаточно изученных диабазов в виде штоков, а по данным гравиметрии и магнитометрии в районе с. Завьялово допускается возможность наличия не вскрытого эрозией крупного тела основных пород.

В последние годы К.Д. Ждановой на Уропском месторождении в тайлуганской подсвите найдены аркозовые песчаники и гравелиты с примесью обломков угля и углистого шлама, количество которых увеличивается снизу вверх и завершается формированием пласта углей. В этих отложениях встречаются обильные остроугольные обломки зонарного плагиоклаза № 33—43, небольшое число остроугольных с рваными краями обломков кварца, остроугольные обломки стекла, замещенные зеленоватым тонкочешуйчатым хлоритом, в массе которого иногда ясно заметны субмикролиты (0,005 мм) призматического плагиоклаза. Кроме того, в описываемых породах имеются также обломки обычных для продуктивных отложений Кузбасса аркозовых песчаников с каолинизированными полевыми шпатами, алевролитов, кусочки аргиллита и окатанные обломочки кварца и кварцитов. Нахождение прозрачных полевых шпатов без каких-либо следов их разложения, остроугольных обломков кварца и разложившегося стекла дает некоторое основание полагать, что в ерунаковское время имела место вулканическая деятельность, которая сопровождалась выбросом обильного пеплового материала дацитов. Что касается места самого вулкана, то он, вероятно, находился где-то поблизости, например, на широтной зоне разлома Салтымака, погребенной под мальцевскими и юрскими отложениями.

Следующую группу возможных эффузивных образований включает нижнемальцевская свита, в которой еще М.Ф. Нейбург были выделены осадочно-туфогенные образования. Подобные породы, залегающие на 40 м выше основания свиты, представляют собой зеленоватосерые песчаники (И.В. Лебедев), туфогенный материал которых, по Г.П. Радченко, представлен хлоритизированными комочками иддингситового типа. Туфогенные породы мощностью 280 м карбонатизированы и пронизаны жилками красноватого цеолита. Туфогенный материал рассматривается как пепел, который не испытал на себе сколько-нибудь далекого переноса. Однако имеющиеся данные о природе указанных туфогенных песчаников не бесспорны. По последним данным А.А. Васильевой, в нижнемальцевских песчаниках и алевролитах много обломков девонских эффузивов восточной окраины Кузбасса.

Третьей группой магматических образований Кузбасса являются базальты, которые образуют так называемую «Мелафировую подкову». В состав последней входят Салтымаковский хребет, Тарадановский увал, Кайлотские горы, Караканский хребет и Haрыкские горы с Осташкинским Камнем, которые вместе взятые образуют в известной мере подковообразную форму выходов магматических пород в современном рельефе (см. цветную карту).

Стратиграфическое положение базальтов Салтымакско-Терсинского района до сих пор неясно. Согласно прежним представлениям Б.К. Поленова, А.Н. Державина, М.А. Усова, В.И. Яворского и более поздним В.Н. Доминиковского, базальты рассматривались как эффузивные образования. Позже М.А. Усов, Г.П. Радченко, В.И. Яворский и другие считали их силлами в мальцевских отложениях. Н.В. Неутриевская те же базальты рассматривает как покровы, залегающие в толще мальцевских отложений. Однако, по данным К.Д. Ждановой, в западной части Караканских гор юрские отложения лежат непосредственно на базальтах, не несущих следов выветривания. В последнее время базальты данного района более детально, чем предыдущими исследователями, изучались В.А. Кутолиным, который большую часть их относит к покровным образованиям. Никто из указанных исследователей убедительных данных в подтверждение своих взглядов не приводит.

А.М. Кузьмин при сравнительно кратковременном знакомстве с базальтами в коренных обнажениях р. Томи не находит в них типичных признаков эффузивной природы. Там, где удается наблюдать непосредственный контакт базальтов с вышележащими мальцевскими породами, например в районе Бабьего Камня, отсутствует кора выветривания, характерная для эффузивов; в непосредственно перекрывающих породах отсутствуют обломки базальта. Вышележащие породы представлены углистыми глинистыми сланцами с тонким пластиком угля. В подстилающих базальты породах также отсутствуют признаки коры выветривания.

На правобережье широтной части р. Томи имеются почти непрерывные выходы базальтов. Выходы пород мальцевской серии здесь встречаются очень редко. В одном случае они, залегая почти горизонтально, кажутся приткнутыми к базальтам и обожженными. Базальты над выходом обожженных пород поднимаются на 20 м и выше. Этот участок рассматривался как пачки мальцевских осадков, залегающих среди базальтов, с чем едва ли можно согласиться.

В другом выходе ниже д. Богдановой найдены линзообразные тела песчаников мальцевской серии длиной до 2 м и толщиной до 0,8 м, залегающие на границе двух базальтовых тел. Из них нижнее кажется раздробленным и в нем часто встречаются кварц, халцедон, цеолиты в виде агатовых округлых и неправильной формы тел. Верхнее тело базальтов кажется более массивным, чем нижнее. Линза песчаников в непосредственном контакте явно уплотнена. Песчаник желтоватого цвета не содержит видимых галечек и обломков базальта. В нижнем теле базальта в контакте с верхним слоем песчаника следы выветривания отсутствуют. Видимо, здесь два силла, следующих один за другим, и поздний силл внедрился в толщу осадков по поверхности другого.

Просмотр собранного Н.М. Анисимовой каменного материала по базальтам рек Томи и Средняя Терсь и другим пунктам также не дает основания утверждать эффузивную природу рассматриваемых базальтов. Базальты Салтымаковского хребта и Тарадановского увала, по-видимому, являются образованиями асимметричного лакколита — силла. Наиболее вздутая часть его составляет основу строения Салтымаковского хребта, его западного продолжения — Тарадановского увала и восточного — Кайлотских гор. Далее лакколит в виде огромного и широкого вала протягивается в широтном направлении более чем на 60 км. С северной стороны он ограничивается крутым склоном, и мальцевские породы падают на юг под него. К югу лакколит переходит в ряд силлов, которые, подчиняясь общим складчатым формам, сначала как бы прогибаются, а затем на юге (Бабий Камень, Осташкинский Камень, Haрыкские горы и Караканский хребет) выходят на поверхность, образуя в эрозионном срезе почти непрерывный ряд коренных выходов, прослеживаемых на протяжении около 100 км. Протяженность базальтовых силлов от Салтымака до Караканских и Нарыкских гор подтверждается также и материалами геофизических исследований.

Строение основной лакколитовой части до сих пор остается неясным. По И.В. Лебедеву, базальты пересекают нижнемальцевскую свиту и южнее образуют как бы две залежи, разделенные пачкой верхнемальцевских осадков, лишенных туфогенного материала. По Ю.Ф. Адлеру, салтымаковская часть лакколита представляет собой как бы сложную мощную залежь, состоящую из ряда близко расположенных один от другого самостоятельных пластовых силлов, прослоенных отчасти осадочными породами.

Базальты «Мелафировой подковы» были описаны Б.К. Поленовым как мелафиры, несмотря на то что А.П. Карпинский определил их как базальты. Иногда они описывались как диабазы. Ф.Н. Шахов и М.А. Усов породы Салтымаковского хребта называют базальтами и сравнивают их с диабазами силлов. Среди базальтов хребта они различают как полнокристаллические, так и полустекловатые разности. По В.Н. Доминиковскому, базальты «Подковы» являются витрофировыми палеобазальтами; по составу они однообразны — макроскопически смоляно-черные афаниты с небольшим числом вкрапленников, главным образом плагиоклаза. Новые данные о базальтах района приводятся В.А. Кутолиным.

Микроскопически среди базальтов можно различать несколько разновидностей. Существенной частью их является бурое до черного непрозрачное стекло, часто густо пропыленное титаномагнетитом. Местами стекло замещается вторичными продуктами. Фенокристы лабрадора (0,2—0,4 мм) представлены немногими зернами и численно преобладают над фенокристами пироксена (не более 0,1 мм), которые часто являются пойкилитовыми. В основной массе плагиоклазы также преобладают над авгитами (табл. 15).
Вулканизм Кузнецкого угольного бассейна

Характер основной массы сильно колеблется в зависимости от содержания стекла и микролитов плагиоклазов и зерен авгита. Имеются базальты плотного сложения, содержащие стекло, и тонкозернистые базальты, не содержащие стекла (см. табл. 15). Среди стекловатых базальтов можно выделить разности, в которых вулканическое стекло составляет существенную часть, а плавающие в нем микролиты плагиоклаза и авгит редки, и ряд разностей, в которых стекло имеется в меньших количествах и ведущая роль в строении породы переходит к плагиоклазу и авгиту. Нестекловатые базальты слагаются нацело микролитами плагиоклаза и зернами авгита. Таким образом структура базальтов последовательно меняется от существенно стекловатой к стекловато-пилотакситовой и пилотакситовой и полнокристаллической интерсертальной с порфировыми вкраплениями плагиоклаза № 60—63 и титанистого авгита.

Плагиоклазы основной массы по составу отвечают № 52—47, зонарные. Пироксен — титанистый авгит в основной массе рассеян в виде очень мелких зернышек как в интерстициях, так и в стекле. Биотит в очень мелких чешуйках не всегда легко распознается. Зерна кварца редки. Оливин хорошо распознается по характерным контурам его кристаллов. Обычно он замещен иддингситом или боулингитом. Эти минералы охотно развиваются также и на месте авгитов. Титаномагнетит в виде зерен различной величины вкраплен в стекловатый базис. В разностях с интерсертальной структурой рудный минерал, кроме отдельных зерен, образует палочковидные или типичные дендриты кубической формы по оси четвертого или третьего порядка.

Вторичные изменения проявляются слабо в полнокристаллических базальтах.

Два силла базальтов Бабьего Камня на р. Томи общей мощностью 30 м, разделенных пачкой мальцевских отложений (6 м), хорошо прослеживаются далее на восток в бассейн р. Средняя Терсь, где их мощность последовательно увеличивается до 130—170 м при мощности разделяющей пачки мальцевских пород 65 м.

В.А. Кутолин дает новый материал как по стратиграфии, так и по петрографии базальтов Салтымакско-Терсинской области Кузбасса. Мальцевскую серию он без достаточных оснований делит на четыре толщи (стр. 24): кожухтинскую, власовскую, терсинскую и коврижкинскую, как «фациальные аналоги» нижне- и верхнемальцевской свит. В кожухтинской толще (400 м), самой нижней из них, имеются четыре пластовых тела базальтов; нижнее тело рассматривается как микродолерит, три верхних — как покровы базальта. На Нижней Терси базальты целиком слагают толщу мощностью 350 м. В налегающей на нее власовской толще (около 1000 м) у пос. Власовского описываются черные базальты, шаровые лавы, желто-бурые туфопесчаники и туффиты. Того же возраста базальты на Нижней Терси представлены темно-зелеными миндалефирами, залегающими на кожухтинских базальтах; мощность толщи 120 м. Вышерасположенная терсинская толща (800 м) в Терсинском районе начинается базальными конгломератами с гальками миндалефи-ров, залегающими на размытой поверхности власовских миндалефиров. Конгломераты перекрываются несколькими потоками плотных базальтов мощностью 0,7—10 м. В Томском районе терсинская толща отсутствует.

Мальцевская свита, по В.А. Кутолину, завершается коврижкинской толщей (200 м). Начинается толща конгломератами с обломками базальтов и мелафиров власовской толщи. Коврижкинские базальты подстилаются зеленовато-серыми песчаниками и алевролитами. В виде разрозненных обнажений базальты данного возраста встречены по р. Нижняя Терсь и на р. Томи у горы Сосновой; представляют собой пластовое тело мощностью 46 м.

По В.А. Кутолину, петрографически базальты кожухтинской толщи представлены двумя типами, один из которых для этой толщи наиболее характерен и является преимущественно распространенным. Этим типом сложены магматические тела Рябого Камня на р. Томи, Абинские и Караканские горы и бассейн р. Средняя Терсь. Описываемые базальты имеют порфировое строение; порфировые выделения представлены плагиоклазами двух серий — № 60—52 и № 46—53, редко оливином. Основная масса слагается микролитами плагиоклаза № 50, зернами оливина и стеклом с магнитной пылью.

Во власовской толще базальты представлены плотными разностями, мелафирами и шаровыми лавами. Сами базальты в одинаковом количестве содержат порфировые выделения пироксена и плагиоклаза (№ 55—53 и 43—53). Основная масса гиалопелитовая, сложена лейстами плагиоклаза № 50 и обильными зернами пироксена, сцементированными стекловатым базисом. Миндалефиры от плотных базальтов отличаются наличием обильных миндалин, выполненных хлорофеином, халцедоном, цеолитами и кальцитом. Шаровые лавы состоят из округлых блоков базальта от 0,3 до 1,5 м в диаметре, сцементированных массой обломков разложенного стекла, цеолитами и кальцитом. Последние два минерала по распределению скорее напоминают сложную систему жилок.

Базальты терсинской толщи плотные, стекловатые породы, не содержащие, как правило, вкрапленников. В шлифе для них характерна гиалопелитовая структура, стекловатый базис, заполненный магнетитом, в него вкраплены редкие микропорфировые выделения плагиоклаза, оливина или замещающего пироксена.

Базальты коврижкинской толщи похожи на кожухтинские, но отличаются от них обилием вкрапленников клинопироксена и плагиоклазов (№ 62—67 и 44—60); основная масса состоит из микролитов плагиоклаза (№ 45—50), зернышек клинопироксена и стекловатого базиса с сетью магнетита.

Среди интрузивных пород мальцевской серии В.А. Кутолин описал микродолериты с пойкилоофитовой и микродолеритовой структурой. Они слагают силлы разной мощности. Интрузивные микротолейиты от микродолеритов отличаются большим содержанием стекла. По химическому составу микродолериты д. Усть-Нарыка, горы Сосновой и микротолейиты близки долеритам юго-западной части Кузбасса.

Присваиваемый В.А. Кутолиным большинству изученных им базальтов покровный характер залегания вызывает сомнение, ибо признаки, на основании которых пластовые залежи он относит к потокам, нельзя признать бесспорными. Поэтому, за исключением, может быть, базальтовых образований власовской и, вероятно, терсинской толщ, остальные базальтовые пластовые тела кожухтинской и коврижкинской толщ вместе с микродолеритовыми и микротолейитовыми телами, на наш взгляд, следует рассматривать как силлы более позднего происхождения, чем мальцевские отложения, вмещающие их.

Химический состав базальтов, по данным В.А. Кутолина и других исследователей, приведен в табл. 16. Анализы свидетельствуют, что салтымаковские базальты по составу близки к долеритам и эссексит-долеритам юго-восточной части Кузбасса; отличаются от них пониженным содержанием калия.

К северу от Салтымаковского хребта, в районе Змеинского месторождения угля Крапивинского района, базальты в виде четырех даек небольшой мощности секут вкрест простирания балахонские угленосные свиты и метаморфизуют их.

Из постмагматических образований, еще весьма плохо изученных, В.Н. Доминиковский и другие исследователи отмечают выполнение цеолитами, опалом, халцедоном, кварцем, кальцитом и хлоритом миндалин различной величины. Кварц и халцедон выполняют стенки жеод, в которых кварц в форме кристаллов горного хрусталя до 2—3 см величиной образует друзы. Н.М. Анисимова отмечает случаи пересечения базальтов кварцевыми жилами. Появление в нижнемальцевских отложениях многочисленных включений красноватого цеолита обязано гидротермальным процессам, связанным со становлением базальтовой магмы. Тот же генезис имеет и апофиллит с р. Терси, описанный П.П. Пилипенко. В.А. Кутолин высказывает предпосылки для поисков месторождений исландского шпата, связанных с трапповыми образованиями в пределах развития власовской толщи.

Вероятно, с глубокими источниками трапповой магмы тесно связаны углекислые воды районов г. Томска и Макарьевского месторождения, которые на современную поверхность выступают по соседству с телами долеритов по зонам подновляемых нарушений. Алатауская и Салтымаковская зоны могут оказаться благоприятными для поисков выходов углекислых (нарзанных) вод, которые в Томском районе сопровождаются образованием известковых туфов.

По А.В. Тыжнову, базальты, долериты и палатиниты достаточно широко развиты в Барзасском районе северной части Кузнецкого бассейна, где они в виде силлов залегают несогласно в разных толщах среднего и нижнего девона и в нижнекаменноугольных отложениях Туганаковского прогиба. Наибольший интерес вызывают базальтовые породы, развитые в правобережье р. Барзаса, начиная от пос. Дмитриевского на юге до р. Колокольцовки на севере. Особенно крупная, значительной мощности, почти горизонтальная залежь имеется на участке от пос. Дмитриевского до р. Перебой.

Петрографического описания базальтовых пород из района Барзаса нет, кроме указания, что базальты местами принимают характер амезитов или чаще долеритов. Химический состав их может быть иллюстрирован рядом анализов (табл. 17) для разведанной части базальтов.

По сравнению с салтымаковскими базальтами барзасские базальты и долериты характеризуются пониженным содержанием кремнезема, несколько повышенным содержанием глинозема и окиси магния. Поэтому среди барзасских магматических пород более распространенными должны быть разности, богатые оливином и пироксеном и свободные от кварца.

Метаморфизм как самих долеритов, так и особенно вмещающих их пород изучен слабо. Автометаморфизм долеритов рассмотрен выше. Магматические породы Кузбасса, как следует из вышеприведенного краткого петрографического описания, ни в одном случае не несут следов зеленокаменного преобразования как типичного признака для отнесения данных пород к диабазам.

Контактовые изменения вмещающих пород проявляются слабо и обычно выражаются в некотором их уплотнении и появлении роговиков, но, к сожалению, описания подобных изменений в литературе очень скудны. В песчаниках на контакте с долеритовыми силлами отмечаются слабая перекристаллизация и образование в них очень мелких чешуек биотита и мусковита. В аргиллитах, кроме общего уплотнения, можно наблюдать случаи перегруппировки минерального вещества с образованием узелков из чешуек серицита. Угли в зависимости от их удаленности от трапповых тел и положения самих тел в угленосных отложениях подвергаются в различной степени отощению вплоть до образования антрацитовых углей. Более подробные сведения о возможных изменениях углей в контакте с силлами долеритов приводятся А.И. Боевым и Э.М. Сендерзоном в очерке по Томь-Усинскому району.

Активное влияние силла на метаморфизацию углей по этим данным в висячем боку распространяется примерно на 250 м. В лежачем боку силлов, как следует из материалов по Назасским разведочным линиям, заметный контактовый метаморфизм углей не распространяется далее 100—140 м. Зона контактового влияния дайки долеритов на пласты угля, например, Кийзакских участков 1—4, несмотря на ее меньшую мощность (20—30 м), значительно превышает зону контактового метаморфизма силла. По крайней мере данные анализов указывают, что зона максимальной метаморфизации углей образует полосу вдоль дайки шириной 800—850 м в висячем и до 750—800 м в лежачем боку. В пределах полосы 300—350 м от дайки в ту и другую сторону угли всех марок являются тощими и не спекаются. По словам Э. М. Сендерзона, угли пласта XXIV на Кийзакском участке 8 характеризуются не только понижением летучих веществ по направлению к дайке, но в непосредственном контакте с ней приобретают свойства кокса.

Слабо освещена роль гидротермальной деятельности, которая очень широко проявилась в мальцевских отложениях в Салтымаковском поле базальтов в форме кварцевых жил и цеолитизации вмещающих пород. Перякиным на Средней Терси было найдено сульфидное рудопроявление в пределах продуктивных отложений Кузбасса. А.М. Кузьмин на основе изучения минералогии пород окрестностей г. Томска склонен думать, что гидротермальные процессы позднего палеозоя приводят к образованию золотоносных кварцевых жил, содержащих, кроме золота, сфалерит, галенит, халькопирит, арсенопирит, пирит, марказит, барит, альбит. Гидротермальная деятельность, связанная с траппами, приводит к отложению в районе г. Томска сурьмяного блеска и киновари, халькопирита и пренита. Подобные находки возможны в Кузбассе по его окраинам и в районах развития трапповых образований.

Тектоника. Магматические породы Кузнецкого бассейна, по-видимому, тесно связаны с глубинными разломами в области сопряжения Кузнецкого Алатау и Кузбасса и последнего с Салаиром и теми прогибами, которые оживились на площади бассейна с началом триаса, продолжая развиваться до конца юрского времени.

Наибольшей интенсивности эти глубинные разломы достигли на восточной окраине Кузбасса. Им обязаны своим происхождением силлы Сыркашский и Майзасский, бассейна рек Мрас-Су, Томи и Усы, Тутуяса и Верхней Терси. Ta же зона глубинного разлома север-северо-западного простирания в районе Крапивинского выступа, с одной стороны, обошла его с востока и протянулась далее к северу в сторону бассейна р. Барзаса, с другой — южнее выступа, круто повернув на запад, получила широтное направление. Зоны разлома широтная (Салтымаковская) и примыкающая к ней субмеридиональная (Приалатауская: Нижняя Терсь, Средняя Терсь, район рч. Маганаковой) благоприятствуют развитию салтымаковского узла базальтов, образованию крупного Салтымаковского лакколита и отходящих от него в южном направлении не менее двух-трех силлов (рис. 21). В север-северо-западном направлении та же меридиональная зона глубинного разлома благоприятствует развитию базальтово-долеритовых силлов в Барзасском районе.

В деталях тектоника магматических пород восточной и юго-восточной частей Кузбасса до настоящего времени мало изучена. Относительно Сыркашского и Майзасского силлов ряд исследователей полагали, что данные силлы залегают согласно с вмещающими их толщами и вместе с ними собраны в складки. Однако имеются данные, которые противоречат этому. Так, Г.П. Радченко и И.П. Максимов для Сыркашского района указывают, что силлы долеритов, следуя и отчасти повторяя складчатые формы продуктивных отложений, переходят в пределах соответствующего горизонта с одного стратиграфического уровня на другой и срезают при своем движении пласты песчаников, аргиллитов и угля под острым углом. Сыркашский силл, прослеженный буровыми скважинами на обоих крыльях Березовской антиклинали, постепенно переходит во все более высокие горизонты промежуточной толщи. Размеры этого перемещения в данном участке, по Г.П. Радченко, достигают 45—50 м.

Для Сибиргинского угленосного поля, по М.Н. Лубяновскому и А.И. Боеву, Сыркашский силл долеритов в Томь-Усинском районе залегает между угленосными пластами XXXVIIа и XL. В южной части Томского угленосного месторождения силл заполняет промежуток между пластами XXXVIIIа и XXXIXа и поднимается к кровле пласта XXXIV. В Мрасском районе на Сибиргинском месторождении тот же силл мощностью 55—60 м занимает еще более высокое стратиграфическое положение и внедряется между пластами XXV и XXVII. Такие же данные о дискордантности залегания Сыркашского силла в верхнебалахонских отложениях приводит В.И. Черепанов для Макарьевского месторождения угля в средней части бассейна р. Верхняя Терсь.

В левом борту p. Mpac-Cy выше улуса Камешек тупооканчивающаяся долеритовая дайка рассекает балахонские отложения. Отходящий от этой дайки правый силл срезает под острым углом серию перемежающихся слоев песчаников и аргиллитов и постепенно переходит в более высокие слои осадочных пород.

Наконец, к югу от р. Томи Кийзакская дайка долеритов протяженностью 8 км почти в широтном направлении пересекает верхнебалахонскую и кузнецкую свиты, а в районе Макарьевского месторождения угля аналогичная дайка, кроме этих свит, сечет и ильинскую.

Приведенные выше данные позволяют предполагать, что внедрение долеритов юго-восточной части Кузбасса происходило в толщу верхнепалеозойских продуктивных отложений, уже собранную в складки.

Тектоника базальтов района Нижней, Средней и Верхней Терсей, Салтымаковского хребта и Тарадановского увала определяется наличием глубинных разломов в Приалатауском районе север-северо-западного простирания и Салтымаковского широтного разлома, определившего позже широтное направление Салтымаковского хребта и Тарадановского увала. Пo этим зонам нарушений происходит внедрение базальтовой магмы. Будучи выжатой в зону дробления, магма в огромных массах скапливается в пределах площади Салтымаковского хребта и Тарадановского увала и образует однобокий лакколит, от которого в толщу мальцевских пород, продвигаясь на юг, отходят два-три языка — силла, расщепляясь и уменьшаясь в толщину. Значительно меньше размеры базальта, внедрившегося вдоль Терсинско-Маганаковского (Приалатауского) разлома и отсюда в виде двух силлов распространившегося к западу, в сторону р. Томи. При этом плоскость распространения силла срезает пологие синклинальные складчатые формы триасовых отложений, а выходы базальтовых силлов как к западу, так и особенно к востоку от р. Томи в современных условиях рельефа выглядят в ряде случаев в форме замкнутых контуров, например, в Осташкинской синклинали и в Татарской и Бунгарапской синклиналях Терсинского района. Возможно это лополиты, питающая дайка которых лежит в плоскости оси синклиналей.

Далее на север от д. Саламатовой на р. Томи до района Томска протягивается широкая зона с большим числом параллельных и пересекающихся крутопадающих даек долеритов и эссексит-долеритов, простирающихся в северо-западном — юго-восточном направлении и секущих каменноугольные и верхнедевонские осадки вкрест простирания.

Зоны глубинного разлома по западной окраине Кузбасса имели меньшее значение. По крайней мере магматические образования, представленные теми же долеритами в форме даек относительно небольшой протяженности, залегают в девонских каменноугольных осадках, например района Артышта — Калзыгай и р. Бачата. Эти же зоны разлома в Инском заливе Кузбасса, в районе с. Завьялово, благоприятствовали появлению даек небольшой мощности и, видимо, небольшой протяженности силлов, которые в отдельных местах секут угли и их вмещающие породы, а также появлению в этом районе среди верхнедевонских пород ряда диабазовых штоков и тел.

Природа образования силловых залежей в Кузбассе может быть объяснена по схеме Ю.Ф. Левинсон-Лессинга: трапповая магма, поднимаясь по вертикальным трещинам под большим давлением и встречая на своем пути движения огромное сопротивление, устремляется по границе пологозалегающих слоев и раздвигает их. Последнему обстоятельству благоприятствовало то, что трапповая магма, находясь под давлением нагрузки, поднимается по одной или нескольким трещинам вверх. Вследствие этого часть «нагрузки», опускаясь, отслаивается и способствует расширению пластовой трещины, куда и устремляется базальтовая магма.

Чтобы сделать предложенную Ю.Ф. Левинсон-Лессингом схему образования силлов более понятной, необходимо согласиться с А.А. Полкановым в том, что дайки и силлы платформенных образований охотно развиваются в области флексурных перегибов, захватывающих в общем глубокие части земной коры. Подобные флексурные перегибы в ряде случаев сопровождаются полого расположенными поверхностями раскола (скалывания, скольжения). Последние были теми подготовленными и ослабленными направлениями, по которым основная магма, находясь под большим давлением, могла распространяться. Подобные флексурные перегибы и плоскости пологих скалываний могли возникнуть в пограничной области Кузнецкого Алатау, Крапивинского купола Кузбасса и протянуться отсюда к югу и северу. Кузнецкий каменноугольный бассейн в течение триаса и юры продолжал прогибаться и одновременно происходило соответствующее накопление мезозойских отложений. Кузнецкий Алатау в то же время поднимался, и, судя по характеру юрских осадков, это поднятие в юрское время было более интенсивным, чем в триасовое. Указанные относительные перемещения Кузнецкого Алатау и Кузбасса создавали напряженное состояние и развитие по границе сопряжения флексур, тангенциального скалывания и глубинных разломов, которые и послужили путями поднятия базальтовой магмы и растекания ее под большим гидростатическим давлением вдоль пологих трещин, т. е. привели к образованию силлов, лакколитов, лополитов и питающих их даек.

Дискордантное и скрытонесогласное положение силла в пологозалегающих слоистых толщах можно объяснить тем, что горизонтальная поверхность тангенциального скалывания, развиваясь поступательно, в антиклинальных участках складки полого выгибалась вверх к антиклинальному своду, тогда как в синклиналях тангенциальная площадь скалывания опускалась вниз, т. е. искривление поверхности тангенциального скалывания в известной мере повторяет складчатые формы. Только что сказанное находит наглядное подтверждение в Кузбассе по рекам Томи, Mpac-Cy и в районе Макарьевского месторождения.

Далее, на стадии становления долеритов, видим, что первоначальный сложно-сетчатый каркас, образованный призматическими зернами плагиоклаза, перед отложением титанистого авгита дробится. Пойкилитовые зерна титанистого авгита часто цементируют обломки каркаса и отдельных зерен плагиоклаза.

Волнистое погасание зерен плагиоклаза и других минералов и наличие милонитов свидетельствуют о том, что долериты неоднократно подвергались давлению и кручению. Постмагматическая тектоника (см. цветную карту) захватила и долериты юго-восточной части Кузбасса, и Салтымаковский район развития базальтов. Нарушения, параллельные окраинам Кузбасса, представляют в сущности подновление зон дробления, возникновение и последующее развитие которых в истории области сопряжения Кузнецкого Алатау и Кузнецкого бассейна относятся к глубокой древности. По крайней мере магматические породы и, в частности, основные разности базальтовой магмы появляются вдоль западной окраины Кузнецкого Алатау в кембрии, а затем в раннем и среднем девоне вдоль зоны глубинных разломов получает широкое развитие вулканическая деятельность, которая обеспечивает многократные излияния основных и кислых лав. Te же разломы, возобновившись в мезозое, благоприятствовали поднятию базальтовой магмы. Тектоника в виде взбросов имела место позже формирования силла долеритов в бассейне р. Верхняя Терсь.

Для понимания истории формирования магматических образований собственно Кузнецкого бассейна имеющихся материалов еще недостаточно. Нет никаких оснований отрицать вулканическую деятельность в каменноугольное, пермское и триасовое время. Так, например, нахождение бентонитовых (монтмориллонитовых) пород в ишановской подсвите Заломненской депрессии Кузбасса, образование которых, судя по нахождению в них остроугольных, серповидных, рогульчатых частиц вулканического стекла, возможно, андезит-дацитового состава, обязано кратковременно существовавшему вулкану в зоне вышеуказанных разломов. Другим примером возможной вулканической деятельности является нахождение в верхнеерунаковских отложениях района Уропа некоторых туфогенных образований, указывающих на тесную связь их с вулканическими извержениями дацитов.

Что касается возраста пород трапповой формации, то он до сих пор остается дискуссионным. В.И. Яворский, Г.П. Радченко и другие полагают, что долериты юго-восточного Кузбасса являются верхнебалахонскими, а базальты «Подковы» во всяком случае не древнее мальцевских отложений. Такого же мнения относительно возраста базальтов придерживаются Ю.Ф. Адлер, И.В. Лебедев и Н.В. Неутриевская, которые, впрочем, указывают, что в конгломератах юрских отложений, перекрывающих мальцевские свиты, не удалось найти обломков базальтовых пород Салтымаковского узла.

В.А. Кутолин на основании новых данных последовательность вулканических явлений в Кузбассе представляет в следующем виде. В ишановское время имели место выбросы туфов андезит-дацитов. В послеильинское время произошло внедрение силлов и даек долерит-монцонитов и монцонитов. В раннемальцевское время имели место экс-плозионные выбросы базальтового состава, позже трещинные излияния базальтов кожухтинской толщи. В позднемальцевский этап происходят последовательно с перерывами трещинные излияния базальтов сначала власовской, затем терсинской и коврижкинской толщ. Мезозойский магматизм завершается внедрением силлов и даек микродолеритов. Однако с данными представлениями В.А. Кутолина вследствие отсутствия строгих критериев отнесения пластовых базальтов к покровам полностью согласиться нельзя.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий:
Информационный некоммерческий ресурс fccland.ru © 2020
При цитировании и использовании любых материалов ссылка на сайт обязательна