CC BY
11
ИЗВЕСТИЯ ТОМСКОГО ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА
Том 177 1971
СПИЛИТО-ДИАБАЗОВАЯ ФОРМАЦИЯ НИЖНЕГО КЕМБРИЯ
ТАЛОН-КАМЗАССКОГО РАЙОНА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ
КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ
Л. В. ПЕШЕХОНОВ (Представлена профессором А. Г. Сивовым)
Наименее изученными вопросами геологии юго-западной части Кузнецкого Алатау являются вопросы стратиграфии и вещественного состава древних вулканогенных толщ, пользующихся значительным распространением. в Талон-Камзасском районе.
Первые сведения об эффузивном магматизме района содержатся в работах А. М. Кузьмина [5, 6], считавшего все вулканогенные отложения района нижнепалеозойскими образованиями. В работах Г. В. Пи-нус [8], А. Л. Додина [2], И. Т. Журавлевой, Л. Н. Репиной, В. В. Хомен-товского [3, 4], М. К. Винкман, А. Б. Гинцингер [1], А. А. Предтеченско-го, А. П. Щеглова [9] и др. можно найти лишь разрозненные и противоречивые сведения, которые с различной степенью детальности освещают стратиграфическое положение вулканогенных пород и их вещественный состав. Верхние подразделения формации, перекрываемые с размывом карбонатно-терригенными породами адиакской свиты, описанные впервые К. В. Радугиным [10], в свое время были объединены А. Г. Сивовым в пьянковскую свиту нижнего кембрия [11].
Не касаясь вопроса стратиграфии древних вулканогенных толщ района, сведения по которому содержатся в опубликованной работе автора [7], в данной статье дается структурно-тектонический анализ условий формирования и характеристика вещественного состава вулканогенных пород, относимых нами к спилито-диабазовой формации раннего кембрия.
Породы формации наряду с карбонатными отложениями позднего протерозоя и нижнего кембрия занимают большие площади в описываемой части Кузнецкого Алатау в районе поселков Талон, Камзас, Таймет.
На современной денудационной поверхности породы формации занимают возвышенные участки водораздельной площади рек Пызас, Кондома, Каурчак, Камзас. Чаще всего это разобщенные поля вулканогенных пород протяженностью 7—8 км при ширине 2—3 км. Наиболее обширную площадь эффузивные породы спилито-диабазовой формации занимают в верхнем течении рр. Арык, Камзас, где они слагают полосу меридионального простирания протяженностью до 15 км при ширине 8—9 км.
Анализ собранного нами фактического материала по эффузивным породам, а также рабог предыдущих исследователей позволяет судить о том, что начальный этап развития салаирской геосинклинали в нашем районе, как и во многих других частях Кузнецкого Алатау, сопровождался усиленной вулканической деятельностью, последовавшей за формиро-
ванием мощных карбонатных толщ позднего докембрия. К этому времени проявления значительных дифференциальных движений приурочено формирование в подводных условиях покровов и потоков основных лав базальтового состава. Продукты вулканизма этого времени сохранились в виде ряда петрографических разновидностей альбитизированных пор-фиритов.
В наиболее полном своем выражении спилито-диабазовая формация представлена в бассейне рек Камзас и Арык, где она изучена нами наиболее детально. Из приведенных разрезов (рис. 1) видно, что в составе формации преобладают лавовые образования, среди которых выделяются следующие разновидности пород: спилиты, альбитизированные базальтовые и гиалобазальтовые порфириты, альбитизированные диабазы и диабазовые порфириты.
Спилиты^по внешнему виду однообразные, плотные, зеленовато-серой окраски породы с афировой и микропорфировой структурой. Микроскопически они представляют собой породы с расстеклованным мезостазисом, в который погружены мелкие удлиненные лейсты слабо измененного кислого плагиоклаза. Помимо кислого плагиоклаза (альбит № 3—5) в основной массе в незначительном количестве встречаются мелкие зернышки моноклинного пироксена. Мезостазис основной массы представлен железисто-хлоритовым или хлорит-эпидот-карбонатным агрегатом, чем и обусловливается зеленовато-бурая окраска. Наряду с вторичными продуктами расстеклования в основной массе часто наблюдается мелкая вкрапленность магнетита, ильменита игольчатой формы и землистые скопления лейкоксена. В основной массе часто наблюдаются мелкие миндалины, выполненные кварцем, хлоритом, кальцитом, эпидотом. В микропорфировых разностях спилитов на фоне вышеохарак-теризованной основной массы наблюдаются исключительно удлиненные лейсты альбита № 3—6, длина которых достигает 1,0—1,5 мм при ширине всего в 0,05—0,08 мм. Как в микропорфировых выделениях, так и в основной массе альбит водянопрозрачный с небольшим количеством мелких чешуек хлорита и серицита. Афировые и микропорфировые разности спилитов имеют в большинстве случаев спилитовую, реже интер-еертальную гиалопилитовую и пилотакситовую структуры.
Помимо вышеописанных мелких миндалин в основной массе обычно мономинерального выполнения спилиты содержат макроминдалины (до 5 мм) концентрического строения, заполненные несколькими минералами. Чаще всего наблюдаются следующие ассоциации минералов в миндалинах: хлорит + кальцит, хлорит + кварц, хлорит -Ь зппдот. или кли-ноцоизит, кварц + эгшдот.
Из вышеприведенных разрезов спилито-диабазовой формации видно, что спилиты в составе формации играют незначительную роль. Они тесно связаны взаимопереходами с альбитизированными базальтовыми пор* фиритами, отличаясь от последних вещественным составом и в некоторой степени структурными особенностями и приурочены к верхним частям разреза формации. Описанные особенности вещественного состава спилитов позволяют нам рассматривать их как альбитизированные плагио-базальты, формировавшиеся в подводных условиях. О подводных условиях формирования как спилитов, так и других типов пород формации свидетельствует подушечная или шаровая отдельность, межподушечное пространство которой выполнено прослоями и гнездами кремнистых сланцев и яшм.
Прежде чем приступить к характеристике остальных петрографических разновидностей лавовых образований, нужно отметить, что все они могут быть отнесены к группе различной степени альбитизированных
ЕВД* I ® а
Рис. 1. Строение разрезов спилито-диабазовой формации Талон - Канзасского района: 1 — альбитизированные диабазы и диабазовые порфириты; 2 — альбитизированные базальтовые порфириты; 3 — альбитизированные гиалобазальтовые порфи-риты; 4 — диабазовые порфириты; 5 — альбитизированные палгиобазальты; 6 — спилиты; 7 — спилиты с линзами и гнездами яшм в межподушечном пространстве; 8 — туфобрекчии основного состава; 9 — лавобрекчии основного состава; 10 — туфы; 11—лидиты и яшмы; 12 — светло-серые рифовые известняки; 13 —черные плитчатые известняки; 14—известняковые осадочные брекчии; 15 — песчаники, туфопесчаники; 16 — мергели; 17 — углисто-глинистые, песчано-глинистые сланцы; 18 — конгломераты; 19 — доломиты западно-сибирской свиты позднего докембрия; 20 — водоросли; 21 — архе^
оциаты; 22—дизъюнктивный контакт; 23—граница перерывов. I — правый борт среднего течения рч. Арык; II — правый борт верхнего течения рч. Арык; III — бассейн рч. Коммунза; IV — бассейн рч. Камзас (севернее поселка Камзас), правый борт рч. Малый Хайрюза; V —водораздел рч. Коммунза и Бол. Хайрюза; VI —левый борт верхнего течения рч.
Кичик-Су
пород (табл. 1). В альбитизированных породах плагиоклаз характеризуется наличием реликтов декальцитизированного основного плагиоклаза.
Наиболее широко распространенными являются альбитизированные базальтовые порфириты. В результате интенсивной альбитизации часто встречаются разности базальтовых порфиритов, у которых плагиоклаз представлен альбитом без реликтов первичного плагиоклаза и с незначительным развитием по нему вторичных минералов.
Альбитизированные базальтовые порфириты являются преобладающими эффузивами в разрезах по рч. Арык, Камзас и Мал. Хайрю-за. В отличие от спилитов порфировые выделения в базальтовых порфи-ритах в количественном отношении приобретают более существенную роль. Значительные изменения в базальтовых порфиритах наблюдаются и в количественном соотношении плагиоклаза и пироксена. Количество последнего увеличивается как в порфировых выделениях, так и в основной массе и достигает 25—40%. Реже встречаются разности базальтовых порфиритов, в которых пироксен преобладает над плагиоклазом. В связи с этим выделяются пироксен-плагиоклазовые и плагиоклаз-пироксеновые альбитизированные базальтовые порфириты.
Пироксен в порфировых выделениях состава СаюЬ\§43¥е{7 (определена по диаграмме Хееса); N2= 1,711; Ыр - 1,681; 2У=+46—4-9°; СК^г = 38—40°; Ир = 0,028—0,030.
Вторичные минералы из группы хлорита и актинолита развиваются в пнроксенах преимущественно по тонким трещинам.
Плагиоклаз в порфировых выделениях представлен как чистым альбитом № 4—8 1,537—1,541; Ыр = 1,527—1,531; На—Ыр = 0,010), так и альбитом с реликтами известковистого плагиоклаза (№ 40—60). Базальтовые порфириты, подвергшиеся слабой степени альбитизации, характеризуются широким развитием среди вторичных продуктов мелко-чешуйчатого хло.рита, соссюрита, эпидота и карбонатов. Плагиоклаз как в порфировых выделениях, так и в микролитах основной массы образует удлиненные, коротко-призматические, таблитчатые формы кристаллов.
Структура основной массы в большинстве случаез интерсертальная. Промежутки между беспорядочно расположенными микролитами плагиоклаза выполнены пироксеном, магнетитом, реже, игольчатым ильменитом и землистым лейкоксеном, а также расстеклованным мезостази-сом. По внешнему виду альбитизированные базальтовые порфириты плотные серовато-серой окраски с афировой, порфировой, реже гломеро-порфировой структурой.
Альбитизированные гиалобазальтовые порфириты встречаются часто совместно с альбитизированными базальтовыми пор-фиритами, слагая верхние части и основание потоков этого состава. Они представляют собой темно-зеленые миндалекаменные породы, состоящие из бурого стекла. Среди разложенного стекла, содержащего небольшое количество мельчайших микролитов кислого плагиоклаза, наблюдаются редкие порфировые выделения прозрачного альбита № 2—5 и моноклинного пироксена. Общее количество первичной кристаллической фазы не превышает 5—20%. В многочисленных миндалинах содержатся эп.идот,- кварц, хлорит из группы делессит-диабантита. Описанные альбитизированные гиалобазальтовые порфириты обычно характеризуют быстро застывающие нижние части потока. Верхние части потока обычно характеризуются рядом отличительных признаков. Как правило, они представляют собой денитрифицированную стекловатую бурую растрескавшуюся корку, которая шри движении магмы постоянно разламывалась и увлекалась новой порцией магмы. При застывании образовывались гиалобазальтовые порфириты, которые состоят из массы закаленных -обломков различной формы, напоминающих обломки миндалин, сцемен-
СО
о
Таблица 1
Химический состав пород спилито-диабазовой формации Талон-Камзасского района
(в процентах)
Название породы Полная альбитизация Неполная альбитизация Кол. анализов
БЮ2 ТЮ2 А1303 Ре203 Ре О МпО Л^О СаО Ыа20 К20 аоз ТЮ3 А1203 Ре203 РеО МпО МцО СаО N320 к2о
Спилиты 53,12 1,69 14,30 3,64 8,79 0,12 4,43 6,18 4,32 0,18 1,91 2
Альбитизиро-ванные базальтовые порфирит ы 51,18 1,25 14,62 3,38 8.98 0,13 4,40 7,30 4,04 0,90 50,75 14,81 2,61 2,33 0,18 3,63 6,05 3,05 0,48 4-1
Альбитизиро-ванные гиало-базальтовые порфириты 50,69 1,43 14,25 2,53 8,96 0,14 5,24 4,43 10,15 2,36 0,22 3
Альбитизиро-ванные диабазы и диабазовые порфнри-ты 51,41 1,47 15,56 3,58 9,83 0,15 6,46 3,82 0,41 50,56 1,05 15,25 3,19 7,95 9,12 4,63 11,33 2,16 0,48 4-3
тированных пузыристой бурой основной массой, содержащей редкие идиоморфные кристаллы свежего моноклинного пироксена состава Са4бМд4бРе14 (определено по диаграмме Хесса); ^—Ыр = 0,030; 2У = +54—56°; = 41— 43°.
Альбитизированные диабазы и диабазовые п о р-фириты в главной своей массе образуют потоки в северной части Та-лон-Камзасского района, где они почти нацело слагают высоты: Кубез, Пазын и др. В указанных пунктах диабазы и диабазовые порфириты являются преобладающими по сравнению с распространением других .эффузивных пород. В местах преобладающего развития альбитизнрован-ных базальтовых порфиритов диабазы и диабазовые порфириты слагают центральные части потоков. Причем отчетливо намечается постепенный переход от альбитизированных базальтовых порфиритов через диабазы с гиалоофитовой структурой к полнокристаллическим диабазовым разностям в направлении от подошвы и кровли к центральной части потока. Они заметно отличаются от вышеохарактеризованных эффузивов рядом признаков. Обычно это зеленовато-серые плотные массивные породы с хорошо заметным мелко- и среднезернистым сложением. Под микроскопом устанавливается следующий минералогический состав: плагиоклаз (40—55%), моноклинный пироксен (35—40»%), сульфиды, ильменит, магнетит (3—5%), кварц и апатит (2—Ь%), вторичные: эпидот, хлорит, актинолит, лейкоксен, кальцит, кварц (5—15%). По вещественному составу альбитизированные диабазы и диабазовые порфириты, таким образом, весьма близки к альбитизированным базальтовым порфири-там, отличаясь от них лишь характером структуры, которая обычно диабазовая, долеритовая, реже гиалоофитовая и толеитовая. Плагиоклаз и пироксен аналогичны этим минералам, описанным в альбитизированных базальтовых порфиритах. В порфировых выделениях диабазовых порфиритов обычно присутствует только альбит в виде единичных кристаллов или гломеропорфировых сростков с реликтами первичного основного плагиоклаза (№ 35—60).
Пирокластические образования в составе формации имеют меньшее распространение. В значительном количестве обломочные породы вулканогенного происхождения наблюдаются на водоразделе рч. Хайрюза и Коммунза. По своему составу они отвечают вышеохарак-теризованным излившимся образованиям, а по способу образования могут быть подразделены на туфы, туфобрекчии и лавобрекчии.
Туфы (особенно кристаллокластические) макроскопически трудно отличимы от эффузивных образований. Под микроскопом в туфах устанавливается псаммитовая литокристаллокластическая, витрокристалло-кластическая структуры. Обломочный материал составляет 50—80»% от общей массы породы при размерах не крупнее 2 мм. В составе обломков принимает участие плагиоклаз, пироксен, обломки порфиритов и бурого слабополяризующего стекла. Цемент туфов нацело хлоритизи-рован, интенсивно пропитан гпдроокислами железа и тончайшими иголочками актинолита и эпидота.
Туфобрекчии распознаются макроскопически значительно проще по наличию обломков в цементирующей массе. Размер обломков колеблется в широких пределах от долей сантиметра до 3—5 см. Под микроскопом устанавливается порфиритовый состав обломков. Назальный цемент состоит из более мелких остроугольных обломков порфиритов, разложенного стекла, плагиоклаза, пироксена и напоминает вышеохарактеризованные туфы.
Лавобрекчии состоят из обломков спилитов, альбитизированных базальтовых порфиритов, диабазов. Размер обломков аналогичен указанным для туфобрекчий. Форма обломков чаще всего неправильная
с заметными следами оплавления. Цементирующая масса по составу н структуре соответствует гиалобазальтовым порфиритам кровли потоков.
Одновременно с вулканической деятельностью в подводных условиях на удалении от очагов вулканизма осаждались кремнистые породы; ли-диты, яшмы.
Лидиты по существу являются синхронными образованиями с эф-фузивами и обычно сменяют лавы по простиранию. Это черные плотные слоистые или массивные кремнистые сланцы, состоящие из криптокри-сталлического кремнезема с примесыо тонкораспыленного рудного и углистого вещества. Слоистые кремнистые сланцы представляют собой ритмичное чередование бурых, темно-серых, зеленовато-серых и черных прослоев кремнезема мощностью 1—4 см. Окраска такого типа кремнистых образований зависит от количественного соотношения лимонита, хлорита и углистого вещества.
Яшмы отмечаются непосредственно в полосе развития вулканогенных пород. Накопление их происходило в моменты перерыва излияния эффузивов. Поэтому в разрезах они встречаются совместно с терриген-ными и карбонатными породами, обычно залегая в основании пачек осадочных пород. Такое сочетание пород доступно наблюдению в верхней части бассейна рч. Коммунза. Яшмы сложены в основном криптокри-сталлическим халцедоном, представляют собой плотные породы с раковистым изломом и полосчатой текстурой. Цвет яшм характеризуется темно-серыми, светло-серыми, лиловыми и малиново-красными томами.
Выводы
Таким образом, вышеохарактеризованные типы пород спилито-диа-баз0Е0Й формации отражают довольно пестрый ее состав. В составе формации наряду с эффузшзами развиты кремнистые, терригениые и карбонатные отложения, которые по отношению к лавовым и туфогенным образованиям в определенных участках имели значительное развитие.
Кремнистые сланцы часто сменяют лавы по простиранию. Среди вулканогенных образований резко преобладают альбитизированные, базальтовые, диабазовые порфириты и их туфы. Значительно реже отмечаются спилиты, приуроченные к верхним частям разрезов формации. Набор пород, характер их сочетания в разрезах позволяют в пределах формации выделять три зоны, сменяющие друг друга по простиранию: северную, центральную и южную. Главными членами северной зоны являются кремнистые сланцы и альбитизированные диабазовые порфириты. Обилие углеродистого вещества в кремнистых сланцах свидетельствует о том, что образование их шло в морских условиях на глубинах, обеспечивающих восстановительную или слабо окислительную среду.
В центральной зоне в низах разрезов формации преобладают эффу-зивы, представленные альбитизированными базальтовыми и диабазовыми порфиритами, реже сп-илитами и туфогенно-осадочными образованиями. В низах верхней половины разрезов преобладают яшмы, кремнисто-глинистые сланцы и известняки. Завершаются разрезы обычно толщей спилитов и альбитизированных диабазов с подушеньгм типом текстуры. Накопление пород нижней половины разрезов этой зоны шло, вероятно, также в морских условиях на глубинах, подобных глубинам, господствовавшим в северной зоне формации. С большей уверенностью можно говорить, что формирование пород верхней половины разрезов центральной зоны формации происходило в условиях незначительных глубин. Об этом свидетельствует присутствие в этой части разрезов рифовых известняков с археоциатами и водорослями и грубообломочных терригенных пород.
Южная зона характеризуется значительным развитием обломочных пород вулканогенного происхождения, являющихся в главной своей массе продуктами извержения стратовулканов.
Постоянно меняющееся сочетание пород формации в горизонтальном и вертикальном направлении может быть объяснено неоднородностью внутренней структуры частных прогибов нижнекембрийской геосинклинали.
ЛИТЕРАТУРА
1. М. К. Винкман, А. Б. Г и н ц и н г е р. К вопросу о корреляции кембрийских отложений западной части Алтае-Саяиской складчатой области. Материалы по региональной геологии Сибири. Госгеолтехнздат, 1962.
2. А. Л. Д о д и н. Геологическое строение и основные черты металлогении железа Горной Шории и Кузнецкого Алатау. В сб. Железорудные месторождения Алтае-Саяк-ской горной области, кн. 2, Москва, 1959.
3. И. Т. Ж у р а в л е в а, Л. Н. Репина, В. В. Хо ментовский. Нижнекемб-рнйские горизонты Горной Шории. Докл. АН СССР, т. 128, № 5, 1959.
4. И. Т. Журавлева, Л. Н. Реп и н а, В. В. X о м е н т о в с к и й. Схема расчленения нижнекембрийских отложений Саяно-Алтайской складчатой области. Геология п геофизика. Сиб. отд. АН СССР, 1962.
5. А. М. Кузьмин. Краткий отчет о геологических исследованиях в верхней части бассейна р. Лебеди, правого притока р. Бии. Известия СО отделения Геол. ком., т. Ш, вып. 4, 1924.
6. А. М. Кузьмин. Материалы к стратиграфии и тектонике Кузнецкого Алатау, Салаира и Кузнецкого бассейна. Изв. Снб. отд. геол. ком. т. VII, вып. 2, 1928.
7. Л. В. Пешехонов. К стратиграфии докембрия юго-западной части Кузнецкого Алатау. Известия ТПИ, т. 167, Томск, 1967.
8. Г. В. П и н у с. Основные этапы развития палеозойского магматизма в Кузнецком Алатау. Известия СО АН СССР, Геология и геофизика, вып. 1, 1958.
9. А. А. Предтече некий, А. П. Щеглов. Биостратиграфическая схема ниж-некембрийских отложений Алтае-Саянской складчатой области. Мат. по региональной геологии Сибири. Тр. СНИИГГиМС, Госгеолтехнздат, 1962.
10. К. В. Радугин. Элементы стратиграфии и тектоники Горной Шории. Материалы по геологии Зап.-Сиб. края ЗСГРТ, 1936.
11. А. Г. С и в о в. Об узловых вопросах стратиграфии кембрия Западного Саяиа. Известия ТПИ, т. 127, 1965.
