Взаимоотношения и контакты изверженных пород с известняками в районе меднорудного месторождения Баго-Боригчен в С. Монголии Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Ф. Н. Шахов.

Взаимоотношения и контакты извержены! мм о известняками в районе меднорудного месторождения Бага-Борга в С. Монголии.

Из Геологического Кабинета Томск. Техн. Института.

Введение.

В 1913 году профессором Томского Технологического Института М. А. Усовым, по поручению Правления О-ва Рудного Дела Тушетухановского и Цэцэнхановского аймаков в Монголии, были произведем геологические изыскания в районе означенных аймаков. На обратном пути по дороге в г. Кяхту М. А. Усов заехал на Карнаковскую заимку у р. Про и осмотрел находящееся по близости меднорудное месторождение Баго-Боригчен. Был сделен один маршрут, освещающий геодогическую обстановку рудника и захвативший большой участок прилегающей к нему местности. Матерьял, состоящий из петрографической коллекции в размере 47 образцов и дневника, послужил основанием для настоящей работы.

Микроскопические определения производились при помощи универсально-оптического метода исследования породообразующих минералов. Определялись по возможности все минералы и—салишевые и фемишевые. Сводки химического анализа пород получены применением микроскопического метода Розиваля, что было удобно, т.-к. все породы зернисты, а их главные компоненты— плагиоклазы и отчасти калиевонатровые полевые шпаты были определены при ■» помощи Федоровского метода (13 и 6), для темноцветных же компонентов приходилось пользоваться анализами, приложенными у Иддитса в его книге «Igneous Rocks» Vol. I (21). При описании каждой породы указывается образца,; каким он помечен в дневнике.

Недостаточность как4 литературного, так и полевого геологического * матерьяла, вполне понятная при случайном маршруте, не дает в некоторых случаях возможности категорически освещать тот или другой вопрос. Приходится поэтому ограничиваться изложением фактического матерьяла и намечать вопросы, требующие дальнейших изысканий

Общий геологический очерк.

Тушетухановсвий и Цэцэнхановский аймаки внешней Монголии находятся между 50° и 43° северной широты и 117° и 103° восточной долготы. Заимка Карнаковка расположена в северной части Тушетухановского аймака у р. Иро в 10 километрах ниже впадения в нее речки Баин-гола (фиг. 1) на приисковом тракте в 70 километрах на юг от города Кяхты '). В 8 килом, западнее заимки распошожено мецнорудное месторождение Баго-Боригчен, объявленное монголами святым местом и поэтому не разрабатывающееся:

Геологические исследования, произведенные профессором М. А. Усовым в 1913 — 1914 г.г., не связаны вплотную с районом месторождения, но подходят к нему довольно близко (11). Мною на основании работ М. А. Усова (10 и 11) и маршрута, проделанного В. А. Обручевым в 1892 f. из Кяхты

Топографическая основа заимствована с геологической карты, приложенной е работе проф. Усова «Орография и геология Кеитейского хребта в Монголии». — Петроград. 1915.

до Калгана (7), нанесен на карточку района заимки Карнаковки немногочисленный геологический матерьял (фиг.

Вся осадочная толща, слагающая район Кентейского хребта, отнесена пр. М. А. Усовым (10, 919—929) к Агностозою и разделена на две форма— дни: 1, Бархинскую, соответствующую Архейской системе, и 2, Граувакковую— Алькгонкской системе. В отношении литологического состава обе формации имеют много сходных черт и трудно отличимы одна от другой, (Основной разницей их является исключительное развитие граувакковых и глинистых пород и почти полное отсутствие известняков в верхней формации (10, 928). В северной части исследованного проф. М. А. Усовым района залегает только граувакковая формация.

Маршрут В. А. Обручева захватывает узкую полоску тракта из Кяхты в г. Ургу. От пикета Иро до р. Куйтун (7, 8) наблюдаются выхода крупнозернистого гранита, сиенита и жил диорита. По правому берегу р. Шарин-гол обнажаются крупнозернистый аплит, сиенит и кварцевый диорит (?) *) и, наконец, ближе к пикету Урмухту «высокая скалистая гора того же берега состоит из отвесных и крутопадающих пластов (простирание 58°) серозеленого глинистого сланца, местами обилующего отпечатками 2 родов мшанок (одна близка к Fenestella) и одного Коралла, весьма похожего на Lophophyllum proliferum M'Ch. var.? saurdiens White?, изображенный у Рихтгофена и найденный им в верхне-каменноугольных отложениях Ло-пина» 2).

Район Карнаковской заимки сложен известняками, сменяемыми на юге интрузией аплитовидного гранита (у меня имеется только один его образец). Этот гранит обнажается небольшими выходами в невысоких холмах влево от маршрута проф. М. А. Усова, километрах в 4 на юго-запад от заимки (фиг. 2). Вправо же от маршрута на южной стороне следующих более высоких холмов находится целый ряд обнажений и свалов горных пород. Основным элементом является здесь тот же гранит, среди щебня которого начинают попадаться обломки пород (№№ 923 a-f) диоритового облика, слагающих отчасти жилы (№ 923 f и № 923 е), отчасти же, судя по встречающимся здесь шлировым образованиям (№ 923 d), включения в основном гранитном массиве. Дальше на восточном склоне меридионально вытянутых горок в отвалах кротовых нор обнаружены известковые контактовые породы (ЛУ\» 925 а-е\ сменяемые габбро (№№ 924 a-f), которые обнажаются в вершине одной горки. Остальная часть маршрута, вплоть до рудного месторождения, характеризуется известняками, прорываемыми жилами ашштов и кварца. Наконец, в отвалах, а также в стенках шахточек самого рудника констатированы сиенитовые, лампрофировые и аплитовые породы, слагающие мелкие гипабиссального типа интрузивные тела.

Главными компонентами осадочной толщи в данном районе являются известняки, измененные повсюду в мраморы (№ 936), и известковые сланцы. Мраморы нигде не сохраняют признаков наслоения, по крайней мере, элементов залегания их в имеющемся у. меня матерьяле не отмечено, но в описании района проф. М. А. Усовым (10, 929) указывается, что обе формации, слагающие Кентейский* хребет, залегают неспокойно и подвергались неоднократно мощным пликативным дислокациям. Возраст известняков остается неопределенным. С одной стороны, наличие широкой площади граувакковой формации на юГе, на расстоянии каких-нибудь 15— 18 километров от данного известняка дает много оснований на причисление известняков к верхней части Агностозоя. Но с другой стороны, наличие мощных хорошо развитых известняков не является характерным для граувакковой формации (10, 929). Кроме того в 50 километрах на юго-западе около пикета Урмухту залегают, согласно опре-

Вопрос поставлен В. А. Обручевым 17, 8),

2) Текст в ковычках досювно процитирован из очерка В. А. Обручева-. <Краткий геол. очерк караванного пути от Кяхты до Калгана».-С.ПБ. 1898, стр. 8 — 9.

делениям В. А. Обручева (7), содержащие палеозойские окаменелости осадочные породы, да М. А. Усов (11, 22) не исключает возможности отнесения известняков Боригчеиа к свите более молодых осадочных пород, чем слагающие Кентейский хребет.

Интрузивные породы.

Аплмтовидный гранит (№ 922). Эта порода слагает на левом берегу р. йро в 4 клм. е юго-западу от заимки Карнаковки ряд невысоких мелких сопочек (фиг. 2). Делювиальные его обломки покрывают, повидимому, всю более ровную местность района к югу и востоку от маршрута и только ближе б известняковым сопкам обогащаются щебнем более основных пород. Макроскопически это— голокристаллическая, ровно — и среднезернистая порода розового цвета с легким сероватым оттенком, представляющая смесь розового полевого шпата с сероватым кварцем. Небольшое количество неясного темноцветного компонента придает ей аплитовый облик. Под микроскопом обнаруживаются следующие минералы: микропертитовый микроклин, олигоклаз, кварц и примеси магнетита, редких аггрегатов биотитовых чешуек, мусковита и циркона.

Микроклгт — с микропертитовыми вростками альбита и с характерной двойниковой штриховкой. Иногда последняя не проявляется, будучи затемнена неправильно ветвящимися вростками альбитового вещества, и тогда зерно имеет ясно неправильное строение, проявляющееся в беспорядочном погасании, которое распространяется как бы пятнистыми узлами по всему зерну. В мине-раде вообще плохо проявляется спайность '), почему пришлось ограничиться константой 2 У, которая при наблюдении в нескольких зернах непосредственно обеих оптических осей дает настойчиво удерживающуся величину 2 V =— 85°. Двупреломление: п^—пр =0,0062, Ши— Пр = 0,0027; угол оптических осей, по вычислению, равняется — 82р.

Кварц — в большом количестве, трещиноватый и в большинстве случаев с облачным погасанием. Иногда встречаются зерна, прорастающие друг друга, неправильного очертания.

Олигоклаз—в подчиненном количестве по отношению к микроклину, с очень тонкой двойниковой штриховкой я порою с отчетливо проявляющейся зонарностью. Обычно серицитизирован и с сильно развитым глинистым налетом. Спайность проявляется охотнее, чем у микроклина. Разрушение также гораздо сильнее проявляется, чем у щелочного полевого шпата. Наблюдаются двойники по Альбитовому и Манебахскому законам. В _1_(0Ю) % = 10°, В _1_(0Ю) Пт = 79°, В_|_(010) Пр =89°; В_|_(001) Пв=83° В_]_(001) 11т = 4,5°, В_1_(001) 11р = 77°. Плагиоклаз № 13. Плоскость сростандя в обоих случаях (010). Е^ —-пр = 0.0077; пт — пР = 0.0037; 24 = +.88°. '

Биотит — очень небольшое количество тонких чешуек, собранных в сложные аггрегативного вида скопления, беспорядочно расположенные и изогнутые. Иногда заполняет тонкие трещины в микроклине, являясь вторичным (фиг. 3), вероятно связанным с возможным контактовым метаморфизмом породы под влиянием позднее инъецировавших габбро-сиенитовых пород.

Мусковит заполняет довольно крупную жилку (в шлифе)" среди полевошпатовых зерен (фиг. 4), в изогнутых листочках, являясь, по всей вероятности, продуктом поствулканических процессов.

') Возможно, что неохотное проявление спайности у микроклина есть следствие неполно! однородности минерала, ввиду вростков альбита и тонких двойниковых пластинок по двум взаимноперпендик. направлениям, внедряющихся друг в друга и т. обр. уменьшающих различие в сопротивлении по разным направлениям (6, 374).

Химический анализ породы произведен по методу 1'озц.валя.

Микрокл. Кварц. Биотит. 1 | Плагиоклаз. Магает. | Сумма. |

у; Отрвзк. 1993 2788 252 !. 1 • > 243 51 ] . 6327

% объем. 31.52 44.07 З.П8 ( | 1 ) ..03 0.80 | 100"/о

Уд. в. * 2.57 ' 2.65 3 АЬ. И 2.68 ).77 А п. 5.17 ' ' I I 1 . 1

о/о вес. 30.39 13.81 4.48 17.20 | 2.57 1.55 \ 1 ООО/о !}

„ 10.75 43.81 1.63 11.87 1.10 I 78.16 ,|

А12О3 5.17 — 0.85 3.27 0.95 I — ! I' 10.51 !

Ре,0, — — 0.25 — [ 1.07 1.82 ;

КеО N СаО 0.67 0.03 —• 0.52 0.-18 1.15 ; 0.55 | 1

Мй'О — — 0.44 — — '0.14

N820 ) — 0.02 2.06 — — 2.08 1

, К.О ! ) 5.17 0.42 — — — 5.59 :

Н20 — — 0.12 ' —• — — 0.12 ;

ТЮ2 — — 0.01 — — — 1 | 0.01 1

Мпй — — 0.04 — 0.0! \ 1

Итого. . | 100°,'о !

Магматические формулы по Левинсгту-Лесситу:

1.18 ЙО. ШОз. 11.8 а = 5.65, р = 18.46, 7 — 5.41,

КЮ:КО 2.5:1.

Порода согласно химической классификации приближается к аляскитам (£■). ■ Большое содержание 8102 является необычным для анализов обыкновенных гранитов, ибо наиболее кислым, по имеющемуся в моем распоряжении литературному матерьялу, является гранит рапакиви (18, 12), содержащий 77,71 % 8Юг, а у Рейнигиа (23, 8), содержание кварца в гранитах не превышает 76, 44%, но зато для гранит - аплитов имеются подходящие к моему анализу цифры (23, 43). Пренебрегая небольшим количеством темноцветных компонентов (увеличивая за их счет процентное содержание плагиоклаза), шигучим в круглых цифрах: кварца 44%; плагиоклаза 26% и микроклина 30%. Прикладывая полученное соотношение на Фогтобской диаграмме тройной системы кварц плагиоклаз — ортоклаз (30, 45), получаем место (точка а) для нашей породы в области; характерной для выделения в первую очередь

кварца, затем ортоклаза и потом уже тройной эвтектики^ (фш\ 5). Так как ввиду пертитового строения микроклина учесть, содержание Na, а следовательно и плагиоклаза нельзя при помощи метода Розиваля, то точка а должна ~в действительности переместиться вправо ближе к точке е и вопрос о порядке выделения полевых шпатов становится неопределенным. Иное положение кварца. Он должен был, исходя из количественных соотношений породообразующих минералов, выделяться в первую очередь и — значит — обладать известным идиоморфизмом. На самом деле ни в штуфе, ни в шлифе при всей тщательности наблюдения таких явлений замечено не было.

Это противоречие, как будто достаточно резкое, может быть" сглажено такими рассуждениями. Для того, чтобы фигуративная точка а достигла эвтектической линии Equ—ore, необходимо понижение кварца с 44°/о (приблизительно) до 33°/о т.-е. на 11°/о. Следовательно, только 25°/о всего кварца должно иметь право на идиоморфизм, т.-к. остальная часть должна выделиться одновременно с прочими компонентами. Если к этому прибавить, что в связи с выпадением эвтектической тройной смеси возможно и естественно разъедание граней у кристаллов кварца, то отсутствие кристаллографических ограничений у этого минерала в породах, близких по составу к тройной эвтектике, не будет удивительным. Конечно, макроскопически кварц должен был-бы проявить себя, но для этого нужны наблюдения на месте у обнажения, где — большое количество матерьяла. Между прочим у проф. М. А. Усова в «Описании горных пород» Пограничной Джунгарии (12, 11), при описании гранита Кожуртаса имеется упоминание, что, несмотря на великолепные кристаллы кварца, встречающиеся в породе, под микроскопом идиоморфизм этого минерала значительно затемняется разъеданием граней со стороны полевошпатового_ вещества.

За последнее время в литературе появилась статья N. L. Bowen (16, 1УЗ), в которой автор доказывает вероятность отсутствия эвтектических отношений при кристаллизации магмы. Рассматривая эвтектику, как возможный частный случай кристаллизации, Бовен указывает, что последняя должна происходить, главным образом, по типу, как он выражаетея, continuous reaction series»,—т.-е. путем непрерывной реакции между выпадающей твердой и остающеюся жидкою фазами, столь часто проявляющейся в силикатах ввиду склонности их давать твердые растворы (напр. альбит — анортит). Что же касаетсв кварца, то, его порядок выделения, по мнению Вовена, должен зависеть от той роли, какую он играет, как минерал, в первичном составе марли. Именно, если при намечающемся минералогическом составе породы в магме, он играет роль нормального первичного минерала, то соответственно свойственной ему достаточно высокой температуре плавления, он выделяется в первую очередь; если же он является, по выражению Вовена «released — mineral», т.-е. минералом, образующимся из остатков от кристаллизации других минералов породы, то естественно, он заполняет промежутки между ранее сформировавшимися минеральными компонентами. Такое положение в применении к порядку выделения минералов в породах легко объясняет теоретически эмпирическую шкалу Розепбута. выработанную чисто статистическим путем и выражающую наиболее распространенный фактический порядок выделения минералов.

Применяя изложенный взгляд к нашей породе, нужно было-бьг-объяснитъ ксеноморфные очертания кварца его ролью — released mineral» при кристаллизации гранита; но принимая во внимание слишком большое процентное содержание в породе кварца — 4-4°/о, вряд-ли возможно допущение, чтобьГои играл роль остаточного минерала. Вероятнее всего, что, выпадая в первую очередь (независимо от принципа Вовена или эвтектики) в ограниченном количестве, кварц утратил свой идиоморфизм благодаря разъеданию граней, происходившему при выпадении последующих компонентов породы.

Ближе к периферии интрузивного тела встречаются породы более основного диоритового облика (№№ 923 а-0. По дневнику это — жильные, но вероятно отчасти и краевые фации того же аплитовиднвго гранита.

Б,иотитово-роговообманковый кварцевый д-и о р и т (№923а). Штуф сильно выветрелой, темнозеленоватосерой, несколько пестрой породы. Макроскопически заметны очень немногие порфировидные выделения плагиоклаза грязнозеленого цвета. Среднезернистая гипидиоморфная структура. Главные компоненты породы; плагиоклаз, кварц, биотит и очень небольшое количество роговой обманки. Второстепенные: апатит, магнетит и титанит.

Плагиоклаз с тонкой двойниковой штриховкой в очень зонарных слегка столбчатых" кристаллах. Более мелкие зерна имеют склонность сильнее вытягиваться, приближаясь к лейстообразным формам. Сильно развитый глинистый налет не дал возможности определить точно номер плагиоклаза, но судя по углу между оптическими осями — 2У =88° и принимая во внимание тонкую .двойниковую штриховку, состав минерала можно отнести к олигоклаз-андезину. Минерал сильно каолинизирован и серицигизирован. /

Кварц — в мелких зубчатой формы зернах, заполняет промежутки между нолевыми шпатами. Иногда, как и в граните, наблюдается прорастание друг друга отдельных его зерен. Встречаются и более крупной величины индивиды, теряющие в этом случае зазубренную форму и имеющие прихотливый извилистый резорбированный (фиг. 6) характер своих очертаний. Всегда с облачным погасанием.

Биотит. Характеру изорванные индивиды о большим количеством включений магнетита и апатита. Часто принимает зеленоватую окраску. Встречается и ввиде аггрегативных скоплений мелких чешуек.

Роговая обманка сильно изменена и местами совершенно перешла в хлорит. В шлифе в зернах преобладает буроватый оттенок. 2У=; — 58°. Угол погасания сп8=21°. Угол между плоскостями спайности ср = 60°. Плеохроизм слабый от темнобурого до светложелтого с чуть зеленоватым оттенком. По трещинкам спайности заметно отложение магнетита.

Отклонения от нормальных свойств в минералах: биотит приобретает зеленоватую окраску с ослаблением цветов поляризации, а также содержит хлорит и мелкие зернышки руды по трещинам спайности; роговая обманка обесцвечена и также с отложением руды по трещинам спайности; полевые шпаты еерицитизированы и обладают сильно развитым глинистым налетом, кое где заметны зерна цоизита и тремолита.

Кроме отой породы имеются образцы (№ 923 в, Л" 923 с), представляющие, покидимому, переходные члены от вышеописанного диорита к более основным образованиям. Оба они отмечаются более тонким зерном, уплотнены, грязнозелепые с продуктами разрушения. Содержат большое количество сульфидов. В первой с более крупным зерном породе (ЛЬ 923 в) основным фоном служит вторичный кислый плагиоклаз. Первичный в большинстве случаев перешел в смесь эпидота с лучистым камнем- и хлоритом. Темноцветный неясйый компонент целиком перешел в уралит и облапает сильно изъеденными контурами^ Большое количество титанистого железняка в крупных зерна± и мелких включениях. Вторая порода (923 с) обладает более тонким зерном, афанитового облика, представляет под мокроскопом спутанно-волокнистую массу вторичной роговой обманки. Кое где просвечивают соссюритоподобные продукты разрушения, разрешающиеся в вторичный плагиоклаз и цоизит. Че-резвычайно большое количество титанистого магнетита и сульфидов.

Породы настолько разрушены, что трудно восстановить их первичную физиономию. Надо думать, что разрушение произошло под влиянием поствулканических процесов, столь естественных в апикально—периферической час£в интрузивного тела (2, 52—70). Здесь же на ряду с этими породами встреча-

ется типичный образец шлирового образования, лишний pas подчеркивающий фациальность этих пород (2, 60—63).

Шлира растворения (№ 923 <1) представляет темно-серую, <■ зеленоватой основной массой, породу, как бы выпотевающую партиями среднезерии-стого розового микроклина с небольшим количеством кварца. Кое где местами имеются черные партийки темноцветного компонента (биотита). Структура гипидиоморфная. Главные компоненты: олигоклаз, микроклиномикропертит, кварц, аггрегаты биотита и еще какого-то темноцветного компонента, явля-. ющиеся продуктами невполне переварившихся в магме обломков континента,

Олигоклаз—идиморфный, серицитизированиый с значительным глинистым налетом. Почти во всех зернах проявляются резкое зонарное строение и тонкая двойниковая штриховка. Bng—13°, Bnm = 78°, Bnp 83е. Координаты двойниковой оси дают двусмысленное решение: ' 1) при двойниковом законе j_ (ОЮ) — № 10— 13 или № 28 — 30; 2) при двойниковом законе [010]— №4 — 5 или № 28 — 30. Двойниковая плоскость по (010) вызывает естественное отпадение двойникового образования по Периклиновому закону. 2V--¡-85, определенный при непосредственном наблюдении обоих оптических осей, дает на диаграмме (13) № 13 плагиоклаза. Итак, плагиоклаз № 13 образует, двойниковое сростание по Альбитовому закону, что очень характерно для тонкой двойниковой штриховки.

Микроклиномикропертит — свежие неправильного очертания зерна. Иногда хорошо проявляется характерная для микроклина решетка. Всегда , ксеноморфен по отношению к плагиоклазу и как бы зажат между зернами последнего. 2Т= — 83° для участка без микропертитовых вростков. Последние расположены по определенному направлению, близкому к плоскости (100), т. к. наиболее резко преявляются при совпадении этой плоскости с , плоскостью симметрии микроскопа. Спайность не проявляется. - Кварц—ксеноморфвые зерна с облачным погасанием, сильно трещиноватый, иногда разбивающийся на мелкие зерна, создающие впечатление поясов раздавливания. Определенно ксеноморфен не только к плагиоклазу, но и к щелочному полевому шпату. Интересно отметить оригинальную картину: трещинку в микропертитовом микроклине заполняют отпрыски от двух зерен кварца, различно оптически ориентированных (фиг. 7).

Аггрегаты листочков биотита, осветленного и местами превращенного в хлорит, в смеси с каким то неясным компонентом, зернышками руды и порою эпидота, дают указание на шлировый характер породы. Примеси: магнетит, циркон и пирит. Последний, по всей вероятности, является продуктом поствулканических процессов. Отчасти влиянию этих же процессов нужно приписать сильную серицитизацию полевых шпатов, а также появление эпидота и хлорита в темноцветных компонентах как этой, так л предыдущих пород. Интересно, что все зерна плагиоклаза, как бы сильно ни были задеты разрушительными процессами, сохраняют нетронутой внешнюю зонарную, повидимому, близкую к альбиту оболочку слегка бахромчатого очертания.

1 Среди описанных пород встречаются представители жильной фации гранитной интрузии: аплит (№ 923 е) и биотитовый гранодиоритпорфир (№ 923 f). Последняя порода, встречаясь в краевой зоне гранитного тела, имеет ярко выраженное соотношение плагиоклазов порфировых выделений и основной массы (внешняя зонарная оболочка плагиоклазов порфировых выделений-имеет один и тот же номер с плагиоклазом основной массы), указывающее, что кристаллизация происходила при пониженной температуре без усвоения постороннего матерьяла. Вероятно, эта порода слагает жилу. Поэтому, не исключая, конечно, возможности, что гранодиоритпорфир может входить в состав периферической фации, я за отсутствием элементов залегания условно отношу его описание к Сильным породам.

Дальше в порядке маршрута на вершине ближайшей, к северу лежащей, горке выходят основные габбрового типа породы 924 а-Г), окруженные контактовым поясом известняковых образований. В имеющемся у меня • матерьяле нет элементов залегания этого тела, так что решить на основании этих данных соотношение его и гранитной интрузии не представляется возможным. Но если принять во внимание характер интрузий Кентейского хребта (10, 233—242) и их состав, где не встречается столь основных продуктов дифференциации в периферии интрузивных гранитных тел, а также описанный ниже механический контакт гранитного батолита с известняками, включающими габбровые породы, то естественно будет считать последние слагающими совместно с сиенитами самостоятельную более юную формацию изверженных пород гипабиссального типа.

Роговообманково-диопсидовый габбро представлен в имеющейся у меня коллекции темносерыми, различной величины зерна (от крупного до средне-зернистого) породами, состоящими из смеси плагиоклаза с ди-опсидом и роговой обманкой, пойкилитово прорастающих друг друга и варьирующих в количественном отношении. В частях ближе и контакту преобладает пироксен, в удаленных—роговая обманка, при чем в непосредственной близости к контактовой зоне пироксен совершенно вытесняет роговую обманку, плагиоклаз же, увеличивая свою основность, остается в очень немногочисленных, пойкилитово проростаемых пироксеном, зернах. Пойкилитовое проростание ми* нералов чрезвычайно характерно для данной породы, в особенности относительно темноцветных компонентов, что подчеркивается и Гозепбушем (26,345) при описании роговообманкового габбро. Из примесей очень распространен пирит, переходящий часто в бурый железняк. Интересно, что наибольшее его количество содержат самые крупнозернистые разности.

Плагиоклаз—в крупных зернах, имеющих в громадном большинстве случаев плохо выраженный призматический характер; нужно сказать, что кристаллографические ограничения вообще плохо развиты у компонентов породы. Часто образует сложные двойники по Периклиновому и Манебахскому законам (фиг. 8), создающие впечатление грубой косой решетки. Чаще встречаются двойники по Манебахскому закону. Плоскость сростания при Манебахском законе всегда (010), при Периклиновом близка к (001). Угол между оптическими осями колеблется от-|-830 'до-{-85е. Номер плагиоклаза—74—77.

Роговая обманка чаще бурая, иногда зеленоватая, с резкими трещинами спайности, в очень крупных пойкилитово проростаемых диопсидом зернах. Кристаллографических ограничений никогда не наблюдается. По КоястанТаМ приближается к уралитовой обманке из роговообманкового габбро (с Урала), содержащего также и бесцветный диопсидовый пироксен и разобранного Розсибушем (26, 346). 2У = -—74°; угол погасания—0п£ = 15о: угол между плоек, спайности ^ = 60°. Плеохроизм: гю г^ — желтовато-зеленый, пт — зеленовато-бурый и по Пр — светло-желтый.

Диопсид — большею частью в ксеноморфных эллиптического очертания зернах, пойкилитово прорастающих полевой шпат и роговую обманку. Иногда встречаются/ призматического вида зерна с частыми и резкими трещинами спайности. 2У = 54°; угол погасания Спй = 40°; угол между плоек, спайн. 9 — 86°. До константам более приближается к. диопсидовому авгиту (25, 209).

Ни один из компонентов не имеет преимуществ в отношении кристаллографических ограничений, чем создается типичная габброидная структура.

Вторичные изменения плагиоклаза (каолинизация и серицитизацня) становятся интенсивнее с уменьшением зерна породы. Такое явление невольно наводит на мысль о действии на породу метасоматических процессов в связй с контактовым метаморфизмом, явившихся, по всей вероятности, причиной отложения в породах большого количества сульфидов.

Анализ породы произведен по методу Ро.твалд.

| Плагиоклаз. \ Диопскд. 1 Рогов, обм. 1 Сумма.

1< отрезков. 161!) | 785 '440 t 2874

°/о объем. 57 .38 27.31 15.31 100.00°/о

Уд. в. 2.68 ¡ з.з 3.2 —

_и/о весов. 52.50 , ! 30.77 , 16.72 ' 100.00°/о

Ап. | АЬ. i

Si02 17 38 1 Í 8.33 1С. 18 7.71 49.50

А1203 14.95 2.30 0.41 4 1.76 18.42

i — — 1.80 0.47 2.27

FeO — — 0.99 1.39 2.38

. Mgü — 3.80 2.41 6.21

CaO 8.09 •- 5.69 2.11 15.80

Ха.2м — 1.45 1.17 0.27 2.89

К20 — — 0.32 0.06 0.38

Н20 — — 0.33 0.83

tío, — i 0.67 0.13 0.80

МпО — ».05 0.02 0.07

т — i —■ 0.03 0.03

Итого. . ... ЮО.ООО/о

Магматические формулы по Левиисон-Лееситу:

2.66 Ы0. ЫгОз. 4.23 ЭЮг 01 = 1.49, р= 86.67, 7 = 1.24.

КгО:КО = 1:9.5.

Порода согласно химической классификации заключается между нори-том и габбро (4). Интересно отметить, что, при сравнении химического состава этой породы, со сводками анализов горных пород (24, 25; 18, 55—65; 15, !!•—16), она одинаково подходит к габбро, нориту, амфиболитам и даже к анализам некоторых диабазов.

В отвалах: шахточек медного рудника найдены сиенитовые породы. Непосредственных выходов й обнажений этих пород не имеется, т. ч. формы залегания их установить не представляется возможным. Однако свежесть и отсутствие проявлений динамометаморфизма в порода^ дает повод предполагать, что как сиениты, так и вышеописанные габбро слагают самостоятельную более юную, чем аплатовидный гранит и диориты, формацию интрузив-лих тел района.

Главным представителем этого семейства является биотитово-рого-вообманково-пироксеновый сиенит (№ 931 а) монцонитового облика. Эта менее, чем среднего зерна, порода представляет слегка вязжук> смесь светложелтого, порою розового полевого шпата, биотита и темнозелен^х аггрегатов пироксена и роговой обманки. Структура гипидиоморфная. Главные компоненты: калиевонатровый полевой шпат, плагиоклаз, роговая обманка, пироксен и биотит. Второстепенные: титанит и апатит.

Калиевонатровый полевой шпат, является преобладающим компонентом породы. Часто проявляется в очень крупных зернах с слабой пертитизацией и трещинами спайн@сти по (001). Двойниковой решетки, свойственной микроклину, совершенно не проявляется. Иногда содержит включения идиоморфных зерен плагиоклаза (фиг, 9). Очень редко проявляются вытянутые в плоскости (010) индивиды, образующие двойники по закону de FEsterel (фиг. 10); плоскость сростания (010). Двойниковая ось—[100]. Координаты дв. оси: В[100] Пр = 24°, ВЦОО] Пт — 66,5°, В[100] llg = 87°.2Y = — 58°.

Полевой шпат принадлежит к триклинной сингоиии. Небольшой угол между оптическими осями приближает его к ряду анортоклазов.

Плагиоклаз — в крупных идиоморфных зернах, в подчиненном количестве по отношению к анортоклазу. Согласно анализу породы анортоклаз составляет 48,8°/о всего минералогического состава породы, тогда как на долю плагиоклаза приходится всего лишь 27,1°/о и, кстати заметить, все таки больше, чем содержит^ этого минерала в аплитовидном граните' (19.8%). При измерении двойников плагиоклаза при помощи Федоровского метода обнаружено двойниковое сростание (фиг. 11) по крайне редком^ 'сложному двойниковому закону la Roc—Tourné — J_ [001] II (010). -

Возможны случаи: 1) la Roc—Tourné—№ 27 и 2) De l'Esterel—Jtë 2 или ' № 50. Плоскость сростания—(010), двойниковая плоскость близка к (100). Т-к. двойникового осью у закона la Roc—Tourné служит прямая, Ьчень близкая к [100], то эти оба закона отличить чрезвычайно трудно. Вероятнее было-бы предполагать, что двойниковое сростание происходит по закону de l'Esterel, как по более простому, чем сложный la Roc—Tourné. Но номер плагиоклаза» при измерении второго зерна опровергает это предположение: двойниковая пл.—(001); плоскость сростания—(010); B[ooi] ng^80,5°, B[00l] Пт = 29°. B[00l] np = 64°; Карлсбадский закоц № 28.

Роговая обманка темнозеленого цвета, с ступенчатыми неправильными , трещинами спайности; всегда образует совместно с пироксеном и биотитом 1 аггрегативные скопления среди полевошпатовой массы породы (фиг. 12). 2У = —74; угол погасания—Cng= 14°; угол между плоскостями Спайности ср = 120°. • ■

Пироксен — в некрупных слегка, удлиненных эгирин-авгитового типа зернах: Цвупреломление высокое, яркозеленые цвета плеохроизма. Почти всегда обростает роговой обманкой (фиг. 13). 2V = -j- 52°, угол погасания Cng-48°, угол между плоскостями спайности — 86°. Цвета плеохроизма:

Биотит. — в характерно изорванных, большею частью измененных е выпадением хлорита с зеленоватым оттенкам зернах. Небольшое количество.

I 1. 104° вл. 40° пр1

2. 135° впр. 47° Пт

2V = 82°

А' от себя 20°

II 1. 290° вл. 11° пР 2. 16° впр. 19° ng2

0 3

по Пр — темнозеленый, » Пт — светлозеленый » ng — желтый.

Химический анализ породы произведен по методу Розиваля.

Анор-тои. Плагиоклаз. Рог. обм. Эгр. авгит. Биотит. Титан. Апатит. Сумма.

Еотрезк.• 3100 1654 999 101 38 26 61 5979

о/о объем 51.85 27. 66 16.71 1.69 0.63 0.44 1.02' !р00.000/о

Уд. в. 2.57 2. 68 3.2 3.3 3 3.5 3.2 , —

°/о вес. 48.81 . 27. 13 19.58 2.04 0.69 0.56 1.19 100. ООО/о

1 V АЪ. Ап.

1 19.81 / 7.32

31.73 13.61 3.16 9.01 1.04 0,25 0.17 ' — 59.97

А1203 8.79 3.86 2.69 1.57 0.02 0.09 — — 17.02

Ее803 — -- —1 1.76 0.06 0.13 — — .1.95.

ЯеО — — — 2.94 0.16 0.10 — — 3,20

М80 — — - 0.98 0.26 0.01 — -- 1.25

СаО , — — 1.47 1.9.6 0.44 — 0.16 0.68 4.71

№а20 4.31 2.34 — 0.59 0.02 0.02 — — 7.28

■: КаО В.98 — — 0.20 0.02 0.05 — — 4.21

На0" — — — 0.87 — 0.03 — — 0.40

Т102 — — — 0.20 0.02 0.23 — 0.45

МаО — — — . -- — \ — —

. Р2О5 — г 0.51 0.51 | 1

Итого. . . Магматические формулы т^о Левинсопу-Лессингу: 1.7 КО. Кзоз. 5.5 ЙОз 100. ООО/о

« = 3.36,

2.05.

р= 48.75, ДзО: КО = 1.1:1.

По своему химическому составу порода занимает промежуточное место между нормальными и щелочными сиенитами (23, 17 и 100), что вполне согласуется с явно щелочным уклоном пироксена, занимающего среднее место между диопсидом и эгиринавгитом, и с отчетливо проявляющимися особенностями монцонитовой структуры во взаимоотношениях плагиоклаза" й щелочного полевого шпата.

Описанными разностями и ограничивается ряд глубинных пород района. Как по их минералогическому.составу, так «и по взаимоотношениям, вскрывающимся при синтезе полевого матерьяла, является возможным распределить эти породы в две обособленные группы: транодиоритовую с одной стороны и габбросиенитовую с другой.

Родство гранита с диоритовыми породами, помимо их совместного нахождения в поле, довольно прочно устанавливается сходными чертами их минералогического состава, а также ярко выраженными следами динамометамор-физма, которому подверглись породы этого комплекса. .

Взаимоотношение габбро и сиенитов не вполне ясно, но зато, если принять во внимание щелочной характер сиенитов, их относительную свежесть, проявляющуюся и в породах габбро, слабое проявление или полное отсутствие в комплексе этих пород признаков динамоме'таморфизма, столь резко проступающих в гранодиоритах, обособление известняков, включающих габбро и сиениты,-от гранодиоригового тела милонитовой Чзоной, и, наконец, характер щелочных полевых шпатов, указывающий на полное расщепление твердой фазы минерала (микроклиномикропертит) в граните и едва назревающее распадение (слабая пертичизация) в сиените *).—то накапливается достаточно оснований для возможности обособления группы габбро-сиенитовых порох от гранитов- и выделения их в особую более молодую формацию. Последнее положение становится еще более вероятным, если принять во внимание, что палеозойские отложения, обнаруженные В. А. Обручевым в береге р. Шарин-гол у пикета Урмухту, подверглись сильной дислокации, в результате которой вполне возможны в данном районе инъекции изверженных "пород.

«- Жильные породы.

Жильные породы гранодиоритового комплекса очень немногочисленны, что вполне естественно ввиду бблыпей денудированности этого интрузивного тела 2). Все они носят следы большого давления, проявляющегося, главным образом, в сильной- трещиновато; ти и облачном погасании кварца, в заполнении трещинок в полевых шпатах вторичной слюдой и даже иногда в образовании сдвигов по этим трещинкам, что особенно удобно наблюдать в плагиоклазах ввиду их тонкого двойникового строения (фиг. 14). , '

Б и о т и т о в ы й г р а н о д и о р и т — п о р ф и р (№' 923 Х)—представляет светло-серую с гранит-порфировой структурой породу. Порфировые выделения представлены олигоклазом № 13. Плагиоклаз же основной массы почти чистый альбит. Минералогический состав: плагиоклаз, ми.роклин, квчрц, биотит и магнетит. Под микроскопом порода обнаруживает сильное развитие многочисленных трещинок, заполненных бесцветной слюдой (фиг. 14).

Плагиоклаз в порфировых выделениях представлен крупными идиоморф-ными призматической формы кристаллами, всегаа сильно серицитизирован-ными, с тонкой двойниковой штриховкой по Альбиювому закону. Номер его тот же, что и в ашшчобидном граните—ЛИЗ. В_[_<ою) п^'=12,5°, Впт = 78°, Впр = 85,5°. 2V — -(- 85°(по наблюдению). п8 — пР == 0.0076, пт—Пр = 0^036, Ш-'—Пт = 0,0040; 2У =-|-870 (по вычислению). Плогиоклаз в основной массе альбит—почти всегда свежий без каких либо признаков разрушения—в небольших коротко таблит»атых зернах. Двойники по Альбитовому закону. В_[_(010) п^г = 17,5°, Впш = 72, Впр = 87°. Плоскость сростания (010). Двойниковая пл.--(010). 2У = -)- 77°. Плагиоклаз № 3.

Микроклипомпкропертит---сонерше н н о свежие ксеноморфные зерна, как бы зажатые между крупными призмами плагиоклаза. При установке зерна в плоскости, близкой к (10 )), всегда ярко проступает характерная двойниковая решеточка; 2У = -)- 82°. ,

Кварц в крупных сильно трещиноватых зернах всегда с облачным погасанием.

') Д. Беляши». К вопросу о взаимных отношениях.щелочных похевых шпатов.—Изв* Мин. Даб. П«тр. Иол. Ия. 1!М8 (1).

2) Образцы этих пород встречены топко средо гранитового щебня. .

Биотит — зеленый, почти совершенно перешедший в хлорит, представляет-в большинстве случаев аггрегаты из буроватозеленых чешуек.

- Кроме этой породив области гранитовых обнажений встречаются тонкозернистые бледно-розовые ' аплиты (№ 923 е) с незначительным содержанием роговой обманки и так же, как предыдущая порода, с следами испытанного ими большого давления.

Несравненно ярче и .многочисленней породы жильной фации габбро-еиенитпвой магмы, кислые дериваты которой являют целый ряд переходов от монцониговых до щелочных пород, а основные представлены изменчивыми по составу ламйрофировыми породами, принадлежащими к семейству керсантитов.

Большинство пород кислого ряда имеют в качестве существенной составной части кадиевонатровый полевой шпат, всегда с большим или меньшим количеством микропертитовых вростков, ярче проступающих в связи с усилением щелочного характера породы. Темноцветные компоненты всегда в очень небольшом количестве, причем роговая обманка мондонитового аплита заменяется, по мере увеличения щелочных свойств породы, эгирин—авгитом и даже просто эгнрином.

Кварцевый м-онцонит—аплит (№ 930 в). Светлосерая слегка желт-.-я. от средне-до мелкозернистой порода, представляющая гипидиоморфную смесь полевого шпата и кварца с слабо проступающей порфировой структурой, столь характерной для этого вида пород (26, 598) и обнаруживающейся во всей полноте только под микроскопом. Полевые шпаты-—плагиоклаз и микро-пертитовый калиевонатровый полевой шпат — представлены в породе почти в равном количестве. Очень немного роговой обманки и большое количество кварца.

Пгмгиоклт проявляется то в крупных несколько оплавленных- идио-йорфных зернах, представляющих как бы порфировые выделения, то; в мелких закономерно обростаемых калиево-натровым полевым шпатом зернах, со-■ ■•ста'&жющих- существенную часть как бы основной массы породы (фиг. 15).

Плагиоклаз порфировых выделений обычно чрезвычайно зонарный с многочисленными трещинами спайности. При помощи Федоровского столика были замерены внутренняя (в) и внешняя (а) части такого зонарного кристалла (фиг. 15). Внешняя часть (а): спайность по (010^ В ]_(0Ю) пё = 2°, В_]_(010)^1т=88°. В_]_(ом) пР = 90°; № 19—20. Внутренняя часть (в): спайность по (010); В (610) Пё —18°, В (0Ю) пт = 72°, В_]_(ОЮ) 11р = 860; №2 36. Как и следовало ожидать, плагиоклаз внутренней части значительно основнее внешней. Плагиоклаз в основной массе образует двойники поКарлсбад-скому закону. Плоскость сростания — (010). В(001)^ = 88°, В[001] Дт =17.5°, В[001] пр -- 73°. 2У = 86° (по наблюдению). ^ — пр = 0,0063, ng — Пт =0.0028, Пт — Пр —0,р035.2У= — 84° (по вычислению). Плагиоклаз № 20. Таким образом, плагиоклаз основной массы идентичен "по составу с внешней частью порфировых выделений. . •

Микропертитовый калиевонатровый полевой шпат, выпадая пбсле плагиоклаза, часто закономерно обростает последний, образуя, согласно ему, двойнир* также по Карлсбадскому закону, (фиг. 15). В[001] % = 78', В[001] пш = 20°, В[001] Пр = 75°. 2\ = — 56° (по наблюдению). Плоскость сростания ДОЮ). Пё —11р = 0.0048, Пё — Пт = 0, 0010, Пт — Пр = 0.0036. 2У = — 55° (по вычислению). Минерал проявляется всегда 'в ксеноморфных зернах, с тойко назревающею пятнистостью. Двойниковой микроклиновой ' решет кй не наблюдается. В противоположность к плагиоклазу трещины спайности почти ве проявляются.

Роговая обманка — в очень небольшом количестве, с бурыми тонами плеохроизма, приблизительно выдерживаем призматический характер кристаллографических ограничений. Угол погасания Спц = 24°, угол между плоек спайности ср = 124°. 2У = — 89°. Плеохроизм слабый от бурожелтого до зе-"

леного. По оптическим константам представляет переходную форму от зеленой к обыкновенной роговой обманке (25, 232).

Кварц — в ксеноморфных многочисленных зернах, всегда лишенный: облачного погасания.

Отторженцы описанной породы находятся на половине расстояния между обнажениями гранодиоритовых пороги медным заброшенным рудником (фиг. 2), в стенках и отвалах шахточек которого обнаружены сиенитовые жильные породы с сильнее проявляющимся щелочным характером.

П и р о к с е н о в ц й сиенит-аплит (№ 931 в) представляет светло-розовую, от мелко до^среднезернистой породу с гипидиоморфной структурой: состоит существенно из> микропертитового калиевонатрового полевого шпата с небольшим количество мредкого темноцветного компонента эгирин-авгитового типа, придающего породе грязноватый оттенок. Из примесей встречается титанит.

Микропертитовый калиевопатровый полевой шпйт с очень развитым глинистым налетом и временами с отчетливо проявляющейся спайностью; обычно в ксеноморфных зернах с неправильным, вследствие слабой пе^тити-зации, узловатым погасанием. Изредка встречаются призматического очертания зерна, образующие обычно двойники по закону йе Пййеге1 (фиг. 16) с плоскостью сростания по (010). В[Ю0] п^г — 85,5°, В[Ю0] Пт —69°, В [100] пр = 17.:/ . 2У—— 62°. Слабая пертитизадия и большой угол между оптическими осями приближают минерал к более чистым калиевым полевым шпатам, что отчасти подтверждается его розовой окраской, дающей основной тон для всей породы. Встречаются двойники и шЛМанебахскому закону с плоскостью сростания по (001). В (001) 1^ = 84°, В_Ц001)Пт = 10°— 11°, ВХ(001)Пр = 81°. 2У = — 63. Координаты двойниковой оси приближаются к таковым микроклина (13, 129).

Редкий пироксен эгирин-авгитового характера, в лейстообразно вытянутых призмах. Цвета плеохроизма сильно ослаблены интенсивной хлоритиза-цией. Изредка попадаются широкотаблитчатые зерна диопсидового характера. 2У =; 66°. Угол погасания С^ — 44°. Угол между плоскост. спайности

ср г= 88°. . •

Титанит в хорошо образованных кристаллах с характерным плеохроизмом.

Щелочной кварцевый сиенит-аплит (№ 934 с). Серая, мелкозернистая, крепкая, богатая кварцем плотная порода. Структура панидиоморф-нозернистая. Породообразующие минералы: кварц, микропертитовый калиевЫ натровый полевой шпат, эгирин и титанит.

Калиево'натровый полевой мьпаш, с чрезвычайно развитой микроперти-тизацией (фиг. 17), дает обычное для этого минерала неправильное узловатое погасание. Хорошо проявляющаяся спайность по (010) дала возможность сделать следующие замеры на Федоровском столике. Основная часть (в) минерала: В^(0Ю)Пя = 23°, Вх(010)Ша = 79°, В±(010)пР =73°; — 70° (по наблюдению); щ — пР = 0,0061, Пт — Пр = 0,0039, щ— Пт = 0,0022; 2 ¥= — 59° (по вычислению). Пертитовые вростки (с) : — (по на-

блюдению), Пд —- Пр = 0, 0093.

Эгирин представлен густоокрашенными, вытянутыми, призматической формы кристаллами с небольшим плеохроизмом, затемняющимся вследствие большого количества руды, отлагающейся преимущественно по трещинам: спайности. 2У = — 40°. Угол погасания Спр = 9°—8°. Угол между плоскостями спайности ср = 87°..

Кварц — всегда ксеноморфный, иногда с включениями полевого шпата, без * облачного погасания. Наблюдается микропегматитовое прорастание им калиево-натрового полевого шаата (фиг. 18).

Несколько неясное положение в ряде описанных жильных образований, занимает встреченная вблизи габбрового штока бостонитового типа порода» (№ 928 с), составляющая один, из зальбандов проходящей здесь кварцевой

жилы. Сильно измененная—политизированная-— она представляет еветлозеле-новатожелтого цвета плотную с кремнистым изломом породу * существенно состоящую из лейст плагиоклаза бостонитового очертания и вторичных минералов—альбита, цоизита и кварца. Бовидимому, слагает, как и в«е сиенитовые породы, небольшое гипабиссального типа тело.

Плагиоклаз в тонко вытянутых по пР лейстах образует двойники по Альбитовому закону. B_[_(0l0)ng = 19°, В_]_(0Ю)Пш = 72°, В J_(óio) Пр =87,°5. 2V = -f-86°. Получаются два возможных решения: № 37 или № О. Замером •плоскости спайности по (001) исключается нулевой номер плагиоклаза: В j_(00l)ng = 67o, ВJ_(001)Пт =24°, В _L(00i)Пр = 85. № 37.

Цоизит в бесцветных эллиптического очертания зернах собран в многочисленные аггрегаты, представляя,' повидимому, продукт разрушения полевых шпатов, а б. м. отчасти неясного темноцветного компонента, проглядывающего кое-где сквозь эти скопления, благодаря высоким цветам интерфе-, рендии. Совершенная спайность по (010). 2V = -f- 57°. Сильная дисперсия. Кроме описанных жильных образований в районе габбро-сиенитов встречаются лампрофирового типа породы керсантитового облика.

Один образец (№ 931 с) такой породы встречен в отвалах шахточек медного рудника Баго-Боригчен совместно с сиенитовыми породами. Он представляет темносерую с коричневым оттенком мелкозернистую, состоящую существенно из плагиоклаза, биотита и диопсида породу с небольшою примесью роговой обманки. В шлифе обнаруживается большое количество железных руд и слегка порфировый характер части темноцветных компонентов (диопсида и биотита) по отношению к плагиоклазу, составляющему главный фон основной панидиоморфнозернистой массы.

Роговая обманка только в основной массе ж в очень небольшом количестве.

Плагиоклаз — чрезвычайно зонарный с тонкой двойниковой штриховкой ъ умеренно вытянутых лейстовидных призмах. Иногда проявляется спайность по (001). Тонко зонарная структура минерала очень затрудняет точно установить № плагиоклаза при помощи Федоровского метода. Неоднократные измерения дали возможность свести оптические константы к следующему. виду. Двойники по Карлсбадскому закону: В [ooi] ng = 83°, В [ooi] Пт = 25°, В [001] пр = 67°. 2V = — 86. № 25.

Биотита большое количество, в характерно изорванных пластинках с многочисленными включениями апатита и магнетита.

Пироксен-диопсид порою в достаточно крупных зернах с включениями руд и апатита, бесцветный или с слабым зеленоватым оттенком и с большим углом погасания (Cng —40°) при обычной величине (86°) угла между плоскостями спайности по призме.

Порода по веем признакам очень близко подходит к типичным керсантитам, описанным у Розенбуша (26, 667—671).

Второй образец (JNS 92 7) лампрофировой породы, взятой вблизи обнажений габбро, по внешнему виду очень близок только что описанной породе, отличаясь от нее при внимательном рассмотрении лишь отсутствием большого количества биотита. Но при обработке шлифа под микроскопом устанавливаются существенные различия между этими породами. Структура гипидио-морфнозернистая. Главными существенными компонентами породи -являются плагиоклаз и роговая обманка, представленные почти в равном количестве. Большое содержание титанистого железняка. Кроме того в шлифе наблюдаются кое-где редкие округленные мелкие зерна кварца, крупные—уралито-ж)й роговой обманки, развившейся, вероятно, за счет первичного пироксена, и немного биотита.

Плагиоклаз в желтых слегка вытянутых призмах, иногда с тонкою двоМниковою штриховкою, образует двойники по Карлсбадскому закону.

Плоскость срастания (010). В [001] ng = 86.°5, В [ooi] nm = 22.5° В [ooi] nP = б8~„ 2V = — 86°. №23. iim—iip = 0.004; ng — np = 0.007. '

Первичная роговая обманка, темнозеленая почти с голубоватым оттенком, * изобилует включениями руд и апатита. Угол погасания Cng=l7°. Уг»д между плоек, спайности = 126е. Плеохроизм: ,

по ng — годубовато-травяно-зеленый, по пт — светлозеленовадо-жел гый, по пР — светложелтый. »

Кварц— в мелких немногочисленных зернах без признаков облачного погасания.

Таким образом в сравнении с предыдущей породой данная отличается: 1) заменой биолита роговой обманкой, развившейся до степени главного компонента; 2) появлением кварца и 3) гипидиоморфной структурой, напоминая последними двумя факторами малхитовые породы. Плагиоклаз остается того же состава. - _ ' '

Промежуточное положение между двумя описанными породами занимает лампрофир, обнажающийся в яме около шахточек рудвика (№ 935 а). Эта порода, обладая порфировой структурой, состоит существенно из плагиоклаза, роговой обманки и биотита. Среди примесей—апатит и магнетит. Вторичные образования: серицит, хлорит, эпидот, цоизат и обычно сопровождающий их магнетит, вероятно отложенный метасоматическими процессами, в зоне образований которых залегает данная порода (фиг. 25),

Плагиоклаз содержится в двух генерациях, ввиде порфировых выделений и в основной массе, где он—в коротко столбчатых иногда лейстовидно вытянутых призмах. Порфировые выделения представляют правильно очерченные призматической формы кристаллы с резкой умеренной двойниковой штриховкой и с сильным развитием серицита обычно в средней части зерна, 2V = -j- 86°. Двойники по Ал1 битовому закону: В j_(oiO)ng = 29 , Bj_(0l0) 11111 = 65.5°, В ]_ (010) Ир = 75°. №57. Плагиоклаз основной массы совершенно свежий, в мелких зернах, с тонкой зонарностью, что отзывается на точности измерений. Двойники по Карлсбадскому закону: В |00ij iig = 72.5°, B[ooijnm = --42.5°, В [ooi] iip = 53°. № 37. Замеры по плоскости спайности (010; дают: В L(OiO)ng = 24.5°. № 48. В среднем плагиоклаз можно считать № 42, что значительно кислее порфировых выделений.

Роговая обманка в порфировых выделениях часто пойкилитовая, про-растаемая плагиоклазом основной массы. Занимает среднее место мёжду ба-зальтической и обыкновенной. Угол погасания Ciig = 14 . 2 V (-—) 76' — 78°. Проявляется в двух генерациях.

Бесцветный до бледнозеленого в тонких немногочисленных зернах . вторичный цоизит.

Большое количество мелкого биотита.

Апатит в большом количестве группируется около роговой обманки.

Магнетит,— частью первичный; в большей своей массе, как это характерно для метасоматических отложений, сопровождается проявлением вторичных слюд, хлорита и эпидота.

Города по характеру проявления приближается к керсантитам Нижнего Гарца, описанным М. Кохом (22, 53). Отчасти напоминает диорит-порфи-риты.

Нужно сказать, что, согласнр сводки Розенбуша (26, 667), лампрофи-ровые породы вообще сильно колеблются в отношении минералогического состава и структуры, в частности же у керсантитов не редко проявляются: 1) гипидиоморфная структура (26, 667); 2) обогащение роговой обманкой к присутствие кварца'(26, 669) и, наконец, 3) иногда в переходных членах к спессартитам, в так назыв. роговообманковых керсантитах,, наблюдается уменьшение содержания биотита до полного его исчезновения (26, 681). На-

конец, Веймиенк описывает измененную жильную керсантитовую породу, принявшую к контактовой зоне малхитовую структуру с содержанием кварцу в оевовной массе (31, 328—331). Все эти соображения, принимая во внимание элементы залегания, явно жильный характер пород, их внешнее сходство^ а также отсутствие следов давления (кварц совершенно чистый без каких либо признаков облачного погасания), заставляют, объединив эти породы в одно семейство, отнести их к жильным продуктам габбро—сиенитовой Магмы, тем более, что в литературе имеются указания на случаи залегания керсантитов в габбровых породах (26. 671).

В заключение необходимо упомянуть обнаруженную в отвалах шахточек рудника мелкозернистую, существенно полевошпатовую грязнозеленовато-серую породу, с параллельными очень узкими пленками мелкого посветлевшего биотита, придающего ей слегка гнейсовидный облик (№ 931 с1). Минералогический состай очень несложный, обычный для сиенитовых пород. Главную массу составляет, судя по 2У = — (66°— 58°), калиевонатровый полевой шпат, близки! к анортоклазу, в мелких с слегка глинистым налетам зернах, с Чуть намечающеюся неправильностью в строении, обнаруживающейся в узловатом погасании.

Среди этой полевошпатовой массы густо разбросаны слабозелевоватые почти бесцветные, лишенные плеохроизма зерна диопсида, часто группируясь в аггрегаты с кристаллами плеохроичного титанита ромбического сечения, и кое где ленточно располагаются мелкой сыпью характерно изорванные листочки биотита.

Наличие такой породы указывает, что, повидимому, кристаллизация сиенитовой магмы, во всяком случае в последние моменты ее застывания, сопровождалась некоторым давлением по отдельным зонам.

Описание контактов изверженных пород с известняками.

1. Гранит.

Обнажаясь в ряде невысоких холмов (фиг. 2), вдали от известняков Баго-Боригчена, нормальный гранит состоит из микроклинмикропертита, олигоклаза, кварца ,и очень небольшого количества биотита. В западной части интрузивного тела, ближе к более высоким холмам, среди гранитного щёбня попадаются породы диоритового и шлирового характера (№ 923). Нужно сказать, что образования этого типа, сохраняя в порфировых выделениях состав минералов гранитовой магмы, изменяют таковой в основной массе, которая по сравнению с гранитом отличается большей основностью и меньшей величиной зерна, что говорит о кристаллизации в низких температурных условиях. Особенно характерны для этих пород аггрегативные скопления темноцветных компонентов неясной формы и состава, представленные в диоритах тонкими чешуйками биотита и мелкими зернами роговой обманки и принимающие в шлире растворения—типичном образце гибридных форм (19, 340)—ясный характер не переваренных магмою обломков континента. Поскольку образования этого рода были обнаружены только ввиде оттор-женцев, связать их/пространственно с основным интрузивным телом не представляется возможным, но, как это было выше указано, в частности принимая во внимание сходство минералогического состава, родство их с гранитом несомненно.

Ближайшее рассмотрение контактируемых пород приводит к заключению, что соприкосновение известняков с гранитом—чисто механическое, образовавшееся вследствие проявившегося здесь дизъюнктивного нарушения, влияние которого сказывается как на самом граните, так и на всех производных от него породах.

В граните еще вдали от линии нарушения, проявляются серицити^ация и каолинизация полевых шпатов и облачное погасание кварца, обладающего, как и полевые шпаты, большим количеством трещинок, заполненных вторичной слюдой. .

Породы диоритового состава, все уплотненные, принимают зеленую диабазовую окраску вследствие сильного развития хлорита и серицита и, наконец, обнаруживают под микроскопом сильное раздробление кварца и полевых шпатов. Особенный интерес в этом отношении представляет грано-диорит-порфир (№928 обладающий очень небольшим количеством темноцветных компонентов и тем не менее принимающий зеленоватый диабазовый оттенок окраски. Кроме того в результате давления, испытанного этой породой, в не! отмечается заполнение трещинок в полевом шпате вторичной слюдой, а иногда даже сдвиги по ним, хорошо наблюдаемые в плагиоклазах ввиду сильного развития в них полисинтетических двойников (фиг. 14).

В непосредственном соприкосновении известняков с гранитами, в последних явление раздробления достигает наивысшего предела, проявляющегося в полной милонитизации породы. Гранит милонитовый (№ 92,9) меняет свою розовую окраску на светложелтую, *) вследствие полного измельчения —перетирания полевых шпатов и кварца. Появляется много темнозеленосерых разводов, создающих впечатление неясной слоистости и ввязанных с поясами смятия, по которым растерт темноцветный компонент. Состав породы тот же, что и аплитовидного гранита, за исключением редкого вторичного эпидота.

Кварц — в черезвычайно большом количестве, порою в очень крупных зернах, сильно раздробленных и иногда превращенных в аггрегативные скопления остроугольных обломков, сцементированных тонкою пылью из полевошпатового материала. Всегда с облачным погасанием.

Нолевые шпаты в породе уцелели только в , немногих случаях. Микро-клин—в ксеноморфны^ зернах с низкими цветами интерференции. Иертити-зация доведена до необыкновенно больших размеров. Наблюдаются целые N альбитовые участки—пятна среди микроклинового калиевого вещества. Двойниковая решетка цочти не проявляется, заменяясь узловатостью при погасании в связи с большой пертитизацией минерала.. Кое-где встречаются двойниковые образования по Карлсбадскому закону: В [001] Пс; =-87.5°, В[001]пт = = 69°, В [001] пР = 22°. 2 У = — 84°, п8 — пР = 0.0057. '

Плагиоклаз сохраняется в очень немногих,,случаях с туманно проявляющейся тонкой двойниковой штриховкой, что очень сильно отражается на измерении его оптических констант. Неоднократные измерения сводятся к следующим цифрам: 2V = + (82° — 86°), Впю= 16°, В%= 84°, В пР = 73°; плоскость сростания — (010). Является возможность образования двойников по двум законам (13): Карлсбадскому — [001] № 18 или XI —^[010] 11 (100) 13. Принимая во внимание величину уйа между оптическими осями, приходится, не смотря на сложность, а значит и редкость XI закона, считать более вероятным № 13 плагиоклаза, т.-е. точно такой же, что и в аплитовид-ном граните.

Эпидот является единственным хорошо сохранившимся минералом, ввиду вторичного его происхождения за счет редкого темноцветного компонента породы, который в первичном своем виде не проявляется. Собранный в немногочисленные аггрегаты минерал обладает характерным плеохроизмом от бесцветного до зеленоватожелтых оттенков. Цвета интерференции очень высокие. Совершенная спайность по плоскости (001). Плоскость оптических осей перпендикулярна линиям спайности (фиг. 19) и совпадает с плоскостью симметрии минерала. 2У =— 66°. Плеохроизм: по Пр — желтый, по пт— тоже. по -— бесцветный.

]) Такое явление обычно для милонитов (12, 18).

, Такого характера милониты были встречены в двух пунктах маршрута, что дало возможность нанести (фиг. 2) приблизительное простирание линии нарушения, замеренной между прочим и при полевой работе (СВ:55°).

Второй имеющийся в коллекции штуф милонита(№ 926 в) по сущему являет ту же самую картину, отличаясь только еще большей раздробленностью и уплотненностью, т. к. порода взята в месте непосредственного соприкосновения с известняками.

Известняк («№ 926 а) в данном месте представлен тонкозернистой мра-моризованной породой темносерого, почти черного цвета, тонко полосатой, слегка рыхловатой с блестящим изломом. Сланцеватость породы пересекается под острым углом жилками кальцита, отложившегося повидимому позже. Под микроскопом наблюдаются многочисленные беспорядочно разбросанные' зерна графита, собранного иногда в аггрегативного вида скопления, и жилки желтых !) изометричных зерен граната—видимо—гроссуляра, отложившегося, по всей вероятности, под влиянием последовавшей вслед за дислокацией инъекции габбросиенитовой магмы. Кстати сказать—данный известняк граничит непосредственно с скарновой породой (№ 925), получившейся в результате контактового воздействия габбро на известняки.

Принимая во внимание 1) непосредственный переход вышеописанного метаморфизованного известняка к известковым контактово-метасоматическим породам, слагающим контактовый пояс габбрового штока, 2) небольшое расстояние (фиг. 2), разделяющее эти породы, и 3) наличие эпидота, в милони-те, минерала, в большинстве случаев связанного, по наблюдениям Голъдшмид-та (17,44), с контактовым метаморфизмом изверженных пород различных формаций, легко прийти к заключению, что в данном случае мы имеем дело с внешней контактовой зоной габброидных пород.

2. Габбро.

По мере приближения к габбро от вышеописанной известковой породы, известняки прежде всего теряют свою первичную темную, вследствие присутствия органических образований, окраску, переходя в доломитизированные с большим или меньшим количеством контактовых минералов (граната и пироксена) и руд контактовометасоматические образования. В отвалах кротовых нор на склоне горы, в вершине которой обнажаются габбро, встречены следующие породы. '

Желтоватобелыймраморовидныйдоломитизированный плотныйизвест-яяк (№ 925 а) с чуть проступающими, подобно порфировым выделениям, зернами в желтоватой основной массе. Такое строение породы резко выражено в образцах (Л; Л» 925 в-с1), для которых, кстати сказать, были приготовлены шлифы. Крупные зерна кальцита неправильно распределены в светложелтой мелкозернистой массе-' породы с черными точками рудц. Количество ясных кристаллов кальцита различно вариирует в штуфах вплоть до полного их слияния в плотный нечистый мрамор (№ 926 с) с черными точками руд и желтыми пятнами серпентина. Под микроскопом основная масса пород состоит пз редких зерен граната, руд и серпентина, сохраняющего характерную решетчатую структуру (фиг. 20) и образовавшегося, вероятно, за счет пироксена; первичного вещества совершенно не наблюдается, и только контуры сер-пентиновых образований напоминают таблитчатые формы диопсида. Кое-где между волокнами серпентинового вещества проявляются буроватые зерна частью вторичных железистых образований, происшедших, повидимому, за счет содержащегося в пироксене железа. Черный в штуфе гранат-андрадит в шлифе оказывается слегка красноватым. Аномальных явлений не наблюдается. Ив руд замечаются магнетит и колчеданы.

1) Желтый цвет гроссуляра Голъдшлшдт объясняет действием углекислоты (17,366).

Очень возможно, что разложение первичного пироксеиового минерала произошло в момент отложения руд, по крайней мере такое явление замечено в геденбергитовом скарне рудного месторождения Баго-Боригчен (см. ниже), причем серпентиновые образования принципиально' ничем не отличаются от знаменитой ЕогоопвкгпкШг, встречавшейся в руднике Клара месторождения Питкаранта (29, 244—251).

Здесь же встречена оригинальная скарновая порода (№ 925 е), существенно состоящая из светлоголубоватого скаполита с темными пятнами аггре-гативных скоплений андрадита, диопсида, везувиана, альбита, апатита и редких листочков натровой слюды. ?

Скатлит слагает основную массу породы. В шлифе спайность проявляется не резко, имея вид частых, слегка искривленных, не выдерживающих определенного направления трещин, создающих впечатление волокпистого строения минерала. Цвета поляризации значительно ^меньше, чем у диопсида, но немного выше кварца — пт —Пр = 0,012, что дает возможность предполагать (4, 56) большое содержание мариолитовой молекулы. Одноосный, оптически отрицательный. Наблюдаются простые двойники. Кристаллографических ограничений не проявляется. Всегда ксеноморфен по отношению к остальным компонентам породы. Отлагался в последнюю очередь.

Диожид—■ бледнсзеленый; мелкозернистые аггрегаты в скаполите. В шлифе совершенно бесцветный с характерной системой трещин спайности почти под прямым умом и с высокими цветами поляризации. Изредка наблюдается неясная спайность по (100)—фиг. 21. 2 V— 59°; п^ — пр = 0.029. Угол между плоскостями спайности <р-- 87°. Угол погасания — = 37е.4 Судя по углу погасания, приближается к крайнему ряду не содержащих железа пироксенов (20, 1020). Минерал обычно проявляется ввиде включений в скаполите, вЪзувиане (фиг. 22) и гранате, имея всегда корродированные внешние очертания. Несомненно, выделяется в первую очередь.

Везувиан — в количестве, равном гранату; при наблюдени в лупу проявляется в прекрасно ограниченных кристаллах бледнозеленого Цвета. В шлифе сохраняет признаки кристаллографических ограничений, проявляющихся,-в прямолинейных очертаниях отдельных зерен (фиг. 22 и 23). Обладает очень , высоким рельефом и низкими цветами интерференции. При скрещенных ни-колях наблюдается в высшей степени неправильное строение минерала, проявляющееся в расплывчатом пятнистом погасании (фиг. 22), Слабая зонар-ность. При измерении на Федоровском столике некоторые участки оказываются аномально двуосными. Интересно отметить наличие резких двойников, проявляющихся ввиде цепочки правильно очерченных ромбов (фиг. 23). К сожалению, чрезвычайно сильная дисперсия и сложное строение минерала не дали возможности точно определить угол между двойниковыми осями, что сильно затрудняет установить двойниковый закон, вероятно, по одной из пи-, рамид. Оптически отрицательный, одноосный. С точки зрения Гольдшмидта {17, 195) везувиан является наиболее характерным контактовым минералом для пород 10 класса, образующихся из известняков. Однако, для его получения требуется, согласно ур-ию Гольдшмидта г), наличие паров воды, т. е. по существу должен происходить метасоматический процесс—с привносом вещества, что несколько противоречит основным взглядам Гольдшмидта на процессы контактового метаморфизма. Выделяется раньше граната,'т. к. в последнем встречаются включения небольших зерен везувиана.

1ранат-андрадит—с слаборозоватой в шлифе и почти черной в штуфе окраской. Аномалий не наблюдается, что, согласно наблюдениям Гольдшмидта, в высшей степени свойственно для конечных членов изоморфного

') Гольдтмит (17 145) предлагает следующее уравнение для образования везувиана: Са3 А12 8), 012 + Са 81 б3 + Н2 0 = 2Са3 А1 Б!, О, (ОН) Гроссуляр Волластонит Везувиан.

ряда гроссул яр-анДрадит (17, 384). Считая андрадит метасоматическим мине-ралом. / ольдшмтЬп дает следующую схему для его образования:

3 Са 81 03 -[- Ке2 03 = Са3 Ь>2 Вь, 012

Волласт. Жел. блеск. Аадрадит.

Таким образом для образования андрадита помимо других окислов требуется привнос железа. Нужно сказать, что если данное построение справедливо, то привнос железа должен происходить после образования пироксена, т.-к. он по своему составу почти салит. Последнее предположение согласуется с 'порядком выделаная минералов-4-диопсида, везувиана и граната, из которых андрадит образуется в последнюю очередь (фиг. 22).

Альбит — проявляется в количестве, уступающем скаполиту, включая иногда мелкие зерна везувиана, редкого апатита и чешуек натровой слюды (фиг. 24). .

Измерение при помощи Федоровского столика дало следующие константы: 2У = -{-80°; .спайность по (001); В_[_(001)п<; = 73°, В_]_(001)Пт~ 18". В_]_.(001)Пр = 74.5°; № 7—8." Большие кристаллы альбита часто, как уже выше упоминалось, содержат включения зерен везувиана. Таким образом, согласно наблюдений, выделение альбита заключается между везувианом и скаполитом, но, принимая во внимание родственчый состав альбита и скаполита (содержание \а), а также и наблюдения /олъдшмидма, указывающего, что альбит выделяется после железо-содержапхих минералов (17, 303), приходится поставить его в порядке выделения минералов на местом после андрадита.

В результате наблюдений в шлифе, путем сравнения кристаллографических взаимоотношений минералов, порядок их выделения устанавливается ш следующем виде: 1) диопсид, 2) везувиан, 3) гранат, 4) альбит (апатит и натровая слюда) и 5) скаполит. При этом, имея ввиду, что появление апатита связывается с образованием альбита и .скаполита, надо полагать в его составе присутствие не фтора, а хлора. Между прочим, соотношения диопсида, везувиана и граната вполне совпадают с наблюдениями Л. К. Межтера (5, 489).

По имеющемуся в моем распоряжении полевому матеръялу точно установить отношение к габбро этой скарновой породы невозможно, т. к. взята она из отвалов кротовых нор в известняках. Можно только предполагать, что она составляет, по всей вероятности, небольшую жилку в метаморфизованно» известняке и уж ни в коем случае не представляет непосредственного контакта габбро с известняками, что исключает возможность образования скаполита за счет плагиоклаза (26, 385). Не проявляется в скаполите также н процесса изменения его в анортит (3, 253), что, по существу, очень просто объясняется преобладанием в минерале мариолитовой натровой молекулы над кальциевой—мейонитовой. Ближе всего к образованию скаполита в данных условиях подходит предложенная 1'ольдгимидтом схема (17, 313), в которой появление этопгминерала связывается с эманациями хлористого железа, реагирующего совместно с парами воды на известняки.

Итак, появление диопсида и везувиана происходит до привноса железистого матерьяла. Их образование сопровождается притоком 8Ю2, А1804, ОН и, быть- может, Уже позднее привнос Ыа и железа, по всей вероятности, ввиде ГеС13, дает матерьял для образования андрадита, "альбита, скаполита и пр. минералов скарна. Таким образом все минералы скарна носят явно метасоматический характер, что не совсем согласуется с положениями 1ольдшмидта (17, 228), относящего диопсид и везувиан к чисто контактовым образованиям за счет перекристаллизации порбд, входящих в соста & и 10 классов (нечистых известняков). Между прочим вслед за Гольдшмидтом, развивая его положения, Свиталъский (8, № 1—28) даже железистый гранат относит к контактовым образованиям без прнвноса вещества.

Среди имеющихся в коллекции образцов габбро, как"" уже было указано жри описании этих образований, замечается постейенный переход от крупнозернистых диопсидороговообманковых габбро к'диопсидо-плагиоклазо-юй эндоконтактовой породе (№ 924 0 через постепенное уменьшение * ее составе плагиоклаза, отличающегося большей основностью, и замену роговой обманки диопсидом. Это эндоконтактовое образование представляет темно-зеденоватосерую плотную, вязкую, среднезернистую с редкими грязнобелыми жартиями породу, существенно состоящую из диопсида и основного плагиоклаза. Большое количество апатита и титанита *). Структура породы напоминает таковую габбро—все компоненты обладают неправильными ксено-морфными ограничениями. Наблюдается как бы прорастание полевого шпата иироксеном.

Плагиоклаз — в крупных зернах, выполненных вростками пироксена. Грубая полисинтетическая двойниковая штриховка по частоте сростающихся индивидов отчасти напоминает олигоклазы. Зонарность не проявляется. Согласно оптическим константам, минерал приближается к анортиту. Двойники ио Периклиновому закону. В [0Ю]^ — 51°, В [010]Пт = 58° В [0Ю]Пр=55°.

= —82°. Плоскость сростания близка к (001). -

Пироксен— несколько отличается от диопсид-авгита нормальных габбро, жриближаясь к диопсиду. В шлифе слегка зеленоватый, порою в очень крупных зернах, имеет по йЯмерениям следующие константы: 2У = +60°, угол погасания Спд—37°, угол между плоскостями спайности «р = 84°. >

Апатит — всегда ксеноморфный, в округленных зернах, подчас достигает значительных размеров.

УиЫаиит — в характерных ромбического очертания индивидах с обыч-мым для этого минерала плеохроизмом.

Порода чрезвычайно напоминает «контактовые порфириты», описанные Федоровым (14, 54—55).

3. Кварцевая жила.

Неподалеку от штока габбро, в юго-западном от него направлении (фиг. 2), среди известняков обнажается штокообразная жила кварца более 4 метр, в диаметре.

Кварц белый слитный, слегка прозрачный; имеются также образцы крупнозернистого стекловидного минерала.

В зальбанде этой жилы залегает мощностью около 0,75 мтр. видоизмененная (см. жильные породы), цоизитизированная бостонитового характера жильная порода (№ 928 с). Судя по общему, облику сиенитов, она представляет, повидимому, одну из жильных разновидностей этих гипабиссальных нород, измененную последующими за ее инъекцией термами, отложившими данную кварцевую жилу.

Известняки, соприкасающиеся с этой изверженной породой, становятся мраморизованными, плотными, возможно окремненными. \

ч

4. Кварцевый мо^цонит-аплит (№ 930 в).

На пути от милонитовых пород (№ 929) к медному руднику (фиг. 2) в •долине обнаруживаются отторженцы вышеописанного кварцевого монцонит-аплита в связи с почвенными выходами известкового роговика (№ 930 а). Этот последний являет грязножелтосерую, несколько полосатую, тонкозернистую с роговиковым изломом породу, представляющую высшую степень окремнения,

*) Накопление титанита очень характерно дзя эндоконтактовых образований (в, 103)

вероятно, иод влиянием мощных метасоматических процессов. Под микроскопом проявляется типичная структура мостовой с параллельными жилками наиболее крупных неправильных зерен кварца.

5. Контактовометасоматические явления на меднорудном м-ии Баго-Боригчен.

При осмотре этого месторождения шахточки, заложенные при разведке, оказались полузавалившимися, почему имеющийся в коллекции матерьял взят или из отвалов или из разреза (фиг. 25).

Котлован первой шахточки (а^ занят диопсидогранатовым скарном (№ 932), пропитанным медным колчеданом. Это—темная, плотная от средне до крупнозернистой порода; состоит преимущественно из железосодержащего диопсида с редкими жилками кальцита и окислов меди. Небольшое количество граната и руд. Наблюдается характерная вообще для этого типа пород неравномерность структуры в смысле величины зерна.

В шлифе наблюдался только один диопсид, проявляющийся -в скоплениях то крупных, то мелких зерен; макроскопически грязнозеленого цвета, в шлифе совершенно теряет окраску. 2У = + 65°. Угол погасания = Угол между плоскостями спайности —86°.

Дальше в начале траншеи скарн сменяется зеленоватосерой изверженной породой (№ 933 в.), черезвычайно уплотненной, состоящей почти исключительно из аггрегативных скоплений зерен эпидота в серицитоподобной слегка волокнистой массе, которая образовалась, повидимо'му, за счет полевошпатового матерьяла при отложении термами пироксенового скарна.

Эта порода не резко сменяется полосою мощностью до 4 мтр. оруденелой серой, иногда желтоватосерой, плотной с занозистым изломом породой (№ 933 с), содержащей неправильные вкрапления черных руд и кое-где расцвеченной налетами окислов меди. Под микроскопом обнаружены следующие .минералы: лучистая роговая обманка, большею частью измененная в серпентин и тальк, и очень большое количество железных руд (магнетита) с небольшою примесью медного колчедана.

Серпентин, обладая типичной петлевидной структурой, выполняет большую часть шлифа, сохраняя кое-где в своих петлях глазки роговообман-кового минерала. \

Роговая обманка в некоторых случаях превращена в тальк, представляющий псевдоморфозы по этому минералу. Немногочисленные сохранившиеся зерна ее при замере на Федоровском столике дают следующие константы: 2У= —87° и угол погасания Спд = 17°. .

, Магнетит содержится в породе в чрезвычайно большом количестве, составляя приблизительно 0,5 породы. Крайне1 неправильные очертания зерен этого минерала близко напоминают (фиг. 26) обычные картины замещения скарнового матерьяла отложением руд, которые обыкновенно сопровождаются серпентинизацией и оталькованием прежде образовавшихся минералов (24-, 638—640).

Среди вышеописанной породы встречаются участки (№ 933 с) черного цвета с зеленоватыми занозами змеевика, очень уплотненные с содержанием медного колчедана и небольшим количеством граната. Под микроскопом общим фоном служит геденбергитового характера пироксен, проявляющийся в скоплениях то крупных то мелких зерен. 2У — -|-60°. Угол погасания С^ = 44°. Угол между плоскостями спайности ф = 88°. Интересно отметить наличие полисинтетических двойников, сростающихся по плоскости (100) и напоминающих отдельность диаллагона. Часто проявляется спайность по (001), Плоскость оптических осей расположена в плоскости (010).

Среди геденбергита под микроскопом отмечается большое количество ха-, рактерно для метасоматических образований проявляющихся сульфидов, а

иногда и мотетита, окруженных участками серпентина, напоминающего аналогичные образования, отмеченные при описании известковых контактовых пород, вблизи,штока габбро.

Кое где проявляется всегда сопутствующий рудам гранат, слегка аномальный, в шлифе желтоватый, представляющий, повидимому, промежуточный член андрадит—гроссулярового ряда.

Далее эти породы незаметно сменяются белым, слегка желтоватым, до-домитизированным среднезервистым мрамором, который в чистом виде Ш-нется около 2 мтр., сменяясь в свою очередь темносерыми мелкозернистыми разностями той же породы с небольшим содержанием графита. Эти же мраг-морьт великолепно обнажаются в южной стенке (фиг. 27) шурфа, на дне которого пробита шахточка № 2. л

Доломит и зированный мрамор (№ 934 а) представляет по существу ту-же, что и в траншее (№ 933 <1), породу (сравн. фиг. 27 и 25). При сравнении образцов вся разница заключается в более сильной доломитизации первой породы 934 а). Среди них содержатся желвакообрвзные участки (№ 934 в), представляющие разности этого мрамора, мало затронутые процессами доломитизации.

Тл&ВЕШ^удиая масса (№ 934 Л) представлена мелкозернистой, темно-^еро#-^х5неватым оттенком породой, переходящей временами в грязножел-товатозеленоватую породу (№ 934 е), содержащую небольшие прожилки и вкрапленности медного колчедана. Небольшие гнезда темного андрадита. Под микроскопом обнаруживает большое количество актинолита и железосодержащего диопсида—геденбергита. Вкрапленности магнетита и сульфидов сопрож-даются зернами граната и присутствием серпентина. Кое- где проявляются редкие .зерна кальцита.

Более крупнозернистые и озмеевикованные участки в этой породе представляет г е д е н б е р г и т о в ы й с к а р н с гранатом, кальцитом и рудами. Актинолит отсутствует. Серпентин сопровождает, обычно участки, содержащие магнетит и медный колчедан. По количеству руды уступает актинолитовому скарну. . , •

.Этот комплекс скарновых образований (№№ 934 с1 и 934 е) по внешнему виду чрезвычайно напоминает обнаруженные в траншее вышеописанные породы (№№ 933 в и 933 с), отдйчаясь от них меньшей степенью разрушения (слабая серпентинизация и отсутствие оталькования) и, пожалуй, меньшим содержанием руды. Вероятно, они принадлежат к одному рудному поясу. ;

Вблизи шахточки № 2 в глубокой яме (фиг. 25) обнажается штокообраз-ная масса вышеописанной лампрофировой "(№ 935 а) породы, отороченной толстой зоной (около 1,5 метр.) авгитогранатового скарна с большим содержанием медного колчедана. Этот скарн представляет зеленую с грузноватым оттенкам средиезернистую породу, состоящую преимущественно из^еле^ ного пироксена (салита), . коричневатокрасноватого граната,. редких зерец кальцита и большого количества сульфидных руд (халькопирита).

Пироксен в типичных для скарновых пород неправильных зернах, проявляется то в мелких, то в крупных как бы цорфировых выделениях. По константам приближаетсяЧр слабо содержащим железо диопсидам (20, 1021): 2У = 5 9°, угол погасания Спд — 40°. '

Кое где в шлифе обнаруживается кальцит, проявляющийся иногда в крупных, включающих диопсид зернах, иногда же сам представляет включения в кристаллах диопсида. Это явление легко объясряется той ролью кальцита, которую он играет при образовании породы, являясь, повидимому, основным матеръялои, замещаемым термами пироксеновым веществом.

Гранат, повидимощу, согласно своей красноватой окраски, стоит ближе & андрадиту, чем к гросбуляру.

г

В заключение описания скарновых образований необходимо отметить г ледуюпше два основных положения:

У1) метасоматические зоны не всегда приноровлены к контактам изверженных пород с известняками и . .. . 2) привнос железных руд и следующих за ними сульфидов всегда со-«ождается образованием в скарне серпентина и талька, отмечая, таким бразом, время отМжения рудных минералвв.

Первое положение ярко иллюстрируется в приведенном разрезе (фиг. 27)-Щелочная аплитовая порода в непосредственном соприкосновении с известняком не вызывает никаких особенных новообразований, в то время как лам-профировая порода окружена зоной авгитогранатового скарна. Мало того, в траншее изверженная порода .(№ 933 в), попадая в зону метасоматических образований, сама несет на себе признаки влияния терм, заключающиеся в эпидотизации и серицитизации составляющих ее минералов. Отсюда следует, что инъекция габбросиенитовых гипабиссального типа пород не сопровождалась в момент их застывания образованием скарнового матерьяла, и только потом, быть может вскоре, по ослабленным вследствие остывания интрузии зонам известковых пород происходили метасоматические процессы, приуроченные в частности и к контактам изверженных пород с известняками г).

Второе положение, отмеченное при изучении шлифов почти всех скарновых пород, будучи взято в основу порядка выделения в них минералов, позволяет составить нижеприведенную схему, а, следовательно, и наметить порядок привноса минерального и рудного матерьялов.

Схема

порядка выделения минералов в скарновых породах:

а) магнетит

%

Серпент ин и тальк (образуются за счет пироксенов и роге-вых обманок).

" 1. Светлозеленый или зеленый диопсид, возможно содержащий аСлюминий

2. Везувиан. '

3. Черный или темнозеленый геденбяршт. 1

4. Лучистая роговая обманка. у

5. Андрадит.

6. Апатит (и натровая слюда).

7. Альбит.

8.' Скаполит. в) сульфиды

Мною намеренно не вставлены,в общую схему два минерала: гроссу-ляр и эпидот. Первый, К В/К HB содержащий железа минерал, должен быть поставлен рядом с везувианом, но за отсутствием матерьяла я не мог установит^ микроскопическим методом этих соотношений. Второй встречается в имеющемся в мое,м распоряжении матерьяле только в измененных извержэн-ных породах. Является ли он метасоматическим образованием или продуктом распада первичного вещества пород под* влиянием тбрм—сказать что либо определенное невозможно по недостаточности фактического матерьяла: Если же допустить возможность существования эпидота, как минерала метасомати-ческого, что, вообще говоря, вполне вероятно, то его выделение нужно было-бы ожидать, как железосодержащего минер!ла, где нибудь между альбитом и геденбергитом. Что же к,асается порядка выделения магнетита я сульфидов, то, не имея под руками средств для определения непрозрачных минералов (хотя-бы в отраженном свете), я воспользовался имеющимися по этому, вопросу литературными данными по месторождению Dolores (28, 481 и 27, 485—

Такая обособленность метасоматичео^и'х образований, подмеченная Федоровым (14, 59), яривела его одно время .к истолаованию их, как первичных изверженных пород.

492), порядок выделения минералов в метаморфических образованиях которого в принципе ничем не отличается от вышеприведенной схемы.

Принимая во внимание установленный порядок образования окаряа-хнх и рудных минералов, процесс привноса термами различных- веществ представляю в*следующем виде: 1) вначале идут термы, содержащие А1203, ЗЮ2, ОН и вероятно 2) затем состав их обогащается железом и, вероятно, очень вскоре натром, и 3) наконец, по мере насыщения силикатов железом происходит отложение магнетита и сульфидов, возможно совпадающее с образованием натровых соединений и всегда связанное с появлением серпентина и талька, образующихся за счет пироксенового и роговообманкового ма-терьялов.

Общие выводы.

Итак, на основании обработки петрографического матерьяла и литературных данных в отношении описанного райойа можно прийти к следующим основным положениям:

>1. В районе рудного месторождения представлены две формации иитру-

8ИВШХ„НОрОД1 ' '

- а) гранодиоритовая, расположенная в южной части, слагающая батоли-товбго типа интрузивное тело и представленная в главной своей массе апли-товидным гранитом, Содержащим местами диоритовые и шлировые породы;

в) габбросиенитовая, представленная большим количеством гипабиссаль-ных тел, очень разнообразных по составу, частью щелочных в кислых разностях.

2. Гранодйориты, вероятно, относятся к агностозою, входя в^©0с,та» граувакковой формации, слагающей Кентейский хребет. !

3. Габбросиенитовые породы связываются с известняками, более юными, чем гранит, вероятнее всего—палеозойского возраста.

4. Эти осадочные формации приведены, благодаря нарушению, в механическое соприкосновение. Не безинтересно заметить, что простирание (СВ:58°)

, палеозойских глинистых сланцев, обнаруженных В. А. Обручевым около пакета Урмухту, совпадает, с простиранием нарушения (СВ:55°), приведшею к механическому контакту известняки и граниты. Такое -совпадение невольно наводит на мысль, что образование дизъюнктивного нарушения и складчатость палеозоя относятся к одной фазе дислокации, после которой была интрузия гипабиссальных габбросиенитовых тел.

5. Инъекция габбросиенитов произошла до начала образования екарно-вых пород.

6. Образование скарнового матерьяла происходило уже после того, как затвердели последние интрузии, и не всегда связывается с контактами изверженных пород, приноравливаясь к трещинам и вообще ослабленным зонам в известняках, так что присутствие изверженной породы в метасоматических образованиях есть только частный случай отложения последних.

7. Рудные минералы обычно связываются с пироксеновыми и роговооб-манковыми скарнами.

>8. Отложение магнетита и сульфидов сопровождается обыкновенно сер-пентннизацией и оталькованием скарновых минералов, отмечая, таким образом, свЪе более позднее по времени происхождение. ч

9. Минералами рудоносных образований в порядке их выделения являются: диопсиД, геденбергит, лучистая роговая обманка и гранат. »

10. Рудные минералы: магнетит и сульфиды (медный колчедан).

Фиг. 1.

ПР03И30РНАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТОЧКА РАЙОНА КАРНАКОВСКОЙ ЗАИМКИ С. МОНГОЛИИ.

____ Граниты а пр.

изсерж. пориДы.

Г лнпистм« едаицм.

+ + ^ Ч

Масштаб 10 верст в дюйме. 10 5 о

I ■. . , ---------------——=

1 : 4$оооо.

ю

Известняк*.

— -----Гранвци псс.]рд.,впин'ч'(

части К^пт^йгком \р.

Ж

X

со ?£>

X 2

о с

х

о

с ф

я

X 31

ж

о

9» X Н

о-

Я

СР

ТЗ *

ф х

X

с

X

а

о

Т5 О

се со о н л а х

до

X

К

К статье Ф. Н. Шахова: „Взаимоотношения и контакты изверженных

Фиг. 4.

К статье Ф. Н Шахова: „Взаимоотношения и контакты изверженных

пород с известняками11.

К статье Ф.

Н.

Шахова: „Взаимоотношения и контакты изверженных пород с известняками".

К статье Ф. N. Шахова: „Взаимоотношения и контакты изверженных

пород с известняками".

К статье Ф. Н. Шахова: „Взаимоотношения и контакты изверженных

пород с известняками".

Фиг. 2:1. *

^ . Список аитературы.

f 1. v Д. С. Белянки я. К вопросу о взаимных отношениях щелочных полевь?х 1ТОВ.—Ивв. Петрогр^К- Полит. Инрт. 1018. , 1

2. Р. Дэли. догматические горные породы и их нроисхождение, ч. II— Петр. Гнет. „Lithogaea* 1920.

3. Б. 3. Коленко. Петрографические эскиз».—Вести. Московской Горн. Акад. 1922; т. I, № 2.

4. Ф. Ю. Л е в и н с о н-Л е^сиег я, Д. С. Б е л ян к и н. Петрографические таблицы.—Петроград, 1915. 7 ,, •.•

, б. А. К. Мейстер. Горные породы и условия золотоносности южной части Енисейского округа.—С. П. Б. Нед. Геолог. Комит., 1910 г.

6. В. Н и к и т и н. Универсальный метод Федорова.—Петрбград, 1915.

7. В.* А. Обручев. Краткий геологический очерк караванного цути от Кяхты до Калгана.-О. П. р., 18&5. . . '

8. Н. И. Ов итал ьский. К вопросу о классификации крйсталлическихслан-цев — Геол.JBeciH., 1915; т. I, №№• 1, 3 и 5. ■

9., Щ II. С у щ и н с к и й. Матерьялы по изучению контактов глубинйых горных пород с «адесадяками.—Труды С. П. Б. О-ва Р'стеств. XXXVI, вып. 5, 1912.

ДО. М. А. Усов. Орография и геология Кентейского хребта в Монголии. --^.^Гйбл. Ком, т. XXXIV, 1916. г

11. М. А. Усов. Район приисков Общ. рудного дела Тушетухановского и Цэ-нэнхановского аймаков в Монголии.—Горные и Золотопр. Изв., 1914; №№14—18. ' 12. М. А. Усов. Описание горных пород (Пограничная Джунгария).—Изв. Т. Т. И., 1911; т. И, вып.1!.

* 13. М. А. Усов. Федоровский иди универсально-оптический метод исследования породообразующих минералов, в особенности полевых шпатов.—Изв. Т. Т. И., 1911; т. II, вып. 1. '

14. Б. С. Федоров и В. Д. Страт а но вич. Генезис авгитогранатовых пород по новым данным.—Зап. Горн. Инст. Им. Ек. II. С. П. Б., 1909; Т. II, вып. 1.

15. Franc D. Ad*ms. On the Origin of the Amphibolites of the Laurentian Area of Canada.—The Journal bf Geology. 1909, Vol. XVII, M« l.

ü 16. N. L. Во wen. The reactioh pwnciple in petrogene^.—The Journal of Geology, U922, Vol. XXX, M 3.

V. M. Goldsohmidt.. Die Koatsaktmetamorphose im Kristianiagebiet.— Kristiania, 1911. . ,

1,8. V. Hackmann. Die, Chemische Beschaffenheit von Eruptivgesteinen Finnlands und der Halbinsel Kola'im Lichiedes neuen amerikanischen Systepies.—Bull, de '"'la Conm||api. Finlaüde, • 19Ö&,"м 15.

i} * ■■ The natura! history of ignöous rocks —London. 1909.

20.' ü. tf ia^aö. < Hip^bueh der Mineralogie—Leipzig, 1897.

21. Iddings. Jgwous Kocks, Vol. I, 1909.

22. Max Ко eh. Die Kersiintite des Unterharzes. - - Jahr. der. K. Pr. geol. Land. und. Bergakad., 1886

23. R. R e i n i s с h.' ifeteographisches Praktikum II.—Berlin, 1912,

24. Dawid H. Ne wlaad. Zinc- miüing district near Edwards !s. Y.--E<on. Geol.,4 J916; Vol. XI, №

25. H. R о s e n b us с h. Mikroskopische Physiogr^phje der peiapögraphisch wicht i^en Mineralien,—Stuttgart, Ij. 1905.

26. H. Rosenbusch. Mikroskopjache Physiogmihie der maasigen Gesteine.— Stuttgart, II, 1907. ч

27. J E S p u r r. Theory of oredepcsitioi^Eeönöm.Geology, 1912, Vol. VII, № 5.

28. J. E. Spurr, G. H. Garrey «B<i C. Penner. A oontaot-metamorphic ore deposit.—Economic Geof. Älä, Vol. YTI, M S , ,

29. Otto T r ü s t e d t. Die Erzlagerstätte«: Vor* PitÜrafffä am Ladoga- See. - Bull, de la Comm. Geol. de Finl. № \ST. 1907. ..

30. I. H. L. Vogt. Über anchi-monomineralieche und an ch ieutektische Eruptivgesteine.—Christiania, 1908. , "

31. E. Weinschenk. Ganggestein aus dem Habaehtal Oberpinrgau. —T. Min. und Petr. Mitth., 1891 Vol. XII. "V

Объяснение фигур.

1. Геологическая карточка района Карнаковсвой заямкы. N

2. Схематическая карточка маршрута (коня ¡9 дневника):

3. а—зерно микроклина; Ь—аггрегатяваые скопления биотита.

4. а- микроклин; Ь—олигоклаз; е—мо^коват. 1

5. а—фигуративная тс(яка аплитовидного гранита; е—тройная эвтектически': точка; *

Е—бинарные: эвтектические точки; '*■*-"„

Or—ортоклаз; Qu—кварц, Ад—анортит;

АЬ - альбит, / ' ; .

6. Кварц в биотит овом диориие; Qu-кварц; В-^-биотит; заштрихован длагиокла-зовый фон, целиком превратившийся в глинистую массу с блестками еёри-

.. цита. ■ 'i

7. Qu—кварц; Mer—микроклин; Pg—илагиоклаз. ,

8. Pg—плагиоклаз; Dps.—диопсид.

9. а—калиевонатровый полевой шпаг; Ь -пяагио^аз; ¿е — пертитовые вростадгД*

10. Двойник калиевонатрового нолевого шпата по заколу de Г Esterel [слабая пертитизация, приблизительно в пл. (100)]. ;

11. ^Плагиоклаз с двойниками посложиому закону—EaSoa ^Tourné.

I2l Ag—эгирии-авгит; Amp.—роговая обманка, 3t—биотит; Ар —апатит; Ti - титанит.

13. а—пироксен эгирин-авгитового типа, Ь— роговая о бланка. "

14. É&—жилка, заполненная бесцветной слюдой; b — йлагйоклаз; ее—трещинки но-которым произошли сдвиги в плагиоклазе, ' >

15. а—внешняя оболочка зонарного плагиоклаяа; Ь—его внутренняя часть; с— плагиоклаз основной массы: d—калиевонатровый целевой" шпат; ^мвиэдрто-вые вростки. ^ 1 ,

16. Пертитовые вроеткА в калиевонатровом полевом пшате, образующем двойник по закону de Г Esterel [рис. в плоскости (100)]. • .

17. а—калиевонатровый нолевой шпат; Ъ—пироксен; "с—пертитоаш вростки;

18. а—кварц; b—калиевонатровый полевой шпат; сс — пертит<^и трещины спайности—>(001). Рисунок в пл. (100).

19. Зерно эпидота: ng, пр и шп—оси эллипсоида оптической упругости.

20. а—кальцит; Ь—серпентин с зернами магнетита; с—халькопирит.

21. Зерно пироксена: аа, bb, сс—трещины спайности.

22. а—диопсид; Ъ—везувиан; с—гранат. ^

23. Кристалл везувиана о двойниками; аномалии (неодинаково погасающие различно заштрихованы).

24. а—скаполит; Ь—альбит. •

25. @хема разведок на руднике Баго-Боригчен: at—шахточка № I; а^^згад^ка № 2; с—шурф; d—яма; цифры 932, 938 и т. д. обозначают и места святых пород; ef—южная Стенка щурфа. ' , V^'-

26. Se- серпентинит—тальк; Тг—тремолит; Mg—магнетит.

27. а—главная масса доломитизированного мрамора (№ 934 а); в—желвакоо^раз-ныв участки чистого мрамора (№ 934 в); d—сериентинивированный актиро-литовый екарвйЮ34 d); е—участки сильно-озмеевикованной крупнозерцвйчэй геденбергитовоУскарндвой породы. 4

\