Скачать

Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса

(Северный Кавказ)

В.М. Газеев, А.А. Носова, Л.В. Сазонова*, А.Г. Гурбанов, А.Я. Докучаев

Введение

Для Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса характерно широкое развитие кайнозойского вулканизма. На Большом Кавказе проявления наиболее позднего плейстоценового-голоценового вулканизма сосредоточены в Эльбрусском, Казбекском и Кельском вулканических центрах. В двух последних доминируют лавы андезитов, трахиандезитов и базальтов. Эльбрусский вулканический центр характеризуется преобладанием продуктов извержений дацитового и риодацитового составов. Для дацитов Эльбруса характерно разнообразие минералов-вкрапленников: наряду с фенокристаллами нескольких генераций, здесь присутствуют вкрапленники, кристаллизовавшиеся из родительских расплавов до их смешения (диакристы), и ксенокристы, захваченные расплавом из вмещающих пород. Минералы-вкрапленники несут очевидные признаки неравновесности с содержавшим их расплавом (следы резорбции, ситовидные текстуры, обратная зональность и др.). Сложный полигенный набор вкрапленников вообще характерен для орогенных вулканитов всей Кавказско-Анатолийской области (23, 9; 6; 41 и др.), и в этом смысле Эльбрусские дациты могут рассматриваться как весьма представительный для региона объект.

По соотношению многих петрогенных и малых элементов, вулканиты Кавказа занимают промежуточное положение между субдукционными и континентально-рифтовыми образованиями, а формировавшие их кислые расплавы, как полагают (14), происходят из низов верхней коры, где они формировались в процессе ее гранитизации при Т=650-750оС и Р=6-8 кбар. Коровое происхождение эльбрусских магм обосновывается и в работе В.Г. Молявко с соавторами (18). В тоже время, существует хорошо аргументированная геохимическими и изотопно-геохимическими данными точка зрения о заметном участии мантийного вещества в генезисе плейстоценовых-голоценовых (и более ранних) расплавов Северного Кавказа, в том числе района Эльбруса (10; 47; 30; 12). Можно отметить предположение (25) о том, что формирование вулканитов Эльбруса и Казбека связано с подкоровыми процессами, возможно, отрывом слэба океанической коры, субдуцировавшей под Скифскую плиту.

Детальное изучение минерального и химического составов новейших вулканитов Кавказа (23; 5) позволило обосновать гипотезу смешения магм при образовании конечных продуктов - дацитов. Изучение вариаций изотопного состава Sr и Nd в минералах-вкрапленниках и стеклах основной массы (7; 30) и составов расплавных включений в минералах (28) позволило найти дополнительные аргументы в пользу гибридного происхождения эльбрусских вулканитов. Анализ особенностей минералов-вкрапленников в синхронных эльбрусским вулканитах Казбека показал важное значение процесса полибарической кристаллизации в их формировании (6).

В настоящей работе приведены результаты детальных исследований составов минералов из вулканитов неоплейстоценовых и голоценовых разрезов Эльбрусcкой вулканической постройки. На основании полученных данных мы попытались определить причины, приведшие к возникновению в этих, очень близких по химическому составу, вулканитах целого ряда различных по условиям образования ассоциаций минералов.

Геологическое строение вулкана Эльбрус и проблемы его возраста

Вулкан Эльбрус (рис. 1) расположен в пределах Центрального сектора складчатого сооружения Большого Кавказа и приурочен к западному ограничению субмеридиональной коллизионной структуры (45; 15). Вулканическая активность, проявившаяся в районе Эльбрусского вулканического центра впервые 2 млн. лет назад, периодически возобновлялась через длительные промежутки времени, создав в неоплейстоцене и голоцене изометричный в плане полигенный стратовулкан (с диаметром основания 15 км, абсолютными высотами цоколя 3200-3800 м, западной и восточной вершин - 5642 и 5621 м).

За длительную историю изучения вулкана Эльбрус, начиная со времени его посещения Г. Абихом в 1852 году (1), одной из наиболее сложных и дискуссионных являлась проблема определения возраста вулканитов. На ранних этапах исследований время образования вулкана и возраст этапов его эволюции оценивались по геологическим данным, затем геоморфологическим методом (16; 17). Наиболее полная схема эволюции Эльбруса разработана Н.В. Короновским (13), выделившим в строении вулкана шесть разновозрастных толщ, объединенных в два крупных комплекса: нижний - позднеплиоцен-раннеплейстоценовый и верхний - средне-позднеплейстоцен - голоценовый.

Позже Е.К.Станкевич (26) провел изучение состава пород и их фаций, структурно-тектонического положения, геохронологические исследования K-Ar, иониевым (Io/234U) и Pa/235U методами, анализ палеомагнитных данных. На основании этих исследований он пришел к выводу, что Эльбрус начал формироваться в самых верхах плиоцена (поздний апшерон), а его активность продолжалась в течение плейстоцена и завершилась в голоцене, соответствуя, в целом, эпохе прямой магнитной полярности Брюнеса (0-0,7 млн. лет).

Результаты проведенного в последние годы (29) K-Ar датирования ряда лавовых потоков и игнимбритов в верховьях рек Баксан, Малка и Бийтиктебе показали, что общая продолжительность периода вулканической активности Эльбруса составляла не более 250 тыс. лет. Первый этап активности приходится на временной интервал 225-160 тыс. лет, а второй - на конец позднего неоплейстоцена (менее 80 тыс. лет тому назад) и, возможно, он продолжался и в голоцене. Что касается игнимбритов и ассоциирующих с ними туфов риолитового состава, относимых большинством исследователей к ранним стадиям эволюции вулкана, то был сделан вывод о том, что эксплозивные извержения, приведшие к формированию этих игнимбритов и туфов в пределах Эльбрусского вулканического центра, происходили 800-900 тыс. лет тому назад и не были непосредственно связаны с активностью собственно вулкана Эльбрус.

На основании изучения взаимоотношений лавовых потоков с датированными покровными моренами в разрезах по долинам рек, с их последующей корреляцией по геологическим и петролого-геохимическим данным (2; 3, 4) в эволюции Эльбруса выделены докальдерный, кальдерный и посткальдерный циклы (два последних подразделяются на ранний и поздний этапы). Нами изучались вулканиты кальдерного и посткальдерного циклов.

Докальдерный цикл вулканической активности в пределах Эльбрусского вулканического центра представлен позднеплиоценовыми спекшимися туфами риодацитового состава г.Тузлук, а также останцами лавовых потоков андезибазальтового состава в верховьях р. Тызыл и трахиандезитов в устье р. Худес. А.М. Борсуком (6) по валовой пробе трахиандезита из останца лавового потока в устье р. Худес K-Ar методом получена оценка возраста 800$\pm$ 150 тыс. лет.

В разрезе вулканической постройки Эльбруса нами выделяются два породных комплекса, соответствующих кальдерному и посткальдерному циклам развития вулкана. Каждый из комплексов, в свою очередь, состоит из двух разновозрастных толщ, сложенных серией потоков, соответствующих ранним и поздним этапам активизации вулкана (рис. 2).

Образования кальдерного комплекса развиты преимущественно на юге и западе вулканической постройки и включают первую и вторую толщи. Первая толща (Q1) представлена чередованием лав, агломератовых и, реже, пемзокластических туфов преимущественно риодацитового состава. К ней же отнесены разрозненные выходы игнимбритов и перекрывающих их туфов. Вторую толщу слагают дацитовые лавы, агломераты, туфы и экструзивные тела. На границе толщ присутствуют фрагменты горизонта перемыва. Реликты игнимбритов первой толщи присутствуют как внутри Эльбрусской кальдеры (рр. Кюкюртли, Бийтиктебе, Малка, Ирик), так и вне ее (г. Тузлук, р. Чемарткол и устьевая часть р. Бийтиктебе). По основной массе игнимбритов р. Чемарткол K-Ar методом получена оценка возраста 790$\pm$ 70 тыс. лет (4).

Образования посткальдерного комплекса развиты преимущественно на севере и востоке вулканической постройки и включают третью и четвертую толщи. Третья толща (Q2) сложена лавами дацитового состава, перекрывающими кальдерообразующие разломы, и, в свою очередь, перекрытыми "вюрмскими" гляциальными отложениями. Четвертая толща (Q3-Q4, Q4) представлена лавами дацитового и андезидацитового составов с подчиненным количеством туфов. На основании радиоуглеродного датирования древесных углей и дернины из погребенных почв под отложениями лахаров, лавовых потоков и аэрально перенесенных пеплов посткальдерного цикла нами (3; 4) было установлено, что вулканическая активность проявлялась 33180$\pm$ 700 лет назад (образовался мелкий моногенный вулкан Таштебе) и 21000$\pm$ 120 лет назад (пеплы в районе станицы Темижбекской), а в голоцене (поздний этап посткальдерного цикла) она возобновлялась несколько раз - 8150$\pm$ 40, 6520$\pm$ 50, 6200$\pm$ 120, 5120$\pm$ 21

Методы исследований

Химический анализ пород выполнялся в ИГЕМ РАН Ю.В. Долининой и О.Г. Унановой по методикам, принятым в ЦХЛ ИГЕМ РАН. Определение петрогенных оксидов рентгенофлюоресцентным методом проводилось в ЦХЛ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на рентгеновском анализаторе VRA-20R. Для большинства петрогенных оксидов пределы обнаружения находятся на уровне 0,02-0,005%, и только для оксидов Mg и Na они значительно ниже (0,1 и 0,2% соответственно).

Рентгенофлюоресцентный анализ элементов-примесей производился на спектрометре "Респект-100" А.И. Яковлевым в ИГЕМ РАН. Инструментальный нейтронно-активационный анализ производился в ИГЕМ РАН А.Л. Керзиным.

Детальное изучение составов минералов и стекол основной массы проводилось в Лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии Геологического факультета МГУ на сканирующем электронном микроскопе Camscan-4DV с энергодисперсионным анализатором Link-10000 при ускоряющем напряжении 15 kV и токе зонда на образце (1-3)х10-9A. Пределы обнаружения оксидов составляли (мас.%): K2O>0,12; SiO2>0,15; TiO2 и Al2O3>0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr2O3>0,2; Na2O>0,5. Аналитическая неопределенность при содержании элемента в количестве от 1 до 5% составляла 10%, от 5 до 10% - 5%, свыше 10% - 2%. При содержаниях элемента меньше 1% определение качественное. Анализы производились в точке, где область генерации рентгеновского излучения составляла около 3 мкм, а при определении составов стекол - по площади посредством сканирования образца. Площадь сканирования достигала нескольких сотен квадратных микрометров.

Результаты исследований

Краткая петрографическая и геохимическая характеристики пород

Все изученные эффузивы имеют порфировую структуру. Вкрапленники (10-20% от объема породы) представлены плагиоклазом, биотитом, роговой обманкой, ортопироксеном, иногда клинопироксеном. По составам, размерам, характеру зональности, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены шесть разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклаза, три типа вкрапленников ортопироксена и два типа вкрапленников роговой обманки. Все отмеченные минералы-вкрапленники могут присутствовать в одном образце породы. Выделено пять ассоциаций вкрапленников, состав которых подробно обсуждается ниже. Основная масса пород изученного разреза гиалиновая, гиалопилитовая, микролитовая. Микролиты представлены плагиоклазом и ортопироксеном, иногда клинопироксеном, в интерстициях между которыми присутствуют мельчайшие выделения кварца, калиевого полевого шпата, титаномагнетита и ильменита.

Химический состав изученных пород (табл. 1, 2) отвечает риодацитам, дацитам и трахидацитам. Основные петрохимические особенности составов и геохимические параметры пород (рис. 3) близки к гранитоидам орогенного I-типа (33; 36; 25). Повышенное содержание Na и К (в сумме их оксиды составляют 6,83-8,15%) и достаточно высокие отношения K2O/Na2O приближают породы к калиевым субщелочным разностям. О субщелочной тенденции в составе пород свидетельствуют повышенные концентрации титана (до 1,0% TiO2) и фосфора (до 0,30% P2O5) (табл. 1), по сравнению со средними составами гранитов I-типа (25), при этом повышенные концентрации высокозарядных элементов (Zr), а также РЗЭ, Ba, и несколько пониженные содержания Rb, являются признаками гранитоидов латитового типа (27).

Как отмечено выше, вулканиты кальдерного и посткальдерного комплексов сложены четырьмя последовательными вулканическими толщами. Первая, наиболее ранняя толща, представлена риодацитами, три последующих - дацитами (табл. 1). Вулканиты второй толщи отличаются повышенными содержаниями P, Ti, Cr, Sc, Co и РЗЭ, пониженными концентрациями К и, отчасти, Rb (табл. 1, 2).

Таблица 1

Химический состав вулканитов Эльбруса (мас.%)

Оксид,

элемент

Толща
ПерваяВтораяТретьяЧетвертая
Номер образца
2520262743324548222376396338109340

SiO2

70,168,7068,5267,2067,2767,2066,4666,4067,7067,5066,8066,7966,867,467,567,464,4

TiO2

0,650,650,551,000,730,920,751,000,800,800,750,690,80,720,850,670,70

Al2O3

14,8014,9013,8014,6514,5014,8014,3314,9014,8014,7015,2014,2815,15,3514,314,514,95

Fe2O3

1,651,440,722,003,941,64,121,601,770,640,703,881,150,831,561,270,87
FeO0,61,561,692,37-2,48-3,151,923,302,96-2,832,412,912,23,01
MnO0,010,050,560,050,060,070,060,070,050,070,070,060,080,060,070,060,07
MgO0,331,460,201,491,061,541,051,440,821,450,820,921,41,571,861,441,64
CaO2,021,833,442,573,233,153,273,152,863,134,013,253,113,052,663,033,89

Na2O

4,063,763,884,063,744,213,64,314,314,324,23,344,234,004,314,154,54

K2O

3,34,003,902,933,223,393,233,313,373,373,493,703,473,663,264,003,22

H2O

1,410,922,901,15-0,41-0,330,780,500,58-0,170,110,10,290,71

P2O5

0,090,110,190,250,230,270,230,280,210,250,250,230,30,180,230,200,20
F0,050,070,050,050,060,080,050,060,080,050,080,050,070,050,050,050,05
S0,100,100,100,100,010,100,010,100,100,100,100,010,10,10,10,10,1

CO2

0,28-0,260,29-0,09-0,200,220,170,15-0,070,070,180,110,15
Сумма99,4599,55100,76100,1698,05100,3197,16100,399,79100,35100,1697,2100,2199,41100,1199,7799,41

Примечания. Прочерк - оксид не определялся.

Места отбора образцов: 25, 26 - Уллукам, риодациты; 20 - Бийтиктебе, риодациты; 27 - Уллукам, дациты; 43, 32, 45, 48 - Бийтиктебе, дациты; 22, 23 - Уллукам, дациты; 6, 7 - Гарабаши, дациты; 396 - Малкинский поток, дациты; 338 - Западная вершина, дациты; 10 - Скалы Пастухова, дациты; 9 - основание Восточной вершины, дациты; 340 - Восточная вершина, дациты.

Таблица 2

Малые элементы в вулканитах Эльбруса (г/т)

ЭлементТолща
ПерваяВтораяТретьяЧетвертая
Номер образца
2520262743324548222376396338109340
Sc64,88,488,89,19,49,46,97,56,67,66,879914
Cr2928414146464853194140463227476023
Co3,64,49,58,79,7109,9116,37,67,48,97,58121219
Rb21314218417417214616815418315211514016615892110118
Sr28431721151604389256278378207318295320332342370308
Cs8,719,69,98,98,46,78,68,210,89,58,36,17,18774
Ba5035354404861340143481391400437523524558428435236
La40,748,941,448,15546,954,756,640,24336,140,246,348,440,347,939,8
Ce78,375,678,689,285,48389,995,872,880,268,474,484,283,668,581,383
Nd36363647403743433538333637,237,835,340,632,2
Sm5,135,435,836,396,396,046,236,695,435,564,764,885,405,745,075,674,77
Eu0,950,971,141,221,41,291,41,331,11,140,971,10,961,071,151,21,37
Tb0,470,450,680,630,810,580,760,970,570,70,440,540,520,540,880,650,63
Yb1,41,41,51,61,71,51,61,81,31,51,21,41,311,431,521,441,55
Lu0,170,140,170,170,190,150,170,150,150,180,140,160,130,170,200,190,21
Y691114141113131112914252811529
Zr235181178251283252231268241213231213225222131194242
Hf5,65,15,55,86,65,56,56,44,95,34,64,84,95,75,15,55,1
Ta1,291,200,871,111,080,941,031,0311,010,870,940,930,90,80,80,9
Th26,225,522,723,824,627,223,92519,821,718,721,124,622192117
U5,95,14,95,24,73,64,84,64,54,93,93,93,93,83,43,12,8

Примечание. Места отбора образцов - см. табл. 1.

Минералы-вкрапленники

По составам, характеру зональности, габитусу, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены пять разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклазов (табл. 3). Плагиоклазы, часто резорбированные и имеющие состав всего кристалла либо ядра кристалла An24-An48, отнесены к первому (I) типу. Кристаллы плагиоклаза, часто катаклазированные, состава An45-An64 (в целом либо только в ядре), отнесены к типу II. В связи со сложным строением кристаллических индивидов I и II типов, в каждом из них выделены два подтипа: к подтипу "а" отнесены кристаллы, полностью сложенные плагиоклазом данного типа, а к подтипу "б" те кристаллы, в которых плагиоклаз данного типа слагает только ядро. Плагиоклазы с обратной зональностью состава An41-An64 отнесены к типам III (ситовидные кристаллы) и IV (сплошные, непористые кристаллы), а плагиоклазы с прямой зональностью состава An49-An62 - к V типу.

Зерна плагиоклаза I типа (Pl1) имеют неправильную, часто округленную, иногда таблитчатую или призматическую форму (рис. 4а). Размеры варьируют от первых мм до первых см в поперечнике. Эти плагиоклазы либо в объеме всего кристалла (подтип Iа), либо только в ядре (подтип Iб) имеют средние и кислые составы (от An24 до An48) (табл. 3). Кристаллы подтипа Iа и ядра зерен подтипа Iб характеризуются либо прямой зональностью (то есть более основным ядром по сравнению с краевыми зонами), либо изменения составов в них при переходе от зоны к зоне незначительны (в пределах 1-2% An) и имеют рекуррентный характер (рис. 5). Зерна плагиоклаза подтипа Iб - это сложные индивиды, которые только в ядре имеют средний и кислый состав (табл. 3), а во внешних зонах (ситовидных или сплошных, ширина которых достигает первых мм) состав их становится основным (от An51,5 до An65,9). При этом, содержание анортитового компонента при переходе от ядра к внешним зонам увеличивается на 10-20% скачкообразно (рис. 5) и нарастает от внутренних к краевым частям этих зон. Нередко на внешние основные зоны нарастают поздние кислые каймы, возникающие на заключительных этапах кристаллизации расплава. В них содержание An падает также скачкообразно (табл. 3, рис. 5). Относительно кислые ядра во вкрапленниках Iб часто имеют резорбированный, оплавленный характер. Внешние зоны вкрапленников Iб соответствуют по составу и тренду изменения содержания анортитового компонента плагиоклазам III и IV типов.

Таблица 3

Представительные химические анализы плагиоклазов

Оксид,

минал

Тип (подтип)
I (a)I (б)II (a)II (б)
Номер образца
202733826
ЯВКЯВКМЯВКЯВ

SiO2

60,6861,6362,0960,7559,1360,8054,2254,2655,8261,0156,657,457,154,6455,6562,2262,1260,62

Al2O3

24,2123,5523,5924,5425,6924,2028,6128,3127,4424,0527,126,826,828,8628,1723,6723,8424,63
FeO*0000,24000,420,330000,250,3200000
CaO6,175,475,516,407,476,6111,0311,7410,476,169,599,199,4111,5110,675,525,856,78

Na2O

8,088,167,887,376,857,445,255,015,667,345,885,935,914,565,087,507,217,06

K2O

0,780,910,740,590,530,780,250,240,271,180,410,460,450,280,270,930,930,72
Ab67,469,269,165,2760,4964,1445,6143,0248,7263,7251,2652,3452,1841,145,5467,1565,1962,6
An28,425,726,731,2536,4631,4752,9155,6149,8029,5646,344,745,657,352,8227,3429,2333,2
Or4,25,14,33,53,14,41,51,41,56,72,53,02,21,61,645,515,574,2