Петрогенетіческая інтерпретація асоціацій мінералів-вкрапленніков плейстоценову-голоценових вулканітів Ельбруса

Петрогенетіческая інтерпретація асоціацій мінералів-вкрапленніков плейстоценову-голоценових вулканітів Ельбрусу (Північний Кавказ)

В.М. Газі, А.А. Носова, Л.В. Сазонова *, А.Г. Гурбанов, А.Я. Докучаєв

Введення

Для Кавказького сегмента Альпійського складчастої поясу характерний широкий розвиток кайнозойського вулканізму. На Великому Кавказі прояви найбільш пізнього плейстоценового-голоценових вулканізму зосереджені в Ельбруського, Казбекском і Кельском вулканічних центрах. У двох останніх домінують лави андезитів, трахіандезітов і базальтів. Ельбруський вулканічний центр характеризується переважанням продуктів вивержень дацітового і ріодацітового складів. Для Дацит Ельбруса характерне розмаїття мінералів-вкрапленніков: поряд з фенокрісталламі декількох генерацій, тут присутні вкрапленнікі, кристалізувалися з батьківських розплавів до їх змішання (діакрісти), і ксенокрісти, захоплені розплавом з вміщуючих порід. Мінерали-вкрапленнікі несуть очевидні ознаки нерівноважності з містив їх розплавом (сліди резорбції, сітовідние текстури, зворотній зональність та ін.) Складний полігенні набір вкрапленніков взагалі характерний для орогенних вулканітів всій Кавказько-Анатолійське області [23, 9; 6; 41 та ін], і в цьому сенсі Ельбруський Дацит можуть розглядатися як вельми представницький для регіону об'єкт.

За співвідношенню багатьох петрогенних і малих елементів, вулканіти Кавказу займають проміжне положення між субдукціоннимі і континентально-рифтових утвореннями, а формували їх кислі розплави, як вважають [14], походять з низів верхньої кори, де вони формувалися в процесі її гранітізаціі при Т = 650-750оС і Р = 6-8 кбар. Коров'ячий походження Ельбруський магми обгрунтовується і в роботі В.Г. Молявко зі співавторами [18]. У той же час, існує добре аргументована геохімічними і ізотопно-геохімічними даними точка зору про помітне участю мантійних речовини у генезі плейстоценову-голоценових (і більш ранніх) розплавів Північного Кавказу, в тому числі району Ельбруса [10; 47; 30; 12]. Можна відзначити припущення [25] про те, що формування вулканітів Ельбрусу і Казбека пов'язане з підкорових процесами, можливо, відривом слеб океанічної кори, субдуціровавшей під Скіфську плиту.

Детальне вивчення мінерального та хімічного складів новітніх вулканітів Кавказу [23; 5] дозволило обгрунтувати гіпотезу змішання магми при утворенні кінцевих продуктів - Дацит. Вивчення варіацій ізотопного складу Sr і Nd в мінералах-вкрапленніках і стеклах основної маси [7; 30] і складів расплавних включень у мінералах [28] дозволило знайти додаткові аргументи на користь гібридного походження Ельбруський вулканітів. Аналіз особливостей мінералів-вкрапленніков в синхронних Ельбруський вулканіти Казбека показав важливе значення процесу полібаріческой кристалізації у їх формуванні [6].

В даній роботі наведені результати детальних досліджень складів мінералів з вулканітів неоплейстоценових і голоценових розрізів Ельбрусcкой вулканічної споруди. На підставі отриманих даних ми спробували визначити причини, що призвели до виникнення в цих, дуже близьких за хімічним складом, вулканіти цілого ряду різних за умовами освіти асоціацій мінералів.

Геологічна будова вулкана Ельбрус і проблеми його віку

Вулкан Ельбрус (рис. 1) розташований в межах Центрального сектора складчастої споруди Великого Кавказу і приурочений до західного обмеження субмеридіональна колізійної структури [45, 15]. Вулканічна активність, проявилася в районі Ельбруського вулканічного центру вперше 2 млн. років тому, періодично відновлювалася через тривалі проміжки часу, створивши в неоплейстоцене і голоцені ізометричний в плані полігенні стратовулкан (з діаметром підстави 15 км, абсолютними висотами цоколя 3200-3800 м, західної і східній вершин - 5642 і 5621 м).

За тривалу історію вивчення вулкана Ельбрус, починаючи з часу його відвідин Г. Абіхом в 1852 році [1], однією з найбільш складних і дискусійних була проблема визначення віку вулканітів. На ранніх етапах досліджень час освіти вулкана і вік етапів його еволюції оцінювалися за геологічними даними, потім геоморфологічними методом [16, 17]. Найбільш повна схема еволюції Ельбруса розроблена Н.В. Куренівський [13], виділивши в будові вулкана шість різновікових товщ, об'єднаних у два великих комплексу: нижній - позднепліоцен-раннеплейстоценовий і верхній - середньо-позднеплейстоцен - Голоценових.

Пізніше Е. К. Станкевич [26] провів вивчення складу порід і їх фацій, структурно-тектонічного положення, Геохронологічна дослідження K-Ar, іоніевим (Io/234U) і Pa/235U методами, аналіз палеомагнітних даних. На підставі цих досліджень він прийшов до висновку, що Ельбрус почав формуватися в самих верхах пліоцену (пізній апшерон), а його активність тривала протягом плейстоцену і завершилася в голоцені, відповідаючи, в цілому, епосі прямий магнітної полярності Брюнеса (0-0,7 млн. років).

Результати проведеного в останні роки [29] K-Ar датування ряду лавових потоків і ігнімбрітов у верхів'ях річок Баксан, Малко і Бійтіктебе показали, що загальна тривалість періоду вулканічної активності Ельбруса становила не більше 250 тис. років. Перший етап активності припадає на часовий інтервал 225-160 тис. років, а другий - на кінець пізнього неоплейстоцена (менше 80 тис. років тому тому) і, можливо, вона тривала і в голоцені. Що стосується ігнімбрітов і асоціюють з ними туфів ріолітового складу, що відносяться більшістю дослідників до ранніх стадій еволюції вулкана, то було зроблено висновок про те, що експлозівние виверження, що призвели до формування цих ігнімбрітов і туфів в межах Ельбруського вулканічного центру, відбувалися 800-900 тис. років тому і не були безпосередньо пов'язані з активністю власне вулкана Ельбрус.

На підставі вивчення взаємин лавових потоків з датованими покривними моренами в розрізах по долинах річок, з їх подальшою кореляцією по геологічним і Петрол-геохімічним даними [2; 3, 4] в еволюції Ельбруса виділені докальдерний, кальдерний і посткальдерний цикли (два останніх підрозділяються на ранній і пізній етапи). Нами вивчалися вулканіти кальдерного і посткальдерного циклів.

Докальдерний цикл вулканічної активності в межах Ельбруського вулканічного центру представлений позднепліоценовимі спеченого туфами ріодацітового складу г.Тузлук, а також останцями лавових потоків андезібазальтового складу в верхів'ях р.. Тизил і трахіандезітов в гирлі р.. Худес. А.М. Борсуков [6] по валовий пробі трахіандезіта з останці лавового потоку в гирлі р.. Худес K-Ar методом отримана оцінка віку 800 150 тис. років.

В розрізі вулканічної споруди Ельбруса нами виділяються два породних комплексу, відповідних кальдерному і посткальдерному циклів розвитку вулкана. Кожен з комплексів, у свою чергу, складається з двох різновікових товщ, складених серією потоків, які відповідають раннім і пізнім етапам активізації вулкана (рис. 2).

Освіти кальдерного комплексу розвинуті переважно на півдні та заході вулканічної споруди і включають першу та другу товщі. Перша товща (Q1) представлена чергуванням лав, агломератових і, рідше, пемзокластіческіх туфів переважно ріодацітового складу. До неї ж віднесено розрізнені виходи ігнімбрітов і перекривають їх туфів. Другу товщу складають дацітовие лави, агломерати, туфи і екструзівние тіла. На кордоні товщ присутні фрагменти горизонту перемиваючи. Релікти ігнімбрітов перше товщі присутні як всередині Ельбруський кальдери (рр. Кюкюртлі, Бійтіктебе, Малко, Ірік), так і поза нею (м. Тузлук, р. Чемарткол і Гирлова частина р. Бійтіктебе). За основній масі ігнімбрітов р. Чемарткол K-Ar методом отримана оцінка віку 790 70 тис. років [4].

Освіти посткальдерного комплексу розвинуті переважно на півночі та сході вулканічної споруди і включають третю і четверту товщі. Третя товща (Q2) складена лавами дацітового складу, які перекривають кальдерообразующіе розломи, і, у свою чергу, перекритими "вюрмського" гляціальні відкладеннями. Четверта товща (Q3-Q4, Q4) представлена лавами дацітового і андезідацітового складів з підлеглим кількістю туфів. На підставі радіовуглецевого датування деревних вугілля і дернини з похованих грунтів під відкладеннями Лахар, лавових потоків і аерально перенесених попелом посткальдерного циклу нами [3; 4] було встановлено, що вулканічна активність виявлялася 33180 700 років тому (утворився дрібний моногенних вулкан Таштебе) і 21000 120 років тому (попелу в районі станиці Теміжбекской), а в голоцені (пізній етап посткальдерного циклу) вона відновлювалася кілька разів - 8150 40, 6520 50, 6200 120, 5120 21

Методи досліджень

Хімічний аналіз порід виконувався в ІГЕМ РАН Ю.В. Долинина і О.Г. Унановой за методиками, прийнятим в ЦХЛ ІГЕМ РАН. Визначення петрогенних оксидів рентгенофлюоресцентного методом проводилося в ЦХЛ ОІГГМ СО РАН (м. Новосибірськ) на рентгенівському аналізаторі VRA-20R. Для більшості петрогенних оксидів межі виявлення знаходяться на рівні 0,02-0,005%, і тільки для оксидів Mg і Na вони значно нижче (0,1 і 0,2% відповідно).

рентгенофлюоресцентного аналіз елементів-домішок проводився на спектрометрі "Респект-100" А.І. Яковлєвим в ІГЕМ РАН. Інструментальний нейтронно-активаційний аналіз вироблявся в ІГЕМ РАН А.Л. Керзіна.

Детальне вивчення складів мінералів і стекол основної маси проводилося в Лабораторії локальних методів дослідження речовини кафедри Петрологія Геологічного факультету МГУ на скануючому електронному мікроскопі Camscan-4DV з енергодисперсійний аналізатором Link-10000 при прискорює напрузі 15 kV і струмі зонда на зразку (1-3) х10-9A. Межі виявлення оксидів становили (мас.%): K2O> 0,12; SiO2> 0,15; TiO2 і Al2O3> 0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr2O3> 0,2; Na2O> 0,5. Аналітична невизначеність при утриманні елемента в кількості від 1 до 5% становила 10%, від 5 до 10% - 5%, понад 10% - 2%. При вмісту елементів менше 1% визначення якісне. Аналізи проводилися в точці, де область генерації рентгенівського випромінювання становила близько 3 мкм, а при визначенні складів стекол - за площею допомогою сканування зразка. Площа сканування сягала кількох сотень квадратних мікрометрів.

Результати досліджень

Коротка петрографічні і геохімічна характеристики порід
Всі вивчені ефузивних породах мають порфірову структуру. Вкрапленнікі (10-20% від обсягу породи) представлені плагіоклазу, буттям, рогової обманкою, ортопіроксеном, іноді клінопіроксеном. За складом, розмірами, характеру зональності, ступеня резорбції в породах різних вулканічних горизонтів виділені шість різновидів (типів) вкрапленніков плагіоклазу, три типи вкрапленніков ортопіроксена і два типи вкрапленніков рогової обманки. Всі зазначені мінерали-вкрапленнікі можуть бути присутніми в одному зразку породи. Виділено п'ять асоціацій вкрапленніков, склад яких докладно обговорюється нижче. Основна маса порід вивченого розрізу гіалінових, гіалопілітовая, мікролітовая. Мікроліти представлені плагіоклазу і ортопіроксеном, іноді клінопіроксеном, в інтерстицію між якими присутні найдрібніші виділення кварцу, калієвого польового шпату, титаномагнетиту і ільменіту.

Хімічний склад вивчених порід (табл. 1, 2) відповідає ріодацітам, Дацит і трахідацітам. Основні петрохіміческіе особливості складів і геохімічні параметри порід (мал. 3) близькі до гранітоїдами орогенного I-типу [33; 36; 25]. Підвищений вміст Na і К (у сумі їх оксиди становлять 6,83-8,15%) і досить високі відносини K2O/Na2O наближають породи до калієвих субщелочним різницям. Про субщелочной тенденції в складі порід свідчать підвищені концентрації титану (до 1,0% TiO2) і фосфору (до 0,30% P2O5) (табл. 1), в порівнянні з середніми складами гранітів I-типу [25], при цьому підвищені концентрації високозарядних елементів (Zr), а також РЗЕ, Ba, і кілька знижені змісту Rb, є ознаками гранітоїдів латітового типу [27].
Як зазначено вище, вулканіти кальдерного і посткальдерного комплексів складені чотирма послідовними вулканічними товщами. Перша, найбільш рання товща, представлена ріодацітамі, три наступні - дацитами (табл. 1). Вулканіти другу товщі відрізняються підвищеними змістами P, Ti, Cr, Sc, Co і РЗЕ, зниженими концентраціями К і, почасти, Rb (табл. 1, 2).
Таблиця 1
Хімічний склад вулканітів Ельбрусу (мас.%)
Оксид,
елемент
Товща
Перша
Друга
Третя
Четверта
Номер зразка
25
20
26
27
43
32
45
48
22
23
7
6
396
338
10
9
340
SiO2
70,1
68,70
68,52
67,20
67,27
67,20
66,46
66,40
67,70
67,50
66,80
66,79
66,8
67,4
67,5
67,4
64,4
TiO2
0,65
0,65
0,55
1,00
0,73
0,92
0,75
1,00
0,80
0,80
0,75
0,69
0,8
0,72
0,85
0,67
0,70
Al2O3
14,80
14,90
13,80
14,65
14,50
14,80
14,33
14,90
14,80
14,70
15,20
14,28
15,
15,35
14,3
14,5
14,95
Fe2O3
1,65
1,44
0,72
2,00
3,94
1,6
4,12
1,60
1,77
0,64
0,70
3,88
1,15
0,83
1,56
1,27
0,87
FeO
0,6
1,56
1,69
2,37
-
2,48
-
3,15
1,92
3,30
2,96
-
2,83
2,41
2,91
2,2
3,01
MnO
0,01
0,05
0,56
0,05
0,06
0,07
0,06
0,07
0,05
0,07
0,07
0,06
0,08
0,06
0,07
0,06
0,07
MgO
0,33
1,46
0,20
1,49
1,06
1,54
1,05
1,44
0,82
1,45
0,82
0,92
1,4
1,57
1,86
1,44
1,64
CaO
2,02
1,83
3,44
2,57
3,23
3,15
3,27
3,15
2,86
3,13
4,01
3,25
3,11
3,05
2,66
3,03
3,89
Na2O
4,06
3,76
3,88
4,06
3,74
4,21
3,6
4,31
4,31
4,32
4,2
3,34
4,23
4,00
4,31
4,15
4,54
K2O
3,3
4,00
3,90
2,93
3,22
3,39
3,23
3,31
3,37
3,37
3,49
3,70
3,47
3,66
3,26
4,00
3,22
H2O
1,41
0,92
2,90
1,15
-
0,41
-
0,33
0,78
0,50
0,58
-
0,17
0,11
0,1
0,29
0,71
P2O5
0,09
0,11
0,19
0,25
0,23
0,27
0,23
0,28
0,21
0,25
0,25
0,23
0,3
0,18
0,23
0,20
0,20
F
0,05
0,07
0,05
0,05
0,06
0,08
0,05
0,06
0,08
0,05
0,08
0,05
0,07
0,05
0,05
0,05
0,05
S
0,10
0,10
0,10
0,10
0,01
0,10
0,01
0,10
0,10
0,10
0,10
0,01
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
CO2
0,28
-
0,26
0,29
-
0,09
-
0,20
0,22
0,17
0,15
-
0,07
0,07
0,18
0,11
0,15
Сума
99,45
99,55
100,76
100,16
98,05
100,31
97,16
100,3
99,79
100,35
100,16
97,2
100,21
99,41
100,11
99,77
99,41
Примітки. Прочерк - оксид не визначався.
Місця відбору зразків: 25, 26 - Уллукам, ріодаціти; 20 - Бійтіктебе, ріодаціти; 27 -- Уллукам, Дацит; 43, 32, 45, 48 - Бійтіктебе, Дацит; 22, 23 - Уллукам, Дацит; 6, 7 - Гарабаші, Дацит; 396 - Малкінскій потік, Дацит; 338 - Західна вершина, Дацит; 10 - Скелі Пастухова, Дацит; 9 - заснування Східної вершини, Дацит; 340 - Східна вершина, Дацит.
Таблиця 2
Малі елементи в вулканіти Ельбрусу (г/т)
Елемент
Товща
Перша
Друга
Третя
Четверта
Номер зразка
25
20
26
27
43
32
45
48
22
23
7
6
396
338
10
9
340
Sc
6
4,8
8,4
8
8,8
9,1
9,4
9,4
6,9
7,5
6,6
7,6
6,8
7
9
9
14
Cr
29
28
41
41
46
46
48
53
19
41
40
46
32
27
47
60
23
Co
3,6
4,4
9,5
8,7
9,7
10
9,9
11
6,3
7,6
7,4
8,9
7,5
8
12
12
19
Rb
213
142
184
174
172
146
168
154
183
152
115
140
166
158
92
110
118
Sr
284
317
211
51
604
389
256
278
378
207
318
295
320
332
342
370
308
Cs
8,7
19,6
9,9
8,9
8,4
6,7
8,6
8,2
10,8
9,5
8,3
6,1
7,1
8
7
7
4
Ba
503
535
440
48
613
401
43
481
391
400
437
523
524
558
428
435
236
La
40,7
48,9
41,4
48,1
55
46,9
54,7
56,6
40,2
43
36,1
40,2
46,3
48,4
40,3
47,9
39,8
Ce
78,3
75,6
78,6
89,2
85,4
83
89,9
95,8
72,8
80,2
68,4
74,4
84,2
83,6
68,5
81,3
83
Nd
36
36
36
47
40
37
43
43
35
38
33
36
37,2
37,8
35,3
40,6
32,2
Sm
5,13
5,43
5,83
6,39
6,39
6,04
6,23
6,69
5,43
5,56
4,76
4,88
5,40       ются мають пряму зональність кислі кайми (табл. 3; рис. 4, 5).
Для плагіоклазу V типу (Pl5) характерні зерна довжиною 0,1-0,3 мм призматичної форми, з відношенням ширини до довжини 1:2-1:3. Ці плагіоклазу мають основною склад (An49-An62) і завжди пряму зональність (мал. 5). Іноді вони мають оплавлені сітовідние ядра, відповідні плагіоклазу III типу (мал. 4д).
Суміші мікролітів плагіоклазу (від An36 до An49) ідентичні складам Кайм плагіоклазу всіх перерахованих вище типів.
Вкрапленнікі буттям зустрічаються у вигляді самостійних лусочок, а також у зрощення з зернами плагіоклазу Iа, у вигляді включень у ядрах плагіоклазу Іб і в зовнішніх зонах плагіоклазу II типу, тобто приурочені лише до кислих і середнім плагіоклазу. Розміри лусочок буттям змінюються від сотих часток мм до першого мм. Якщо біотіт включено до кристал плагіоклазу, то він має нормальну зональність, тобто його магнезіальній зменшується до країв. Якщо зерна буттям утворюють самостійні виділення, вони мають більш магнезіальний склад на краях по порівнянні з центральними частинами. В цілому, магнезіальній буттям змінюється від 0,56 до 0,69 (табл. 4). Часто краю зерен буттям оплавлені, резорбіровани і на них наростають дрібні зерна ортопіроксена. У деяких випадках біотіт повністю розкладений, з утворенням магнетиту і флогопіту.
Рогові обманки відсутні в породах нижньої частини описуваного розрізу, спорадично зустрічаються в середній частині і постійно присутні в його верхній частині. На підставі особливостей складів і парагенезісов виділено два типи рогових обманок.
Рогова обманка I типу (Hbl1) іноді має правильні форми, але досить часто присутня у вигляді резорбірованних подовжених кристалів, досягаючи в довжину перший мм, при відношенні ширини до довжини 1:1,5-1:2. Деякі зерна Hbl1 оточені облямівками, що складаються з дрібних зерен ортопіроксена і плагіоклазу. Магнезіальній Hbl1 змінюється від 0,49 до 0,67 (табл. 5), причому нерідко зростає до країв зерна, як і у самостійних лусочок буттям. Для цих рогових обманок характерні відносно невисокі змісту Al, в основному в межах 1,1-1,6 ф. од., і лише рідко на краях зерен зростатимуть на $ 1,8-2,0 ф. од. (табл. 5).
Рогові обманки цього типу знаходяться в зрощення з плагіоклазу I типу (в плагіоклазу Іб - тільки з кислими ядрами) і з буттям.
Таблиця 4
Представницькі хімічні аналізи буттям
Оксид
Номер зразка
338
9
10
340
Я
К
Я
К
Я
К
Я
К
Я
К
Я
SiO2
39,01
39,16
39,04
39,45
39,16
39,49
38,99
39,70
38,38
39,22
39,53
TiO2
5,00
5,08
5,13
5,05
5,06
5,03
4,94
5,10
4,73
4,89
5,64
Al2O3
14,29
14,66
14,06
14,23
14,18
14,46
14,04
14,45
13,95
14,03
14,08
FeO         <