Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса
Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса
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
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
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
700 лет назад (образовался мелкий моногенный вулкан Таштебе) и 21000
120 лет назад (пеплы в районе станицы Темижбекской), а в голоцене (поздний этап
посткальдерного цикла) она возобновлялась несколько раз - 8150
40, 6520
50, 6200
120, 5120
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.%)
|
 |
|