/>(Северный Кавказ)
В.М. Газеев, А.А. Носова, Л.В. Сазонова*, А.Г.Гурбанов, А.Я. Докучаев
Введение
ДляКавказского сегмента Альпийского складчатого пояса характерно широкое развитиекайнозойского вулканизма. На Большом Кавказе проявления наиболее позднегоплейстоценового-голоценового вулканизма сосредоточены в Эльбрусском, Казбекскоми Кельском вулканических центрах. В двух последних доминируют лавы андезитов,трахиандезитов и базальтов. Эльбрусский вулканический центр характеризуетсяпреобладанием продуктов извержений дацитового и риодацитового составов. Длядацитов Эльбруса характерно разнообразие минералов-вкрапленников: наряду сфенокристаллами нескольких генераций, здесь присутствуют вкрапленники,кристаллизовавшиеся из родительских расплавов до их смешения (диакристы), иксенокристы, захваченные расплавом из вмещающих пород. Минералы-вкрапленникинесут очевидные признаки неравновесности с содержавшим их расплавом (следырезорбции, ситовидные текстуры, обратная зональность и др.). Сложный полигенныйнабор вкрапленников вообще характерен для орогенных вулканитов всейКавказско-Анатолийской области [23, 9; 6; 41 и др.], и в этом смыслеЭльбрусские дациты могут рассматриваться как весьма представительный длярегиона объект.
Посоотношению многих петрогенных и малых элементов, вулканиты Кавказа занимаютпромежуточное положение между субдукционными и континентально-рифтовымиобразованиями, а формировавшие их кислые расплавы, как полагают [14],происходят из низов верхней коры, где они формировались в процессе еегранитизации при Т=650-750оС и Р=6-8 кбар. Коровое происхождениеэльбрусских магм обосновывается и в работе В.Г. Молявко с соавторами [18]. Втоже время, существует хорошо аргументированная геохимическими иизотопно-геохимическими данными точка зрения о заметном участии мантийноговещества в генезисе плейстоценовых-голоценовых (и более ранних) расплавовСеверного Кавказа, в том числе района Эльбруса [10; 47; 30; 12]. Можно отметитьпредположение [25] о том, что формирование вулканитов Эльбруса и Казбекасвязано с подкоровыми процессами, возможно, отрывом слэба океанической коры,субдуцировавшей под Скифскую плиту.
Детальноеизучение минерального и химического составов новейших вулканитов Кавказа [23;5] позволило обосновать гипотезу смешения магм при образовании конечныхпродуктов — дацитов. Изучение вариаций изотопного состава Sr и Nd вминералах-вкрапленниках и стеклах основной массы [7; 30] и составов расплавныхвключений в минералах [28] позволило найти дополнительные аргументы в пользугибридного происхождения эльбрусских вулканитов. Анализ особенностейминералов-вкрапленников в синхронных эльбрусским вулканитах Казбека показалважное значение процесса полибарической кристаллизации в их формировании [6].
Внастоящей работе приведены результаты детальных исследований составов минераловиз вулканитов неоплейстоценовых и голоценовых разрезов Эльбрусcкойвулканической постройки. На основании полученных данных мы попыталисьопределить причины, приведшие к возникновению в этих, очень близких похимическому составу, вулканитах целого ряда различных по условиям образованияассоциаций минералов.
Геологическоестроение вулкана Эльбрус и проблемы его возраста
ВулканЭльбрус (рис. 1) расположен в пределах Центрального сектора складчатогосооружения Большого Кавказа и приурочен к западному ограничениюсубмеридиональной коллизионной структуры [45; 15]. Вулканическая активность,проявившаяся в районе Эльбрусского вулканического центра впервые 2 млн. летназад, периодически возобновлялась через длительные промежутки времени, создавв неоплейстоцене и голоцене изометричный в плане полигенный стратовулкан (сдиаметром основания 15 км, абсолютными высотами цоколя 3200-3800 м, западной ивосточной вершин — 5642 и 5621 м).
Задлительную историю изучения вулкана Эльбрус, начиная со времени его посещенияГ. Абихом в 1852 году [1], одной из наиболее сложных и дискуссионных являласьпроблема определения возраста вулканитов. На ранних этапах исследований времяобразования вулкана и возраст этапов его эволюции оценивались по геологическимданным, затем геоморфологическим методом [16; 17]. Наиболее полная схемаэволюции Эльбруса разработана Н.В. Короновским [13], выделившим в строениивулкана шесть разновозрастных толщ, объединенных в два крупных комплекса:нижний — позднеплиоцен-раннеплейстоценовый и верхний — средне-позднеплейстоцен- голоценовый.
ПозжеЕ.К.Станкевич [26] провел изучение состава пород и их фаций, структурно-тектоническогоположения, геохронологические исследования K-Ar, иониевым (Io/234U)и Pa/235U методами, анализ палеомагнитных данных. На основании этихисследований он пришел к выводу, что Эльбрус начал формироваться в самых верхахплиоцена (поздний апшерон), а его активность продолжалась в течение плейстоценаи завершилась в голоцене, соответствуя, в целом, эпохе прямой магнитнойполярности Брюнеса (0-0,7 млн. лет).
Результатыпроведенного в последние годы [29] K-Ar датирования ряда лавовых потоков иигнимбритов в верховьях рек Баксан, Малка и Бийтиктебе показали, что общаяпродолжительность периода вулканической активности Эльбруса составляла не более250 тыс. лет. Первый этап активности приходится на временной интервал 225-160тыс. лет, а второй — на конец позднего неоплейстоцена (менее 80 тыс. лет томуназад) и, возможно, он продолжался и в голоцене. Что касается игнимбритов иассоциирующих с ними туфов риолитового состава, относимых большинствомисследователей к ранним стадиям эволюции вулкана, то был сделан вывод о том,что эксплозивные извержения, приведшие к формированию этих игнимбритов и туфовв пределах Эльбрусского вулканического центра, происходили 800-900 тыс. леттому назад и не были непосредственно связаны с активностью собственно вулканаЭльбрус.
Наосновании изучения взаимоотношений лавовых потоков с датированными покровнымиморенами в разрезах по долинам рек, с их последующей корреляцией погеологическим и петролого-геохимическим данным [2; 3, 4] в эволюции Эльбрусавыделены докальдерный, кальдерный и посткальдерный циклы (два последнихподразделяются на ранний и поздний этапы). Нами изучались вулканиты кальдерногои посткальдерного циклов.
Докальдерныйцикл вулканической активности в пределах Эльбрусского вулканического центрапредставлен позднеплиоценовыми спекшимися туфами риодацитового составаг.Тузлук, а также останцами лавовых потоков андезибазальтового состава вверховьях р. Тызыл и трахиандезитов в устье р. Худес. А.М. Борсуком [6] поваловой пробе трахиандезита из останца лавового потока в устье р. Худес K-Arметодом получена оценка возраста 800/>150 тыс. лет.
Вразрезе вулканической постройки Эльбруса нами выделяются два породныхкомплекса, соответствующих кальдерному и посткальдерному циклам развитиявулкана. Каждый из комплексов, в свою очередь, состоит из двух разновозрастныхтолщ, сложенных серией потоков, соответствующих ранним и поздним этапамактивизации вулкана (рис. 2).
Образованиякальдерного комплекса развиты преимущественно на юге и западе вулканическойпостройки и включают первую и вторую толщи. Первая толща (Q1)представлена чередованием лав, агломератовых и, реже, пемзокластических туфовпреимущественно риодацитового состава. К ней же отнесены разрозненные выходыигнимбритов и перекрывающих их туфов. Вторую толщу слагают дацитовые лавы,агломераты, туфы и экструзивные тела. На границе толщ присутствуют фрагментыгоризонта перемыва. Реликты игнимбритов первой толщи присутствуют как внутриЭльбрусской кальдеры (рр. Кюкюртли, Бийтиктебе, Малка, Ирик), так и вне ее (г.Тузлук, р. Чемарткол и устьевая часть р. Бийтиктебе). По основной массе игнимбритовр. Чемарткол K-Ar методом получена оценка возраста 790/>70 тыс. лет [4].
Образованияпосткальдерного комплекса развиты преимущественно на севере и востокевулканической 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) представленалавами дацитового и андезидацитового составов с подчиненным количеством туфов.На основании радиоуглеродного датирования древесных углей и дернины из погребенныхпочв под отложениями лахаров, лавовых потоков и аэрально перенесенных пепловпосткальдерного цикла нами [3; 4] было установлено, что вулканическаяактивность проявлялась 33180/>700 лет назад(образовался мелкий моногенный вулкан Таштебе) и 21000/>120 лет назад (пеплы врайоне станицы Темижбекской), а в голоцене (поздний этап посткальдерного цикла)она возобновлялась несколько раз — 8150/>40, 6520/>50, 6200/>120,5120/>21
Методыисследований
Химическийанализ пород выполнялся в ИГЕМ РАН Ю.В. Долининой и О.Г. Унановой по методикам,принятым в ЦХЛ ИГЕМ РАН. Определение петрогенных оксидов рентгенофлюоресцентнымметодом проводилось в ЦХЛ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на рентгеновскоманализаторе VRA-20R. Для большинства петрогенных оксидов пределы обнаружениянаходятся на уровне 0,02-0,005%, и только для оксидов Mg и Na они значительнониже (0,1 и 0,2% соответственно).
Рентгенофлюоресцентныйанализ элементов-примесей производился на спектрометре «Респект-100»А.И. Яковлевым в ИГЕМ РАН. Инструментальный нейтронно-активационный анализпроизводился в ИГЕМ РАН А.Л. Керзиным.
Детальноеизучение составов минералов и стекол основной массы проводилось в Лабораториилокальных методов исследования вещества кафедры петрологии Геологическогофакультета МГУ на сканирующем электронном микроскопе Camscan-4DV сэнергодисперсионным анализатором Link-10000 при ускоряющем напряжении 15 kV итоке зонда на образце (1-3)х10-9A. Пределы обнаружения оксидовсоставляли (мас.%): K2O>0,12; SiO2>0,15; TiO2и Al2O3>0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr2O3>0,2;Na2O>0,5. Аналитическая неопределенность при содержании элементав количестве от 1 до 5% составляла 10%, от 5 до 10% — 5%, свыше 10% — 2%. Присодержаниях элемента меньше 1% определение качественное. Анализы производилисьв точке, где область генерации рентгеновского излучения составляла около 3 мкм,а при определении составов стекол — по площади посредством сканированияобразца. Площадь сканирования достигала нескольких сотен квадратныхмикрометров.
Результатыисследований
Краткая петрографическая и геохимическаяхарактеристики пород
Всеизученные эффузивы имеют порфировую структуру. Вкрапленники (10-20% от объемапороды) представлены плагиоклазом, биотитом, роговой обманкой, ортопироксеном,иногда клинопироксеном. По составам, размерам, характеру зональности, степенирезорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены шестьразновидностей (типов) вкрапленников плагиоклаза, три типа вкрапленниковортопироксена и два типа вкрапленников роговой обманки. Все отмеченныеминералы-вкрапленники могут присутствовать в одном образце породы. Выделенопять ассоциаций вкрапленников, состав которых подробно обсуждается ниже.Основная масса пород изученного разреза гиалиновая, гиалопилитовая,микролитовая. Микролиты представлены плагиоклазом и ортопироксеном, иногдаклинопироксеном, в интерстициях между которыми присутствуют мельчайшиевыделения кварца, калиевого полевого шпата, титаномагнетита и ильменита.
/>
Химическийсостав изученных пород (табл. 1, 2) отвечает риодацитам, дацитам итрахидацитам. Основные петрохимические особенности составов и геохимическиепараметры 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%) идостаточно высокие отношения K2O/Na2O приближают породы ккалиевым субщелочным разностям. О субщелочной тенденции в составе породсвидетельствуют повышенные концентрации титана (до 1,0% TiO2) ифосфора (до 0,30% P2O5) (табл. 1), по сравнению сосредними составами гранитов I-типа [25], при этом повышенные концентрациивысокозарядных элементов (Zr), а также РЗЭ, Ba, и несколько пониженныесодержания Rb, являются признаками гранитоидов латитового типа [27].
Какотмечено выше, вулканиты кальдерного и посткальдерного комплексов сложенычетырьмя последовательными вулканическими толщами. Первая, наиболее ранняятолща, представлена риодацитами, три последующих — дацитами (табл. 1).Вулканиты второй толщи отличаются повышенными содержаниями P, Ti, Cr, Sc, Co иРЗЭ, пониженными концентрациями К и, отчасти, Rb (табл. 1, 2).
Таблица1
Химическийсостав вулканитов Эльбруса (мас.%)
Оксид,
элемент Толща Первая Вторая Третья Четвертая Номер образца 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 Сумма 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
Примечания.Прочерк — оксид не определялся.
Местаотбора 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 — Западнаявершина, дациты; 10 — Скалы Пастухова, дациты; 9 — основание Восточной вершины,дациты; 340 — Восточная вершина, дациты.
Таблица2
Малыеэлементы в вулканитах Эльбруса (г/т)Элемент Толща Первая Вторая Третья Четвертая Номер образца 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 5,74 5,07 5,67 4,77 Eu 0,95 0,97 1,14 1,22 1,4 1,29 1,4 1,33 1,1 1,14 0,97 1,1 0,96 1,07 1,15 1,2 1,37 Tb 0,47 0,45 0,68 0,63 0,81 0,58 0,76 0,97 0,57 0,7 0,44 0,54 0,52 0,54 0,88 0,65 0,63 Yb 1,4 1,4 1,5 1,6 1,7 1,5 1,6 1,8 1,3 1,5 1,2 1,4 1,31 1,43 1,52 1,44 1,55 Lu 0,17 0,14 0,17 0,17 0,19 0,15 0,17 0,15 0,15 0,18 0,14 0,16 0,13 0,17 0,20 0,19 0,21 Y 6 9 11 14 14 11 13 13 11 12 9 14 25 28 11 5 29 Zr 235 181 178 251 283 252 231 268 241 213 231 213 225 222 131 194 242 Hf 5,6 5,1 5,5 5,8 6,6 5,5 6,5 6,4 4,9 5,3 4,6 4,8 4,9 5,7 5,1 5,5 5,1 Ta 1,29 1,20 0,87 1,11 1,08 0,94 1,03 1,03 1 1,01 0,87 0,94 0,93 0,9 0,8 0,8 0,9 Th 26,2 25,5 22,7 23,8 24,6 27,2 23,9 25 19,8 21,7 18,7 21,1 24,6 22 19 21 17 U 5,9 5,1 4,9 5,2 4,7 3,6 4,8 4,6 4,5 4,9 3,9 3,9 3,9 3,8 3,4 3,1 2,8 /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> />
Примечание.Места отбора образцов — см. табл. 1.
Минералы-вкрапленники
Посоставам, характеру зональности, габитусу, степени резорбции в породах разныхвулканических горизонтов выделены пять разновидностей (типов) вкрапленниковплагиоклазов (табл. 3). Плагиоклазы, часто резорбированные и имеющие составвсего кристалла либо ядра кристалла An24-An48, отнесены кпервому (I) типу. Кристаллы плагиоклаза, часто катаклазированные, состава An45-An64(в целом либо только в ядре), отнесены к типу II. В связи со сложным строениемкристаллических индивидов I и II типов, в каждом из них выделены два подтипа: кподтипу «а» отнесены кристаллы, полностью сложенные плагиоклазомданного типа, а к подтипу «б» те кристаллы, в которых плагиоклазданного типа слагает только ядро. Плагиоклазы с обратной зональностью составаAn41-An64 отнесены к типам III (ситовидные кристаллы) иIV (сплошные, непористые кристаллы), а плагиоклазы с прямой зональностьюсостава An49-An62 — к V типу.
Зернаплагиоклаза I типа (Pl1) имеют неправильную, часто округленную, иногдатаблитчатую или призматическую форму (рис. 4а). Размеры варьируют от первых ммдо первых см в поперечнике. Эти плагиоклазы либо в объеме всего кристалла(подтип Iа), либо только в ядре (подтип Iб) имеют средние и кислые составы (отAn24 до An48) (табл. 3). Кристаллы подтипа Iа и ядразерен подтипа Iб характеризуются либо прямой зональностью (то есть болееосновным ядром по сравнению с краевыми зонами), либо изменения составов в нихпри переходе от зоны к зоне незначительны (в пределах 1-2% An) и имеютрекуррентный характер (рис. 5). Зерна плагиоклаза подтипа Iб — это сложныеиндивиды, которые только в ядре имеют средний и кислый состав (табл. 3), а вовнешних зонах (ситовидных или сплошных, ширина которых достигает первых мм)состав их становится основным (от An51,5 до An65,9). Приэтом, содержание анортитового компонента при переходе от ядра к внешним зонамувеличивается на 10-20% скачкообразно (рис. 5) и нарастает от внутренних ккраевым частям этих зон. Нередко на внешние основные зоны нарастают поздниекислые каймы, возникающие на заключительных этапах кристаллизации расплава. Вних содержание An падает также скачкообразно (табл. 3, рис. 5). Относительнокислые ядра во вкрапленниках Iб часто имеют резорбированный, оплавленныйхарактер. Внешние зоны вкрапленников Iб соответствуют по составу и трендуизменения содержания анортитового компонента плагиоклазам III и IV типов.
Таблица3
Представительныехимические анализы плагиоклазов
Оксид,
минал Тип (подтип) I (a) I (б) II (a) II (б) Номер образца 20 27 338 26 Я В К Я В КМ Я В К Я В
SiO2 60,68 61,63 62,09 60,75 59,13 60,80 54,22 54,26 55,82 61,01 56,6 57,4 57,1 54,64 55,65 62,22 62,12 60,62
Al2O3 24,21 23,55 23,59 24,54 25,69 24,20 28,61 28,31 27,44 24,05 27,1 26,8 26,8 28,86 28,17 23,67 23,84 24,63 FeO* 0,24 0,42 0,33 0,25 0,32 CaO 6,17 5,47 5,51 6,40 7,47 6,61 11,03 11,74 10,47 6,16 9,59 9,19 9,41 11,51 10,67 5,52 5,85 6,78
Na2O 8,08 8,16 7,88 7,37 6,85 7,44 5,25 5,01 5,66 7,34 5,88 5,93 5,91 4,56 5,08 7,50 7,21 7,06
K2O 0,78 0,91 0,74 0,59 0,53 0,78 0,25 0,24 0,27 1,18 0,41 0,46 0,45 0,28 0,27 0,93 0,93 0,72 Ab 67,4 69,2 69,1 65,27 60,49 64,14 45,61 43,02 48,72 63,72 51,26 52,34 52,18 41,1 45,54 67,15 65,19 62,6 An 28,4 25,7 26,7 31,25 36,46 31,47 52,91 55,61 49,80 29,56 46,3 44,7 45,6 57,3 52,82 27,34 29,23 33,2 Or 4,2 5,1 4,3 3,5 3,1 4,4 1,5 1,4 1,5 6,7 2,5 3,0 2,2 1,6 1,64 5,51 5,57 4,2
Зернаплагиоклаза II типа (Pl2) имеют призматическую форму, до первых мм в длину иотношением ширины к длине 1:2-1:3. Эти плагиоклазы либо целиком (подтип IIа),либо только в ядре (подтип IIб) имеют средний-основной состав (от An45до An64) (табл. 3) с прямой или рекуррентной зональностью.
/> Рис. 4
Зернаплагиоклаза подтипа IIб (рис. 4б) имеют основное ядро и более кислые внешниезоны, по составу соответствующие ядрам плагиоклазов I типа (табл. 3). Однако, вотличие от последних, тренд изменения состава плагиоклаза в этих зонах частоимеет обратный характер, т.е. к краю кристалла идет нарастание количестваанортитового минала (рис. 5). Границы между ядрами и внешними зонами резкие,состав плагиоклаза на этой границе меняется скачкообразно, содержаниеанортитового минала при переходе от ядра к внешней зоне падает на 15-25%.
/> Рис. 5
Иногдаплагиоклазы II типа имеют тонкие каймы (шириной в первые микроны) более кислогосостава, возникающие на заключительных этапах застывания расплава. Так же, какплагиоклазы подтипа Iб, плагиоклазы IIб часто имеют пылевидный (dusty) облик[48]. Для них характерны пятнистый вид из-за неравномерного распределенияобластей анортитизации и резорбированные ядра (рис. 4е).
Зернаплагиоклаза III типа (Pl3) — таблитчатые, изометричные, от нескольких мм донескольких см в поперечнике. Эти вкрапленники имеют ситовидный облик и содержатзначительное количество пор, заполненных стеклом. Состав их меняется от An42до An64 (рис. 4в, табл. 3); тренд изменения составов обратный, тоесть от центра к краю происходит нарастание содержаний анортитового минала(рис. 5). Нередко такие же ситовидные плагиоклазы с обратной зональностьюразвиваются в виде внешних зон вокруг ядер вкрапленников подтипа Iб и являютсяядрами плагиоклазов V типа (рис. 4д). Иногда вокруг пористых ядер развиваютсязоны непористого плагиоклаза (An53,3-An65,9), в которыхтренд изменения становится нормальным. По составу и характеру изменения этивнешние зоны близки плагиоклазам V типа.
ПлагиоклазIV типа (Pl4) образует таблитчатые, призматические и длиннопризматические формывыделений (рис. 4г); длина достигает 0,2-0,4 мм; отношение ширины к длинесоставляет 1:1-1:5. Состав от An41 до An61, зональностьвсегда обратная, возрастание содержания анортитового минала к краям зеренпроисходит относительно медленно, без резких скачков. Нередко внешние зоныплагиоклазов подтипа Iа имеют такой же состав и характер зональности. Иногда вплагиоклазах III и IV типов отмечаются имеющие прямую зональность кислые каймы(табл. 3; рис. 4, 5).
Дляплагиоклаза V типа (Pl5) характерны зерна длиной 0,1-0,3 мм призматическойформы, с отношением ширины к длине 1:2-1:3. Эти плагиоклазы имеют основнойсостав (An49-An62) и всегда прямую зональность (рис.5).Иногда они имеют оплавленные ситовидные ядра, соответствующие плагиоклазам IIIтипа (рис. 4д).
Составымикролитов плагиоклаза (от An36 до An49) идентичнысоставам кайм плагиоклазов всех вышеперечисленных типов.
Вкрапленникибиотита встречаются в виде самостоятельных чешуек, а также в срастаниях сзернами плагиоклазов Iа, в виде включений в ядрах плагиоклазов Iб и во внешнихзонах плагиоклазов II типа, т.е. приурочены только к кислым и среднимплагиоклазам. Размеры чешуек биотита меняются от сотых долей мм до первых мм.Если биотит включен в кристалл плагиоклаза, то он имеет нормальную зональность,т.е. его магнезиальность уменьшается к краям. Если зерна биотита образуютсамостоятельные выделения, они имеют более магнезиальный состав на краях посравнению с центральными частями. В целом, магнезиальность биотита меняется от0,56 до 0,69 (табл. 4). Часто края зерен биотита оплавлены, резорбированы и наних нарастают мелкие зерна ортопироксена. В некоторых случаях биотит полностьюразложен, с образованием магнетита и флогопита.
Роговыеобманки отсутствуют в породах нижней части описываемого разреза, спорадическивстречаются в средней части и постоянно присутствуют в его верхней части. Наосновании особенностей составов и парагенезисов выделено два типа роговыхобманок.
Роговаяобманка I типа (Hbl1) иногда имеет правильные формы, но довольно частоприсутствует в виде резорбированных удлиненных кристаллов, достигая в длинупервых мм, при отношении ширины к длине 1:1,5-1:2. Некоторые зерна Hbl1окружены каймами, состоящими из мелких зерен ортопироксена и плагиоклаза.Магнезиальность Hbl1 изменяется от 0,49 до 0,67 (табл. 5), причем нередко возрастаетк краям зерен, как и у самостоятельных чешуек биотита. Для этих роговых обманокхарактерны относительно невысокие содержания Al, в основном в пределах 1,1-1,6ф. ед., и только редко на краях зерен возрастающие до 1,8-2,0 ф. ед. (табл. 5).
Роговыеобманки этого типа находятся в срастаниях с плагиоклазами I типа (вплагиоклазах Iб — только с кислыми ядрами) и с биотитами.
Таблица4
Представительныехимические анализы биотитовОксид Номер образца 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 14,96 13,36 15,73 15,91 15,29 14,91 15,40 13,65 19,21 16,78 15,07 MnO MgO 15,99 16,91 15,70 15,41 16,14 16,41 16,21 17,03 13,63 14,60 15,67 CaO
Na2O 1,25 1,32 1,29 1,01 1,23 0,97 1,28 1,17 0,64 0,89 1,02
K2O 9,09 9,14 9,00 8,80 8,84 8,64 9,09 8,79 9,11 9,09 8,80
Cr2O3 0,23 0,42 Mg# 0,66 0,69 0,64 0,64 0,66 0,66 0,65 0,69 0,56 0,61 0,65
Примечание.Позиция точки анализа в зерне: Я — ядро; К — край.
Mg#= Mg / (Mg+Fe).
Местаотбора образцов — см. табл. 1.
Роговаяобманка II типа (Hbl2) имеет призматические формы кристаллов размером от сотыхдо десятых долей мм. Магнезиальность Hbl2 выше, чем у Hbl1: она изменяется от0,62 до 0,69 (табл. 5). Также, у нее целом выше содержания как Al, так и AlIV;колебания величин Al изменяется в пределах 1,38-1,92 ф. ед. (табл. 5). Роговыеобманки II типа ассоциируют только с плагиоклазами IIa и ядрами плагиоклазовIIб, образуя с ними тесные срастания.
Клинопироксеныприсутствуют только в дацитах верхних (посткальдерных) горизонтов (табл. 6).Они слагают зерна призматического габитуса длиной до 0,1 мм, с отношениемширины к длине 1:2-1:4. Клинопироксены встречаются в срастаниях с плагиоклазомподтипа IIа, роговой обманкой типа II, ортопироксеном, а также в видемикролитов в основной массе.
Средивкрапленников ортопироксенов по составу, характеру зональности, степенирезорбированности и ассоциации с тем или иным плагиоклазом можно выделитьследующие типы.
ОртопироксенI типа (Opx1) образуют призматические зерна, длиной десятые доли мм, иногдаоскольчатого облика. Кристаллы полностью, либо их ядра имеют относительножелезистый состав с магнезиальностью от 0,57 до 0,68 (табл. 7), величинакоторой падает к краям зерен (рис. 6). Такие ортопироксены бывают приурочены кплагиоклазам IIа и к ядрам плагиоклазов IIб, но чаще встречаются в видесамостоятельных зерен; в этом случае они имеют резорбированный облик, и на нихнарастают более магнезиальные внешние зоны.
Зернаортопироксена II типа (Opx2) образуют призматические зерна, размером от десятыхдолей до 1 мм в длину; магнезиальность его меняется от 0,68 до 0,81.Ортопироксены этого типа имеют четко выраженную обратную зональность. Иногдаони окружены тонкими каймами, в которых магнезиальность падает (табл. 7, рис.6). Эти ортопироксены, в виде сростков и включений, часто ассоциируют сосновным плагиоклазом III и IV типов, а также образуют самостоятельныевыделения.
ОртопироксенIII типа (Opx3) слагает мелкие идиоморфные призматические зерна, с отношениемширины к длине 1:2-1:4, длиной зерен в сотые, редко десятые доли мм. Ортопироксенэтого типа имеет прямую зональность (рис. 6). Магнезиальность в ядрахизменяется от 0,69 до 0,75, во внешних зонах — от 0,52 до 0,57 (табл. 7).Данный тип ортопироксена приурочен только к плагиоклазу V типа. Составы краевзерен соответствуют составу микролитов.
Таблица5
Представительныехимические анализы роговых обманокОксид Тип I II Номер образца 338 340 Я П П К К Я П К П К Я К Я К Я К Я К
SiO2 47,15 48,75 45,38 44,10 46,53 48,96 45,92 49,85 45,66 47,92 47,68 47,10 46,37 47,52 43,42 44,26 44,47 46,93
TiO2 1,59 1,29 2,55 3,15 1,44 1,51 2,64 1,40 2,61 1,67 1,88 1,50 1,80 1,67 4,10 3,32 2,71 1,62
Al2O3 7,52 6,27 9,05 10,23 8,20 6,64 9,21 6,08 9,06 7,24 7,66 7,96 7,76 7,33 10,83 10,24 10,21 7,71 FeO 16,05 15,57 14,25 14,34 16,15 14,59 13,50 13,70 14,93 14,41 13,14 14,88 16,74 14,97 12,63 12,16 14,08 14,85 MnO 0,46 0,53 0,40 0,41 0,68 0,36 0,34 0,51 0,37 0,55 0,46 0,24 0,37 MgO 12,81 13,66 13,91 14,13 12,79 14,53 13,94 15,41 13,31 14,44 15,08 14,07 12,78 14,71 14,43 15,05 13,67 13,34 CaO 11,74 11,84 11,50 11,05 11,72 11,10 11,63 11,30 11,45 11,60 10,98 11,59 11,19 11,21 11,18 11,50 11,58 11,93
Na2O 1,88 1,50 2,17 2,21 1,80 1,40 1,99 1,34 1,74 1,84 2,48 1,66 2,12 1,44 2,57 2,58 2,16 2,24
K2O 0,75 0,60 0,74 0,65 0,87 0,52 0,80 0,60 0,73 0,72 0,75 0,88 0,70 0,69 0,70 0,63 0,88 0,98 Mg# 0,59 0,61 0,49 0,64 0,64 0,58 0,64 0,65 0,67 0,62 0,64 0,63 0,58 0,64 0,67 0,69 0,64 0,62 /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> /> />
Таблица6
Представительныехимические анализы клинопироксенов (обр. 340)Оксид Позиция точки анализа в зерне Я К Я П К Я К К Я К Я
SiO2 51,54 51,85 51,66 51,38 51,90 49,33 52,43 50,40 50,77 50,27 47,80
TiO2 0,83 0,75 0,71 0,71 0,60 1,51 0,55 0,85 0,89 1,22 1,81
Al2O3 3,19 3,23 2,96 3,07 2,85 4,89 1,81 3,43 3,73 3,98 4,99 FeO 6,78 7,39 7,01 7,18 6,65 8,96 8,71 9,02 7,78 8,55 11,08 MnO 0,21 0,26 0,21 0,24 0,24 0,26 MgO 16,31 16,87 15,83 16,05 16,54 15,73 16,07 14,57 16,02 15,05 13,51 CaO 20,18 18,52 20,69 20,01 20,50 18,84 19,76 20,89 20,10 20,33 19,89
Na2O 0,57 0,68 0,72 0,69 0,46 0,48 0,37 0,50 0,52 0,38 0,61
K2O 0,09 0,11
Cr2O3 0,33 0,46 0,74 0,28 Mg# 0,81 0,80 0,80 0,80 0,81 0,76 0,77 0,74 0,79 0,76 0,69
Примечание.Я — ядро; П — промежуточная зона, К — край.
Mg#= Mg / (Mg+Fe).
Местоотбора образца — см. табл. 1.
Таблица7
Представительныехимические анализы ортопироксенов
Оксид,
минал Тип I II III Номер образца 26 23 7 6 45 23 7 Я В Я В Я В К Я В К Я В К Я В Я В Я Я В
SiO2 51,65 51,51 53,14 52,62 52,78 53,31 52,83 54,30 54,37 53,95 53,30 54,39 53,33 53,16 51,26 53,42 50,41 53,44 53,50 53,72
TiO2 0,17 0,23 0,32 0,28 0,41 0,20 0,34 0,25 0,39 0,24 0,23 0,24
Al2O3 0,39 0,86 0,32 0,60 0,94 2,65 0,67 1,97 1,48 0,76 3,86 2,10 0,84 1,65 1,08 1,43 0,32 1,03 1,13 0,7 FeO* 25,57 26,05 20,55 21,09 20,51 15,02 21,14 14,13 13,47 16,41 12,51 12,56 19,43 19,26 25,92 15,69 29,13 17,74 18,20 19,11 MnO 0,86 0,66 0,54 0,66 0,54 0,28 0,58 0,33 0,34 0,51 0,26 0,31 0,45 0,39 0,79 ,55 1,17 0,56 0,35 0,33 MgO 19,85 19,47 24,04 23,32 23,67 26,48 23,32 28,02 28,37 26,56 27,93 29,09 24,44 23,41 19,39 26,75 17,54 25,68 25,13 24,47 CaO 1,31 1,19 1,04 1,00 1,18 1,50 1,07 1,11 1,27 1,42 1,56 1,22 1,11 1,49 1,11 1,54 1,01 1,29 1,24 1,19 Wо 2,6 2,4 2,0 2,0 2,3 3,1 2,0 2,2 2,5 2,7 3,1 2,4 2,2 3,1 2,6 3,0 2,1 2,5 2,4 2,4 En 55,7 55,1 66,2 65,0 65,2 73,7 65,0 75,9 76,6 71,6 77,1 78,2 67,2 65,8 56,6 72,4 49,7 69,6 69,0 67,5 Fs 41,6 42,5 31,8 33,0 32,5 23,2 33,0 22,0 20,9 25,6 19,8 19,4 30,7 30,3 42,5 24,6 48,2 27,8 28,6 30,1 Mg# 0,58 0,57 0,68 0,67 0,68 0,76 0,67 0,78 0,79 0,74 0,80 0,81 0,69 0,69 0,57 0,75 0,52 0,72 0,71 0,70
Примечание.Позиция точки анализа в зерне: Я — ядро; В — внешняя зона; К — кайма.
/> Рис. 6
Mg#= Mg / (Mg+Fe).
Местаотбора образцов — см. табл. 1.
Микролитыортопироксена образуют таблитчатые и призматические кристаллики в основноймассе с магнезиальностью 0,59-0,76.
Парагенезисы минералов-вкрапленников
Рассмотревособенности морфологии и составов минералов-вкрапленников и микролитов, можноконстатировать, что для всех вулканитов изученного разреза, кроме самых нижнихгоризонтов риодацитов первой толщи, в целом свойственен неравновесный наборвкрапленников: биотит + железистая низкоглиноземистая роговая обманка +магнезиальная высоглиноземистая роговая обманка + железистый ортопироксен +магнезиальный ортопироксен + кислый плагиоклаз + основной плагиоклаз.
Всеэти минералы могут присутствовать в одном образце породы. Следует отметитьтакже, что: 1) в риодацитах присутствуют только плагиоклазы и биотиты;плагиоклазы имеют кислый — средний состав в объеме всего кристалла (подтип Iа),и только в верхнем горизонте риодацитов появляются средние — основныеплагиоклазы с прямой зональностью (тип II); 2) в дацитах кислые плагиоклазыявляются реликтовыми фазами — они имеют резорбированный облик и частосохраняются только в оболочке внешних зон основного плагиоклаза с обратнойзональностью (подтип Iб); 3) основные плагиоклазы с обратной зональностью (типыIII и IV) кристаллизовались после кислых плагиоклазов I типа, посколькусодержат их в ядрах своих кристаллов, но до основных плагиоклазов с прямойзональностью V типа, поскольку сами слагают ядра их кристаллов; 4) основныеплагиоклазы с прямой зональностью II типа могут быть ксеногенными длядацитового расплава, так как в них на границе ядро — внешние зоныустанавливается резкий скачок составов в сторону снижения анортитового минала.
Петрографическоеизучение пород позволило разделить вкрапленники на несколько парагенезисов.
ПарагенезисI. Средний и основной плагиоклаз с нормальной зональностью (плагиоклазы IIа иядра плагиоклазов IIб) + ортопироксен I типа />роговая обманка II типа />клинопироксен.Этот парагенезис спорадически фиксируется в дацитах нижних горизонтов ипостоянно присутствует в голоценовых дацитах четвертой толщи.
ПарагенезисII. Кислый (иногда средний) плагиоклаз (зерна Iа, ядра Iб и внешние зоны IIтипа) + биотит (или роговая обманка I типа). В шлифах четко прослеживаетсяодновременная кристаллизация плагиоклазов I типа и биотита. На верхнихгоризонтах, в вулканитах посткальдерного комплекса, где биотит исчезает, в видевкрапленников в большом количестве появляется роговая обманка I типа с относительнонизкими содержаниями общего Al и AlIV и низкой магнезиальностью.
ПарагенезисIII. Основной плагиоклаз с обратной зональностью (III и IV типов, внешние зоныплагиоклаза подтипа Iб, ядра плагиоклазов V типа) + магнезиальный ортопироксенс обратной зональностью II типа. Этот парагенезис впервые появляется ввулканитах верхнего горизонта риодацитов и далее, в дацитах, наблюдается вовсем вертикальном разрезе.
ПарагенезисIV. Основной плагиоклаз с нормальной зональностью V типа + ортопироксен III типа.Парагенезис встречается в вулканитах практически всех горизонтов.
ПарагенезисV объединяет микролиты и каймы плагиоклаза и ортопироксена, выделения ильменитаи магнетита и характерен для основной массы пород.
Составыстекол основной массы из риодацитов и дацитов всех толщ представлены в табл. 8.Стекла характеризуются высокой кремнекислотностью. Наиболее кремнекислые стеклаустановлены в самых основных породах — голоценовых дацитах четвертой толщи,причем и в дацитах других толщ фиксируются составы стекол более кислые, чемстекла риодацитов. В целом, составы стекол основной массы близки к составамрасплавных включений (сопоставимой кремнекислотности) из плагиоклазов и кварцеввулканитов Эльбруса [28]. Отличия заключаются, главным образом, в более высокихконцентрациях калия в стеклах включений.
Таблица8
Химическийсостав стекол из вулканитов Эльбруса
Номер
образца
Номер
анализа
SiO2
TiO2
Al2O3 FeO CaO
Na2O
K2O 20 20 77,20 – 12,657 0,257 – 2,847 6,812 21 76,175 – 12,779 0,513 0,402 2,796 7,075 25 9 78,48 0,32 12,2 0,34 0,89 3,11 4,61 17 74,93 0,47 13,13 1,65 1,19 3,39 5,01 26 26 77,74 0,18 12,37 0,89 0,72 2,96 4,97 33 78,45 – 11,86 0,81 0,55 2,89 5,28 43 76,55 0,21 13,21 0,9 0,93 3,4 4,76 48 15 75,775 0,29 13,377 0,983 1,19 3,548 4,684 7 21 74,57 0,53 13,61 1,18 1,14 3,71 5,27 6 5 74,16 0,2 14,06 0,94 1,52 4,56 4,35 10 8 74,89 0,25 13,99 1,05 1,67 3,87 4,2 9 19 76,26 0,3 12,69 1,14 0,79 3,72 4,83 40 78,31 0,21 12,61 0,94 0,93 2,29 4,54 41 77,71 0,2 12,77 1,05 0,89 2,59 4,56 43 78,1 – 12,86 1,22 0,96 1,98 4,69
Условия образования парагенезисов
ИспользованиеOpx-Cpx, Pl-Hbl, Ilm-Mt геотермометров [20; 32; 22] позволило определитьтемпературы образования некоторых минералов вышеперечисленных парагенезисов.Для плагиоклаза Pl2 и роговой обманки Hbl2 парагенезиса I температура составила945-906/>С; в то же время, интервал совместной кристаллизации орто- иклинопироксенов этого парагенезиса из дацитов четвертой толщи оценен в 750-850/>С. Длясосуществующих Pl1 и Hbl1 парагенезиса II из риодацитов температура определенав 892-884/>С. Образование микролитов парагенезиса V происходило притемпературе около 806/>С и фугитивностикислорода +2 lgQFM. Заметим, что температуры гомогенизации расплавных включенийв кварце и плагиоклазе дацитов, определенные в работе [28], существенно выше(1100-1170/>С), чем оцененные по минеральным термометрам. Заметные расхожденияв оценках температур, полученных различными методами, очевидно, требуютспециального обсуждения.
/> Рис. 7
Вариациисоставов минералов показаны на рис. 7. Характер изменения основностиплагиоклаза и магнезиальности сосуществующих темноцветных фаз из раннегопарагенезиса II и позднего парагенезиса IV имеет нормальный тренд фракционнойкристаллизации, возникающий при остывании расплава (рис. 7).
Сосуществующиепары минералов: 1, 2 — парагенезис I: 1 — Opx1+Pl2, 2 — Hbl2+Pl2; 3, 4 — парагенезис II: 3 — Pl1+Hbl1,4 — Pl1+Bi; 5 — парагенезис III: Pl3,4+Opx2; 6- парагенезис IV: Pl5+Opx3.
Трендпарагенезиса III имеет также положительный наклон (т.е. сопряженное возрастаниеосновности и магнезиальности фаз), но обратное направление. Такой характертренда прежде всего свидетельствует о возрастании температуры. Кроме того,следует учитывать, что основность кристаллизующегося плагиоклаза можетвозрастать при уменьшении литостатического давления [44], и ортопироксен можетобедняться Fe за счет сдвига в сторону уменьшения отношения Fe2+/(Fe2++Fe3+)в расплаве при понижении давления [11].
ПарагенезисI не обнаруживает определенного тренда: он характеризуется незакономернымразбросом фигуративных точек. Можно полагать, что это отражает процессизменения вкрапленников парагенезиса I в результате смешения с менее кальциевыми более окисленным расплавом.
Обсуждениерезультатов
Многиеандезиты, андезидациты, дациты, особенно в орогенных областях, содержатвкрапленники, состав и морфология которых явно свидетельствуют о неравновесныхсоотношениях как между собой, так и с вмещающей их основной массой породы.Обратная зональность кристаллов, резорбированные кристаллы, кристаллы стекстурами быстрого роста/растворения (например, ситовидные плагиоклазы),реакционные каймы, одновременное присутствие минеральных фаз, которые не моглиравновесно кристаллизоваться из расплава, — основные признаки вкрапленников изтаких вулканитов [39; 40; 41; 44; 48; 49; 52; 34]. Описанные выше особенностиморфологии, составов и трендов кристаллизации минералов-вкрапленников и ихпарагенезисов из эльбрусских вулканитов показывают, что они принадлежат к типувулканитов с ярко выраженными признаками неравновесной кристаллизации нанекоторых этапах своего становления.
Полагают,что появление в вулканитах сложных, в том числе неравновесных ассоциацийминералов-вкрапленников связано со смешением расплавов, сильно отличающихся посоставу и температуре [41; 44; 35; 52 и др.], либо с их полибарическойкристаллизацией при подъеме (декомпрессией) [31; 49; 40]. Также рассматриваетсямодель автосмешения [34], предполагающая смешение кислого расплава из нижнейчасти магматической камеры, разогретого в результате инъекции тудавысокотемпературного основного расплава, с более холодным кислым расплавом изверхних горизонтов камеры.
Анализассоциаций вкрапленников в эльбрусских вулканитах показывает, что ведущимипроцессами в эволюции их расплавов, сопровождавшими фракционную кристаллизацию,были смешение контрастных по составу расплавов, автосмешение и кристаллизациярасплавов при декомпрессии (подъеме). Рассмотрим некоторые признаки проявленияэтих процессов.
Остаточные стекла
/> Рис. 8
Некоторыесоставы остаточных стекол из риодацитов и дацитов близки к составам-минимум всистеме Ab-Or-Qz-H2O при давлении около 2-5 кбар (рис. 8, табл. 8).Однако, большая часть фигуративных точек стекол отклоняется от водонасыщенныхминимумов относительно высоких давлений к стороне Qz-Or и группируется вблизикотектик низких давлений. Тренд этих составов демонстрируют обогащениеQz-компонентом при слабых вариациях отношения Ab/Or. Такой характер эволюцииостаточного расплава, с сильным накоплением кремнезема, наиболее вероятен приуменьшении давления, т.е. декомпрессии при подъеме магмы [31]. На рис. 8показан расчетный тренд изменения состава остаточного расплава приадиабатическом подъеме водоненасыщенной гранитной магмы с начальной T=920/>C висходных: магме (1 вес.% H2O) и расплаве (2 вес.% H2O), сперепадом давлений от 8 до 0,5 кбар, по [38]. Фигуративные точки стекол изэльбрусских вулканитов расположены вблизи этого тренда при давлениях 5 кбар иниже, что может свидетельствовать в пользу существования этапа декомпрессии вэволюции расплавов этих вулканитов.
Реакционные каймы
Появлениереакционных кайм у роговой обманки I типа из парагенезиса I и биотита изпарагенезиса II свидетельствует об их неустойчивости (неравновесности) вопределенный момент существования расплава. Роговая обманка I типа замещаетсяагрегатом безводных фаз (плагиоклаза, ортопироксена, магнетита) и стекла.Очевидно, это отвечает ситуации частичного плавления и быстрой кристаллизацииоплавленной оболочки без существенного диффузионного обмена (за исключениемводы) с окружающим высокотемпературным расплавом. Если бы имело место медленноереакционное взаимодействие с высокотемпературным расплавом, то амфибол скореевсего замещался бы клинопироксеном либо клино- и ортопироксеном, как этоследует из экспериментальных работ [8]. Биотит, для которого характереноплавленный облик краев зерен и нарастание на них ортопироксена, а на некоторыхгоризонтах замещение ассоциацией магнетит + флогопит, также несет признакитермического разложения и окисления. Таким образом, характер реакционных каймамфиболов и биотитов, присутствие в них только безводных фаз, указывает наснижение PH2O и общего давления в ходе кристаллизации расплава, азамещение биотита флогопитом совместно с магнетитом — на повышение температурырасплава. При этом частичная дегидратация биотита может приводить к егоокислению.
Ситовидные плагиоклазы и признаки смешения магм
«Ситовидные»или «пористые» плагиоклазы — это плагиоклазы, переполненныевключениями стекла. Они были многократно описаны в вулканических породах ивоспроизведены в экспериментах [40; 39; 52; 44; 49;34 и др.]. Образованиекристаллов с сетью связанных каналов, заполненных расплавом, сечение которыхдает ситовидную картину, связывают либо с растворением (резорбцией) кристаллов[44; 35; 52], либо с их неравновесным (скелетным, ячеистым) ростом [39; 49].Ситовидные плагиоклазы парагенезиса III из эльбрусских дацитов, очевидно,образовались при росте кристаллов, поскольку в породе, в том же парагенезисе,присутствуют и обычные кристаллы идентичного состава, что является признакомроста плагиоклазов при декомпрессии и сопровождающей ее дегазации в случаеводонасыщенного расплава [49; 40]. В пользу этого вывода свидетельствует инебольшой размер включений стекла (рис. 4в): для текстур растворения более типичныгрубые, крупные включения [44]. Очевидно, что появление ситовидных кристалловбыло связано с относительно медленным переохлаждением, и имела местогетерогенная нуклеация: во многих случаях затравкой для ситовидных плагиоклазовслужили кислые плагиоклазы парагенезиса II.
Но,в отличие от описанного [40] случая декомпрессии водонасыщенного расплаващелочных базальтов вулкана Ришири (Япония), где ситовидные плагиоклазы никогдане нарастают на ранние кристаллы (по-видимому, реализуется механизм гомогеннойнуклеации), для эльбрусских вулканитов имела место декомпрессия магматическогорасплава, предварительно испытавшего смешение и автосмешение, так как в породахмы наблюдаем многочисленные его признаки. К ним, прежде всего, относится: 1)одновременное присутствие плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешнимизонами и плагиоклазов с основными ядрами и кислыми внешними зонами; 2)присутствие железо-магнезиальных силикатов с обратной зональностью (пироксены,роговые обманки); 3) наличие неравновесных минеральных ассоциаций; 4) явлениятермического разложения биотита и роговой обманки; 5) как показано [28],наличие двух типов расплавных включений, контрастно различающихся по составу(риолитовых и трахиандезитовых), в плагиоклазах парагенезиса I. На интенсивныепроцессы смешения в очагах магмогенерации указывает также присутствие большогоколичества зерен плагиоклаза типа «dusty». Такие плагиоклазыпредставляют собой результат частичного плавления и диффузионногопривноса-выноса компонентов плагиоклаза с сохранением его кристаллографическихочертаний [48]. Экспериментальным путем показано, что такие плагиоклазывозникают при растворении вкрапленников кислого состава, когда они попадают вболее основной расплав [52].
Обратная зональность в плагиоклазах
Известныразличные процессы, приводящие к появлению обратной зональности в плагиоклазах,в частности: уменьшение давления в ходе кристаллизации, увеличение активности H2Oв расплаве, возрастание температуры расплава и, очевидно, рост концентрации Сав расплаве (при смешении расплавов).
Полибарическаякристаллизация плагиоклаза в многокомпонентных (Ab+An+Di; Ab+An+Qz) системахприводит к изменениям в его составе: при уменьшении давления кристаллизуетсяболее основной плагиоклаз, причем изменение состава может достигать 20 мол.% An[44]. Это связано не только с тем, что высокобарический плагиоклаз обогащаетсяAb-компонентом, но главным образом с тем, что, как показали теоретические [43]и экспериментальные исследования, при уменьшении давления в многокомпонентныхсистемах, по сравнению с бинарной, происходит сильное сжатие (коллапс)плагиоклазовой «рыбки», т.е. выполаживание и сближение поверхностейликвидуса и солидуса в Т-Р-Х пространстве. Это приводит к возможностикристаллизации более основного, чем в бинарной системе, плагиоклаза из расплаваданного состава [37; 42; 44 и др.]. Если в качестве дополнительного компонентавыступает кварц, то этот эффект проявляется как в сухой, так и в водныхсистемах [37]. Однако, как показано [37; 24], для природных систем характернаметастабильная кристаллизация плагиоклаза, при которой его состав отклоняетсяот равновесного в сторону уменьшения анортитового минала.
Известно,что из водонасыщенного расплава, при данной температуре, будет осаждаться болеекальциевый плагиоклаз, чем из того же расплава (с той же XCa) всухих условиях [50; 46]. Анализ соотношения Са / (Са+Na) в расплаве иплагиоклазе на основе соответствующей диаграммы для сухой и водонасыщеннойсистем [21] показывает, что в нашем случае плагиоклаз кристаллизовался из ненасыщенного водой расплава. Однако уменьшение PH2O вследствиедекомпрессии будет приводить к кристаллизации более натрового плагиоклаза.
Вследствиедействия отмеченных факторов эффект уменьшения давления на составкристаллизующегося плагиоклаза при подъеме расплава может нивелироваться.
Еслиза счет смешения расплавов или конвекционного перемещения в камере кристаллкислого плагиоклаза попадет в область более высокотемпературного, чемравновесный с ним, расплава, на кристалле начнет образовываться внешняя зонаболее кальциевого плагиоклаза, и он приобретет обратную зональность. Скачоксоставов при смешении контрастных по составу магм может составить 10-25 мол.%An, а при автосмешении (рециклинге кристаллов) он обычно существенно меньше:5-10 мол.% An [49].
Вэльбрусских дацитах мы наблюдаем резкое (до 20% An) изменение составаплагиоклаза при переходе от ядер к внешним зонам плагиоклазов подтипов Iб иIIб, что указывает на большую вероятность процессов смешения различных посоставу и температуре расплавов.
Втоже время в в кристаллах плагиоклазов III и IV типов отмечается монотонноенарастание An-составляющей по мере роста кристалла. В этом случае наиболеевероятным механизмом, определяющим такой тренд состава кристаллов,представляется разогрев расплава. Он может происходить за счет поступления вмагматическую камеру порции более высокотемпературного и основного расплава.Возникающий над последним слой дополнительно прогретого кислого расплава в силуменьшей плотности, чем вышележащий относительно холодный кислый расплав, будетгидромеханически неустойчив. Это приведет к образованию горячих конвективныхструй в верхние горизонты магматической камеры [34]. Быстрый подъем расплавабудет препятствовать полному смешению разогретого и относительно холодного расплава[34], что позволит сохраниться в породе минеральным ассоциациям, отвечающимразличным стадиям этого процесса автоминглинга.
Обратная зональность в ортопироксенах
Появлениеортопироксенов II типа из парагенезиса III, характеризующихся присутствием в кристаллахболее магнезиальной и кальциевой, чем ядро, внешней зоны (табл. 7, рис. 6),наиболее вероятно, вызвано повышением температуры расплава (согласно описанномувыше механизму) и окислением среды. К последнему очень чувствительно Mg/Feотношение в темноцветных минералах. Возможно, причиной увеличения fO2в расплаве послужила дегидратация водосодержащих фаз (амфибол, биотит),проявления которой были отмечены выше.
Такимобразом, описанные признаки неравновесной кристаллизации в дацитах Эльбрусахарактерны как для смешения и автосмешения расплавов и ассимиляции ими твердыхфаз, так и для декомпрессии при подъеме расплавов к поверхности. Свидетельствомсмешения контрастных по составу расплавов является присутствие в одной породеплагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами и плагиоклазов сосновными ядрами и кислыми внешними зонами. На процесс разогрева расплава приавтосмешении (конвекции в магматической камере) указывает появление безводногопарагенезиса III с обратно-зональными основными плагиоклазами ситовидногооблика и магнезиальными ортопироксенами. В пользу декомпрессии свидетельствуют:безводные парагенезисы III и IV с основным плагиоклазом и магнезиальнымортопироксеном; появление очень кремнекислых остаточных стекол в дацитах; разложениероговой обманки.
Модель формирования дацитов Эльбруса
Наиболееподробно разработанную модель эволюции и генезиса дацитов Эльбруса, основаннуюна детальном изучении химизма и минералогии этих пород, предложили В.Г. Молявкос соавторами [18]. Основой этой модели является представление о химическизональном глубинном очаге, расположенном в нижней коре, расплав в котором былдифференцирован от риолита в верхах до дацита в более низких горизонтахмагматической камеры. Быстрый подъем расплавов и их дегазация способствовалирезорбции ранних вкрапленников, в первую очередь кварца и санидина. Поздниевкрапленники формировались в близповерхностной (2-9 км) камере в нестабильныхусловиях частых извержений, сопровождавшихся дегазацией и окислением расплавов.
Имеющиесяв нашем распоряжении данные о последовательности излияний, составах пород иминералов позволяют дополнить и уточнить эту модель.
ПарагенезисI, содержащий средний-основной плагиоклаз (Pl2) и железистые ортопироксен(Opx1) />роговую обманку (Hbl2) />клинопироксен (Cpx),кристаллизовался из расплава предположительно андезитового состава, вероятно,имевшего гибридное (мантийно-коровое) происхождение, как это предполагается вмодели В.С. Попова [23; 9]. Содержащиеся в дацитах многочисленные включенияосновного-среднего составов (от габбронорита до трахиандезита), припреобладании трахиандезитов, представляют продукты кристаллизации этогорасплава на разных стадиях его эволюции. Возможно, магма близкого составаизливалась на поверхность в небольших позднеплейстоценовых вулканах-сателлитахрр. Худес и Таш-Тебе докальдерного цикла (табл.9). Плагиоклаз и ортопироксенимеют нормальную зональность, указывающую на кристаллизацию из остывающегорасплава. В то же время, эти минералы несут отчетливые признаки дробления,резорбции и реакционных взаимоотношений с расплавом. Можно полагать, что этивкрапленники попадали в более кислый расплав в результате актов смешения.
ПарагенезисII, включающий кислый-средний плагиоклаз (Pl1) и биотит (Bi) либо роговуюобманку (Hbl1), кристаллизовался из риодацитового расплава. Кристаллизацияпроисходила в камере, по геофизическим данным находящейся на глубине 23-40 км.В очаг кислой магмы произошло поступление более основного расплава(андезитового с парагенезисом I), и последовало смешение этих расплавов.
Вкачестве кислого конечного члена можно предполагать позднеплиоценовые риодацитыг.Тузлук докальдерного цикла, составы которых приведены в табл. 9. На рис. 9показаны средние составы вулканитов изученных толщ и риодацитов Тузлука итрахиандезитов Худеса и Таш-Тебе. Как видно, распределение микроэлементов вдацитах Эльбруса имеет тот же характер, что и в конечных членах, а уровни их содержаний- промежуточные между таковыми в конечных членах. Как показывают балансовыерасчеты методом наименьших квадратов, для образования гибридных дацитовыхсоставов, при смешении риодацитовых (соответствующих риодацитам г. Тузлук) итрахиандезитовых (соответствующих трахиандезитам Худеса и Таш-Тебе) расплавов,при формировании риодацитов первой толщи доля трахиандезитового расплава должнасоставлять 20%, при формировании дацитов второй толщи 61%, третьей — 62%,четвертой — 68%. Таким образом, в ходе эволюции доля основного расплава,участвующего в смешении, возрастает. Общий источник риодацитов итрахиандезитов, очевидно, отражает подобный вид распределения микроэлементов вних (рис. 9), и процесс в целом носит характер смешения родственных расплавов.
Таблица9
Химическийсостав риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе
(оксидыв мас.%, элементы в г/т)
Оксид,
элемент Номер образца 59 75 77 50 Порода риодацит трахиандезиты
SiO2 70,5 62,3 63 63,2
TiO2 0,5 1,0 0,87 1,08
Al2O3 14,8 15,6 16,9 15,75
Fe2O3 0,35 0,28 2,38 2,06 FeO 1,8 4,02 2,42 4 MnO 0,03 0,08 0,07 0,07 MgO 0,91 2,56 2,21 2,57 CaO 2,37 4,5 2,64 2,96
Na2O 3,79 3,81 4,22 3,78
K2O 3,98 3,38 3,85 3,18
P2O5 0,16 0,43 0,26 0,12
H2O 0,28 0,66 0,25 0,32
CO2 0,11 0,11 0,16 0,1 F 0,1 0,13 0,11 0,09 S 0,05 0,05 0,05 Сумма 99,73 98,91 99,34 99,33 Cr 20 79 57 77 Ni 28 60 18 27 Co 5 11 11 12 Sc 5 9 9 9 Rb 204 120 128 123 Cs 10 5 5 4 Ba 468 456 495 495 Sr 254 533 439 486 Ga 24 21 28 22 Ta 1,20 0,98 1,08 0,94 Hf 5,0 6,6 6,8 6,5 Zr 250 547 521 450 Y 21 26 28 30 Th 26 20 21 18 U 5,8 2,9 4,2 3,0 La 36 60 54 61 Ce 63 102 96 105 Nd 38 55 48 46 Sm 4,9 7,5 7,1 7,2 Eu 0,92 1,54 1,55 1,58 Tb 0,53 0,74 0,61 0,69 Yb 1,46 1,68 1,55 1,96 Lu 0,21 0,21 0,19 0,23
Кристаллизацияпарагенезиса II продолжалась и после смешения, так как минералы этогопарагенезиса (с некоторым изменением составов) нарастают на минеральные фазыпарагенезиса I.
/> Рис. 9
ПарагенезисIII, представленный основными с обратной зональностью ситовидным плагиоклазом(Pl4) и непористым плагиоклазом (Pl3), а также магнезиальным обратно-зональнымортопироксеном (Opx2), отвечает разогреву расплава при конвективномтеплопереносе нагретым расплавом из нижних частей камеры и быстрому подъемуэтого гибридного расплава к поверхности и его декомпрессии с возможнымперепадом давления до 5 и более кбар. Минералы этого парагенезиса в дацитаххарактеризуются признаками быстрой кристаллизации: прежде всего, скелетнымростом, зональностью обратного характера в плагиоклазах и в ортопироксенах смонотонным нарастанием основности плагиоклазов и магнезиальности ортопироксеновк краям кристаллов. Появление плагиоклаз-ортопироксеновых реакционных кайм уроговых обманок свидетельствует о неустойчивости и распаде амфибола. Исходя изособенностей поведения плагиоклаза и амфибола при уменьшении давления и потерелетучих, модель декомпрессии и дегазации расплава представляется наиболеереалистичной при кристаллизации парагенезиса III.
ПарагенезисIV, содержащий основной плагиоклаз с нормальной зональностью (Pl5) иортопироксен (Opx3), появляется на последнем этапе, когда начинается охлаждениепотерявшего летучие расплава в близповерхностных изобарических условиях. Дляэтого парагенезиса характерны высокомагнезиальные ядра ортопироксенов ивысокоанортитовые ядра плагиоклазов (такие, как у внешних зон плагиоклазов иортопироксенов парагенезиса III) с нормальными трендами изменения составов ккраям, указывающими на нормальный ход дифференциации расплава с понижениемтемпературы.
ПарагенезисV, включающий микролиты и каймы вкрапленников, вероятно, кристаллизовался уже вповерхностных условиях.
Такимобразом, дациты Эльбруса образовались в результате сложных процессов,включавших смешение расплавов (риодацитового и трахиандезитового),конвекционный разогрев и декомпрессию (полибарическую кристаллизацию) приподъеме. Причем, все процессы приводили к возникновению конвергентных«неравновесных» текстур минералов (обратная зональность, скелетныйрост и др.).
Выводы
1.В дацитах Эльбруса присутствует пять равновесных или близкоравновесныхпарагенезисов минералов-вкрапленников, каждый из которых сформировался наопределенном этапе эволюции расплава:
парагенезисI (средний и основной плагиоклаз с нормальной зональностью + железистыйортопироксен с нормальной зональностью />магнезиальная роговаяобманка />клинопироксен) образовался из андезитового расплава и продолжалкристаллизоваться (средний плагиоклаз, роговая обманка) в гибридном расплаве,при попадании в очаг с риодацитовым расплавом;
парагенезисII (кислый, иногда средний плагиоклаз + биотит или железистая роговая обманка)образовался из риодацитового расплава и продолжал кристаллизоваться (среднийплагиоклаз, роговая обманка) в гибридном расплаве, при поступлении 20-70% долиандезитового расплава;
парагенезисIII (основной плагиоклаз с обратной зональностью + магнезиальный ортопироксен собратной зональностью) кристаллизовался на этапе быстрого подъема гибридногорасплава к поверхности;
парагенезисIV (основной плагиоклаз с нормальной зональностью + магнезиальный ортопироксенс нормальной зональностью) сформировался в близповерхностных условиях издегазированного гибридного расплава;
парагенезисV (микролиты и каймы вкрапленников) образовался при излиянии гибридногорасплава на поверхность.
2.Эволюцию дацитов Эльбруса можно объяснить, используя модели смешения иразогрева расплавов в магматической камере и декомпрессии (полибарическойкристаллизации) при подъеме.
3.Минералы-вкрапленники вулканитов несут петрогенетическую информацию,позволяющую расшифровать даже весьма сложную историю формирования пород.
Список литературы
Дляподготовки данной работы были использованы материалы с сайта geo.web.ru