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=650-750о
С 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/234
U) и Pa/235
U 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)х10-9
A. Пределы обнаружения оксидов составляли (мас.%): K2
O>0,12; SiO2
>0,15; TiO2
и Al2
O3
>0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr2
O3
>0,2; Na2
O>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 K2
O/Na2
O 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% P2
O5
) (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
	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
Al2 O3	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
Fe2 O3	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
Na2 O	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
K2 O	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
H2 O	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
P2 O5	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.

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)

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

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
	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
Al2 O3	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	0	0	0,24	0	0	0,42	0,33	0	0	0	0,25	0,32	0	0	0	0	0
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
Na2 O	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
K2 O	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

Зерна плагиоклаза II типа (Pl2) имеют призматическую форму, до первых мм в длину и отношением ширины к длине 1:2-1:3. Эти плагиоклазы либо целиком (подтип IIа), либо только в ядре (подтип IIб) имеют средний-основной состав (от An45
до An64
) (табл. 3) с прямой или рекуррентной зональностью.

Рис. 4

Зерна плагиоклаза подтипа IIб (рис. 4б) имеют основное ядро и более кислые внешние зоны, по составу соответствующие ядрам плагиоклазов I типа (табл. 3). Однако, в отличие от последних, тренд изменения состава плагиоклаза в этих зонах часто имеет обратный характер, т.е. к краю кристалла идет нарастание количества анортитового минала (рис. 5). Границы между ядрами и внешними зонами резкие, состав плагиоклаза на этой границе меняется скачкообразно, содержание анортитового минала при переходе от ядра к внешней зоне падает на 15-25%.

Рис. 5

Иногда плагиоклазы II типа имеют тонкие каймы (шириной в первые микроны) более кислого состава, возникающие на заключительных этапах застывания расплава. Так же, как плагиоклазы подтипа Iб, плагиоклазы IIб часто имеют пылевидный (dusty) облик [48]. Для них характерны пятнистый вид из-за неравномерного распределения областей анортитизации и резорбированные ядра (рис. 4е).

Зерна плагиоклаза III типа (Pl3) - таблитчатые, изометричные, от нескольких мм до нескольких см в поперечнике. Эти вкрапленники имеют ситовидный облик и содержат значительное количество пор, заполненных стеклом. Состав их меняется от An42
до An64
(рис. 4в, табл. 3); тренд изменения составов обратный, то есть от центра к краю происходит нарастание содержаний анортитового минала (рис. 5). Нередко такие же ситовидные плагиоклазы с обратной зональностью развиваются в виде внешних зон вокруг ядер вкрапленников подтипа Iб и являются ядрами плагиоклазов V типа (рис. 4д). Иногда вокруг пористых ядер развиваются зоны непористого плагиоклаза (An53,3
-An65,9
), в которых тренд изменения становится нормальным. По составу и характеру изменения эти внешние зоны близки плагиоклазам V типа.

Плагиоклаз IV типа (Pl4) образует таблитчатые, призматические и длиннопризматические формы выделений (рис. 4г); длина достигает 0,2-0,4 мм; отношение ширины к длине составляет 1:1-1:5. Состав от An41
до An61
, зональность всегда обратная, возрастание содержания анортитового минала к краям зерен происходит относительно медленно, без резких скачков. Нередко внешние зоны плагиоклазов подтипа Iа имеют такой же состав и характер зональности. Иногда в плагиоклазах III и IV типов отмечаются имеющие прямую зональность кислые каймы (табл. 3; рис. 4, 5).

Для плагиоклаза V типа (Pl5) характерны зерна длиной 0,1-0,3 мм призматической формы, с отношением ширины к длине 1:2-1:3. Эти плагиоклазы имеют основной состав (An49
-An62
) и всегда прямую зональность (рис.5). Иногда они имеют оплавленные ситовидные ядра, соответствующие плагиоклазам III типа (рис. 4д).

Составы микролитов плагиоклаза (от An36
до An49
) идентичны составам кайм плагиоклазов всех вышеперечисленных типов.

Вкрапленники биотита встречаются в виде самостоятельных чешуек, а также в срастаниях с зернами плагиоклазов Iа, в виде включений в ядрах плагиоклазов Iб и во внешних зонах плагиоклазов II типа, т.е. приурочены только к кислым и средним плагиоклазам. 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 образуют самостоятельные выделения, они имеют более магнезиальный состав на краях по сравнению с центральными частями. В целом, магнезиальность биотита меняется от 0,56 до 0,69 (табл. 4). Часто края зерен биотита оплавлены, резорбированы и на них нарастают мелкие зерна ортопироксена. В некоторых случаях биотит полностью разложен, с образованием магнетита и флогопита.

Роговые обманки отсутствуют в породах нижней части описываемого разреза, спорадически встречаются в средней части и постоянно присутствуют в его верхней части. На основании особенностей составов и парагенезисов выделено два типа роговых обманок.

Роговая обманка I типа (Hbl1) иногда имеет правильные формы, но довольно часто присутствует в виде резорбированных удлиненных кристаллов, достигая в длину первых мм, при отношении ширины к длине 1:1,5-1:2. Некоторые зерна Hbl1 окружены каймами, состоящими из мелких зерен ортопироксена и плагиоклаза. Магнезиальность Hbl1 изменяется от 0,49 до 0,67 (табл. 5), причем нередко возрастает к краям зерен, как и у самостоятельных чешуек биотита. Для этих роговых обманок характерны относительно невысокие содержания Al, в основном в пределах 1,1-1,6 ф. ед., и только редко на краях зерен возрастающие до 1,8-2,0 ф. ед. (табл. 5).

Роговые обманки этого типа находятся в срастаниях с плагиоклазами I типа (в плагиоклазах Iб - только с кислыми ядрами) и с биотитами.

Таблица 4

Представительные химические анализы биотитов

Оксид	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
Al2 O3	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	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0
MgO	15,99	16,91	15,70	15,41	16,14	16,41	16,21	17,03	13,63	14,60	15,67
CaO	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0	0
Na2 O	1,25	1,32	1,29	1,01	1,23	0,97	1,28	1,17	0,64	0,89	1,02
K2 O	9,09	9,14	9,00	8,80	8,84	8,64	9,09	8,79	9,11	9,09	8,80
Cr2 O3	0,23	0	0	0	0	0	0	0	0	0,42	0
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).

Места отбора образцов - см. табл. 1.

Роговая обманка II типа (Hbl2) имеет призматические формы кристаллов размером от сотых до десятых долей мм. Магнезиальность Hbl2 выше, чем у Hbl1: она изменяется от 0,62 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). Роговые обманки II типа ассоциируют только с плагиоклазами IIa и ядрами плагиоклазов IIб, образуя с ними тесные срастания.

Клинопироксены присутствуют только в дацитах верхних (посткальдерных) горизонтов (табл. 6). Они слагают зерна призматического габитуса длиной до 0,1 мм, с отношением ширины к длине 1:2-1:4. Клинопироксены встречаются в срастаниях с плагиоклазом подтипа IIа, роговой обманкой типа II, ортопироксеном, а также в виде микролитов в основной массе.

Среди вкрапленников ортопироксенов по составу, характеру зональности, степени резорбированности и ассоциации с тем или иным плагиоклазом можно выделить следующие типы.

Ортопироксен I типа (Opx1) образуют призматические зерна, длиной десятые доли мм, иногда оскольчатого облика. Кристаллы полностью, либо их ядра имеют относительно железистый состав с магнезиальностью от 0,57 до 0,68 (табл. 7), величина которой падает к краям зерен (рис. 6). Такие ортопироксены бывают приурочены к плагиоклазам IIа и к ядрам плагиоклазов IIб, но чаще встречаются в виде самостоятельных зерен; в этом случае они имеют резорбированный облик, и на них нарастают более магнезиальные внешние зоны.

Зерна ортопироксена II типа (Opx2) образуют призматические зерна, размером от десятых долей до 1 мм в длину; магнезиальность его меняется от 0,68 до 0,81. Ортопироксены этого типа имеют четко выраженную обратную зональность. Иногда они окружены тонкими каймами, в которых магнезиальность падает (табл. 7, рис. 6). Эти ортопироксены, в виде сростков и включений, часто ассоциируют с основным плагиоклазом III и IV типов, а также образуют самостоятельные выделения.

Ортопироксен III типа (Opx3) слагает мелкие идиоморфные призматические зерна, с отношением ширины к длине 1:2-1:4, длиной зерен в сотые, редко десятые доли мм. Ортопироксен этого типа имеет прямую зональность (рис. 6). Магнезиальность в ядрах изменяется 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 краев зерен соответствуют составу микролитов.

Таблица 5

Представительные химические анализы роговых обманок

Оксид	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
Al2 O3	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	0,41	0,68	0,36	0,34	0,51	0		0	0,37	0,55	0,46	0	0	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
Na2 O	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
K2 O	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

Таблица 6

Представительные химические 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
Al2 O3	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	0,21	0,26	0	0	0,21	0,24	0,24	0	0	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
Na2 O	0,57	0,68	0,72	0,69	0,46	0,48	0,37	0,50	0,52	0,38	0,61
K2 O	0,09	0	0	0	0	0	0	0,11	0	0	0
Cr2 O3	0,33	0,46	0	0,74	0,28	0	0	0	0	0	0
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).

Место отбора образца - см. табл. 1.

Таблица 7

Представительные химические 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	0,17	0	0	0,23	0	0	0	0,32	0,28	0,41	0,20	0	0,34	0,25	0,39	0	0,24	0,23	0,24
Al2 O3	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).

Места отбора образцов - см. табл. 1.

Микролиты ортопироксена образуют таблитчатые и призматические кристаллики в основной массе с магнезиальностью 0,59-0,76.

Парагенезисы минералов-вкрапленников

Рассмотрев особенности морфологии и составов минералов-вкрапленников и микролитов, можно констатировать, что для всех вулканитов изученного разреза, кроме самых нижних горизонтов риодацитов первой толщи, в целом свойственен неравновесный набор вкрапленников: биотит + железистая низкоглиноземистая роговая обманка + магнезиальная высоглиноземистая роговая обманка + железистый ортопироксен + магнезиальный ортопироксен + кислый плагиоклаз + основной плагиоклаз.

Все эти минералы могут присутствовать в одном образце породы. Следует отметить также, 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 - основные плагиоклазы с прямой зональностью (тип II); 2) в дацитах кислые плагиоклазы являются реликтовыми фазами - они имеют резорбированный облик и часто сохраняются только в оболочке внешних зон основного плагиоклаза с обратной зональностью (подтип Iб); 3) основные плагиоклазы с обратной зональностью (типы III и IV) кристаллизовались после кислых плагиоклазов I типа, поскольку содержат их в ядрах своих кристаллов, но до основных плагиоклазов с прямой зональностью V типа, поскольку сами слагают ядра их кристаллов; 4) основные плагиоклазы с прямой зональностью II типа могут быть ксеногенными для дацитового расплава, так как в них на границе ядро - внешние зоны устанавливается резкий скачок составов в сторону снижения анортитового минала.

Петрографическое изучение пород позволило разделить вкрапленники на несколько парагенезисов.

Парагенезис I. Средний и основной плагиоклаз с нормальной зональностью (плагиоклазы IIа и ядра плагиоклазов IIб) + ортопироксен I типа роговая обманка II типа клинопироксен. Этот парагенезис спорадически фиксируется в дацитах нижних горизонтов и постоянно присутствует в голоценовых дацитах четвертой толщи.

Парагенезис II. Кислый (иногда средний) плагиоклаз (зерна Iа, ядра Iб и внешние зоны II типа) + биотит (или роговая обманка I типа). В шлифах четко прослеживается одновременная кристаллизация плагиоклазов I типа и биотита. На верхних горизонтах, в вулканитах посткальдерного комплекса, где биотит исчезает, в виде вкрапленников в большом количестве появляется роговая обманка I типа с относительно низкими содержаниями общего Al и AlIV и низкой магнезиальностью.

Парагенезис III. Основной плагиоклаз с обратной зональностью (III и IV типов, внешние зоны плагиоклаза подтипа Iб, ядра плагиоклазов V типа) + магнезиальный ортопироксен с обратной зональностью II типа. Этот парагенезис впервые появляется в вулканитах верхнего горизонта риодацитов и далее, в дацитах, наблюдается во всем вертикальном разрезе.

Парагенезис IV. Основной плагиоклаз с нормальной зональностью V типа + ортопироксен III типа. Парагенезис встречается в вулканитах практически всех горизонтов.

Парагенезис V объединяет микролиты и каймы плагиоклаза и ортопироксена, выделения ильменита и магнетита и характерен для основной массы пород.

Составы стекол основной массы из риодацитов и дацитов всех толщ представлены в табл. 8. Стекла характеризуются высокой кремнекислотностью. Наиболее кремнекислые стекла установлены в самых основных породах - голоценовых дацитах четвертой толщи, причем и в дацитах других толщ фиксируются составы стекол более кислые, чем стекла риодацитов. В целом, составы стекол основной массы близки к составам расплавных включений (сопоставимой кремнекислотности) из плагиоклазов и кварцев вулканитов Эльбруса [28]. Отличия заключаются, главным образом, в более высоких концентрациях калия в стеклах включений.

Таблица 8

Химический состав стекол из вулканитов Эльбруса

Номер образца	Номер анализа	SiO2	TiO2	Al2 O3	FeO	CaO	Na2 O	K2 O
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

Использование Opx-Cpx, Pl-Hbl, Ilm-Mt геотермометров [20; 32; 22] позволило определить температуры образования некоторых минералов вышеперечисленных парагенезисов. Для плагиоклаза Pl2 и роговой обманки Hbl2 парагенезиса I температура составила 945-906С; в то же время, интервал совместной кристаллизации орто- и клинопироксенов этого парагенезиса из дацитов четвертой толщи оценен в 750-850С. Для сосуществующих Pl1 и Hbl1 парагенезиса II из риодацитов температура определена в 892-884С. Образование микролитов парагенезиса V происходило при температуре около 806С и фугитивности кислорода +2 lgQFM. Заметим, что температуры гомогенизации расплавных включений в кварце и плагиоклазе дацитов, определенные в работе [28], существенно выше (1100-1170С), чем оцененные по минеральным термометрам. Заметные расхождения в оценках температур, полученных различными методами, очевидно, требуют специального обсуждения.

Рис. 7

Вариации составов минералов показаны на рис. 7. Характер изменения основности плагиоклаза и магнезиальности сосуществующих темноцветных фаз из раннего парагенезиса II и позднего парагенезиса IV имеет нормальный тренд фракционной кристаллизации, возникающий при остывании расплава (рис. 7).

Сосуществующие пары 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
.

Тренд парагенезиса III имеет также положительный наклон (т.е. сопряженное возрастание основности и магнезиальности фаз), но обратное направление. Такой характер тренда прежде всего свидетельствует о возрастании температуры. Кроме того, следует учитывать, что основность кристаллизующегося плагиоклаза может возрастать при уменьшении литостатического давления [44], и ортопироксен может обедняться Fe за счет сдвига в сторону уменьшения отношения Fe2+
/(Fe2+
+Fe3+
) в расплаве при понижении давления [11].

Парагенезис I не обнаруживает определенного тренда: он характеризуется незакономерным разбросом фигуративных точек. Можно полагать, что это отражает процесс изменения вкрапленников парагенезиса I в результате смешения с менее кальциевым и более окисленным расплавом.

Обсуждение результатов

Многие андезиты, андезидациты, дациты, особенно в орогенных областях, содержат вкрапленники, состав и морфология которых явно свидетельствуют о неравновесных соотношениях как между собой, так и с вмещающей их основной массой породы. Обратная зональность кристаллов, резорбированные кристаллы, кристаллы с текстурами быстрого роста/растворения (например, ситовидные плагиоклазы), реакционные каймы, одновременное присутствие минеральных фаз, которые не могли равновесно кристаллизоваться из расплава, - основные признаки вкрапленников из таких вулканитов [39; 40; 41; 44; 48; 49; 52; 34]. Описанные выше особенности морфологии, составов и трендов кристаллизации минералов-вкрапленников и их парагенезисов из эльбрусских вулканитов показывают, что они принадлежат к типу вулканитов с ярко выраженными признаками неравновесной кристаллизации на некоторых этапах своего становления.

Полагают, что появление в вулканитах сложных, в том числе неравновесных ассоциаций минералов-вкрапленников связано со смешением расплавов, сильно отличающихся по составу и температуре [41; 44; 35; 52 и др.], либо с их полибарической кристаллизацией при подъеме (декомпрессией) [31; 49; 40]. Также рассматривается модель автосмешения [34], предполагающая смешение кислого расплава из нижней части магматической камеры, разогретого в результате инъекции туда высокотемпературного основного расплава, с более холодным кислым расплавом из верхних горизонтов камеры.

Анализ ассоциаций вкрапленников в эльбрусских вулканитах показывает, что ведущими процессами в эволюции их расплавов, сопровождавшими фракционную кристаллизацию, были смешение контрастных по составу расплавов, автосмешение и кристаллизация расплавов при декомпрессии (подъеме). Рассмотрим некоторые признаки проявления этих процессов.

Остаточные стекла

Рис. 8

Некоторые составы остаточных стекол из риодацитов и дацитов близки к составам-минимум в системе Ab-Or-Qz-H2
O при давлении около 2-5 кбар (рис. 8, табл. 8). Однако, большая часть фигуративных точек стекол отклоняется от водонасыщенных минимумов относительно высоких давлений к стороне Qz-Or и группируется вблизи котектик низких давлений. Тренд этих составов демонстрируют обогащение Qz-компонентом при слабых вариациях отношения Ab/Or. Такой характер эволюции остаточного расплава, с сильным накоплением кремнезема, наиболее вероятен при уменьшении давления, т.е. декомпрессии при подъеме магмы [31]. На рис. 8 показан расчетный тренд изменения состава остаточного расплава при адиабатическом подъеме водоненасыщенной гранитной магмы с начальной T=920C в исходных: магме (1 вес.% H2
O) и расплаве (2 вес.% H2
O), с перепадом давлений от 8 до 0,5 кбар, по [38]. Фигуративные точки стекол из эльбрусских вулканитов расположены вблизи этого тренда при давлениях 5 кбар и ниже, что может свидетельствовать в пользу существования этапа декомпрессии в эволюции расплавов этих вулканитов.

Реакционные каймы

Появление реакционных кайм у роговой обманки I типа из парагенезиса I и биотита из парагенезиса II свидетельствует об их неустойчивости (неравновесности) в определенный момент существования расплава. Роговая обманка I типа замещается агрегатом безводных фаз (плагиоклаза, ортопироксена, магнетита) и стекла. Очевидно, это отвечает ситуации частичного плавления и быстрой кристаллизации оплавленной оболочки без существенного диффузионного обмена (за исключением воды) с окружающим высокотемпературным расплавом. Если бы имело место медленное реакционное взаимодействие с высокотемпературным расплавом, то амфибол скорее всего замещался бы клинопироксеном либо клино- и ортопироксеном, как это следует из экспериментальных работ [8]. Биотит, для которого характерен оплавленный облик краев зерен и нарастание на них ортопироксена, а на некоторых горизонтах замещение ассоциацией магнетит + флогопит, также несет признаки термического разложения и окисления. Таким образом, характер реакционных кайм амфиболов и биотитов, присутствие в них только безводных фаз, указывает на снижение PH2O
и общего давления в ходе кристаллизации расплава, а замещение биотита флогопитом совместно с магнетитом - на повышение температуры расплава. При этом частичная дегидратация биотита может приводить к его окислению.

Ситовидные плагиоклазы и признаки смешения магм

"Ситовидные" или "пористые" плагиоклазы - это плагиоклазы, переполненные включениями стекла. Они были многократно описаны в вулканических породах и воспроизведены в экспериментах [40; 39; 52; 44; 49;34 и др.]. Образование кристаллов с сетью связанных каналов, заполненных расплавом, сечение которых дает 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 признаком роста плагиоклазов при декомпрессии и сопровождающей ее дегазации в случае водонасыщенного расплава [49; 40]. В пользу этого вывода свидетельствует и небольшой размер включений стекла (рис. 4в): для текстур растворения более типичны грубые, крупные включения [44]. Очевидно, что появление ситовидных кристаллов было связано с относительно медленным переохлаждением, и имела место гетерогенная нуклеация: во многих случаях затравкой для ситовидных плагиоклазов служили кислые плагиоклазы парагенезиса II.

Но, в отличие от описанного [40] случая декомпрессии водонасыщенного расплава щелочных базальтов вулкана Ришири (Япония), где ситовидные плагиоклазы никогда не нарастают на ранние кристаллы (по-видимому, реализуется механизм гомогенной нуклеации), для эльбрусских вулканитов имела место декомпрессия магматического расплава, предварительно испытавшего смешение и автосмешение, так как в породах мы наблюдаем многочисленные его признаки. К ним, прежде всего, относится: 1) одновременное присутствие плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами 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) явления термического 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 интенсивные процессы смешения в очагах магмогенерации указывает также присутствие большого количества зерен плагиоклаза типа "dusty". Такие плагиоклазы представляют собой результат частичного плавления и диффузионного привноса-выноса компонентов плагиоклаза с сохранением его кристаллографических очертаний [48]. Экспериментальным путем показано, что такие плагиоклазы возникают при растворении вкрапленников кислого состава, когда они попадают в более основной расплав [52].

Обратная зональность в плагиоклазах

Известны различные процессы, приводящие к появлению обратной зональности в плагиоклазах, в частности: уменьшение давления в ходе кристаллизации, увеличение активности H2
O в расплаве, возрастание температуры расплава и, очевидно, рост концентрации Са в расплаве (при смешении расплавов).

Полибарическая кристаллизация плагиоклаза в многокомпонентных (Ab+An+Di; Ab+An+Qz) системах приводит к изменениям в его составе: при уменьшении давления кристаллизуется более основной плагиоклаз, причем изменение состава может достигать 20 мол.% An [44]. Это связано не только с тем, что высокобарический плагиоклаз обогащается Ab-компонентом, но главным образом с тем, что, как показали теоретические [43] и экспериментальные исследования, при уменьшении давления в многокомпонентных системах, по сравнению с бинарной, происходит сильное сжатие (коллапс) плагиоклазовой "рыбки", т.е. выполаживание и сближение поверхностей ликвидуса и солидуса в Т-Р-Х пространстве. Это приводит к возможности кристаллизации более основного, чем в бинарной системе, плагиоклаза из расплава данного состава [37; 42; 44 и др.]. Если в качестве дополнительного компонента выступает кварц, то этот эффект проявляется как в сухой, так и в водных системах [37]. Однако, как показано [37; 24], для природных систем характерна метастабильная кристаллизация плагиоклаза, при которой его состав отклоняется от равновесного в сторону уменьшения анортитового минала.

Известно, что из водонасыщенного расплава, при данной температуре, будет осаждаться более кальциевый плагиоклаз, чем из того же расплава (с той же XCa
) в сухих условиях [50; 46]. Анализ соотношения Са / (Са+Na) в расплаве и плагиоклазе на основе соответствующей диаграммы для сухой и водонасыщенной систем [21] показывает, что в нашем случае плагиоклаз кристаллизовался из не насыщенного водой расплава. Однако уменьшение PH2O
вследствие декомпрессии будет приводить к кристаллизации более натрового плагиоклаза.

Вследствие действия отмеченных факторов эффект уменьшения давления на состав кристаллизующегося плагиоклаза при подъеме расплава может нивелироваться.

Если за счет смешения расплавов или конвекционного перемещения в камере кристалл кислого плагиоклаза попадет в область более высокотемпературного, чем равновесный с ним, расплава, на кристалле начнет образовываться внешняя зона более кальциевого плагиоклаза, и он приобретет обратную зональность. Скачок составов 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].

В эльбрусских дацитах мы наблюдаем резкое (до 20% An) изменение состава плагиоклаза при переходе от ядер к внешним зонам плагиоклазов подтипов Iб и IIб, что указывает на большую вероятность процессов смешения различных по составу и температуре расплавов.

В тоже время в в кристаллах плагиоклазов III и IV типов отмечается монотонное нарастание An-составляющей по мере роста кристалла. В этом случае наиболее вероятным механизмом, определяющим такой тренд состава кристаллов, представляется разогрев расплава. Он может происходить за счет поступления в магматическую камеру порции более высокотемпературного и основного расплава. Возникающий над последним слой дополнительно прогретого кислого расплава в силу меньшей плотности, чем вышележащий относительно холодный кислый расплав, будет гидромеханически неустойчив. Это приведет к образованию горячих конвективных струй в верхние горизонты магматической камеры [34]. Быстрый подъем расплава будет препятствовать полному смешению разогретого и относительно холодного расплава [34], что позволит сохраниться в породе минеральным ассоциациям, отвечающим различным стадиям этого процесса автоминглинга.

Обратная зональность в ортопироксенах

Появление ортопироксенов II типа из парагенезиса III, характеризующихся присутствием в кристаллах более магнезиальной и кальциевой, чем ядро, внешней зоны (табл. 7, рис. 6), наиболее вероятно, вызвано повышением температуры расплава (согласно описанному выше механизму) и окислением среды. К последнему очень чувствительно Mg/Fe отношение в темноцветных минералах. Возможно, причиной увеличения fO2
в расплаве послужила дегидратация водосодержащих фаз (амфибол, биотит), проявления которой были отмечены выше.

Таким образом, описанные признаки неравновесной кристаллизации в дацитах Эльбруса характерны как для смешения и автосмешения расплавов и ассимиляции ими твердых фаз, так и для декомпрессии при подъеме расплавов к поверхности. Свидетельством смешения контрастных по составу расплавов является присутствие в одной породе плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами и плагиоклазов с основными ядрами и кислыми внешними зонами. На процесс разогрева расплава при автосмешении (конвекции в магматической камере) указывает появление безводного парагенезиса III с обратно-зональными основными плагиоклазами ситовидного облика и магнезиальными ортопироксенами. В пользу декомпрессии свидетельствуют: безводные парагенезисы III и IV с основным плагиоклазом и магнезиальным ортопироксеном; появление очень кремнекислых остаточных стекол в дацитах; разложение роговой обманки.

Модель формирования дацитов Эльбруса

Наиболее подробно разработанную модель эволюции и генезиса дацитов Эльбруса, основанную на детальном изучении химизма и минералогии этих пород, предложили В.Г. Молявко с соавторами [18]. Основой этой модели является представление о химически зональном глубинном очаге, расположенном в нижней коре, расплав в котором был дифференцирован от риолита в верхах до дацита в более низких горизонтах магматической камеры. Быстрый подъем расплавов и их дегазация способствовали резорбции ранних вкрапленников, в первую очередь кварца и санидина. Поздние вкрапленники формировались в близповерхностной (2-9 км) камере в нестабильных условиях частых извержений, сопровождавшихся дегазацией и окислением расплавов.

Имеющиеся в нашем распоряжении данные о последовательности излияний, составах пород и минералов позволяют дополнить и уточнить эту модель.

Парагенезис I, 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 в модели В.С. Попова [23; 9]. Содержащиеся в дацитах многочисленные включения основного-среднего составов (от габбронорита до трахиандезита), при преобладании трахиандезитов, представляют продукты кристаллизации этого расплава на разных стадиях его эволюции. Возможно, магма близкого состава изливалась на поверхность в небольших позднеплейстоценовых вулканах-сателлитах рр. Худес и Таш-Тебе докальдерного цикла (табл.9). Плагиоклаз и ортопироксен имеют нормальную зональность, указывающую на кристаллизацию из остывающего расплава. В то же время, эти минералы несут отчетливые признаки дробления, резорбции и реакционных взаимоотношений с расплавом. Можно полагать, что эти вкрапленники попадали в более кислый расплав в результате актов смешения.

Парагенезис II, включающий кислый-средний плагиоклаз (Pl1) и биотит (Bi) либо роговую обманку (Hbl1), кристаллизовался из риодацитового расплава. Кристаллизация происходила 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.

В качестве кислого конечного члена можно предполагать позднеплиоценовые риодациты г.Тузлук докальдерного цикла, составы которых приведены в табл. 9. На рис. 9 показаны средние составы вулканитов изученных толщ и риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе. Как видно, распределение микроэлементов в дацитах Эльбруса имеет тот же характер, что и в конечных членах, а уровни их содержаний - промежуточные между таковыми в конечных членах. Как показывают балансовые расчеты методом наименьших квадратов, для образования гибридных дацитовых составов, при смешении риодацитовых (соответствующих риодацитам г. Тузлук) и трахиандезитовых (соответствующих трахиандезитам Худеса и Таш-Тебе) расплавов, при формировании риодацитов первой толщи доля трахиандезитового расплава должна составлять 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 и трахиандезитов, очевидно, отражает подобный вид распределения микроэлементов в них (рис. 9), и процесс в целом носит характер смешения родственных расплавов.

Таблица 9

Химический состав риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе

(оксиды в 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
Al2 O3	14,8	15,6	16,9	15,75
Fe2 O3	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
Na2 O	3,79	3,81	4,22	3,78
K2 O	3,98	3,38	3,85	3,18
P2 O5	0,16	0,43	0,26	0,12
H2 O	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	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

Кристаллизация парагенезиса II продолжалась и после смешения, так как минералы этого парагенезиса (с некоторым изменением составов) нарастают на минеральные фазы парагенезиса I.

Рис. 9

Парагенезис III, представленный основными с обратной зональностью ситовидным плагиоклазом (Pl4) и непористым плагиоклазом (Pl3), а также магнезиальным обратно-зональным ортопироксеном (Opx2), отвечает разогреву расплава при конвективном теплопереносе нагретым расплавом из нижних частей камеры и быстрому подъему этого гибридного расплава к поверхности и его декомпрессии с возможным перепадом давления до 5 и более кбар. Минералы этого парагенезиса в дацитах характеризуются признаками быстрой кристаллизации: прежде всего, скелетным ростом, зональностью обратного характера в плагиоклазах и в ортопироксенах с монотонным нарастанием основности плагиоклазов и магнезиальности ортопироксенов к краям кристаллов. Появление плагиоклаз-ортопироксеновых реакционных кайм у роговых обманок свидетельствует о неустойчивости и распаде амфибола. Исходя из особенностей поведения плагиоклаза и амфибола при уменьшении давления и потере летучих, модель декомпрессии и дегазации расплава представляется наиболее реалистичной при кристаллизации парагенезиса III.

Парагенезис IV, содержащий основной плагиоклаз с нормальной зональностью (Pl5) и ортопироксен (Opx3), появляется на последнем этапе, когда начинается охлаждение потерявшего летучие расплава в близповерхностных изобарических условиях. Для этого парагенезиса характерны высокомагнезиальные ядра ортопироксенов и высокоанортитовые ядра плагиоклазов (такие, как у внешних зон плагиоклазов и ортопироксенов парагенезиса III) с нормальными трендами изменения составов к краям, указывающими на нормальный ход дифференциации расплава с понижением температуры.

Парагенезис V, включающий микролиты и каймы вкрапленников, вероятно, кристаллизовался уже в поверхностных условиях.

Таким образом, дациты Эльбруса образовались в результате сложных процессов, включавших смешение расплавов (риодацитового и трахиандезитового), конвекционный разогрев и декомпрессию (полибарическую кристаллизацию) при подъеме. Причем, все процессы приводили к возникновению конвергентных "неравновесных" текстур минералов (обратная зональность, скелетный рост и др.).

Выводы

1. В дацитах Эльбруса присутствует пять равновесных или близкоравновесных парагенезисов минералов-вкрапленников, каждый из которых сформировался на определенном этапе эволюции расплава:

парагенезис I (средний и основной плагиоклаз с нормальной зональностью + железистый ортопироксен с нормальной зональностью магнезиальная роговая обманка клинопироксен) образовался из андезитового расплава и продолжал кристаллизоваться (средний плагиоклаз, роговая обманка) в гибридном расплаве, при попадании в очаг с риодацитовым расплавом;

парагенезис II (кислый, иногда средний плагиоклаз + биотит или железистая роговая обманка) образовался из риодацитового расплава и продолжал кристаллизоваться (средний плагиоклаз, роговая обманка) в гибридном расплаве, при поступлении 20-70% доли андезитового расплава;

парагенезис III (основной плагиоклаз с обратной зональностью + магнезиальный ортопироксен с обратной зональностью) кристаллизовался на этапе быстрого подъема гибридного расплава к поверхности;

парагенезис IV (основной плагиоклаз с нормальной зональностью + магнезиальный ортопироксен с нормальной зональностью) сформировался в близповерхностных условиях из дегазированного гибридного расплава;

парагенезис V (микролиты и каймы вкрапленников) образовался при излиянии гибридного расплава на поверхность.

2. Эволюцию дацитов Эльбруса можно объяснить, используя модели смешения и разогрева расплавов в магматической камере и декомпрессии (полибарической кристаллизации) при подъеме.

3. Минералы-вкрапленники вулканитов несут петрогенетическую информацию, позволяющую расшифровать даже весьма сложную историю формирования пород.