Позднемиоцен-раннеплиоценовые вулканиты из окрестностей г. Цхинвала (Республика Южная Осетия)

УДК 552.323.5

ПОЗДНЕМИОЦЕН-РАННЕПЛИОЦЕНОВЫЕ ВУЛКАНИТЫ ИЗ ОКРЕСТНОСТЕЙ г. ЦХИНВАЛА (РЕСПУБЛИКА ЮЖНАЯ ОСЕТИЯ) В.М. Газеев1, А.Г. Гурбанов2, А.Б. Лексин3, О.А. Гурбанова4

Аннотация. В Центральной части Дзирульского выступа Закавказской межгорной зоны, в полосе от г. Цхинвала (на востоке) до г. Кутаиси (на западе), присутствуют редкие, разрозненные тела третичных базальтов и тешенитов. Изучение данной породной ассоциации имеет большое значение для расшифровки геодинамических процессов, проявивших себя в этом регионе начиная с позднего миоцена. Проведено изучение трахибазальтов и трахиандезибазальтов, распространенных в долинах рек Большая и Малая Лиахва, вблизи г. Цхинвала. Приведены результаты RFA и ICP-MS анализов вулканитов. Дано петрографическое описание пород, рассмотрены их геохимические особенности. Показано, что это внутриплитные образования с рифтогенными геохимическими характеристиками.

Ключевые слова: Закавказская межгорная зона; петрография; трахибазальт; геохимия; диагностические диаграммы, геодинамические реконструкции.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЯ ЗАКАВКАЗСКОЙ МЕЖГОРНОЙ ЗОНЫ

Закавказская межгорная зона состоит из двух крупных прогибов: Рионского и Куринско-го, разделенных Дзирульским выступом Закавказского срединного массива (ЗСМ), расположенного между складчатыми сужениями Большого Кавказа (БК) и Аджаро-Триалетской системы Малого Кавказа. Между Закавказским срединным массивом и смежными складчатыми сооружениями протягиваются узкие прогибы, выполненные морской песчано-глинистой олигоцен-миоценовой молассой. Складчатые системы надвинуты на эти прогибы. Рионский и Куринский межгорные прогибы, как самостоятельные геологические структуры, сформировались в орогенный этап развития Кавказа и наложены на узкие олигоцен-миоценовые прогибы и разделяющее их поднятие. Прогибы заполнены грубообломочной, континентальной позднемиоцен-плиоценовой молассой. Наиболее возвышенная часть ЗСМ - Грузинская глыба. Фундамент глыбы выступает в Дзирульском массиве (ДМ), где он преимущественно сложен докембрийскими кристаллическими сланцами, кембрийскими мраморами, филлитами и палеозойскими гранитами. Чехол ДМ представлен осадочными и вулканогенными породами юры и мела, перекрытыми орогенными молассами позднего миоцена и плиоцена, содержащими тела базальтов и тешенитов. Фундамент ЗСМ ступенчато погружается к востоку под западную часть Куринского межгорного прогиба на глубину более 10 км. Дзирульский массив относится и к зоне Транскавказского поперечного под-

нятия (ТПП), которая пересекает все продольные тектонические зоны Кавказского сегмента Альпийско-Средиземноморского складчатого пояса, и вместе с тем лежит на непосредственном продолжении Африкано-Аравийского риф-тового пояса и играет роль его северного окончания. К ТПП приурочена подавляющая часть новейших вулканических образований Армянского нагорья, Закавказья, Большого Кавказа и Предкавказья [3].

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

На геологических картах Дзирульского массива 1956 года выпуска (К-38-Х111; XIV; XV), составленных Б.И. Кандарашвили, в полосе от г. Сталинири (ныне Цхинвал) до г. Кутаиси показаны тела базальтов и тешенитов, залегающих по отдельности либо слагающих практически единую ассоциацию (район г. Кутаиси). В районе Ванатского месторождения, на берегу р. Малая Лиахва, потоки базальтов в разрезе чередуются с конгломератами [7], показанными на картах как неразделенные отложения мэотического (верхний миоцен) и понтического (нижний плиоцен) ярусов СЫ1т - Ы2рп, участвующих в складчатости. В 2009 году сотрудниками Лаборатории петрографии ИГЕМ РАН и ВНЦ РАН были отобраны представительные образцы основных разновидностей вулканитов: в левом борту долины р. Малая Лиахва; в приводораздельной части междуречья Малой и Большой Лиахвы; и в районе г. Цхинвала (рис. 1). В 2015 году в ИГЕМ РАН из образцов изготовлены шлифы, а в пробах проведены определения концентра-

1 Газеев Виктор Магалимович - к. г-м. н., с. н. с. ВНЦ РАН, г. Владикавказ; н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва (gazeev@igem.ru).

2 Гурбанов Анатолий Георгиевич - к. г-м. н., в. н. с. ВНЦ РАН, г. Владикавказ; в. н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва (gurbanov@igem.ru). 3Лексин Алексей Борисович - ведущ. программист, ИГЕМ РАН, г. Москва (lexin@igem.ru).

4 Гурбанова Ольга Александровна - к. х. н., ассистент кафедры кристаллографии и кристаллохимии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.

ТОМ 16

38

устойчивое развитие

Рис. 1. Местоположение вулканитов на географической и схематичной геологической карте

ции петрогенных и микроэлементов рентгено-флюоресцентным анализом (XRF), редких и редкоземельных элементов - методом спектроскопии с индукционно-связанной плазмой с масс-спектрометрическим окончанием (1СР-МБ) на масс-спектрометре Х-Бепеэ II с использованием соответствующих стандартов. Методики и условия анализов описаны в [1]. На основе результатов аналитических исследований (таблицы 1-3) построены классификационные, петрогенетические диаграммы, Дополнительно на некоторых диаграммах и таблицах показаны: породы плиоценовых вулканических останцов «Сурх», «Крандух»; Тызыльских среднеплейстоценовых вулканических останцов на территории Кабардино-Балкарии; плиоценовые вулканиты свиты Рухс-Дзуар, Ч Северная Осетия; средний плейсто цен-голоценовые вулканиты Кель СКОГО ВуЛКаНИЧеСКОГО НаГОрЬЯ, Юж- Рис.2 ная Осетия.

Рис. 2-1. Оливин. Диагональ снимка (Д) 0.65мм

Рис. 2-2. Псевдоморфозы по оливину

Рис. 2-3. Вкрапленник кварца с пироксеновой каемкой (Д 1.55мм

Рис. 2-4. Плагиоклаз с ситовидной внешней зоной

5. Коричневая каемка вокруг клинопироксена

Рис. 2-6. Спуррит в ксенолитах

Рис. 2. Микрофотографии минералов в шлифах

ТОМ 16

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

Среди изученных вулканитов выявлены две близкие по составу породные разновидности: трахибазальты и трахиандезибазальты. Первые слагают вулканическую постройку в левом борту долины р. Малая Лиахва, вторые - распространены на водоразделе рек Большая и Малая Лиахва.

Трахибазальты - это массивные породы темно-серого цвета с редкими мелкими вкрапленниками бурого цвета, размером до 2.0 мм. Микроструктура мелко-редко-порфировая, основная масса пилотакситовая, апоинтерсертально-пи-лотакситовая или диабазовая. Текстура минда-лекаменная. Вкрапленники представлены оливином и пироксеном. Оливин присутствует в виде кристаллов размером до 1.0 х 1.5 мм и их обломков, замещающихся серпентинито подобным веществом

- мелкие субизометричные и удлиненно-призматические кристаллы и их обломки без вторичных изменений. Редко встречаются субизометрич-ные кристаллы корродированного кварца, окруженного пироксеновой каемкой (рис. 2-3) и скелетные зерна пироксена, в центральных частях которых присутствуют реликты замещенного оливина. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза (лабрадор-битовнит), ориентированных относительно друг друга в одном направлении, а также авгита, рудного минерала и реже оливина, сцеметированных стеклом. Иногда цементирующая масса полевошпатовая, а в некоторых случаях стекло основной массы замещено монтмориллонитом. Многочисленные микропустоты выполнены карбонатом, реже сферо-литами цеолитов, либо на их стенках отмечаются каемки зеленоватого, волокнистого, боулингитоподоб-ного вещества.

Трахиандезибазальты

- это массивные, серые или буроватые породы, с редкими мелкими вкрапленниками. Микроструктура сериально-порфировая. Основная масса гиалопи-литовая и пойкилитовая. Вкрапленники представле-

ны плагиоклазом, моноклинным пироксеном, реликтовым оливином и кварцем. Плагиоклаз (андезин-лабрадор) присутствует в виде не четко зональных кристаллов размером до 0.8 х 1.5 мм. По периферии кристаллов часто наблюдается зона со структурой скелетного роста (рис. 2-4). Более мелкие кристаллы плагиоклаза (лабрадор) размером до 0.2 х 0.5 мм содержат включения клинопироксена, магнетита. Моноклинный пироксен (авгит) присутствует в виде кристаллов разной размерности: крупные до 1.5 мм с коричневой каемкой (рис. 2-5), мелкие до 0.2 х 0.4 мм, коричневые. Они содержат включения рудного минерала. Кристаллы оливина размером до 0.5 мм замещаются зеленоватым серпенти-нито-подобным веществом. Кварц присутствует в виде субизометричных кородированных кристаллов, окруженных реакционной пироксеновой каемкой. В основной массе наблюдаются пятнистые выделения полевого шпата, содержащие микролиты моноклинного пироксена, магнетита и расплавные включения. В трахиандезибазаль-тах встречены мелкие до 3 х 5 см ксенолиты карбонатных пород, в которых обнаружены спуррит

(Na2O+K2O) - SiO2

Рис. 3. Положение составов вулканитов на классификационной диаграмме

Условные обозначения: 1 - третичные (поздний миоцен-раннеплиоценовые) вулканиты Малой и Большой Лиахвы; 2 - средний плейстоцен-голоценовые вулканиты Кельского нагорья

ТОМ 16

40

устойчивое развитие

Рис. 4. Составы вулканитов на вариационных диаграммах вЮ2 - петрогенные элементы

К;0

Si02/15-к20-мg0

МцО

МЬ*2

7.1-/4

II :

-12?-л-

(Ьа/УЬ)к-К

2 6 10 14 18

Ьак/УЬк - УЬк

70 65 60 55

50 45

Выплавки и^высокомагпсзиалыгаго источника

; Выплавки из источника смеш ан ного ти па, ! дифференциаты

¡9 Ш (К-ЫаП ь  Щ Дифференциаты, ! выплавки из н изкомагнезн ильного источш 1 ка (К)серия

0.5

1.0 1.5

• 1  2  3

2.0

2.5

Мд# - К20/Иа20

Вулканиты: 1 - Малой и Большой Лиахвы; 2 - Сурха и Крандуха; 3 - Тызыла

Рис. 5. Положение вулканитов на петрогенетических диаграммах

ТОМ 16

42

устойчивое развитие

Таблица 1

Результаты рентгено-флюоресцентного анализа вулканитов

№ Обр. 12-1/09 12-2/09 13/09 102/09 1021/09 1022/09 1023/09 1042/09 1043/09 1044/09

8102 47.56 46.69 45.70 46.80 48.56 48.79 49.14 53.29 52.76 55.01

ТЮ2 1.96 2.12 2.07 2.19 1.25 1.23 1.28 1.524 1.55 1.50

АЬОз 17.01 17.73 15.79 18.37 14.98 14.77 15.39 17.50 16.87 15.80

Гв20з 9.60 10.28 10.46 10.66 7.93 8.87 8.91 7.55 7.84 8.00

МпО 0.14 0.16 0.17 0.16 0.16 0.21 0.11 0.15 0.14 0.14

М^О 4.14 4.60 5.90 4.88 9.45 6.95 7.88 3.31 4.11 4.01

СаО 10.23 10.41 11.73 11.15 7.72 8.69 8.25 7.99 8.46 7.68

ш2о 2.98 2.77 2.71 2.33 3.17 3.29 3.39 4.75 4.79 4.30

К2О 2.25 1.66 1.73 1.62 1.81 1.88 1.91 2.54 2.42 2.41

Р2О5 0.82 0.82 1.06 0.85 0.42 0.44 0.45 0.56 0.53 0.46

8 0.01 0.01 0.05 0.01 0.01 0.03 0.02 0.01 0.01 0.02

ппп 3.73 2.91 3.30 1.80 4.66 4.51 3.87 0.84 0.98 0.71

Сумма 100.43 100.16 100.67 100.82 100.12 99.66 100.60 100.01 100.46 100.04

Сг 32 32 143 47 319 291 281 154 158 126

V 166 186 213 195 130 127 137 133 131 185

Со 16 21 19 18 33 26 28 22 23 22

N1 19 22 47 23 266 247 255 35 43 40

Си 29 43 51 27 60 52 58 25 43 112

Zn 76 95 93 84 74 73 79 64 75 104

РЬ 16 19 11 19 16 18 19 12 14 17

ЯЬ 38 19 45 25 37 37 39 52 49 58

8г 1610 1628 1734 1669 1056 1187 1153 891 894 917

Ва 1037 1185 940 1045 593 703 566 613 596 552

NЬ 15 16 20 18 16 11 12 18 20 20

Zг 76 95 93 84 74 73 79 64 75 104

У 21 22 25 23 18 19 18 22 19 18

(рис. 2-6), ларнит и другие минеральные новообразования спуррит-мервинитовой фации метаморфизма, диагностика которых требует дополнительных исследований.

Петрохимические, геохимические характеристики пород. На классификационной диаграмме вулканических пород (Ыа20 + К20) - ЭЮ2 (рис. 3), построенной по результатам Х1РР (табл. 1), фигуративные точки составов исследованных образцов сконцентрированы преимущественно в полях трахибазальта и трахиандезибазальта [6]. По своим геохимическим характеристикам они близки к породам верхнеплиоцен-четвертичной трахибазальт-трахиандезитовой формации Малого Кавказа (табл. 2), незначительно отличаясь от них меньшими содержаниями К (в масс. %); 2г, Бг, Ва, ЫЬ (в г/т). На БК они сопоставимы с тра-хиандезибазальтами Тызыльских вулканических построек в Кабардино-Балкарской Республике.

Изученные вулканиты Большой и Малой Ли-ахвы являются высококалиевыми, умеренно титанистыми, умеренно и высокоглиноземистыми

(А11 0.86 - 1.61) образованиями, с калиево-натри-евым типом щелочности (Ыа20/К20 = 1.5 - 2.0) [6]. Отмечается прямая корреляция для Ыа20, К20, Ыа20+К20 и обратная корреляция для ТЮ2; Ре203; СаО; Р205 с содержанием Б102 (рис. 4). На петрогенетических диаграммах (рис. 5), фигуративные точки составов трахибазальтов и трахи-андезибазальтов группируются: в полях пород континентальной коллизии (002) и частично (ОР) в поле пород континентальных рифтов (БЮ2/15 -К20 - Мд0); в поле внутриплитных базальтов (2г - "П/100 - Ух3), (2г/У - 2г); в поле внутриплитных щелочных базальтов (2г/4 - ЫЬх2 - У); континентальных рифтов (Ьа / УЬ)Ы - К. На диаграмме (ЬаЫ/УЬЫ - УЬЫ) составы вулканитов с Большой и Малой Лиахвы располагаются в левой (метасо-матизированной) части диаграммы в области с относительно высокой (11-16 %) степенью плавления мантийного источника [9]. По соотношению Мд# - К20/Ыа20 их можно считать дифференци-атами расплавов, образованных при плавлении мантийного источника смешанного типа.

ТОМ 16

Таблица 2

Средние содержания микроэлементов (г/т) в породах вулканических формаций Закавказья [2] и вулканитах Большого Кавказа

Элементы 1 2 3 4 5 6 7 8

К, % 2.49 3.41 2.37 1.68 2.16 1.29 1.64 2.11

Rb 78 155 43 40 53.7 56 65 79

Li 12 37 13 21 - - 29 20

Sr 660 193 1408 1274 886 420 443 528

Ba 681 457 1001 783 667 263 398 317

Zn 75 53 87 81 70 67 55 61

Cu 29 21 54 50 11 27 27 17

Zr 154 103 232 82 (155) 298 141 172 168

Nb 10 26 30 16.6 - - 7 10

Ta 0.8 2.6 1.2 1.28 1.2 0.57 0.81 0.3

Hf 3.9 3.6 4.9 4.2 7.3 3.0 3.7 2.7

U 7.1 10.5 3.8 1.7 1.8 2.2 1.8 2.2

Th 4.7 24.6 6.4 7.4 13.5 8.6 7.5 5.6

Cr 121 8.3 231 158 181 148 85 64

V 86 11 169 160 - - 79 73

Ni 23 9 43 99 24 64 18 24

Co 24 4 24 23 29 25 9 11

Sc 9 3 10 18 17 19 16 5

K/Rb 319 220 551 420 402 230 252 267

Ba/Sr 1.03 2.36 0.71 0.61 0.75 0.62 0.89 0.6

Rb/Sr 0.11 0.8 0.03 0.03 0.06 0.13 0.14 0.14

Ba/Rb 8.7 2.9 23 19.5 12.4 4.7 6.1 4.0

Nb/Ta 12.5 10 25 12.9 - - 8.6 33

Zr / Hf 39 28 47 37 40.8 47 46.4 62.2

Th / U 0.66 2.34 1.68 4.2 7.5 1.77 4.16 2.54

Cr / V 1.4 0.75 1.36 0.99 - - 1.07 0.87

Ni /Co 0.95 2.25 1.79 4.3 0.82 2.56 2.0 2.1

Примечание: 1 - верхний миоцен-нижнеплиоценовая андезит-дацит-риолитовая формация Закавказья

По геохимическим данным, полученным методом ICP-MS (табл. 3), построены мультиэ-лементные спектры и спектры распределения REE. На спайдер-диаграмме (рис. 6), при нормировании по хондриту [10], заметно сильное фракционирование редких земель, обогащение легкими LREE, ровное распределение тяжелых HREE. Среднее LaM/LuM отношение в трахиба-зальтах и трахиндезибазальтах составляют, соответственно, 20.6 и 15.8; LaWb" - 20.8 и 15.5; La^Sm" - 4.2 и 3.9; G^/Yb" - 2.5 и 2.0. Величина количественного дефицита европия, используемая для оценки степени дифференциации расплава, характеризуется коэффициентом Eu/Eu*, где Eu* = V(Sm /Sm х Gd /Gd ). Eu/Eu*

m v пор. хонд. пор. хонд/

в трахибазальтах = 1.06; в трахиандезибазаль-тах - 1.02, что указывает на отсутствие заметной дифференциации, со значительной ролью фракционирования плагиоклаза.

Мультиэлементные спектры, нормированные по эталону примитивной мантии [10], свидетельствуют о заметном обогащении пород легкими литофильными элементами LILE и в меньшей степени - высокозарядными элементами с высокой валентностью (HFSE). На графике отмечается относительная негативная аномалия тугоплавких элементов (Nb, Ta), заметный минимум в содержании титана и небольшая положительная аномалия стронция. Сопоставление полученных данных с мультиэлементными спектрами

ТОМ 16

44

устойчивое развитие

Таблица 3

Результаты ЮР-Мв анализа вулканитов

Элементы Номер образца

13/09 102-1/09 102/09 104-2/09 104-3/09 104-4/09

Li 15 19 23 26 26 20

Be 2.1 1.4 2.0 1.9 1.8 1.9

Sc 21 17 18 19 17 16

Ti 10997 7570 11608 8461 8491 8004

V 235 163 220 148 147 201

Cr 154 306 53 182 190 160

Mn 1097 1071 1119 956 975 912

Со 32 45 32 29 30 27

Ni 55 298 27 54 58 54

Cu 51 69 32 32 44 103

Zn 108 94 106 83 96 132

Rb 45 36 27 50 50 55

Sr 1731 1003 1679 873 878 881

Y 27 19 25 20 20 20

Zr 246 135 196 74 116 168

Nb 24 19 23 21 21 21

Mo 1.3 0.17 0.36 0.29 0.32 0.77

Ag 0.61 0.37 0.60 0.19 0.29 0.39

Cd 0.36 0.20 0.26 0.14 0.19 0.16

Cs 1.7 1.6 2.1 1.4 1.7 3.2

Ба 889 499 993 523 521 513

La 79 34 53 39 38 38

Се 162 69 113 77 76 75

Рг 20 9.0 15 9.4 9.2 9.2

Nd 72 33 53 33 33 33

Sm 11 5.6 8.7 5.8 5.7 5.7

Ей 3.1 1.7 2.5 1.7 1.7 1.6

Gd 7.4 4.0 6.1 4.3 4.6 4.2

ТЬ 1.1 0.66 1.0 0.72 0.72 0.71

Ву 5.6 3.7 5.0 3.7 4.0 3.7

Но 1.0 0.68 1.0 0.70 0.73 0.72

Ег 2.3 1.7 2.3 1.8 1.9 1.8

Тт 0.34 0.28 0.35 0.27 0.28 0.27

Yb 2.0 1.7 2.0 1.7 1.8 1.8

Lu 0.29 0.25 0.32 0.24 0.27 0.27

Hf 6.2 3.5 5.1 2.6 3.6 4.4

Та 1.4 1.0 1.2 1.4 1.3 1.4

W 1.2 0.10 <ПО 0.38 0.31 1.2

РЬ 8.8 8.0 11 6.8 8.6 11

Б1 0.080 0.14 0.074 0.005 0.059 0.13

ТИ 11.9 5.1 5.4 6.7 7.2 8.1

и 2.3 1.7 0.47 1.5 2.0 2.6

ТОМ 16

к

в -

X

я

г

я га Я

СО

к -

в г а о. с

[' иф гокми, обогащенный \

Трахнбазалът

Н а а.

ч я о

X

а

о. о

С

-1-1-1-1-1-1-!-1-1-1-!-1-1-1-1-1-1-i-1-1-1-1-1-1-1-г

НЬ га ТЬ и мь Та К и Се Рг 5г Р N1) 5т ¿г Ж Ей И ей ТЪ Оу У но Ег Тт УЬ 1и

1000

юо

1-1-г

1а Се Рг N<1 5т Ей 6с1 ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ 1и

Надслзбонын источник, Тибет, тыловая облаем. юны коллизии

11>а\иГ>аш.и.1 Л.

ЯЬ Ва ТЬ и Тэ К 1а се Рг Ьг р N11 ¿г Ей Т1 оа ТЬ Ру У Но Ег Тт ТЬ 1и

Н

а.

ч

X

о «

§

а. о

С

Налс.пбовьш источник, Тибет, гыловля область

зоны коллизии

100

[_а Се Рг Ш 5т Ей йс) ТЪ Оу Но Ег Тт УЬ 1и

Рис. 6. Мультиэлементные спектры и спектры РЗЭ вулканитов Большой и Малой Лиахвы

46

устойчивое развитие

вулканических пород зон конвергентных границ Азии [8] показывает, что они хорошо сопоставимы с вулканитами тыловых частей зон коллизии, сформировавшихся из надслэбовых источников и с обогащенными рифтовыми образованиями.

Сравнение содержаний рудных элементов в вулканитах Большой и Малой Лиахвы с кларками базальтов показало, что в них повышены концентрации (К/К): Ад = 4,0; ТИ = 3,3; Ве = 3,3; Бг = 3,1; и = 2,9.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В позднекайнозойское время Кавказский регион находился в состоянии общего субмеридионального сжатия, продолжающегося и в настоящее время. К позднему олигоцену - раннему миоцену в этой части Альпийского пояса замкнулись все бассейны с корой океанского типа. Господствующие условия субдукции сменились интенсивной коллизией [3], обусловленной ускоренным перемещением к северу Аравийской плиты. На основании данных по сейсмической томографии предполагается, что в миоценовое время произошел отрыв слэба от субдуцирован-ной океанической плиты Нео-Тетиса в Битлис-ской структуре и под Понтийским хребтом, что, в свою очередь, вызвало образование изолированных вторичных плюмов в верхней астеносфере [5]. Начиная с позднего миоцена магматическая активность на территории Большого Кавказа и Закавказья проявилась преимущественно в пределах Транскавказской поперечной зоны. В локализации вулканитов большую роль играли лево- и правосдвиговые зоны северо-восточного, северозападного простираний и рифтогенные структуры, в которых происходило раскрытие очагов разной глубинности [2].

Вулканиты Большой и Малой Лиахвы по геологическим данным относятся к позднемиоцен-раннеплиоценовому циклу (Ы13-Ы21) магматической активности, а их более точных датировок в настоящее время нет. Однако следует отметить, что по своему составу они отличаются от пород раннего цикла, выделяемых как верхний миоцен-нижнеплиоценовая андезит-дацит-риолитовая формация Закавказья, и в то же время эти породы близки к верхнеплиоцен-четвертичной трахи-базальт-трахиандезитовой формации [2].

Изученные трахибазальты и трахиандезиба-зальты, по своим петрохимическим и геохимиче-

ским характеристикам, являются высококалиевыми, умеренно титанистыми образованиями с калиево-натриевым типом щелочности. Фигуративные точки их составов группируются в полях внутриплитных базальтов (гг - Т1/100 - У * 3); (гг/У - гг); (гг/4 - ЫЬ * 2 - У) и континентальных рифтов (Ьа / УЬ)Ы - К. Вероятно, они являются дифференциатами расплавов, образованных при относительно высокой (11-16 %) степени плавления мантийного источника смешанного типа (Мд# - К20/Ыа20).

При нормировании по хондриту и эталону примитивной мантии [10] заметно: сильное фракционирование редких земель (1ан/1ын отношение достигает 20.6); обогащение легкими ЬРЕЕ, крупноионными литофильными (К, РЬ, ТИ, Бг, Ва, Ьа) и высокозарядными (Р, Та, ЫЬ, Ш, гг, Н^ элементами, что характерно для пород континентальных рифтов [4]. Это подтверждается и их сопоставлением с мультиэлементными спектрами с рифтовых образований и породами, возникшими в тыловых частях зон коллизии при плавлении надслэбовых источников [8].

Таким образом, описанные вулканиты являются еще одним свидетельством сложных геодинамических процессов, происходивших в этом регионе и приводивших к возникновению магматических расплавов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В Центральной части Дзирульского выступа Закавказской межгорной зоны, в полосе от г. Цхинвала (на востоке) до г. Кутаиси (на западе), присутствуют редкие, разрозненные тела третичных базальтов и тешенитов. Изученные образцы были отобраны в районе города Цхинвала, по Большой и Малой Лиахве и диагностированы как трахибазальты и трахиандезибазальты. На основании анализа петрогенетических диаграмм (гг - Т1/100 - У * 3), (гг/У - гг); (1_а / УЬ)Ы - К ; (гг/4 - ЫЬ * 2 - У) установлено, что это внутриплит-ные континентально-рифтовые образования. Это подтверждается геохимическими данными, такими как: сильное фракционирование редких земель (1ан/1ын отношение достигает 20.6); обогащение легкими ЬРЕЕ, крупноионными литофильными (К, РЬ, ТИ, Бг, Ва, Ьа) и умеренное обогащение высокозарядными (Р, Та, ЫЬ, Ш, гг, Н^ элементами, что характерно для пород континентальных рифтов.

ЛИТЕРАТУРА

1. Газеев В.М., Гурбанов А.Г. и др. Фиагдонский эффузив-но-силловый комплекс (Россия, РСО-А): геохимия, геодинамическая обстановка формирования, проблемы рудоносно-сти //Вестник ВНЦ РАН. 2014. Том 14. № 2. C. 21-33.

2. Имамвердиев Н.А. Геохимия позднекайнозойских вулканических комплексов Малого Кавказа. - Баку: Изд. «Nafta-Press», 2000. 188 с._

3. Короновский Н.В., Демина Л.И. Коллизионный этап развития Кавказского сектора Альпийского складчатого пояса: геодинамика и магматизм // Гэотектоника. 1999. № 2. С. 17-35.

4. Короновский Н.В., Демина Л.И. Магматизм как индикатор геодинамических обстановок. - Москва: Изд. «КДУ», 2011. 209 с.

5. Меликсесян Х.Б. Платобазальтовый вулканизм в зонах коллизии: петрология и геохимия плиоцен-плейстоценовых базальтоидов Северной и Центральной Армении. Известия НАН РА. Науки о Земле. - Ереван: Изд. «Гитутюн», 2015. С. 22-46.

6. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. - Санкт-Петербург: Изд. «<Всегеи», 2009. 198 с.

7. Полезные ископаемые и минеральные воды Юго-Осетинской автономной области. - Цхинвали: Изд. «<Иры-стон», 1984. 173 с.

8. Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Фефе-лов Н.И., Саранина Е.В. Калиевая и натриевая вулканические серии в кайнозое Азии. - Новосибирск: Академ. Изд. «ГЕО», 2012. 343 с.

9. Chanvel C., Jahn B.M., Nd-Sm usotope and REE geochemistry of alkali basalts from massif Central France // Ceochim. et Cosmochim. Acta, 1984, v.48, № 1б р. 93-110.

10. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical andisotopic systematic of oceanic basalts // Geol. Spec. Publ. 1989. № 42. P. 313-345.

LATE MIOCENE-EARLY PLIOCENE VOLCANITES FROM ENVIRONS OF TSCHINVAL CITY (REPUBLICA SOUTHEREN OSETIYA) V.M. Gazeev1,2, A.G. Gurbanov1,2, A.B. Lexin1, O.A. Gurbanova3

1 Scientific budgetian institution of the Russian Academy of Science Institute of Ore Deposits Geology, Petrography, Mineralogy and Geochemistry (IGEM RAS ), Moscow (gazeev@igem.ru), (lexin@igem.ru).

2 Vladikavkaz scientific center of the RAS. Vladikavkaz.

3 Moscow State University named after Lomonosov, Moscow.

Abstract. At the central part of Dzerulsky projection of intermountain zone of the Lesser Caucasus, in a line from Tschinval city (on east) up to Kutaisi city (on west), are present a rare, separate bodies basalt of fracture type and teschenites. Investigation of this rock association have a great importance for deciphering of paleogeodynamics conditions (processes), exhibiting in this region beginning from Late Miocene. Investigation of representative samples of trachybasalts and trachyandesibasalts, which are distributed in valleys of Big and Small Liachvarivers near Tschinval city. Results of RFA and ICP-MS analysises of volcanites are listed. The petrographic description of the rocks was done and their geochemical peculiarities have been considerate. It was shown, that these rocks are intraplate formations with a riftogenic geochemical characteristics.

Keywords: Southern slope of the Great Caucasus, trachybasalt, petrography, geochemistry, diagnostic diagrams, geodynamic reconstruction.

REFERENCES

1. Gazeev V.M., Gurbanov A.G., i dr. Fiagdonskiy effuzivno-sillovyy kompleks (Rossiya, RSO-A): geokhimiya, geodinamicheskaya obstanovka formirovaniya, problemy rudonosnosti // Vestnik VNTs RAN. 2014. Tom 14. № 2. C. 21-33.

2. Imamverdiev N.A. Geokhimiya pozdnekaynozoyskikh vulkanicheskikh kompleksov Malogo Kavkaza. -Baku: Izd. «Nafta-Press», 2000. 188 s.

3. Koronovskiy N.V., Demina L.I. Kollizionnyy etap razvitiya Kavkazskogo sektora Al'piyskogo skladchatogo poyasa: geodinamika i magmatizm // Geotektonika. 1999. № 2. S. 17-35.

4. Koronovskiy N.V., Demina L.I. Magmatizm kak indikator geodinamicheskikh obstanovok. - Moskva: Izd. «KDU», 2011. 209 s.

5. Meliksesyan Kh.B. Platobazal'tovyy vulkanizm v zonakh kollizii: petrologiya i geokhimiya pliotsen-pleystotsenovykh bazal'toidovSevernoy i Tsentral'noyArmenii. Izvestiya NAN RA. Nauki o Zemle. - Erevan: Izd. «Gitutyun», 2015. S. 22-46.

6. Petrograficheskiy kodeks Rossii. Magmaticheskie, metamorficheskie, metasomaticheskie, impaktnye obrazovaniya. - Sankt-Peterburg: Izd. «Vsegei», 2009. 198 s.

7. Poleznye iskopaemye i mineral'nye vody Yugo-Osetinskoy avtonomnoy oblasti. - Tskhinvali: Izd. «Iryston», 1984. 173 s.

8. Rasskazov S.V., Chuvashova I.S., Yasnygina T.A., Fefelov N.I., Saranina E.V. Kalievaya i natrievaya vulkanicheskie serii v kaynozoe Azii. - Novosibirsk: Akadem. Izd. «GEO», 2012. 343 s.

9. Chanvel C., Jahn B.M., Nd-Sm usotope and REE geochemistry of alkali basalts from massif Central France //Ceochim. et Cosmochim. Acta, 1984, v.48, № 1b r. 93-110.

10. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts // Geol. Spec. Publ. 1989. № 42. P. 313-345.

ТОМ 16