Нижнеюрский островодужный базальт-андезит-дацитовый магматизм Центрального Кавказа (карачаевская вулканическая область): петролого-геохимические и изотопные особенности, генезис

Нижнеюрский островодужный базальт-андезит-дацитовый магматизм Центрального Кавказа (Карачаевская вулканическая область):

петролого-геохимические и изотопные особенности, генезис

А.Г. Гурбанов*, В.М. Газеев**, А.Б. Лексин***, И.С.Хесс****

АННОТАЦИЯ

Выявлены типоморфные петролого-геохими-ческие и изотопные особенности нижнеюрского вулканизма Карачаевской вулканической области Центрального Кавказа, проявившегося в южной части Скифской эпигерцинской платформы. По составу вулканические породы представлены базальтами, андезибазальтами, андезитами, дацитами и редко риолитами, объединенными в генетически единую ассоциацию. В Лабино-Малкинской зоне (южная окраина Скифской платформы) с позднего синемюра развивался крупный Ахметовский прогиб. В его восточной части, в дельтовых угленосных отложениях ху-маринской свиты нижнего плинсбаха, содержатся вулканиты рассматриваемой ассоциации. Магматические образования приурочены только к нижнеюрской части разреза. Ими преимущественно сложены горизонтальные силлы (мощность 10-40 м, протяженность 100-300 м), внедрившиеся в субгоризонтально залегающие отложения плинсбахского и тоарского ярусов. Подводящие к ним каналы-дайки достигают 8 м по мощности. Часто встречаются «многоэтажные» силлы. Породы этой ассоциации образуют серию с отчетливо выраженным эволюционным трендом - наиболее древние и основные по составу силлы, приуроченные к нижним частям разрезов, пересекаются более молодыми и более кислыми «дайками», являющимися подводящими каналами для следующих силлов даци-тового и риолитового составов, локализованных в более высоких частях стратиграфического разреза. Реже встречаются лавы, лавобрекчии и туфы андезибазальтового и андезитового составов. Их максимальная мощность (до 300 м) наблюдается около вулканических центров. Установлен структурный контроль в простран-

ственном размещении проявлений магматизма

- его приуроченность к зонам субмеридиональ-ных глубинных разломов, а в узлах их пересечений с субширотными разломами располагаются вулканические центры с максимальными мощностями вулканитов. Проведено определение возрастов пород 40Аг/39Аг методом по мономине-ральным фракциям плагиоклазов и биотитов со ступенчатым отжиганием. Полученные цифры возраста (190-180 млн лет) соответствуют интервалу от позднеплинсбахского до тоарского времени, что хорошо согласуется с геологическими данными о стратиграфическом положении пород изучаемой ассоциации. Одинаковые плато возраста для плагиоклазов из стратиграфически более древнего андезитового силла (184,1 ± 1,3 млн лет) и из стратиграфически более молодого дацитового силла (184,7 ± 2,2 млн лет) показали, что внедрение андезитового и дацитового расплавов происходило в течение очень короткого интервала времени, т. е. почти одновременно. Выявлено, что содержания 8і02 в породах ассоциации для западной части Карачаевской вулканической области варьируют от 52 до 68, а для восточной части - от 57 до 76 масс.%. Концентрации большинства главных оксидов в породах ассоциации уменьшаются с увеличением содержаний кремнезема. В породах последовательного ряда дифференциатов (андезибазальты, андезиты, дациты, риолиты) выявлена закономерность в поведении рассеянных элементов, происходит постепенное: 1) уменьшение содержаний: Со, Сг, ИІ, 8г, Си, Са, Эе, 2п; 2) увеличение содержаний РЬ,ТИ, 2г; РЬ, ЫЬ. По содержанию, характеру распределения редких земель и изотопии стронция (величины 878г/868г отношений в плагиоклазах от 0,70437

Гурбанов А.Г. - к.г.-м.н., в.н.с. ИГЕМ РАН.

""Газеев В.М. - к.г.-м.н., н.с. ИГЕМ РАН.

"""Лексин А.Б. - м.н.с. ИГЕМ РАН.

""Хесс Ю.С. - доктор наук, лаборатория геохронологии Гайдельбергского университета (ФРГ).

до 0,70532 и в апатитах от 0,70394 до 0,70532) в породах изученной ассоциации позволили считать, что исходный расплав, породивший рассматриваемую ассоциацию пород, имел мантийное происхождение и сформировался при субдукции океанической коры под южный край Скифской платформы в островодужной геодинамической обстановке.

ВВЕДЕНИЕ

Большой Кавказ является уникальным и компактным регионом, в эволюции которого отчетливо выявляются тектоно-магматические циклы со специфичным составом пород и временем проявления магматизма, присущего конкретным геодинамическим обстановкам. В этом плане значительный интерес представляет получение петролого-геохимических и изотопных характеристик нижнеюрского вулканизма, сохранившегося от эрозии в различных структурно формационных зонах (СФЗ) и проявившегося почти одновременно, но в различных геодинамических обстановках. Такие исследования помогут выявить типоморфные петрохимические, геохимические, изотопные особенности магматических пород, сформировавшихся в конкретной геодинамической обстановке, и оценить влияние фундамента (различного состава и возраста) на изотопный состав Бг, КЬ, Бт и Ш в конкретных магматических ассоциациях.

Большой Кавказ представляет собой сегмент Альпийско-Средиземноморского складчатого пояса, простирающегося ~ на 1300 км между Черным и Каспийскими морями при средней ширине ~ 100-200 км. Его современная горная система образовалась при общем воздымании в палеоген-неогеновое время. Раннеюрский вулканизм широко проявился в южной и юго-западной частях Скифской платформы, где в лейасе-аалене происходило погружение с формированием бассейнов двух типов.

В Лабино-Малкинской зоне с позднего синемю-ра развивался крупный Ахметовский прогиб, расширявшийся до конца аалена и заполнявшийся мелкозернистыми песчано-глинистыми отложениями мощностью до 1 100-2 300 м. В восточной части этого прогиба до 700-1000 м мощности разреза приходится на дельтовые угленосные отложения хумаринской свиты нижнего плинсбаха, содержащие вулканиты андезибазальтового, андезитового, дацитового и редко риолитового составов.

В восточной части Центрального Кавказа, на его северной периферии (междуречье Терек -Урух), в нижней части юрского разреза присутствуют лавовые потоки и туфовые горизонты андезидацитового, дацитового и риолитового составов, а также небольшие штокообразные тела диорит-гранодиорит-гранитного составов и дайки габбро, диабазов. В междуречье Урух

- Черек Безенгийский вулканиты становятся более основными (андезибазальты, встречаются штоки габброидов) и появляются небольшие

тела трахитов. Этот тип магматизма, скорее всего, соответствует островодужной стадии развития [15]. В нижнеюрское время на месте современной зоны Южного склона Большого Кавказа заложился глубокий прогиб, в восточной части которого (верховья рек Фиагдон и Асса) в узком тектоническом блоке сохранились реликты раннеюрской океанической коры, представленной комплексом параллельных даек габбро-диабазового состава и мелкими штоками габбро, пикритов и пиллоу лавами, лавобрекчи-ями базальтов типа МОКВ [13].

На Западном Кавказе в осевом троге лейас-ааленского бассейна в зоне Главного хребта, рассматривающемся [3] как рифтогенная структура на утоненной коре континентального типа [8], в мощных глубоководных глинистых отложениях на двух стратиграфических уровнях залегают вулканические породы основного состава. В западной части трога (от верховий р. Мзымты на востоке и до истоков р. Туапсинки) вулканическая активность проявлялась уже в нижне-среднеюрское время. Лавовые и туфовые горизонты залегают в разных частях этого разреза, сложенного глубоководными морскими отложениями. Базальт-риолитовый вулканоплутонический комплекс тоар-ааленского (?) возраста проявлен в Гойтхской вулканической области. Наряду с излияниями базальтов, андезибазальтов происходили извержения риолитовой магмы, явно преобладающей в вулканических разрезах. В небольших количествах встречаются трахиандезиты и трахиты [4]. Вулканиты свиты горы Индюк (район Туапсинского поперечного поднятия) образуют мощные горизонты кристаллокластических туфов и суб-вулканические тела риолитового состава. Однако на трех стратиграфических уровнях вместе с риолита-ми встречаются и базальты [5].

В среднеюрское (байос) время на фоне максимального опускания земной коры интенсивно проявился подводный вулканизм (от базальтоидов до андезитов), продукты которого сейчас представлены спилитами [2, 4, 5, 6, 9, 34].

Доля вулканогенного материала в мощных лейас-ааленских разрезах невелика. Считается [3], что в течение лейаса-аалена определяющим событием было заложение и развитие рифтогенного бассейна Большого Кавказа, так как этот процесс контролировал проявления вулканизма.

На территории Большого Кавказа выделено три фазы вулканической активности: синемюр-карикс, домер - начало раннего тоара и аален.

На данном этапе наши исследования были направлены на изучение нижнеюрского магматизма Карачаевской вулканической области, варьирующего по составу от базальтов до риолитов, с преобладанием андезитов, и развитого в южной части Скифской платформы на юге Бечасынской СФЗ. Севернее, в центральной части Скифской платформы разведочными буровыми скважинами на нефть (Наримановская - Н1, Подсолнечная - П6 и др.) в нижнеюрских отложениях вскрыты вулкани-

ты, сопоставимые по минеральному и химическому составам с породами Карачаевской вулканической области [12].

Основными задачами исследований были:

- геологическая, петролого-геохимическая и изотопная характеристики пород рассматриваемой ассоциации;

- расшифровка эволюции магматизма, установление его генезиса и источника;

- определение времени проявлений вулканизма;

- разработка геодинамической модели текто-но-магматического развития этой части Кавказа в нижнеюрское время.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

Район исследований расположен в южной части Скифской эпигерцинской платформы, где наблюдается полный стратиграфический разрез от нижнеюрских до раннечетвертичных отложений. Раннеюрские отложения, с базальными конгломератами в основании, перекрывают докембрийско-нижнепалеозойский фундамент с палеозойскими гранитами.

Нижне-среднеюрские отложения, образовавшиеся в шельфе окраинного моря, представлены мелководно-морскими фаунистически охарактеризованными [10, 11]алевролитами при подчиненном количестве угленосных песчаников, конгломератов и аргиллитов озерно-лагунного происхождения [1, 3]. Магматические образования известны только в нижнеюрской части разреза. Ими преимущественно сложены горизонтальные силлы (мощность 1040 м, протяженность 100-300 м), внедрившиеся в субгоризонтально залегающие отложения плин-сбахского и тоарского ярусов (рис. 1). Подводящие к ним каналы-дайки достигают 8 м по мощности и имеют резкие секущие контакты с вмещающими их породами. Часто встречаются «многоэтажные» силлы. Состав этих субвулканических пород варьирует от базальтов, андезибазальтов до риолитов, но преобладают породы промежуточного (андезиты, дациты) состава [7].

Породы этой ассоциации часто образуют серию с отчетливо выраженным эволюционным трендом. Наиболее древние и основные по составу силлы, приуроченные к нижним частям разрезов, пересекаются более молодыми и более кислыми «дайками», являющимися подводящими каналами для следующих силлов дацитового состава, локализованных в более высоких частях стратиграфического разреза. Гальки пород этой магматической ассоциации обнаружены в базальных конгломератах аалена. Это позволило оценить верхний возрастной предел образования вулканических пород как доааленский. Средняя мощность отложений плин-сбахского и тоарского ярусов, достигающая 1000 м, позволяет предполагать, что силлы внедрялись в близповерхностных условиях (менее чем в 500 м от дна Юрского моря [35, 37]). Кроме многочисленных

силлов и даек в этом районе известны лавовые потоки, туфовые горизонты, эксплозивные брекчии и вулканы центрального типа (Людмила и др.).

Раннеюрские вулканиты распространены от долин рр. Хасаут, Эшкакон на востоке Карачаевской вулканической области; в долинах рр. Подкумок, Мара, Кубань - в ее центре; и до долин рр. Теберда (район г. Карачаевска), Шоана - на ее западе (рис.

1). Вулканиты локализованы в отложениях хума-ринской и шоанской свит плинсбахского возраста. В угленосной хумаринской свите (карикский подъ-ярус) залегают два линзовидных горизонта (мощность 100-130 м) пирокластических и эффузивных пород андезитового и дацитового составов. Часто встречаются силлы и дайки, являющиеся подводящими каналами к силлам, иногда имеющим многоярусное строение. Экструзивные тела встречаются реже, и они в основном сложены кислыми породами. При взрывных извержениях образовывалась эксплозивная брекчия с обломками вмещающих нижнеюрских алевролитов, песчаников и пород древнего кристаллического фундамента (слюдяные сланцы, граниты). Вулканиты шоанской свиты (домерский подъярус) развиты локально и представлены лавами, лавобрекчиями и туфами анде-зибазальтового и андезитового составов. Их максимальная мощность (до 300 м) наблюдается около вулканических центров. Встречаются субвулкани-ческие тела (силлы, дайки, экструзивные купола в жерлах вулканов), преобладающие в ряде мест над лавовыми потоками. Средне-верхнеюрскими (К-Аг-возраст - 170 и 152 млн [8]) трахиандезитами сложено несколько крупных некков в левом борту долины р. Теберды (горы Великан, Брат Великана, Джингирик и др.); гранит-порфирами (150 млн лет [7]) и меловыми (107 ± 10, 101 ± 6, 104 ± 5 млн лет [7]) субщелочными и щелочными габброидами сложены единичные дайки и мелкие штоки, которые в этой статье не рассматриваются.

Установлен четкий структурный контроль в пространственном размещении магматизма - его проявления приурочены к зонам глубинных разломов субмеридиональных разломов, а в узлах их пересечений с субширотными разломами располагаются вулканические центры с максимальными мощностями вулканитов (район г. Карачаевска). Вулканиты восточной части области контролируются Эльбрус-Эшкаконским и Чучкур-Подкумским разломами, а западной части области (левобережье Кубани) - Кубанским. Локальные участки развития вулканических пород на правобережье р. Кубани (вверх по ее долине от сел. Каменномостское) приурочены к разломам, оперяющим Кубанский [8].

Основной широтной структурой, контролирующей локализацию интрузий и вулканов, является зона Срединного разлома. Ее пересечение с субмеридиональными (Кубанским, Арнаутским, Индыш-Маринским, Чучкур-Подкумским и Эльбрус-Эшкаконским) разломами и обусловило внедрение основной массы нижнеюрских вулканитов в Кара-

Рис. 1. Схематическая геологическая карта района работ

Условные обозначения: 1 - четвертичные отложения; 2 - меловые отложения; 3 - титонские отложения; 4 - оксфордские, киммериджские отложения; 5 - байосские и батские отложения; 6 - тоарские и ааленские отложения; 7 - плинсбахские отложения; 8 - пермские отложения; 9 - каменноугольные отложения; 10 - девонские отложения; 11 - раннепалеозойские-докембрийские породы; 12 - раннеюрские дациты и риолиты; 13 - раннеюрские андезибазальты и андезиты; 14 - допа-леозойские серпентиниты; 15 - номер пробы и ее местонахождение

чаевской области.

ОПРОБОВАНИЕ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Во время полевых работ были обследованы основные выходы пород изучаемой ассоциации и отобрано 102 представительные пробы, характеризующие все разновидности слагающих ее пород. Для исследований отбирались, по возможности, неизмененные породы, но для оценки влияния вторичных изменений на валовый химический состав пород отбирались пробы и из измененных пород.

Аналитические исследования проводились в лабораториях ИГЕМ РАН и университетов ФРГ -в городах Гизене, Гейдельберге и Геттингене. Во всех пробах рентгено-флюоресцентным анализом (XRF) определялись содержания 10 главных окислов и 13 редких элементов на приборе Philips PW-1400 с автоматическим спектрометрическим окончанием (в ФРГ) и на спектрометре последовательного действия PW-2400 компании Philips Analytioal B.V. (Нидерланды) - в ИГЕМ РАН. Fe2+

определялось титрометрией с КМпО4, а СО2 и Н2О+ - с использованием метода кулонометрии и КаМ^эсИег-титрования соответственно. Для определения содержаний Бс и семи редкоземельных элементов (Ьа, Се, Бт, Ей, ТЬ, УЬ, Щ применялся инструментальный нейтронно-активационный анализ (|ЫАА, аналитики К. Менгл, Геттинген, ФРГ, и А.Л. Керзин, ИГЕМ РАН, Москва). Детали, касающиеся использования аналитической техники, точности анализов и воспроизводимости полученных данных и использования стандартов, приведены в работе [16].

Изотопные и возрастные определения производились по отдельным, чисто выделенным моно-минеральным фракциям. Для изучения изотопии Бг и 1КЬ минералы разлагались в смеси кислот НР-НС1О4 (для плагиоклазов) или НС1 (для карбонатов и апатитов) и трассировались изотопами 85КЬ и 84Бг. Стронций экстрагировался из трассированного раствора (2,5Ы НС1) с использованием ионно-обменной колонки (катионит DOWEX 5OWX8, 100-200 меш), а рубидий - с помощью гранулированного фосфа-

та циркония. Масс-спектрометрический анализ Rb и Sr проводился в одноленточном режиме на танталовых (Та) лентах. Исследования проводились на твердофазном масс-спектрометре (Finnegan МАТ-261, 23 cm radius, 90o sector tube) с многоколлекторным детектором ионов. Измеренные изотопные отношения Sr были нормализованы по отношению 86Sr/87Sr = 0,11943. Во время измерений изотопное отношение в стандарте NBS (SrCO3) равнялось 0,71024 ± 0,00011 (среднее отклонени е ± 2а). При измерениях 518О кислород экстрагировался из образцов с ClF3. Масс-спектрометрические измерения проводились в двухколлекторном динамическом режиме: 518О (абсолютная ошибка 0,1 %) даны относительно SMOW и приведены в таблице 3. Аналитические приборы, использованные для 40Ar/39Ar-возрастных измерений, тописаны Ю. Хессом и Х. Липпольтом [24]. Для получения данных

о составах минералов (плагиоклазы) и основной массы использовались микрозондовые, нейтронноактивационные, рентгенофлюоресцентные методы исследований. Структурное состояние плагиоклазов определялось по методике [17].

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Петрографическая характеристика пород. Силлы, лавовые потоки, некки и дайки сложены плотными породами от темно- до светло-серого цвета. Все породы имеют порфировую структуру с размером фенокристов до 10-15 мм, погруженных в тонкозернистую, плотную основную массу. По количеству фенокристов и разнообразию их ассоциаций в сочетании с общим химическим составом проведена систематика пород. Среди вкрапленников преобладает плагиоклаз, а затем в порядке убывания следуют: амфибол, пироксен, биотит, кварц, титаномагнетит и щелочной полевой шпат. По содержанию анортитового компонента в фено-кристах плагиоклазов и в основной массе (рис. 2) из одной и той же породы установлена их неравно-весность.

По химическому и минеральному составам среди пород рассматриваемой ассоциации выделяются базальты или долериты (встречаются редко), андезибазальты, андезиты, дациты и редко встречающиеся риолиты (табл. 1).

В базальтах (долеритах) наблюдаются порфировая, офитовая и пойкилоофитовая структуры и массивная текстура. Фенокристы (до 25-33 %) представлены плагиоклазом, пироксеном, амфиболом. Плагиоклазом сложены вкрапленники двух генераций. Зерна ранней генерации (размер 0,7-1,0 х 1,0-1,6 мм) с прямой зональностью (ядра лабрадор An56-60, краевые зоны - андезин An42-50). Центральные части зерен замещены карбонатом, а краевые - альбитом. Плагиоклазы поздней генерации (размер зерен 0,2 х 0,3-0,6 мм) слабо карбонатизированы и сильнее альбитизированы и сложены андезин-лабрадором (An42-50). Пироксены (размер зерен до 1,2 х 1,5 мм) наблюдаются в виде

псевдоморфоз, центральные части которых вы полнены тонкочешуйчатым хлоритом, карбонатом и выделениями магнетита, а периферия сложена опацитовой каемкой из тонкодисперсных зерен рудных минералов. Иногда в центральных частях зерен сохраняются реликты диопсида. Амфибол встречается редко и целиком замещен хлоритом и карбонатом. Рудные минералы (размер зерен до 0,1 х 0,2 мм) равномерно распространены в основной массе породы. Основная масса полностью раскристаллизована, но иногда имеется и стекло. Лейсты в основной массе сложены плагиоклазом (Ап44-50), полностью хлоритизированным пироксеном (?) и магнетитом.

В андезибазальтах порфировые вкрапленники (до 24-32 %) сложены плагиоклазом, амфиболом, пироксеном ряда диопсид-авгит, а лейсты в основной массе - плагиоклазом, пироксеном, магнетитом. Минеральный состав, характер вторичных изменений вкрапленников и структура породы практически идентичны описанным для базальтов и долеритов. Отличия заключаются в более кислом составе вкрапленников плагиоклаза (в зональных зернах - в ядрах Ап52-58, а в краевых - Ап38-46).

Для андезитов характерны сериально-

порфировая структура и криптокристаллическая основная масса. Порфировые вкрапленники составляют до 40 % от объема породы и представлены плагиоклазом, амфиболом, пироксеном,

Рис. 2. Содержание анортита в плагиоклазах фенокристов и в основной массе пород нижнеюрской андезибазальт-андезит -дацит-риолитовой ассоциации

1 - вариации составов (микрозонд) фенокристов; 2 - плагиоклаз (микрозонд) основной массы; 3 - составы (нейтронная активация) фенокристов плагиоклазов; 4 - содержание (рентгено-флюоресцентный метод) нормативного анортита

ВЛАДИКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА

и

о

н

к

К

Таблица 1

Химический (мас.%) и геохимический (г/т) составы нижнеюрских вулканитов Бечасынской зоны (pp.Мара, Подкумок, Кубань, Теберда, Шоана).

Б - базальт, АБ - андезито-базальт, А - андезит, Д - дацит, Р - риолит

Компо- ненты HK19 HK25 HK66 HK12a HK12b HK14 HK67 HK69 HK70 HK71 HK72 HK74 HK75 HK112 HK13b HK16 HK17A НК17Б HK20 HK23 HK23b HK27al HK27b

Б Б Б АБ АБ АБ АБ АБ АБ АБ АБ АБ АБ АБ A A A A A A A A A

SiO, 44.47 48.17 47.67 51.63 50.55 51.96 49.47 51.3 50.32 51.22 51.42 50.94 53.15 50.32 53.75 59.83 55.03 53.49 55.51 51.13 49.34 56.2 56.23

ГЮ2 1.15 0.97 0.94 0.86 0.93 0.95 0.95 0.98 0.92 0.87 0.9 0.95 0.82 0.80 0.89 0.74 0.4 0.61 0.49 0.73 0.75 0.7 0.71

АЬОз 17.36 17.6 17.25 17.69 17.72 17.18 17.4 18.28 17.42 17.64 17.95 17.74 16.9 17.28 14.57 14.53 14.74 16.51 17.17 17.02 16.81 18.02 18.42

Fe203 3.79 3.38 3.11 2.88 4.05 1.69 2.37 3.8 3.45 3.04 3.7 3.73 3.36 3.33 2.01 2.48 1.83 2.27 3.13 0.97 1.61 3.69 3.59

FeO 5.23 4.52 4.4 3.94 3.16 5.32 5.15 3.83 3.52 3.82 3.33 3.57 3.64 3.69 4.53 3.24 4.13 4.99 3.17 5.19 4.78 4.2 3.78

MnO 0.14 0.1 0.11 0.11 0.1 0.12 0.12 0.15 0.11 0.13 0.12 0.13 0.13 0.15 0.11 0.12 0.13 0.12 0.11 0.12 0.12 0.09 0.08

MgO 3.47 3.92 2.93 3.67 4.49 3.54 3.72 5.68 4.36 4 3.27 3.88 5.24 3.48 2.4 1.82 2.4 2.62 2.81 3.14 3.55 3.75 3.88

CaO 9.67 8.78 9.9 8.78 7.65 7.88 8.56 4.74 7.82 8.26 9.59 9.1 8.1 9.76 5.47 4.57 5.31 5.84 4.31 5.96 4.03 5.04 4.92

Na20 2.96 3.79 3.5 3.3 3.66 3.45 3.7 4.68 3.49 3.3 3.19 3.12 2.72 3.58 3.37 4.59 3.77 3.58 5.79 3.54 3.09 3.76 4.06

k2o 1.24 1.2 1.59 0.77 0.88 0.63 1.13 2.21 0.92 0.74 0.82 0.83 0.97 0.88 0.83 1.85 1.55 0.94 1.43 1.32 1.55 1.07 1.05

p2o5 0.25 0.18 0.18 0.14 0.13 0.22 0.18 0.19 0.13 0.14 0.14 0.13 0.22 0.18 0.22 0.27 0.2 0.2 0.22 0.14 0.14 0.15 0.15

h2o 3.19 4.43 2.7 2.32 2.92 2.95 3.03 3.61 2.53 2.52 2.07 2.04 2.45 2.12 2.74 1.84 3.3 3.94 2.59 2.25 2.73 2.84 2.65

co2 6.61 2.79 6.22 4.11 3.87 3.97 4.55 0.6 5.27 4.75 4.05 3.53 2.55 4.47 7.1 2.32 5.24 5.29 2.9 8.98 9.77 0.88 0.7

Сумма 99.53 99.83 100.5 100.2 100.11 99.86 100.33 100.05 100.26 100.43 100.55 99.71 100.25 100.04 100.39 100.22 100.25 100.44 100.03 100.49 100.27 100.39 100.22

Fe203 9.59 8.4 8 7.26 7.56 7.6 8.09 8.06 7.36 7.28 1.4 1.1 1.4 7.43 7.04 6.14 6.42 7.81 4.45 4.74 6.92 8.36 7.79

Ce 66 35.7 " " 22.3 " 38.1 39.5 " " " 20.1 " 22 " 47 35 " " 23.5 " 27.2 28.6

Co 25 23 20 17 23 20 21 26 20 19 21 24 24 20 14 12 13 15 12 20 14 15 12

Cr 31 27 25 43 47 38 24 28 45 42 44 49 122 37 15 7 9 11 13 28 43 10 11

Cu 40 23 27 30 34 41 23 32 30 29 32 36 24 19 15 12 3 10 12 14 22 13 11

Eu 1.69 1.21 " " 1.01 " 1.19 1.23 " " " 0.97 " 1.14 " 1.19 1.01 " " 0.94 " 0.97 1.11

Ga 17 18 18 18 18 17 18 18 18 17 19 18 18 18 18 18 17 17 17 17 17 16 18

La 29.4 17.7 " " 10.3 " 18.2 18.7 " " " 9.4 " 18.2 " 25.2 18.7 " " 11.1 " 15.2 14.2

Lu 0.41 0.52 " " 0.59 " 0.21 0.29 " " " 0.44 " 0.73 " 0.54 0.55 " " 0.14 " 0.45 0.3

Nb 3 7 7 4 4 7 8 7 3 3 3 3 8 6 12 14 7 7 7 5 4 5 4

Ni 12 17 16 23 23 22 14 16 22 18 19 21 58 13 4 2 3 3 5 17 19 4 3

Pb 4 7 75 8 6 7 9 7 8 8 5 5 8 5 8 10 2 7 3 5 6 7 5

Rb 36 39 74 22 24 13 37 76 26 20 24 31 22 21 20 34 52 32 45 41 61 29 29

Sc 25.1 21.7 " " 21.3 " 20.4 21.3 " " " 21.6 " 18.5 " 6.8 8.7 " " 14.5 " 12.9 12

Sm 6.5 4.8 " " 3.3 " 4.8 4.8 " " " 3.1 " 4.4 " 4.4 3.5 " " 3.5 " " 4.2

Sr 356 215 174 329 263 419 214 430 258 297 334 328 379 280 304 321 144 168 114 147 111 186 194

Tb 0.88 0.81 " " 0.63 " 0.72 0.75 " " " 0.57 " 0.45 " 0.73 0.42 " " 0.58 " 0.63 0.72

Th 6 4 5 3 2 5 6 5 3 2 1 2 6 2 5 5 4 5 2 3 4 4 2

Y 24 25 25 20 20 21 26 26 19 19 20 20 23 21 18 20 20 20 22 19 20 21 22

Yb 2.3 2.4 " " 1.'? " 2.9 4.2 " " " 2.1 " 2.5 " 2.4 2.1 " " 2.4 " 2.1 2.2

Zn 77 79 89 71 78 69 83 83 73 73 75 73 70 41 54 71 66 93 70 49 55 80 79

Zr 121 115 114 89 86 126 120 115 84 88 89 84 125 111 175 222 119 122 143 113 108 118 118

20 УСТОЙЧИВОЕ РАЗВИТИЕ: ЭКОЛОГИЯ, ЭКОНОМИКА, СОЦИАЛЬНЫЕ ОТНОШЕНИЯ

ВЛАДИКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА

Продолжение таблицы 1

ю

и

о

н

к

К

Компо- ненты НК29а НК29Ь НК39 НК40 НК46Ь НК49 НК50 НК51 НК88 НК89 НК91 НК92 НК93 НК94 НК95 НК105 НК104 НК107 НК108 НК109 НК110 НК111 НКІЗа

А А А А А А А А А А А А А А А А А А А А А А Б

8Ю2 57.5 58.75 55.05 60.3 59.68 59.34 60.01 53.91 54.57 52.42 53.83 52.12 54.15 55.9 55.13 53.42 49.44 50.4 52.38 54.53 54.45 53.07 41.09

ТіОт 0.57 0.56 0.55 0.49 0.47 0.5 0.53 0.54 0.4 0.66 0.87 0.71 0.64 0.63 0.49 0.61 0.45 0.65 0.75 0.75 0.71 0.75 0.41

А126з 17.28 17.18 16.4 17.52 17.13 17.55 15.82 16.35 16.76 17.24 17.88 16.45 17.86 17.84 17.14 16.89 17.05 17.41 16.14 17.32 18.13 17.33 17.1

Ее203 3.29 2.86 2.77 2.99 2.8 2.53 3.21 2.48 2.18 3.02 3.39 2.28 3.7 3.33 3.27 2.81 0.17 0.85 2.45 2.92 3.3 3.26 0.79

БеО 2.78 2.88 2.96 2.33 2.45 2.61 2.35 2.42 4.05 3.68 3.31 3.53 2.12 3.03 3.01 3.55 6.24 6.61 3.83 3.45 3.79 3.1 3.46

МпО 0.11 0.12 0.15 0.08 0.08 0.08 0.1 0.16 0.14 0.13 0.13 0.1 0.12 0.12 0.11 0.17 0.18 0.14 0.11 0.09 0.11 0.13 0.09

MgO 2.08 1.84 2.84 1.63 1.8 1.38 2.61 2.65 2.4 2.04 4.01 4.22 1.77 3.71 2.94 2.41 2.66 2.53 2.7 2.03 2.34 2.12 1.59

СаО 7.69 6.79 8.21 6.04 6.41 5.69 5.31 9.24 5.54 6.67 4.02 7.34 8.7 3.71 4.4 6.47 4.3 4.09 6.3 6.76 6.61 8.69 2.76

№20 3.62 3.63 3.41 3.7 3.65 3.57 3.83 3.45 3.74 3.37 5.57 3.35 3.2 5.35 6.01 3.4 3.51 3.84 3.84 4.1 3.59 4.31 3.33

к2о 1.06 1.08 1.17 1.52 1.53 1.62 1.4 1.35 1.5 1.51 1.34 0.78 0.96 1.27 1.58 1.17 1.08 0.51 1.77 1.22 1.17 1.25 1.2

р2о5 0.16 0.16 0.13 0.16 0.16 0.16 0.15 0.12 0.2 0.22 0.11 0.13 0.19 0.2 0.21 0.11 0.22 0.22 0.19 0.2 0.15 0.2 0.24

н2о+ 1.49 1.7 2.31 1.61 1.63 1.49 2.22 2.13 3.11 1.97 2.8 2.36 1.87 2.81 2.55 3.17 2.04 3.38 1.9 1.82 1.8 1.88 3.41

со2 2.51 2.5 4.05 1.91 2.26 2.81 2.11 4.69 5.43 6.55 2.44 6.74 3.63 2.02 3 5.92 9.14 9.37 6.76 4.8 3.94 4.2 4.36

Сумма 100.14 100.05 100 100.28 100.05 99.33 99.65 99.49 100.22 91.48 99.78 100.11 11.71 100.08 100.06 100.24 11.72 100.16 99.12 99.99 100.34 100.29 100.03

Ре203 6.38 6.06 6.06 5.58 5.52 5.43 5.82 5.17 6.68 7.11 7.07 6.2 6.94 6.73 6.41 4.75 7.1 8.28 6.71 6.75 7.51 6.7 4.63

Се 25.6 " " " " 25.5 30.8 " 34.2 30.8 " " 27.4 25.5 21.5 " 31.3 " " " 31.6 " "

Со 13 12 17 10 7 10 11 17 6 11 18 19 14 13 11 8 13 11 13 14 14 14 7

Сг 48 45 161 23 19 21 47 150 9 10 16 82 12 10 12 11 10 13 17 17 11 15 7

Си 20 19 27 10 10 11 16 26 8 10 16 26 15 13 14 10 9 7 14 15 11 17 6

Ей 0.99 " " " " 0.93 0.86 " 1.01 1.11 " " 1.01 0.95 1.02 " 1.14 " " " 1.12 " "

Оа 16 17 15 18 16 17 16 17 17 18 19 16 19 18 17 16 18 17 17 13 18 17 18

Ьа 15.1 " " " " 16.8 17 " 16 16.4 " " 13.5 13.9 13.1 " 16.5 " " " 14.2 " "

Ьи 0.31 " " " " 0.25 0.13 " 0.1 0.28 " " 0.23 0.24 П.СІ. " 0.58 " " " 0.58 " "

№ 5 5 5 6 6 6 7 5 8 6 6 5 6 7 7 7 6 6 4 7 5 7 12

№ 20 18 67 6 7 8 23 69 3 1 5 39 4 4 5 4 4 4 7 5 3 5 3

РЬ 8 10 5 10 7 9 8 6 2 5 6 8 8 4 6 7 5 3 6 7 6 7 4

яь 30 30 30 37 39 39 36 32 52 44 35 25 36 31 43 41 27 18 50 32 33 28 31

8с 12.7 " " " " 9.3 9.7 " 8.7 1.1 " " 10.9 10.1 10.7 " 10.5 " " " 11.9 " "

3.7 " " " " 3.6 3.9 " 3.9 3.5 " " 3.9 3 3.8 " 3.7 " " " 4 " "

8г 259 259 215 231 227 224 201 219 153 233 316 294 253 205 118 184 232 89 183 214 214 247 174

ТЬ 0.73 " " " " 0.73 0.61 " 0.63 0.7 " " 0.56 0.56 0.44 " 0.84 " " " 0.64 " "

Тії 4 5 2 5 4 5 1 4 3 3 3 4 4 3 3 5 4 5 2 2 3 3 4

V 19 19 12 19 19 18 16 12 20 22 22 16 20 11 22 21 22 23 21 21 21 22 19

УЪ 2.1 " " " " 2.3 11.СІ. " 3.7 2.3 " " 3.6 2 4.3 " 2.3 " " " 3.2 " "

/п 70 80 48 62 59 50 67 64 66 64 65 60 74 74 82 71 79 35 64 93 70 73 38

гг 151 158 108 158 156 160 149 107 120 131 122 12 116 128 144 129 130 134 127 129 119 129 228

ГУРБАНОВ А.Г. И ДР. НИЖНЕЮРСКИЙ ОСТРОВОДУЖНЫЙ БАЗАЛЬТ... 21

Продолжение таблицы 1

го

ус

г*

х

г*

ус

г*

х

'лЙ^т'Л'льь-Н’-:ОЧОЧООСО^СО^ — 'О^ООООО^СОС

; СО 00

1'^ЧО,‘ОСО^чР^,г-

С С

о

! <ч

0000<0<NCOO<NOOC

^^ГТ'ЛООГ^'Л^^'Л'Л Ио^^Т—'0«-ПСОСОСЛ — [^О^ОООО-^СО^С

ус

О !Л 1П о ^ 40 =

1 *я

1 С

*я

С

О "О О 00 - Д - Г-

(Ч "О 00 (Ч

- Д - Г-

-£

УС

X

*

я

^Г^ООГ^ОО^Г!^^

-н^^тГЧ001П О

-н О (Ч СО  ^ СО с

1П (Ч

—' о

£ Й ЧО ^ 'Ч -н о с

&Й

я

ОО^СЧиоС^СЧ^О^^СО^СО

Т)

О ^ ^ ^ О СО ^

тз

I =

5*

X

^г1чооосочЧчЧс^с^^'-пгЧс^~т+

• —• ; _• • СГ1 тч- • • .• 0\ СГ1 'V ^

Ч1

Ч1

&Й

я

^ 1Л со го -

! С^ -Н 00 с^ —

-н ^ СО -н С

< ос

^ СО СО

) ГС

(Ч 1П

мэ ""

—' о

1ГЧ О'

1/-1 г-

ГО (Ч ^ <4 о

-н00СЛ00(Ч-н^^

ОО^СО-^О-^^

^иосос^^^оо^о^

ГО 0^0

5*

X

го

(Ч ГО 40 _

1^

5*

X

2^0 ^ со со сл £ 2

5*

X

1

: го

'^^С^О^С'^О^-НГ^С'^С^'-/^ ,т^О -н1>^001/0 -Н^ОО

! С^ О СЗ

^ ,;:t С^ .

2 ГО ГО О

! оо

сл $ ч12 '7^

&Й

я

1^

го

X

о '

-н-нтГ^ГОс^(,.^ ^ -Н ''О р.

го

X

!Л ^ С5 ^

О ГО

- ^

00

. ио =

10

го

г*

X

СЯ О (Ч ^ ГО

с

РТ

X

г*

X

го

Г^Ь^'ЛтГ-н^'Л^^^ОО „ , ^ _ чоип

г*

X

£$^':£,СЬ0С0С';ГСЯ0ССЪСП'-Г) ^^и^ОООГОСОГ')-л'^

^ р

^1-

<п

УО

&Й

я

ооо^чо^с^с^с^о^с^^с-^о^'./ооо^^го^1/^сл^^^^,'/^чэгп^2о

^ ^ ГО Л) X ’ 1 '—^ ^ гч)

^Г ГО

с

г*

^= “9 й<0?б;о)0- ^';Ав0ьЯЯЙЙЯ.0.->0.0_

<СрнЬн2^О^^0-|ДиОрциииииО|-^^^20н0^иии

§ О,

биотитом, кварцем. Плагиоклаз (Ап28-44) образует вкрапленники двух генераций: ранняя - таблитчатые кристаллы (размер до 1,5 * 2,5 мм) и поздняя

- удлиненные кристаллы (размер до 0,4 - 0,7 мм). Обычно он замещен кальцитом, каолинитом, редко альбитом и хлоритом. Цветные минералы (амфибол и пироксен) образуют столбчатые кристаллы (от 0,5 до 2,5 мм по удлинению), полностью замещенные карбонатом, реже хлоритом, и обычно опацитизированы, но иногда встречаются неизмененные зерна роговой обманки и пироксена. Биотит обычно полностью хлоритизирован. Иногда появляется вторичный кварц. В криптокристаллической, существенно полевошпатовой основной массе встречаются неправильной формы гнезда хлорита. Основная масса часто имеет микролито-вую структуру и содержит тонко диспергированный магнетит. В верхних частях силлов и лавовых потоков более интенсивно проявлена хлоритизация, и породы приобретают светло-серую окраску, часто появляются пустотки, выполненные хлоритом (пен-ниноми по краям и делесситом в центре).

Отмечены кристалло-литокластические туфы, состоящие из обломков зерен плагиоклаза (Ап30_42), кварца, полностью хлоритизированного темноцветного минерала, обломков андезитов с гиало-пилитовой и микролитовой структурами основной массы.

Редко встречаются туфобрекчии и эксплозивные брекчии, состоящие из обломков (размером 1-10 см) андезитов, сцементированных туфогенной массой, сложенной обломками кристаллов (размер 0,1 * 0,5 мм) андезина, редко моноклинного пироксена (размер до 0,05 мм) и мелких зерен рудного минерала, погруженных в практически не-раскристаллизованную, бурую связующую массу, содержащую многочисленные мелкие (0,2 * 0,4 мм) гнездовидные скопления хлорита. В эксплозивных брекчиях часто встречаются обломки (от 1,0 до 5-10 см) вмещающих нижнеюрских и кристаллических пород фундамента. Мощность туфо-брекчий до 10-12 м, а зон эксплозивных брекчий

- 0,1-1,5 м.

В дацитах фенокристы сложены плагиоклазом (до 21-25 %), амфиболом (до 4 %), биотитом (до

1 %), кварцем (до 2,5-3,6 %), а лейсты в основной массе - плагиоклазом, пироксеном, кварцем, щелочным полевым шпатом (до 0,4 %) и магнетитом (до 4-5 %). Плагиоклаз представлен таблитчатыми (размер 0,4 * 0,8 мм) зернами. Обычно он полностью карбонатизирован, каолинизирован и альби-тизирован, но иногда встречаются свежие, с прямой зональностью зерна андезин-олигоклаза (Ап 28-36). Роговая обманка и пироксен обычно полностью замещены карбонатом, хлоритом, но редко наблюдаются неизмененные зерна. Основная масса имеет фельзитовую структуру. Порода очень плотная, розоватого цвета. Мощности дацитовых силлов и редких лавовых потоков варьируют от 1,5 до 14 м.

В редко встречающихся риолитах фенокристы представлены плагиоклазом, кварцем, биотитом, амфиболом, щелочным полевым шпатом, а лейсты - кварцем, щелочным полевым шпатом и магнетитом. Плагиоклаз представлен таблитчатыми (размер 0,4 * 1,2 мм) зернами, часто полностью замещенными карбонатом, каолином и альбитом, но встречаются и свежие, с прямой зональностью зерна андезин-олигоклаза (Ап22-32). Роговая обманка и биотит обычно полностью замещены карбонатом, хлоритом, но иногда наблюдаются неизмененные зерна биотита. Основная масса имеет фельзитовую структуру Порода очень плотная, светло-серого, иногда розоватого цвета. Мощности риолитовых силлов варьируют от 1,5 до 4 м.

Набор акцессорных минералов во всех вышеперечисленных разновидностях пород практически идентичен. Это апатит, сфен, циркон, эпидот, ильменит, белая слюда, реже встречаются пирит и рутил. Ильменит часто замещается лейкоксеном.

Хотя макроскопически породы рассматриваемой ассоциации можно считать относительно свежими, петрографическими исследованиями установлено, что в большинстве проб породы претерпели значительные вторичные изменения. По плагиоклазу развиваются карбонат, глинистые минералы, хлорит и альбит. Реликты свежего плагиоклаза сохраняются редко. Амфибол и пироксен полностью или частично замещены вторичными минералами - хлоритом, кальцитом и магнетитом. Биотит обычно изменен и замещен опаковыми минералами. Типичными продуктами вторичных изменений являются альбит, клиноцоизит, эпидот, кальцит, сфен; значительно реже встречаются пре-нит и пумпеллеит.

Данные о химическом составе пород и содержании в них ряда редких и рассеянных элементов приведены в табл. 1.

Для оценки воздействия вторичных изменений в породах на их химический состав из андезитового силла исследовалось восемь измененных в различной степени проб пород [16]. Эти образцы характеризовались различными содержаниями воды - от 1,1 до 4,4 масс, %, СО2 - от 0,5 до 9,8 масс.% и пропорцией окисленности железа, определяемой как отношение реально существующего Ре203 к общему содержанию железа в породе, пересчитанному на Ре203. Эти изменения были единственным химическим признаком вторичных изменений, которые удалось количественно зафиксировать. Пересчеты химического состава этих проб (при исключении Н2О и СО2) показали, что содержания главных и редких элементов не обнаруживают статистически достоверных различий с содержаниями этих же элементов в наименее измененных породах. Кроме того, элементы с различными степенями подвижности (например, № и Сг) показали хорошую корреляцию, сохраняющуюся при наличии или отсутствии вторичных процессов. Это означает, что, за исключени-

ПО2 0,6 0,2 20

А1г0д 17/*

5

ВД з 1

РеО

МпО

7

5

3

/

0,2

0,1

5

М до з 1

/О

8

СаО 6 * г

7.

На20 5 3 5

К20

з -

1

0,3 г& V

'V •

-*—<м

ч*

«•

>•

>• М.*

- >:>

/

о .

;К

‘Гм /.«•.

-1Д1.

% • .*• • •• *

• у* 1^* •

...::

80

70 £[02

/*<?-»

Сг

80"

2050 Со зо\

1о

N1

20 50 \ Си 30\[ 10  100» 2п 60-20

г 20~ оа /0 I

я, 20 \

Зс ю

яь

60

20’-‘

350-

5г

20050" 30 ••

10

250 -

50•• 20-’

10 "

РЬ

ть

/У

10 «*

♦ 1.1 И---и

>/...............

• • • • •

*—4----I-

л:... • ,

14*

-I—-I—♦—+

Л----♦---Ь

• •

—*»—*-..*

"Г л • • ч^/«* *

N . . *

»-----------4-

* Л

50

60 70 Я 0 2

Рис. 3. Бинарная диаграмма для главных и рассеянных элементов

^ Риоли/п * ....... (

Риодацит Дацит • / - / Но//е//Оа/77 -/Оа///Г7е/7/7е/Ш/7/ Граха//7

Андеза/7/ А/га / Л/ Фо//о//и//7

(Газа/75/77 / / N. / / База// urn / Траха/?аза//а/// Ре/рема//а/77 - - - 1 1 1

0,0/ О,/О /,00

Zr/Ti02

Рис.4. Бинарная диаграмма отношения 2г/ТЮ2 к SiO2 [45] для пород нижнеюрской андезибазальт-андезит-дацит-риолитовой ассоциации

Примечание: Та - трахиандезит, щб - щелочной базальт

ем увеличения содержаний Н2О и СО2 и степени окисленности железа, вторичные преобразования носили в основном изохимический характер и проявились лишь в незначительном перераспределении элементов, которое не повлияло на валовый химический состав пород. Исходя из вышеизложенного, данные о химических составах других менее измененных проб пород также нормализовались по исключению Н2О и СО

Нормализованные таким образом содержания главных элементов (оксидов) показаны на бинарной (Harker) диаграмме (рис. 3).

Содержания SiO2 в породах рассматриваемой ассоциации для западной части Карачаевской вулканической области варьируют в пределах от 52 до 68, а для восточной части - от 57 до 76 масс.%, с перерывом в узком интервале содержаний между 67-72 масс.%.

Концентрации большинства главных окислов в породах уменьшаются с увеличением содержаний кремнезема.

Маленькая, но отчетливая разница в содержаниях CaO,

P2O5, TiO2, Zr, Nb и Ga, так же, как и в Na2O, Rb, Sr, Pb и LREE, наблюдается между дацитами западной и восточной частей вулканической области. Для Ga характерен почти горизонтальный серии

тренд, тогда как К, 7г, ЫЬ, РЬ, ТИ и 1_РЕЕ имеют положительную корреляцию с БЮ2 [19]. У Ыа20 и Р205 наблюдается слабо выраженная инверсия тренда при переходе от андезибазальтов к более кислым породам (рис. 3).

Фигуративные точки составов пород ассоциации, нанесенные на диаграмму сумма щелочей к БЮ2 [32, 26], попадают в поле развития субщелоч-ных пород, для которых характерен тренд с отрицательной корреляцией между окислами железа и кремнеземом. Из диаграммы 7г/ТЮ2 к БЮ2 [45], на которую были нанесены данные по 85 пробам из пород рассматриваемой ассоциации, видно, что большинство проб (57) соответствует андезитам, 20 проб - дацитам и 3 - риолитам (рис. 4). Из диаграммы К2О к БЮ2 (рис. 5, модифицированный по [43]) следует, что нижнеюрские вулканиты перекрывают поля составов пород соответствующих серий типичных умеренно калиевых известковощелочных пород. Если принять содержание БЮ2 равное 53 %, за границу между базальтами и анде-зибазальтами, то среди проанализированных проб пород рассматриваемой ассоциации выделяется 12 проб, соответствующих андезибазальтам, 53 -андезитам, 17 - дацитам и 3 - риолитам.

Геохимические особенности пород базальт-андезит-дацитовой ассоциации. Для выявления геохимических особенностей пород ассоциации и определения возможных источников магм проведен анализ данных по поведению в них некогерентных (Бг, РЬ, Ш, 1_а, Бт, Н^ ТИ и др.) и других элементов и изотопных отношений стронция. В породах последовательного ряда

2

К20, мас.%

3

2

1

50 55 60 65 70 75

$102, мае. °/с

Рис. 5. Классификация и номенклатура пород нижнеюрской андезибазальт-андезит-дацит- риолитовой ассоциации на усовершенствованной диаграмме К2О к БЮ2 [39]

Примечание: 1 - островодужные толеитовые серии, 2 - умеренно калиевые известковощелочные серии, 3 - высококалиевые известково-щелочные серии, 4 - шошонитовые

дифференциатов (базальты-андезибазальты,

андезиты, дациты, риолиты) выявлены следующие закономерности в поведении рассеянных элементов (табл. 1):

1) Происходит постепенное уменьшение содержаний (среднеарифметическое в г/т): Со -21,4—13—6,4—2; Сг - 39,7—18,3—14,8—3,4; N1

- 22,6—12—7,3—2; Бг - 232—214 —208—95,3; Си

- 30—>14 ,1 ——6,9—-2; Сэ — 18—— 17 — 16,8—16; Бс -

20.6—8,8—5,3—1,5; 2п - 71,7—67,3—56,3—37,3 соответственно по типам пород.

2) Установлено постепенное увеличение содержаний (среднеарифметическое в г/т): -

28.7—35,8—42,2—79,7; ТИ - 3,4—3,6—5,6—6,5; 2г - 101,5—134,2—174,1—90,7; РЬ - 6,3—6,9— 9,3—15,6; Nb - 5,1—6,4—8,9—11 соответственно по типам пород.

Такое поведение рассмотренных выше элементов характерно для дифференцированных расплавов.

Характер распределения редких земель (по средним величинам их содержаний) показан на рис. 6. Величины концентраций редких земель нормировались по хондриту [18] для каждого типа пород рассматриваемой ассоциации. В целом в характере распределения редкоземельных элементов отчетливо выражено обогащение ЬРЕЕ. Ьа возрастает от 65 хондритнормализованных единиц (спи) в андезибазальтах до 100 спи в риолитах. Содержание тяжелых редких земель (НРЕЕ) отражено в почти горизонтальном тренде распределения в андезитах (содержание УЬ около 16-18 спи), но в дацитах их содержание немного уменьшается (рис. 6). Ьа/УЬ отношение, отражающее степень фракционирования редких земель, возрастает от 5,5 в андезибазальтах до 6,7 в андезитах и до 12,2 в дацитах. Однако в риолитах, которые являются химически наиболее эволюционироваными породами этой ассоциации, величина Ьа/УЬ-отношения со-

ставляет около 10. В андезибазальтах и андезитах отрицательная Еи-аномалия выражена слабо, а с возрастанием содержания 8Ю2 в породах она явно увеличивается, достигая максимума в риолитах.

Результаты изотопных исследований. В связи с частыми вторичными изменениями пород поздне-или постмагматическими процессами для изотопных исследований микроскопически выбирались пробы с неизмененными минералами или с их реликтами. Из этих проб выделялись необходимые минералы (плагиоклаз, апатит, вторичный кальцит, а для оценки влияния вторичных процессов - измененный плагиоклаз), чистота которых доводилась до 100 % под бинокуляром. Изотопный анализ 8г производился по мономинеральным фракциям плагиоклазов и апатитов. Величины 878г/868г изотопных отношений (табл. 2), варьирующие в плагиоклазах от 0,70437 до 0,70532 (в измененном плагиоклазе 0,71054 ± 0,00002), а в апатитах - от 0,70394 до 0,70532, позволили считать, что исходный расплав, содержащий эти минералы, имел мантийный источник.

Методом изотопного разбавления в зернах плагиоклаза установлены аномально высокие РЬ/8г отношения (от 0,05 до 0,2). Содержание 8г в плагиоклазах, варьирующее от 520 до 630 г/т хорошо согласуется с рассчитанными величинами для отношения плагиоклаза к «валовой» пробе породы, достигающего величины 1,8 [20, 24, 38, 41]. Однако концентрации РЬ оказались в 20 раз выше, чем ожидалось, исходя из величины коэффициента распределения между плагиоклазом и матрицей (РРЬ = 0,07 [41]). Эти данные свидетельствуют о неравновесных условиях существовавших между расплавом и фенокристами плагиоклазов и требуют коррекции измеренных в плагиоклазе изотопных отношений стронция на распад 87РЬ. Получающиеся при этом начальные отношения 878г/868г

Рис. 6. Хондритнормализованное распределение редкоземельных элементов в породах нижнеюрской базальт-риолитовой серии

Примечание: 1 - среднее по 8 андезибазальтам; 2 - среднее по 30 андезитам; 3 - среднее по 14 дацитам; 4 - среднее по 2 риолитам

Величины стронциевых отношений в отдельных минералах, выделенных из нижнеюрских вулканитов

Таблица 2

Проба Порода Минерал 878г/868г ±2<г

НК-27а Андезит Плагиоклаз 0.7053210.00001

НК-29а Андезит Плагиоклаз 0.70490±0.00010

НК-52в Андезит Плагиоклаз 0.70528±0.00010

НК-59а Андезит Плагиоклаз 0.70524±0.00004

НК-92 Андезит Измененный плагиоклаз 0.71054±0.00020

НК-93 Андезит Плагиоклаз 0.70430+0.00007

Андезит" Плагиоклаз 0.70437±0.00008

Андезит" Апатит 0.70443±0.00010

НК-13Ь Дацит Апатит 0.70400±0.00016

Дацит" Апатит 0.70400±0.00005

НК-30 Дацит Плагиоклаз 0.70488±0.00014

Дацит" Плагиоклаз 0.70489±0.00010

Дацит" Плагиоклаз 0.70492±0.00012

Дацит" Плагиоклаз 0.70497±0.00015

Дацит" Кальцит 0.70600±0.00007

НК-35 Дацит Плагиоклаз 0.70474+0.00007

Дацит" Плагиоклаз 0.70470+0.00014

Дацит" Апатит 0.70530±0.00006

НК-40 Дацит Плагиоклаз 0.70498±0.00007

НК-38 Риолит Апатит 0.70399±0.00005

Риолит" Апатит 0.70394±0.00020

оказываются в среднем на 0,0006 ниже измеренных величин.

Установлено, что вторичный кальцит характеризуется величиной 878г/868г изотопного отношения, равной 0,70600 ± 0,00007, которая близка к таковой, существовавшей в юрской морской воде [44].

Исследова-

гиоклазах полностью согласуются с данными, характерными для первичных базальтов и андезитов (518О от + 5,5 %о до + 7,5 % 8М0^ [42, 44]. Если же 518О более + 7,5 % , то это свидетельствует о контаминации исходного расплава коровым материалом [33]. Температуры изотопного уравновешивания от 500 до 600оС, рассчитанные по изотопному фракционированию между плагиоклазом и магнетитом, меньше температуры кристаллизации андезитовых расплавов. Значения 518О для магнетитов и плагиоклазов рассматриваются нами как первично магматические.

Мы считаем, что аномально высокие значения изотопного фракционирования кислорода между фенокриста-ми плагиоклаза и магнетита отражают магматическое изотопное неравновесие. Это предположение подтверждено и микрозондовыми исследованиями, выявившими химическое и минеральное неравно-

Таблица 3

Величины б18О (SMOW) отдельных минералов и основной массы, выделенных из нижнеюрских пород

ния изотопии кис- Проба Порода Минерал, порода 5 180, 0/оо

лорода в плагио- НК 52Ь Андезит Плагиоклаз + 6.8 °/00

клазах показали, Магнетит (основная масса) + 0.65 0/оо

что величины НК 59а Андезит Плагиоклаз + 7.1 0/оо

518О варьируют Магнетит (основная масса) + 0.2 0/оо

в пределах от + НК 93 Андезит Плагиоклаз + 6.3 0/оо

6,6 % до + 7,4 % Магнетит (основная масса) + 0.75 0/оо

8M0W (табл. 3). Магнетит (вкрапленники) + 0.6 0/оо

Величины 518О НК 15 Дацит Плагиоклаз (слабо измененный) +10.2 0/оо

для основной НК 30 Дацит Плагиоклаз + 6.5 0/оо

массы пород и НК 35 Дацит Плагиоклаз + 7.1 0/оо

для зерен магне- Магнетит (фенокристы) + 1.7 0/оо

тита колеблются НК 38 Риолит Кварц + 7.65 0/оо

в пределах от + Щелочной полевой шпат (измененный) + 11.0 0/оо

0,2 % до +1,7 % Плагиоклаз (+3% кварца) + 7.4 0/оо

SM0W. Получен- Биотит + 4.5 0/оо

ные результаты Основная масса (<1% фенокристов) +15.2 0/оо

по изотопии кис- НК 57 Риолитовьій туф Плагиоклаз + 7.0 0/оо

лорода в пла- ОН 32 Толеитовьій базальт Плагиоклаз + 6.0 0/оо

весие между основной массой породы и фенокри-стами плагиоклаза. О формировании фенокристов плагиоклаза в условиях, отличающихся по химизму от общего состава магмы (в обогащенных 8Ю2 дифференциатах), свидетельствуют следующие факты: обогащение альбитом внешних каемок фенокристов по сравнению с лейстами плагиоклаза в основной массе; обратная зональность; проявление резорбции и аномально низкое К/ КЬ-отношение, равное примерно 50. Поскольку плагиоклаз является чувствительным индикатором низкотемпературных субсолидусных реакций, приводящих к появлению его низкотемпературных структурных разновидностей во многих вулканических породах, нами были проведены его исследования методом рентгеновской дифракции [23]. Эти анализы (исключая 3 образца) показали, что все проанализированные плагиоклазы обладают высокотемпературными характеристиками [25]. Поэтому постмагматические изменения плагиоклазов, обусловленные субсолидусными реакциями, могут не учитываться, а изотопные составы стронция и кислорода в плагиоклазах можно рассматривать как первично магматические.

Возрастное датирование пород рассматриваемой ассоциации. Ее нижняя возрастная граница однозначно определяется по геологическим данным, так как лавовые потоки, туфовые горизонты залегают в фаунистически охарактеризованном разрезе отложений плинсбаха, а многочисленные силлы и дайки внедрены в них и имеют четкие секущие контакты с вмещающими осадочными и вулканическими породами. Верхняя возрастная граница пород ассоциации определяется трансгрессивным налеганием на вулкани-

ритов из долины р. Кубани и из верховий р. Под-кумок получены цифры (в млн лет) возраста: 186 ± 15, 178 ± 8 и 185, соответственно. По биотитам из субвулканических тел (в млн лет): диорит-порфиры г. Кеклекая (верховья р. Мара) - 192 ± 8; гранодиорит-порфиты - 214 ± 6, 206 ± 7, 192 ± 8; гранодиорит-порфиры Кубань-Маринского водораздела - 202 ± 7; гранит-порфиры из верховий р. Подкумок - 200 ± 7 млн лет. Отметим, что при датировании пород по валовым пробам и по биотитам не учитывалась степень их вторичных изменений, хотя и отбирались наименее измененные породы. Поэтому по валовым пробам наиболее древних пород серии были получены более молодые цифры возрастов, чем по биотитам из конечных диффе-ренциатов, что противоречит геологическим данным о взаимоотношениях пород этой ассоциации.

Для получения объективной картины о возрастах изучаемых пород были проведены определения возрастов 40Аг/39Аг-методом по мономинеральным фракциям плагиоклазов и биотитов со ступенчатым отжиганием. Подробное описание методики этих исследований с обсуждением полученных результатов приведено в работе [25]. Высокотемпературные плагиоклазы образовали 40Аг/39Аг-возрастные спектры с хорошо выраженными плато возрастов. В каждом случае плато возраста соответствуют интервалам времени между 190 и 180 млн лет (табл. 4), что в пределах неопределенности, равной 1а, согласуется со значениями 40Аг/39Аг-возраста, рассчитанного по валовым количествам 40Аг и 39Аг в проанализированных пробах.

Согласно временной шкале для юрского времени [28], полученные цифры возраста соответству-

ческие и вмещающие их плинсбах-тоарские отложения осадочных пород аалена, в базальных конгломератах которого встречается галька нижнеюрских вулканитов рассматриваемой ас-

социации. В ее составе наиболее древними породами являются ба-зальтоиды (долериты и андезибазальты), пре-

имущественно слагающие силлы и некки. Затем следуют андезиты, дациты и риолиты, которыми сложены лавовые потоки, туфовые горизонты и экструзивные тела. Л.А. Кондаков [7] приводит датировки пород серии, полученные К-Аг-методом. По валовым пробам доле-

Таблица 4

Значения «валового» и «плато» 40Ar/39Ar-возраста для биотитов и полевых шпатов, выделенных из нижнеюрских вулканических пород

Проба Порода Минерал 40Лг/39Лг возраст, млн. лет

по общему плавлению по плато

НК-27а Андезит Плагиоклаз высокотемпературный* 183,6±2,8 185,8±4,3

НК-29а Андезит Плагиоклаз высокотемпературный* 182,6±6.7 184,1±1,3

НК-52Ь Андезит Плагиоклаз высокотемпературный* 181,4±3,3 182,8±1,4

НК-59а Андезит Биотит 183,8±0,б 190,2±3,1**

НК-59а Андезит Плагиоклаз высокотемпературный 185,7±3,5 183,7±4,1

НК-92 Андезит Плагиоклаз, измененный 178,2±10

НК-93 Андезит Плагиоклаз высокотемпературный 182,9±4,0 179,9±5,0

НК-131 Дацит Биотит 177,5±1.2 183,8±4.7**

НК-15 Дацит Биотит 174,2±1,0 185,4±3,3**

НК-15 Дацит Плагиоклаз, измененный 179,4±2,3

НК-30 Дацит Плагиоклаз высокотемпературный 182,8±2.2 184.7±2,2

НК-35 Дацит Плагиоклаз низкотемпературный 174,2±2,8

НК-40 Дацит Плагиоклаз высокотемпературный 186,9±4,1 189,8±6,1

НК-38 Риолит Щелочной полевой шпат 140,1±1,2

НК-38 Риолит Биотит 214,6±1,8 227,3±2,5

НК-38 Риолит Плагиоклаз низкотемпературный 166,2±1,9

НК-62 Риолит Биотит 183,7±1,2 188.8±3,1

Таблица 5

Средние содержания главных элементов в орогенных андезитах, по данным ряда авторов, в сравнении с андезитовыми породами из северной части Большого Кавказа и из зоны Южного склона [14]

Компоненты Daly, 1933

SiO2 60,3 58,2 57,9 57,6 57,9 51,4

ТО2 0,78 0,82 0,87 0,77 0,77 0,97

Al2Oз 17,5 17,2 17,0 17,3 18,6 18,9

Fe2Oз 3,4 3,1 3,3 3,1 3,0 4,2

FeO 3,2 4,0 4,0 4,3 4,0 5,0

MnO 0,18 0,15 0,14 0,15 0,13 0,18

MgO 2,8 3,2 3,3 3,6 3,1 4,4

CaO 5,9 6,8 6,8 7,2 7,2 6,5

3,6 3,3 3,5 3,2 4,0 4,1

2,1 1,7 1,6 1,5 1,3 2,2

P2O5 0,26 0,23 0,21 0,21 0,19 0,33

FeO*/MgO 2,2 2,1 2,1 2,0 2,3 2,0

Fe2O3/FeO 1,06 0,78 0,83 0,72 0,75 0,84

Mg-number 61 59 60 60 57 61

ют интервалу от позднеплинсбахского до тоарского времени, что хорошо согласуется с геологическими данными о стратиграфическом положении пород изучаемой ассоциации в реальных фаунистически охарактеризованных разрезах.

Для низко-

температурных плагиоклазов характерны незакономерные спектры, а значения возраста, рассчитанные по валовым количествам 40Аг

и 39Аг в пробах, геологически неопределенные.

Значимость возрастных плато, полученных по биотитам (или по высокотемпературным ступеням выделения аргона), пока не до конца ясна [24,

25], однако их величины согласуются с интервалами возраста, полученными по возрастным плато высоко-

температурных плагиоклазов.

В едином обнажении 40Аг/39Аг-методом были получены одинаковые плато возраста для плагиоклазов - как из стратиграфически более древнего андезита (проба НК-29а, 184,1 ± 1,3 млн лет), так и из стратиграфически более молодого, по сравнению с андезито-вым, дацитового силла (проба НК-30, 184,7 ± 2,2 млн лет), показывающие, что внедрение андезитового и дацитового расплавов происходило в течение очень короткого интервала времени, т.е. почти одновременно.

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

По особенностям геохимии главных и рассеянных элементов, изотопной геохимии и эволюционной последовательности в проявлении вулканизма доказано, что породы нижнеюрской базальт-андезит-

Таблица 6

Сравнение характерных черт, присущих магматическим юрским породам из зоны Южного склона (данные по [14]) и северной части Большого Кавказа

Характеристика пород Зона Южного склона Бечасынская зона

Типы пород, частота их встречаемости Базальты - 54% Андезиты -36% Высокотитанистые андезиты-8% Пикриты - 2% Потоки, дайки, туфы Андезибазальты -14% Андезиты - 58% Дациты - 24% Риолиты - 4% Силлы, дайки, туфы

Главные минералы фено-кристов Базальты: клинопироксен> > плагиоклаз Андезиты: плагиоклаз > > клинопироксен Андезиты: плагиоклаз > > амфибол > пироксен

Возраст пород 180-170 млн. лет 190-180 млн. лет

87с /86с ЙГ/ йг первичные отношения Валовая порода: 0,7040-0,7049 Клинопироксен: 0,7037-0,7049 Карбонат: 0,7062 Плагиоклаз: 0,7034-0,7053 Апатит: 0,7029-0,7053 Карбонат: 0,7060

Величина 5180 Валовая порода: от +6 до +18%о Карбонат: от +13,5 до +23% Плагиоклаз: от +6 до +7,4% Измененный полевой шпат: от+10,2 до 15,2% Магнетит: от +0,2 до +1,7%

Температура основных вторичных изменений <250° С 350-200° С

Основные продукты вторичных изменений Хлорит, альбит, карбонат Хлорит, карбонат, альбит, глинистые минералы

дацитовой ассоцииации Карачаевской вулканической области близки к орогенным андезитам [21]. Образовались породы ассоциации, скорее всего, при субдукции океанической коры под континентальную плиту - южную окраину Скифской эпи-герцинской платформы (табл. 5). По Джиллу [21], погружающаяся плита должна была достичь для выплавки андезитовой магмы глубины порядка 70 км.

Средний состав главных элементов изучаемых пород (табл. 1) имеет сходство со средними составами андезитов, связанных с зонами субдукции, только средние содержания А1203 и №20 в андезитах рассматриваемой ассоциации немного выше. Средние содержания рассеянных элементов в породах изученной ассоциации сопоставимы со средними значениями содержаний этих же элементов в орогенных андезитах разных регионов [43, 27, 22, 31, 36, 21].

Следует отметить, что, основываясь только на известково-щелочном характере магматизма, нельзя делать однозначный вывод о его принадлежности к магматизму зон субдукции, так как породы этой серии могут образовываться и в районах с обогащенной континентальной мантийной литосферой, например в задуговых бассейнах. Известково-щелочные породы, связанные с заду-говыми бассейнами и зонами субдукции, различаются по величинам La/Nb- и La/Th-отношений. Так, вулканиты задуговых бассейнов имеют величины этих отношений около 1 и 10-20 соответственно, а в орогенных андезитах - около 3 и менее 10 соответственно [21]. Величины La/Nb- и La/Th-отношений в породах рассматриваемой базальт-андезит-дацитовой ассоциации составляют около

2,5 и 4 соответственно, что ближе к орогенным андезитам (табл. 5).

Сравнение полученных нами аналитических данных с результатами, полученными К. Менглом и др. [34] по среднеюрским вулканитам СФЗ Южного склона Большого Кавказа, показало очень близкие условия извержений и вторичных изменений для пород этих двух ареалов юрского магматизма.

При сравнении наиболее важных петрохими-ческих, минералогических и изотопных характеристик юрского вулканизма, проявившегося в этих двух СФЗ Большого Кавказа (табл. 6), видно, что среди среднеюрских (байос) вулканитов в СФЗ Южного склона преобладают базальты и андезиты, а в раннеюрских вулканитах Бечасынской СФЗ доминируют андезиты и дациты. Основная часть фенокристов в нижнеюрских лавовых потоках, силлах и дайках Бечасынской СФЗ представлена плагиоклазом > амфиболом > пироксеном. В лавовых потоках и дайках СФЗ Южного склона преобладают фенокристы клинопироксена (в базальтах) и плагиоклаза > клинопироксена (в андезитах). Величины 87Бг/86Бг и 5180 в минералах и в валовых пробах пород, по которым отличаются вулканиты этих двух СФЗ, отражают изотопный состав ман-

тии, иногда слегка искаженный взаимодействием с юрской морской водой. В итоге породы в двух рассматриваемых СФЗ имеют идентичные продукты вторичных изменений (хлорит, альбит, карбонат), отражающие близкие температуры этих изменений. По вторичным минеральным парагенезисам допускается, что образовались они в условиях низов зеленосланцевой фации метаморфизма при температурах порядка 200-300° С.

Исходя из данных о содержаниях редких земель и характере их распределения в наименее дифференцированных разновидностях исследуемых пород, наиболее вероятна модель их образования из шпинелевых лерцолитов. В мантийных условиях предел стабильности шпинелевых лерцолитов находится при давлении между 1,0 и

2,5 GPa. Следовательно, глубина погружения под Большой Кавказ субдуцированной океанической плиты, соответствующая максимальной глубине образования известково-щелочной магмы, была менее 100 км.

Если допустить, что угол погружения океанической плиты был 40-50о, получается, что желоб этой раннеюрской зоны субдукции должен был располагаться где-то от 70 до 100 км к югу от современных выходов этих пород. Предполагая орогенное горизонтальное сокращение коры, мы считаем, что желоб располагался в районе со-

Рис 7. Схематический разрез, показывающий предполагаемую геодинамическую эволюцию Кавказского региона в течение нижней и средней юры

N0 - северная часть Большого Кавказа; СС - центральная часть Большого Кавказа; вв - СФЗ Южного склона Большого Кавказа; ТС - Закавказский (Малокавказский) микроконтинент. 1 - эпиконтинентальные осадки; 2 - осадки краевого прогиба и шельфа; 3 - континентальная кора; 4 - океаническая кора; 5 - литосфера верхней мантии; 6 -интрузивные породы; 7 - вулканические породы, магматические камеры; 8 - зоны частичного плавления

временной СФЗ Южного склона Большого Кавказа. Эта тектоническая схема эволюции Большого Кавказа в юрское время показана на схематическом разрезе (рис. 7). Активная фаза зоны субдукции ограничена нижнеюрским временем - периодом максимального осадконакопления в юрское время в СФЗ Южного склона Большого Кавказа. Продолжение магматической активности в течение плинсбаха и тоара было связано с функционированием зоны субдукции (рис. 7, верхняя часть). Затухание процесса субдукции началось в среднеюрское время, когда океанический бассейн, расположенный в районе современной СФЗ Южного склона, закрылся в результате аккреции под давлением приближающегося Закавказского микроконтинента (рис. 7, нижняя часть). Столкновение этого микроконтинента с краем ВосточноЕвропейской платформы (плиты) стало причиной формирования крупных интрузивных комплексов (габбро, диориты, граниты) в СФЗ Южного склона Большого Кавказа.

Фрагменты океанической коры (реликты комплекса «параллельных» даек основного состава, штоки серпентинизированных пикритов, габброи-дов, шаровые лавы базальтов типа М0КБ нижнеюрского возраста) сохранились в тектонических блоках в южной части СФЗ Главного хребта (верховья рек Фиагдон, Асса) и представляют собой остатки этого древнего океанического бассейна. Деформации, которым подверглись более древние генерации юрских известково-щелочных даек [5], локализованных в кристаллических породах фундамента СФЗ Главного хребта, могли быть обу-

словлены коллизией Закавказской микроплиты и Восточно-Европейской плиты (платформы). После этого столкновения зона субдукции переместилась к южной границе Закавказского массива (рис. 7, нижняя часть). Вероятно, что среднеюрские то-леитовые базальты и андезиты СФЗ Южного склона Большого Кавказа были генетически связаны с этой развивающейся субсеквентной зоной субдукции [34], которая завершила свое существование в Третичный период в результате закрытия океана Тетис при коллизии Африканско-Аравийской и Европейско-Азиатской плит. Более молодые, неде-формированные и более щелочные среднеюрские и меловые дайки в СФЗ Главного хребта, вероятнее всего, связаны с этим новым процессом суб-дукции. Это столкновение сопровождалось обдук-цией крупных офиолитовых комплексов в районе современного Малого Кавказа (район озера Севан, Севано-Акеринская зона [26, 30]).

Подводя итоги по вышеизложенным палеогео-динамическим реконструкциям, можно заключить, что предложенная модель геодинамической и палеогеографической реконструкции для раннеюрской базальт-андезит-дацитовой ассоциации, по геохимическим и изотопным особенностям слагающих ее пород, согласуется с концепцией плейт-тектоники, базирующейся на результатах геологических, палеонтологических и палеомагнитных исследований [29]. Сделан вывод о том, что состав и возрастные датировки пород орогенных магматических ассоциаций позволяют реконструировать географическое положение и время активности древних зон субдукции.

ЛИТЕРАТУРА

1. Адамия Ш. А., Закариадзе Г.С., Лордкипанидзе М.Б.

Эволюция древней активной окраины на примере альпийской истории Кавказа // Геотектоника . 19ТТ. № 4. С. 88-1C3.

2. Беридзе М.А. Геосинклинальный вулканогенноосадочный литогенез. - Тбилиси: Мецниереба. (Тр. ГИН АН ГССР Н.С. Вып. 8C). 1983. 191 с.

3. Большой Кавказ в альпийскую эпоху (Ответств. редактор Ю.Г. Леонов). - М.: ГЕОС. 2CCT. 3бТ с.

4. Борсук А.М. Петрология мезозойских магматических комплексов западного окончания Главного Кавказского хребта. - М.: Наука. 1963. 16C с.

5. Борсук А.М. Мезозойские и кайнозойские магматические формации Большого Кавказа. - М.: Прогресс. 19Т9. 299 с.

6. Дзоценидзе Г.С. Домиоценовый эффузивный вулканизм Гоузии. - Тбилиси. Изд-во АН ГССР 1948. 4CT с.

7. Кондаков Л.А. Мезозойский магматизм восточной части Лабино-Малкинской зоны. М.: Наука. 19ТТ. 15C с.

8. Ломизе М.Г., Панов Д.И. Амагматическая начальная фаза субдукции на Крымско-Кавказской окраине Тетиса // Геотектоника. 2CC1. №4. С. Т8-92.

9. Менгл К., Ведеполь К.Х., Гурбанов А.Г. Среднеюрский вулканизм зоны Южного склона Большого Кавказа: характеристика процессов магматизма и гидротермальных изменений // Магматизм рифтов и складчатых областей. - М.: Наука. 1993. С. 8C-1CT.

10. Панов Д.И. Стратиграфия, магматизм и тектоника Большого Каказа на раннеальпийском этапе развития. -М.: Недра. 19Т6. С. 154-2CT.

11. Панов Д.И. Структурно-формационное районирование Большого Кавказа на раннеальпийской стадии его развития (ранняя и средняя юра) //Бюл. МОИП. Отд. Геол. 1988. Т. 63. Вып. 1. С. 13-24.

12. Панов Д.И., Стафеев А.Н. Ранне- и среднеюрская история Скифской и Туранской плит //Вестн. МГУ. Сер. 4. Гэология. 2000. №2. С. 19-27.

13. Суханов М.К. «Казбекский диабазовый пояс» Центрального Кавказа. Автореф. дис....канд. геол.-минерал. наук. -М.: 1975. 25 с.

14. Хесс Ю.С., Аретц И., Эммерман Р., Гурбанов А.Г. и др.

Петрогенезис юрских известково-щелочных серий пород северной части (Бечасынская зона) Большого Кавказа.// Магматизм рифтов и складчатых областей. - М.: Наука. 1993. С. 58-79.

15. Цветков А.А. Мезозойский магматизм центральной части Северного Кавказа. - М.: Наука. 1977. 183 с.

16. Aretz J. Der jurassischtKalkal kali Magmatismus des GrossenKaukasus (UdSSR) - Ein Beitragzur Knntnis dergeodynamischen Entwicklung des Kaukasus orogens Inaug Diss. Thesis/Univ. Giessen. 1986. 187 p.

17. Bambauer H.U., Corlett M/. Eberhard E. et al. Diagrams for the determination of plagioclases using X-ray powder methods // Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 1967. vol. 47. Pp. 333-334.

18. Boynton W.V. Cosmochemistryof the rare earth elements meteorite studies In: Henderson P. (edit.), Rare Earth Elements Geochemistry. Elsevier. Amsterdam. 1984. Pp. 63-114,

19. Ewart A., Taylor S.R. Trace elements geochemistry of the rhyolitic volcanicRocks< Central North Island. New Zealand,

№ З

З 0 I I

phenocryst data. // Contrib. Mineral. Petrol. 1969. vol. 22. Pp.

127-146.

20. Ewart A., Bryan W.V., Gill J.B. Mineralogy and geochemistry younger volcanic islands of Tonga, S. W. Pacific // J. Petrol. Vol.

14. Pp. 429-465.

21. Gill J.D. Orogenic Fndesites and Plate Tectonics. Springer. Berlin., Heidelberg, New York. 1981. 390 p.

22. Gunn B .M., Mooser F. Geochemistry of the volcanics of Central Mexico //Bull. Volcanol. 1970. vjl. 24. P. 577-616.

23. Hess J.C., Aretz J., Gurbanov A.G. et al. Subduction-related Jurassic andesites in the Great Caucasus // Geol. Rundsch. 1995. vol. 84. Pp. 319-333.

24. Hess J.C., Lippolt H.J. 40Ar/39Ar ages of tonsten and tuff sanidines: new calibration points for theimprovement of the Upper Carboniferous time scale // Chem. Geol. Isotope Geosci. Sect. 59. Pp.143-154.

25. Hess J.C., Lippolt H.J., Borsuk A.M. Constraints on the Jurassic timt-scale by 40Ar/39Ar datingof North Caucasian volcanic rocks //J. Geol. 1987. Vol. 95. Pp.563-571.

26. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification volcanic//Can. J. Earth Sci. 1971. vol. 8. Pp. 523548.

27. Jakes P., White A.J.R. Major and trace elements abundance in volcanic rocks of orogenic areas // Geol. Soc. Am. Bull. 1972. Vol. 83. Pp. 29-40.

28. Kennedy W.J., Odin G.S. (edit.). The Jurassic and Critaceous time-scale in 1981. In Odin G.S. (edit.). Numerical Dating in Stratigraphy. Wiley Chichester,, New York, Brisbane, Toronto, Singapore. 1982. Pp. 557-592.

29. Khain V.E. The Alpine-Mediterrean fold belt of the USSR // Episodes. 1984. 7. Pp. 20-29.

30. Knipper A.L. The tectonic positionof ophiolites of the Caucasus. In: Panayiootou A. (edit.). Ophiolites. Proc. Int. Ophiolite Symp. Cyprus 1979. IGC Project 39. 1980. Pp.372-376.

31. Lambert R.S.J., Holland J.G. Yttrium geochemistry applied to petrogenesis utilizing calcium-yttrium relationships ion minerals and rocks. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1974. Vol.

38. Pp. 1393-1414.

32. MacDonald G.A., Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. Vol. 5. Pp. 82-133.

33. Magaritz M., Whitford D.J., James D.E. Oxygen isotopes and the origin of high - 87Sr/86Sr andesites // Earth. Planet. Sci. Lett. 1978. Vol. 40. Pp. 220-230.

34. Mengl K., Borsuk A.M., Gurbanov A.G., Wedephole K.H.

et al. Origin of spilitic rocks from the southern slope of the Greater Caucasus //Litos. 1987. № 20. Pp. 115-133.

35. Nalivkin D.V. Geology of USSR. Oliver and Boyd. Edinburgh. 1973. 855 p.

36. Noble D.C., Bowman H.R., Herbert A.J. et al. Chemical and isotopic constraints on the origin of low-silica latite and andesite from the Andes and of central Peru // Geol. 1975. N3. Pp. 501-504.

37. Paffengolz K.N. GeologischerAbris des Kaukasus // Fortschr. Sowjetischen Geol. 1963. №5/6. 351 p.

38. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenetic iplications of Ti, Zr, Y, and Nb v ariations in volcanic rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. Vol. 69. Pp. 33-47.

39. Peccerillo A., Taylor S.R. Geochemistry ofEocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu Area, northern Turkey// Contrib. Mineral. Petrol. 1976. Vol. 58. Pp. 63-81.

40. Petermann Z.E., Hedge C.E., Tourtelot H.A. Isotope composition of strontium in sea water throughout Phanerozoic time//Geochim. Cosmochim. Acta. 1970. Vol. 34. Pp. 105-120.

41. Philpotts J.A., Schnetzler C.C. Phenocryst-matrix patition coefficients for K, Rb, Sr and Ba with applications to anorthosite aned basalt genesis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1970. Vol. 34. Pp. 307-322.

42. Taylor H.P.Jr. The oxygen isotope geochemistry of igneous rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1968. Vol. 19. Pp. 1-71.

43. Taylor S.R., Capp A.C., Graham A.L., Blake D.H. Trace element abundences in andesite. II.: Saipan, Bougqainville, Fijii // Contrib. Mineral. Petrol. 1969. Vol. 123 Pp. 1-26.

44. Taylor H.P.Jr. The effects of assimilation of country rocks by magmas 18O/16O and S7Sr/86Sr systematics in igneous rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 47. Pp. 243-254.

45. Winchester J.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magmas series and their differentiation products using immobile elements // Chem. Geol. 1977. Vol. 20. Pp. 325-343.