Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса

Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса

Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса (Северный Кавказ)

В.М. Газеев, А.А. Носова, Л.В. Сазонова*, А.Г. Гурбанов, А.Я. Докучаев

Введение

Для Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса характерно широкое развитие кайнозойского вулканизма. На Большом Кавказе проявления наиболее позднего плейстоценового-голоценового вулканизма сосредоточены в Эльбрусском, Казбекском и Кельском вулканических центрах. В двух последних доминируют лавы андезитов, трахиандезитов и базальтов. Эльбрусский вулканический центр характеризуется преобладанием продуктов извержений дацитового и риодацитового составов. Для дацитов Эльбруса характерно разнообразие минералов-вкрапленников: наряду с фенокристаллами нескольких генераций, здесь присутствуют вкрапленники, кристаллизовавшиеся из родительских расплавов до их смешения (диакристы), и ксенокристы, захваченные расплавом из вмещающих пород. Минералы-вкрапленники несут очевидные признаки неравновесности с содержавшим их расплавом (следы резорбции, ситовидные текстуры, обратная зональность и др.). Сложный полигенный набор вкрапленников вообще характерен для орогенных вулканитов всей Кавказско-Анатолийской области [23, 9; 6; 41 и др.], и в этом смысле Эльбрусские дациты могут рассматриваться как весьма представительный для региона объект.

По соотношению многих петрогенных и малых элементов, вулканиты Кавказа занимают промежуточное положение между субдукционными и континентально-рифтовыми образованиями, а формировавшие их кислые расплавы, как полагают [14], происходят из низов верхней коры, где они формировались в процессе ее гранитизации при Т=650-750^оС и Р=6-8 кбар. Коровое происхождение эльбрусских магм обосновывается и в работе В.Г. Молявко с соавторами [18]. В тоже время, существует хорошо аргументированная геохимическими и изотопно-геохимическими данными точка зрения о заметном участии мантийного вещества в генезисе плейстоценовых-голоценовых (и более ранних) расплавов Северного Кавказа, в том числе района Эльбруса [10; 47; 30; 12]. Можно отметить предположение [25] о том, что формирование вулканитов Эльбруса и Казбека связано с подкоровыми процессами, возможно, отрывом слэба океанической коры, субдуцировавшей под Скифскую плиту.

Детальное изучение минерального и химического составов новейших вулканитов Кавказа [23; 5] позволило обосновать гипотезу смешения магм при образовании конечных продуктов - дацитов. Изучение вариаций изотопного состава Sr и Nd в минералах-вкрапленниках и стеклах основной массы [7; 30] и составов расплавных включений в минералах [28] позволило найти дополнительные аргументы в пользу гибридного происхождения эльбрусских вулканитов. Анализ особенностей минералов-вкрапленников в синхронных эльбрусским вулканитах Казбека показал важное значение процесса полибарической кристаллизации в их формировании [6].

В настоящей работе приведены результаты детальных исследований составов минералов из вулканитов неоплейстоценовых и голоценовых разрезов Эльбрусcкой вулканической постройки. На основании полученных данных мы попытались определить причины, приведшие к возникновению в этих, очень близких по химическому составу, вулканитах целого ряда различных по условиям образования ассоциаций минералов.

Геологическое строение вулкана Эльбрус и проблемы его возраста

Вулкан Эльбрус (рис. 1) расположен в пределах Центрального сектора складчатого сооружения Большого Кавказа и приурочен к западному ограничению субмеридиональной коллизионной структуры [45; 15]. Вулканическая активность, проявившаяся в районе Эльбрусского вулканического центра впервые 2 млн. лет назад, периодически возобновлялась через длительные промежутки времени, создав в неоплейстоцене и голоцене изометричный в плане полигенный стратовулкан (с диаметром основания 15 км, абсолютными высотами цоколя 3200-3800 м, западной и восточной вершин - 5642 и 5621 м).

За длительную историю изучения вулкана Эльбрус, начиная со времени его посещения Г. Абихом в 1852 году [1], одной из наиболее сложных и дискуссионных являлась проблема определения возраста вулканитов. На ранних этапах исследований время образования вулкана и возраст этапов его эволюции оценивались по геологическим данным, затем геоморфологическим методом [16; 17]. Наиболее полная схема эволюции Эльбруса разработана Н.В. Короновским [13], выделившим в строении вулкана шесть разновозрастных толщ, объединенных в два крупных комплекса: нижний - позднеплиоцен-раннеплейстоценовый и верхний - средне-позднеплейстоцен - голоценовый.

Позже Е.К.Станкевич [26] провел изучение состава пород и их фаций, структурно-тектонического положения, геохронологические исследования K-Ar, иониевым (Io/²³⁴U) и Pa/²³⁵U методами, анализ палеомагнитных данных. На основании этих исследований он пришел к выводу, что Эльбрус начал формироваться в самых верхах плиоцена (поздний апшерон), а его активность продолжалась в течение плейстоцена и завершилась в голоцене, соответствуя, в целом, эпохе прямой магнитной полярности Брюнеса (0-0,7 млн. лет).

Результаты проведенного в последние годы [29] K-Ar датирования ряда лавовых потоков и игнимбритов в верховьях рек Баксан, Малка и Бийтиктебе показали, что общая продолжительность периода вулканической активности Эльбруса составляла не более 250 тыс. лет. Первый этап активности приходится на временной интервал 225-160 тыс. лет, а второй - на конец позднего неоплейстоцена (менее 80 тыс. лет тому назад) и, возможно, он продолжался и в голоцене. Что касается игнимбритов и ассоциирующих с ними туфов риолитового состава, относимых большинством исследователей к ранним стадиям эволюции вулкана, то был сделан вывод о том, что эксплозивные извержения, приведшие к формированию этих игнимбритов и туфов в пределах Эльбрусского вулканического центра, происходили 800-900 тыс. лет тому назад и не были непосредственно связаны с активностью собственно вулкана Эльбрус.

На основании изучения взаимоотношений лавовых потоков с датированными покровными моренами в разрезах по долинам рек, с их последующей корреляцией по геологическим и петролого-геохимическим данным [2; 3, 4] в эволюции Эльбруса выделены докальдерный, кальдерный и посткальдерный циклы (два последних подразделяются на ранний и поздний этапы). Нами изучались вулканиты кальдерного и посткальдерного циклов.

Докальдерный цикл вулканической активности в пределах Эльбрусского вулканического центра представлен позднеплиоценовыми спекшимися туфами риодацитового состава г.Тузлук, а также останцами лавовых потоков андезибазальтового состава в верховьях р. Тызыл и трахиандезитов в устье р. Худес. А.М. Борсуком [6] по валовой пробе трахиандезита из останца лавового потока в устье р. Худес K-Ar методом получена оценка возраста 800 150 тыс. лет.

В разрезе вулканической постройки Эльбруса нами выделяются два породных комплекса, соответствующих кальдерному и посткальдерному циклам развития вулкана. Каждый из комплексов, в свою очередь, состоит из двух разновозрастных толщ, сложенных серией потоков, соответствующих ранним и поздним этапам активизации вулкана (рис. 2).

Образования кальдерного комплекса развиты преимущественно на юге и западе вулканической постройки и включают первую и вторую толщи. Первая толща (Q₁) представлена чередованием лав, агломератовых и, реже, пемзокластических туфов преимущественно риодацитового состава. К ней же отнесены разрозненные выходы игнимбритов и перекрывающих их туфов. Вторую толщу слагают дацитовые лавы, агломераты, туфы и экструзивные тела. На границе толщ присутствуют фрагменты горизонта перемыва. Реликты игнимбритов первой толщи присутствуют как внутри Эльбрусской кальдеры (рр. Кюкюртли, Бийтиктебе, Малка, Ирик), так и вне ее (г. Тузлук, р. Чемарткол и устьевая часть р. Бийтиктебе). По основной массе игнимбритов р. Чемарткол K-Ar методом получена оценка возраста 790 70 тыс. лет [4].

Образования посткальдерного комплекса развиты преимущественно на севере и востоке вулканической постройки и включают третью и четвертую толщи. Третья толща (Q₂) сложена лавами дацитового состава, перекрывающими кальдерообразующие разломы, и, в свою очередь, перекрытыми "вюрмскими" гляциальными отложениями. Четвертая толща (Q₃-Q₄, Q₄) представлена лавами дацитового и андезидацитового составов с подчиненным количеством туфов. На основании радиоуглеродного датирования древесных углей и дернины из погребенных почв под отложениями лахаров, лавовых потоков и аэрально перенесенных пеплов посткальдерного цикла нами [3; 4] было установлено, что вулканическая активность проявлялась 33180 700 лет назад (образовался мелкий моногенный вулкан Таштебе) и 21000 120 лет назад (пеплы в районе станицы Темижбекской), а в голоцене (поздний этап посткальдерного цикла) она возобновлялась несколько раз - 8150 40, 6520 50, 6200 120, 5120 21

Методы исследований

Химический анализ пород выполнялся в ИГЕМ РАН Ю.В. Долининой и О.Г. Унановой по методикам, принятым в ЦХЛ ИГЕМ РАН. Определение петрогенных оксидов рентгенофлюоресцентным методом проводилось в ЦХЛ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на рентгеновском анализаторе VRA-20R. Для большинства петрогенных оксидов пределы обнаружения находятся на уровне 0,02-0,005%, и только для оксидов Mg и Na они значительно ниже (0,1 и 0,2% соответственно).

Рентгенофлюоресцентный анализ элементов-примесей производился на спектрометре "Респект-100" А.И. Яковлевым в ИГЕМ РАН. Инструментальный нейтронно-активационный анализ производился в ИГЕМ РАН А.Л. Керзиным.

Детальное изучение составов минералов и стекол основной массы проводилось в Лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии Геологического факультета МГУ на сканирующем электронном микроскопе Camscan-4DV с энергодисперсионным анализатором Link-10000 при ускоряющем напряжении 15 kV и токе зонда на образце (1-3)х10^-9A. Пределы обнаружения оксидов составляли (мас.%): K₂O>0,12; SiO₂>0,15; TiO₂ и Al₂O₃>0,18; FeO, MnO, MgO, CaO, Cr₂O₃>0,2; Na₂O>0,5. Аналитическая неопределенность при содержании элемента в количестве от 1 до 5% составляла 10%, от 5 до 10% - 5%, свыше 10% - 2%. При содержаниях элемента меньше 1% определение качественное. Анализы производились в точке, где область генерации рентгеновского излучения составляла около 3 мкм, а при определении составов стекол - по площади посредством сканирования образца. Площадь сканирования достигала нескольких сотен квадратных микрометров.

Результаты исследований

Краткая петрографическая и геохимическая характеристики пород

Все изученные эффузивы имеют порфировую структуру. Вкрапленники (10-20% от объема породы) представлены плагиоклазом, биотитом, роговой обманкой, ортопироксеном, иногда клинопироксеном. По составам, размерам, характеру зональности, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены шесть разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклаза, три типа вкрапленников ортопироксена и два типа вкрапленников роговой обманки. Все отмеченные минералы-вкрапленники могут присутствовать в одном образце породы. Выделено пять ассоциаций вкрапленников, состав которых подробно обсуждается ниже. Основная масса пород изученного разреза гиалиновая, гиалопилитовая, микролитовая. Микролиты представлены плагиоклазом и ортопироксеном, иногда клинопироксеном, в интерстициях между которыми присутствуют мельчайшие выделения кварца, калиевого полевого шпата, титаномагнетита и ильменита.

Химический состав изученных пород (табл. 1, 2) отвечает риодацитам, дацитам и трахидацитам. Основные петрохимические особенности составов и геохимические параметры пород (рис. 3) близки к гранитоидам орогенного I-типа [33; 36; 25]. Повышенное содержание Na и К (в сумме их оксиды составляют 6,83-8,15%) и достаточно высокие отношения K₂O/Na₂O приближают породы к калиевым субщелочным разностям. О субщелочной тенденции в составе пород свидетельствуют повышенные концентрации титана (до 1,0% TiO₂) и фосфора (до 0,30% P₂O₅) (табл. 1), по сравнению со средними составами гранитов I-типа [25], при этом повышенные концентрации высокозарядных элементов (Zr), а также РЗЭ, Ba, и несколько пониженные содержания Rb, являются признаками гранитоидов латитового типа [27].

Как отмечено выше, вулканиты кальдерного и посткальдерного комплексов сложены четырьмя последовательными вулканическими толщами. Первая, наиболее ранняя толща, представлена риодацитами, три последующих - дацитами (табл. 1). Вулканиты второй толщи отличаются повышенными содержаниями P, Ti, Cr, Sc, Co и РЗЭ, пониженными концентрациями К и, отчасти, Rb (табл. 1, 2).

Таблица 1

Химический состав вулканитов Эльбруса (мас.%)

Примечания. Прочерк - оксид не определялся.

Места отбора образцов: 25, 26 - Уллукам, риодациты; 20 - Бийтиктебе, риодациты; 27 - Уллукам, дациты; 43, 32, 45, 48 - Бийтиктебе, дациты; 22, 23 - Уллукам, дациты; 6, 7 - Гарабаши, дациты; 396 - Малкинский поток, дациты; 338 - Западная вершина, дациты; 10 - Скалы Пастухова, дациты; 9 - основание Восточной вершины, дациты; 340 - Восточная вершина, дациты.

Таблица 2

Малые элементы в вулканитах Эльбруса (г/т)

Примечание. Места отбора образцов - см. табл. 1.

Минералы-вкрапленники

По составам, характеру зональности, габитусу, степени резорбции в породах разных вулканических горизонтов выделены пять разновидностей (типов) вкрапленников плагиоклазов (табл. 3). Плагиоклазы, часто резорбированные и имеющие состав всего кристалла либо ядра кристалла An₂₄-An₄₈, отнесены к первому (I) типу. Кристаллы плагиоклаза, часто катаклазированные, состава An₄₅-An₆₄ (в целом либо только в ядре), отнесены к типу II. В связи со сложным строением кристаллических индивидов I и II типов, в каждом из них выделены два подтипа: к подтипу "а" отнесены кристаллы, полностью сложенные плагиоклазом данного типа, а к подтипу "б" те кристаллы, в которых плагиоклаз данного типа слагает только ядро. Плагиоклазы с обратной зональностью состава An₄₁-An₆₄ отнесены к типам III (ситовидные кристаллы) и IV (сплошные, непористые кристаллы), а плагиоклазы с прямой зональностью состава An₄₉-An₆₂ - к V типу.

Зерна плагиоклаза I типа (Pl1) имеют неправильную, часто округленную, иногда таблитчатую или призматическую форму (рис. 4а). Размеры варьируют от первых мм до первых см в поперечнике. Эти плагиоклазы либо в объеме всего кристалла (подтип Iа), либо только в ядре (подтип Iб) имеют средние и кислые составы (от An₂₄ до An₄₈) (табл. 3). Кристаллы подтипа Iа и ядра зерен подтипа Iб характеризуются либо прямой зональностью (то есть более основным ядром по сравнению с краевыми зонами), либо изменения составов в них при переходе от зоны к зоне незначительны (в пределах 1-2% An) и имеют рекуррентный характер (рис. 5). Зерна плагиоклаза подтипа Iб - это сложные индивиды, которые только в ядре имеют средний и кислый состав (табл. 3), а во внешних зонах (ситовидных или сплошных, ширина которых достигает первых мм) состав их становится основным (от An_51,5 до An_65,9). При этом, содержание анортитового компонента при переходе от ядра к внешним зонам увеличивается на 10-20% скачкообразно (рис. 5) и нарастает от внутренних к краевым частям этих зон. Нередко на внешние основные зоны нарастают поздние кислые каймы, возникающие на заключительных этапах кристаллизации расплава. В них содержание An падает также скачкообразно (табл. 3, рис. 5). Относительно кислые ядра во вкрапленниках Iб часто имеют резорбированный, оплавленный характер. Внешние зоны вкрапленников Iб соответствуют по составу и тренду изменения содержания анортитового компонента плагиоклазам III и IV типов.

Таблица 3

Представительные химические анализы плагиоклазов

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

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

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

Зерна плагиоклаза III типа (Pl3) - таблитчатые, изометричные, от нескольких мм до нескольких см в поперечнике. Эти вкрапленники имеют ситовидный облик и содержат значительное количество пор, заполненных стеклом. Состав их меняется от An₄₂ до An₆₄ (рис. 4в, табл. 3); тренд изменения составов обратный, то есть от центра к краю происходит нарастание содержаний анортитового минала (рис. 5). Нередко такие же ситовидные плагиоклазы с обратной зональностью развиваются в виде внешних зон вокруг ядер вкрапленников подтипа Iб и являются ядрами плагиоклазов V типа (рис. 4д). Иногда вокруг пористых ядер развиваются зоны непористого плагиоклаза (An_53,3-An_65,9), в которых тренд изменения становится нормальным. По составу и характеру изменения эти внешние зоны близки плагиоклазам V типа.

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

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

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

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

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

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

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

Таблица 4

Представительные химические анализы биотитов

Примечание. Позиция точки анализа в зерне: Я - ядро; К - край.

Mg# = Mg / (Mg+Fe).

Места отбора образцов - см. табл. 1.

Роговая обманка II типа (Hbl2) имеет призматические формы кристаллов размером от сотых до десятых долей мм. Магнезиальность Hbl2 выше, чем у Hbl1: она изменяется от 0,62 до 0,69 (табл. 5). Также, у нее целом выше содержания как Al, так и AlIV; колебания величин Al изменяется в пределах 1,38-1,92 ф. ед. (табл. 5). Роговые обманки II типа ассоциируют только с плагиоклазами IIa и ядрами плагиоклазов IIб, образуя с ними тесные срастания.

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

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

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

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

Ортопироксен III типа (Opx3) слагает мелкие идиоморфные призматические зерна, с отношением ширины к длине 1:2-1:4, длиной зерен в сотые, редко десятые доли мм. Ортопироксен этого типа имеет прямую зональность (рис. 6). Магнезиальность в ядрах изменяется от 0,69 до 0,75, во внешних зонах - от 0,52 до 0,57 (табл. 7). Данный тип ортопироксена приурочен только к плагиоклазу V типа. Составы краев зерен соответствуют составу микролитов.

Таблица 5

Представительные химические анализы роговых обманок

Таблица 6

Представительные химические анализы клинопироксенов (обр. 340)

Примечание. Я - ядро; П - промежуточная зона, К - край.

Mg# = Mg / (Mg+Fe).

Место отбора образца - см. табл. 1.

Таблица 7

Представительные химические анализы ортопироксенов

Примечание. Позиция точки анализа в зерне: Я - ядро; В - внешняя зона; К - кайма.

Mg# = Mg / (Mg+Fe).

Места отбора образцов - см. табл. 1.

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

Парагенезисы минералов-вкрапленников

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

Все эти минералы могут присутствовать в одном образце породы. Следует отметить также, что: 1) в риодацитах присутствуют только плагиоклазы и биотиты; плагиоклазы имеют кислый - средний состав в объеме всего кристалла (подтип Iа), и только в верхнем горизонте риодацитов появляются средние - основные плагиоклазы с прямой зональностью (тип II); 2) в дацитах кислые плагиоклазы являются реликтовыми фазами - они имеют резорбированный облик и часто сохраняются только в оболочке внешних зон основного плагиоклаза с обратной зональностью (подтип Iб); 3) основные плагиоклазы с обратной зональностью (типы III и IV) кристаллизовались после кислых плагиоклазов I типа, поскольку содержат их в ядрах своих кристаллов, но до основных плагиоклазов с прямой зональностью V типа, поскольку сами слагают ядра их кристаллов; 4) основные плагиоклазы с прямой зональностью II типа могут быть ксеногенными для дацитового расплава, так как в них на границе ядро - внешние зоны устанавливается резкий скачок составов в сторону снижения анортитового минала.

Петрографическое изучение пород позволило разделить вкрапленники на несколько парагенезисов.

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

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

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

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

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

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

Таблица 8

Химический состав стекол из вулканитов Эльбруса

Условия образования парагенезисов

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

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

Сосуществующие пары минералов: 1, 2 - парагенезис I: 1 - Opx₁+Pl₂, 2 - Hbl₂+Pl₂; 3, 4 - парагенезис II: 3 - Pl₁+Hbl_1, 4 - Pl₁+Bi; 5 - парагенезис III: Pl_3,4+Opx₂; 6 - парагенезис IV: Pl₅+Opx₃.

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

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

Обсуждение результатов

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

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

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

Остаточные стекла

Некоторые составы остаточных стекол из риодацитов и дацитов близки к составам-минимум в системе Ab-Or-Qz-H₂O при давлении около 2-5 кбар (рис. 8, табл. 8). Однако, большая часть фигуративных точек стекол отклоняется от водонасыщенных минимумов относительно высоких давлений к стороне Qz-Or и группируется вблизи котектик низких давлений. Тренд этих составов демонстрируют обогащение Qz-компонентом при слабых вариациях отношения Ab/Or. Такой характер эволюции остаточного расплава, с сильным накоплением кремнезема, наиболее вероятен при уменьшении давления, т.е. декомпрессии при подъеме магмы [31]. На рис. 8 показан расчетный тренд изменения состава остаточного расплава при адиабатическом подъеме водоненасыщенной гранитной магмы с начальной T=920C в исходных: магме (1 вес.% H₂O) и расплаве (2 вес.% H₂O), с перепадом давлений от 8 до 0,5 кбар, по [38]. Фигуративные точки стекол из эльбрусских вулканитов расположены вблизи этого тренда при давлениях 5 кбар и ниже, что может свидетельствовать в пользу существования этапа декомпрессии в эволюции расплавов этих вулканитов.

Реакционные каймы

Появление реакционных кайм у роговой обманки I типа из парагенезиса I и биотита из парагенезиса II свидетельствует об их неустойчивости (неравновесности) в определенный момент существования расплава. Роговая обманка I типа замещается агрегатом безводных фаз (плагиоклаза, ортопироксена, магнетита) и стекла. Очевидно, это отвечает ситуации частичного плавления и быстрой кристаллизации оплавленной оболочки без существенного диффузионного обмена (за исключением воды) с окружающим высокотемпературным расплавом. Если бы имело место медленное реакционное взаимодействие с высокотемпературным расплавом, то амфибол скорее всего замещался бы клинопироксеном либо клино- и ортопироксеном, как это следует из экспериментальных работ [8]. Биотит, для которого характерен оплавленный облик краев зерен и нарастание на них ортопироксена, а на некоторых горизонтах замещение ассоциацией магнетит + флогопит, также несет признаки термического разложения и окисления. Таким образом, характер реакционных кайм амфиболов и биотитов, присутствие в них только безводных фаз, указывает на снижение P_H2O и общего давления в ходе кристаллизации расплава, а замещение биотита флогопитом совместно с магнетитом - на повышение температуры расплава. При этом частичная дегидратация биотита может приводить к его окислению.

Ситовидные плагиоклазы и признаки смешения магм

"Ситовидные" или "пористые" плагиоклазы - это плагиоклазы, переполненные включениями стекла. Они были многократно описаны в вулканических породах и воспроизведены в экспериментах [40; 39; 52; 44; 49;34 и др.]. Образование кристаллов с сетью связанных каналов, заполненных расплавом, сечение которых дает ситовидную картину, связывают либо с растворением (резорбцией) кристаллов [44; 35; 52], либо с их неравновесным (скелетным, ячеистым) ростом [39; 49]. Ситовидные плагиоклазы парагенезиса III из эльбрусских дацитов, очевидно, образовались при росте кристаллов, поскольку в породе, в том же парагенезисе, присутствуют и обычные кристаллы идентичного состава, что является признаком роста плагиоклазов при декомпрессии и сопровождающей ее дегазации в случае водонасыщенного расплава [49; 40]. В пользу этого вывода свидетельствует и небольшой размер включений стекла (рис. 4в): для текстур растворения более типичны грубые, крупные включения [44]. Очевидно, что появление ситовидных кристаллов было связано с относительно медленным переохлаждением, и имела место гетерогенная нуклеация: во многих случаях затравкой для ситовидных плагиоклазов служили кислые плагиоклазы парагенезиса II.

Но, в отличие от описанного [40] случая декомпрессии водонасыщенного расплава щелочных базальтов вулкана Ришири (Япония), где ситовидные плагиоклазы никогда не нарастают на ранние кристаллы (по-видимому, реализуется механизм гомогенной нуклеации), для эльбрусских вулканитов имела место декомпрессия магматического расплава, предварительно испытавшего смешение и автосмешение, так как в породах мы наблюдаем многочисленные его признаки. К ним, прежде всего, относится: 1) одновременное присутствие плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами и плагиоклазов с основными ядрами и кислыми внешними зонами; 2) присутствие железо-магнезиальных силикатов с обратной зональностью (пироксены, роговые обманки); 3) наличие неравновесных минеральных ассоциаций; 4) явления термического разложения биотита и роговой обманки; 5) как показано [28], наличие двух типов расплавных включений, контрастно различающихся по составу (риолитовых и трахиандезитовых), в плагиоклазах парагенезиса I. На интенсивные процессы смешения в очагах магмогенерации указывает также присутствие большого количества зерен плагиоклаза типа "dusty". Такие плагиоклазы представляют собой результат частичного плавления и диффузионного привноса-выноса компонентов плагиоклаза с сохранением его кристаллографических очертаний [48]. Экспериментальным путем показано, что такие плагиоклазы возникают при растворении вкрапленников кислого состава, когда они попадают в более основной расплав [52].

Обратная зональность в плагиоклазах

Известны различные процессы, приводящие к появлению обратной зональности в плагиоклазах, в частности: уменьшение давления в ходе кристаллизации, увеличение активности H₂O в расплаве, возрастание температуры расплава и, очевидно, рост концентрации Са в расплаве (при смешении расплавов).

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

Известно, что из водонасыщенного расплава, при данной температуре, будет осаждаться более кальциевый плагиоклаз, чем из того же расплава (с той же X_Ca) в сухих условиях [50; 46]. Анализ соотношения Са / (Са+Na) в расплаве и плагиоклазе на основе соответствующей диаграммы для сухой и водонасыщенной систем [21] показывает, что в нашем случае плагиоклаз кристаллизовался из не насыщенного водой расплава. Однако уменьшение P_H2O вследствие декомпрессии будет приводить к кристаллизации более натрового плагиоклаза.

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

Если за счет смешения расплавов или конвекционного перемещения в камере кристалл кислого плагиоклаза попадет в область более высокотемпературного, чем равновесный с ним, расплава, на кристалле начнет образовываться внешняя зона более кальциевого плагиоклаза, и он приобретет обратную зональность. Скачок составов при смешении контрастных по составу магм может составить 10-25 мол.% An, а при автосмешении (рециклинге кристаллов) он обычно существенно меньше: 5-10 мол.% An [49].

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

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

Обратная зональность в ортопироксенах

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

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

Модель формирования дацитов Эльбруса

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

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

Парагенезис I, содержащий средний-основной плагиоклаз (Pl2) и железистые ортопироксен (Opx1) роговую обманку (Hbl2) клинопироксен (Cpx), кристаллизовался из расплава предположительно андезитового состава, вероятно, имевшего гибридное (мантийно-коровое) происхождение, как это предполагается в модели В.С. Попова [23; 9]. Содержащиеся в дацитах многочисленные включения основного-среднего составов (от габбронорита до трахиандезита), при преобладании трахиандезитов, представляют продукты кристаллизации этого расплава на разных стадиях его эволюции. Возможно, магма близкого состава изливалась на поверхность в небольших позднеплейстоценовых вулканах-сателлитах рр. Худес и Таш-Тебе докальдерного цикла (табл.9). Плагиоклаз и ортопироксен имеют нормальную зональность, указывающую на кристаллизацию из остывающего расплава. В то же время, эти минералы несут отчетливые признаки дробления, резорбции и реакционных взаимоотношений с расплавом. Можно полагать, что эти вкрапленники попадали в более кислый расплав в результате актов смешения.

Парагенезис II, включающий кислый-средний плагиоклаз (Pl1) и биотит (Bi) либо роговую обманку (Hbl1), кристаллизовался из риодацитового расплава. Кристаллизация происходила в камере, по геофизическим данным находящейся на глубине 23-40 км. В очаг кислой магмы произошло поступление более основного расплава (андезитового с парагенезисом I), и последовало смешение этих расплавов.

В качестве кислого конечного члена можно предполагать позднеплиоценовые риодациты г.Тузлук докальдерного цикла, составы которых приведены в табл. 9. На рис. 9 показаны средние составы вулканитов изученных толщ и риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе. Как видно, распределение микроэлементов в дацитах Эльбруса имеет тот же характер, что и в конечных членах, а уровни их содержаний - промежуточные между таковыми в конечных членах. Как показывают балансовые расчеты методом наименьших квадратов, для образования гибридных дацитовых составов, при смешении риодацитовых (соответствующих риодацитам г. Тузлук) и трахиандезитовых (соответствующих трахиандезитам Худеса и Таш-Тебе) расплавов, при формировании риодацитов первой толщи доля трахиандезитового расплава должна составлять 20%, при формировании дацитов второй толщи 61%, третьей - 62%, четвертой - 68%. Таким образом, в ходе эволюции доля основного расплава, участвующего в смешении, возрастает. Общий источник риодацитов и трахиандезитов, очевидно, отражает подобный вид распределения микроэлементов в них (рис. 9), и процесс в целом носит характер смешения родственных расплавов.

Таблица 9

Химический состав риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе

(оксиды в мас.%, элементы в г/т)

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

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

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

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

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

Выводы

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

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

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

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

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

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

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

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

Список литературы

Для подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://geo.web.ru