Проявления мелового магматизма в целом не характерного для Большого Кавказа, известны в Чвежепсинской стуктурно-фациальной зоне. Они характеризуют альб-сеноманский магматический этап в прибортовой зоне Большекавказского трога, синхронный с мощными импульсами вулканизма на Малом Кавказе и Скифской плите и приуроченный к фазе активного рифтинга на Большом Кавказе [6]. Выходы относимых к сеноману вулканитов локализованы в пределах северной части Чвежипсинской зоны в области развития верхнемеловой вулканогенно-терригенной толщи (рис. 1), где образуют цепочку выходов р. Буу на западе до р. Сочи на востоке, контролируемых крупными разломами. В составе толщи присутствуют известняково-базальтовые туфобрекчии (мощность горизонта до 30 м), сменяющиеся чередованием базальтов с их туфами, лавобрекчиями, туффитами и красными яшмовидными породами (до 120 м).
Наиболее представительные выходы представлены вдоль русла р. Агва (правый приток р. Сочи) к северу от Агвайского разлома. Среди магматических образований здесь выделяются субвулканические межпластовые интрузии базальтов, вполне отчетливо картируемые по интрузивным контактам (рис. 2, а) и наличию слабых экзоконтактовых изменений вмещающих пород и в кровле, и в подошве тел, а также пластовые лавовые тела небольшой мощности и протяженности, образованные подушечными лавами (рис. 2, б). Магматические тела сложены базальтоидами (с разной степенью раскристаллизованности – от долеритов до гиалобазальтов), в эндоконтактах и внешних зонах подушек обычно приобретающими миндалекаменную текстуру (рис. 2, б). Все породы в той или иной мере изменены наложенными процессами. Миндалины выполнены кальцитом и реже анальцимом и кальцитом.
Петрохимические особенности пород охарактеризованы на основании опубликованных анализов [7] и единичным анализов, выполненных по отобранным автором образцам (таблица). Минеральный состав изучен с применением электронно-зондовых методов на растровом электронном микроскопе VEGA II LMU (фирмы Tescan) с системой энергодисперсионного микроанализа INCA ENERGY 450/XT в ЦКП «Центр исследований минерального сырья и состояния окружающей среды» ЮФУ.
Рис. 1. Фрагмент стратиграфической колонки меловых отложений Чвежипсинской зоны
а б
Рис. 2. Залегание и строение магматических тел: а – интрузивный контакт; б – строение лавовой подушки
Состав типичного базальта (центральная часть подушки). Анализ выполнен на эмиссионном спектрометре с индуктивно связанной плазмой «IRIS Intrepid» (фирмы Thermo Elemental, США). Результат в вес. %
|
SiO2 |
45,04 |
Ва |
0,0391 |
Pb |
0,0012 |
|
TiO2 |
2,454 |
Ce |
0,0080 |
Rb |
0,007 |
|
Al2O3 |
14,16 |
Co |
0,0047 |
S |
0,064 |
|
Fe2O3 |
11,723 |
Cr |
0,0170 |
Sc |
0,0021 |
|
MnO |
0,175 |
Cu |
0,0052 |
Sr |
0,0621 |
|
MgO |
7,91 |
Ga |
0,0016 |
V |
0,0217 |
|
CaO |
6,44 |
La |
0,0034 |
Y |
0,0023 |
|
Na2O |
3,08 |
Li |
0,0044 |
Yb |
0,00012 |
|
K2O |
1,35 |
Nb |
0,0071 |
Zn |
0,0134 |
|
P2O5 |
0,756 |
Ni |
0,0118 |
Zr |
0,0367 |
Рис. 3. Диаграммы «Индекс дифференциации Куно – содержание элемента»
По химическому составу породы соответствуют подотряду умеренно-щелочных умеренно-глиноземистых базальтов калиево-натриевой серии. Распределение петрогенных элементов отражает слабую дифференцированность комплекса (рис. 3), сопровождавшуюся накоплением в поздних дифференциалах щелочей, алюминия и кремнезема (а также железа относительно магния). При этом низкое содержание гидроксилсодержащих минералов и малая мощность (или отсутствие) экзоконтактовых зон указывают на формирование комплекса за счёт относительно «сухих» базальтовых расплавов.
Базальты имеют порфировую структуру с интерсертальной структурой основной массы. Порфировые вкрапленники межпластовых интрузий представлены главным образом пироксеном, в меньшей степени таблитчатыми кристаллами плагиоклаза, иногда встречаются единичные кристаллы сильно измененного оливина. Порфировые вкрапленники практически всегда в той или иной мере замещены вторичными минералами, вплоть до полного замещения темноцветных минералов хлоритовым агрегатом. Порфировые вкрапленники пироксенов, судя по оптическим характеристикам и результатам электронно-зондовых исследований, представлены двумя разновидностями. Преобладают бесцветные зёрна со слабым плеохроизмом в зеленовато-жёлтых тонах, близкие к титанавгиту, отличающиеся более высоким содержанием кальция, алюминия, титана и присутствием натрия; в большинстве случаев титанавгит замещен агрегатом хлорита, титанита и карбоната (рис. 4, а, б). В подчиненном количестве отмечаются светло-бурые зёрна со слабым плеохроизмом, близкие к пижониту, характеризующиеся низким содержанием кальция (что отражается и в отсутствии среди продуктов их разложения кальцийсодержащих минералов (рис. 4, в)), титана и алюминия (< 2 вес. %), видимо, принадлежащие к Fe-Mg группе. Плагиоклазы, присутствующие в виде порфировых вкрапленников, иногда с двойниковым строением, соответствуют андезину. Основная ткань базальта образована лейстами альбитизированного плагиоклаза, расположенными в нацело хлоритизированной массе, насыщенной тонкой вкрапленностью и скелетными кристаллами магнетита, хромшпинелидами, продуктами замещения ильменита (титанит, титаномагнентит) и пироксенов (рис. 4, б, г). По данным микроанализа в афанитовой массе отмечается наличие калия, вероятно, связанного с разложением незначительного количества анортоклазов.
В изученных образцах базальта, слагающего горизонты подушечных лав, отмечаются листочки биотита (измененного до гидробиотита) и относительно крупные (до 500 мкм) агрегаты альбит-калишат-кальцитового состава, отражающие распад высокотемпературных твердых растворов щелочных полевых шпатов альбит-ортоклазового ряда. В составе основной массы постоянно отмечается натрийсодержащий калиевый полевой шпат. Среди акцессориев типично присутствие мелких зерен хромшпинелидов. Повсеместно отмечается образование пылеватых зёрен магнетита, связанного с замещением фемических минералов и стекловатой массы породы. В зонах пластовой отдельности, в основании горизонтов подушечных лав и в составе междушарового вещества присутствуют практически нацело хлоритизированные гиалобазальты.
Базальты лавовых горизонтов комагматичны субвулканическим телам и могут рассматриваться как более поздние дифференциаты той же магматической камеры.
Единичные определения указывают на следующие содержания малых элементов (в ppm): Ba 560–850, Co 25–50, Cr 170–520, V 150–230, Ni 120–300, Cu 35–60, Sr 300–600, Zr 120–130, Zn 150–350.
а б
в г
Рис. 4. Минеральные ассоциации сеноманских вулканитов: а – титанавгит (Avg(Chl)) и продукты его разложения – титанит (Ti) и Fe-Mg-Mn-содержащий кальцит (Cc); б – типичная структура базальта (Sp – хромшпинелиды); в – зерно пироксена Fe-Mg ряда (Opx(Pig)); г – микроструктура афанитовой массы подушечного базальта (Anor – анортоклаз)
Краткого рассмотрения заслуживает положение комплекса в эволюции магматизма региона, расположенного в тылу субдукционного Понтидо-Закавказско-Эльбурского магматического пояса, один из этапов активизации которого, приходящийся на апт – поздний мел, видимо, определял тектонический режим развития Крымско-Кавказского региона и Скифской плиты [3]. В аптско-позднемеловое время развивается контрастная пара вулканических комплексов: андезитовые пояса остоводужного типа и сопряженные с ними тыловые базальтовые серии окраинных морей и интрадуговых бассейнов [2]. Их развитие определило сложный структурный ансамбль региона. На западе релиты альбского (апт-альбского?) вулканического пояса известны в акватории Черного моря близ Крыма и в Каркинитском бассейне [1, 5, 8]. Формирование Западной котловины Черноморского бассейна, согласно одной из обсуждаемых моделей [9], связано с расколом островной дуги и дрейфом южного крыла, образующего в современном структурном плане Стамбульскую зону Западных Понтид, в разрезе которой отчетливо устанавливается смена синрифтовых комплексов апта – нижнего сеномана пострифтовыми осадками позднего сеномана – начала кампана [10]. На востоке, к северу от андезитовой вулканической дуги (Артвино-Болнисская и Бейрут-Карабахская зоны), с начала альба развивается Черноморо-Аджаро-Триалицкая рифтовая зона с преимущественно базальтовым вулканизмом и синхронными щелочными калиевыми породами в южной части Дзирульского массива [4]. Её развитие (и раскрытие Восточно-Черноморского бассейна) также предполагается вдоль альбской вулканической дуги, протягивавшейся от района Балаклавы в Крыму до Аждаро-Триалецкой зоны [5].
Заключение
Вулканиты Чвежипсинской зоны Западного Кавказа образуют единый слабодифференцированный магматический комплекс умеренно-щелочных умеренно-глиноземистых базальтоидов калиево-натриевой серии. Вулканические и субвулканические тела контролируются разломами северного фланга Большекавказского трога и формировались в зонах растяжения на фоне активизации тектонических подвижек, проявленных в развитии в вулканогенно-терригенной толще подводно-оползневых горизонтов (р. Ажек) и осадочных бречкий. Импульс вулканизма, вероятно, обусловлен перестройкой бароградиентного поля, сопровождавшегося формированием локальных магматических очагов в зонах заложения или активизации разломов на фоне рифтинга, последовавшего за субдукционным андезитовым альбским вулканизмом (вероятно, с осями растяжения вдоль альбских вулканических дуг).