Научный журнал

Успехи современного естествознания

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

• Авторы
• Резюме
• Файлы
• Ключевые слова
• Литература

Попов Ю.В. 1

---

1 ФГАОУ ВО «Южный федеральный университет»

Приведены результаты изучения базальтоидов, присутствующих в составе вулканогенно-терригенной толщи Чвежипсинской зоны Большого Кавказа. Субвулканические межпластовые тела и горизонты пиллоу-лав 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. Импульс вулканизма обусловлен перестройкой бароградиентного поля, сопровождавшегося формированием локальных магматических очагов в зонах заложения или активизации разломов на фоне рифтинга, последовавшего за интенсивным субдукционным андезитовым альбским вулканизмом (оси растяжения которого, вероятно, приурочены к альбским вулканическим дугам).

Статья в формате PDF

1033 KB

базальт

сеноман

задуговый рифтинг

черноморская котловина

1. Жигунов А.С. Мезозойские отложения Алуштинского участка Крымского континентального склона // Океанология. – 1986. – Т.26. – № 4. – С. 655–666.

2. Лордкопанидзе М.Б. Альпийский вулканизм и геодинамика центрального сегмента Средиземноморского складчатого пояса. – Труды ГИН АН ССР, Вып. 69. – Тбилиси: Мецниереба, 1980. – 160 с.

3. Мезозойско-Кайнозойская история и геодинамика Крымско-Кавказско-Черноморского региона / А.М. Никишин и др. // Московского университета. Серия 4: Геология. – 1997. – № 3. – С. 6–16.

4. Надарейшвили Г.Ш. Меловой вулканизм Аджаро-Триалети. – Тбилиси: Мецниереба. 1981. – 140 c.

5. Меловые вулканические пояса и история формирования Черноморского бассейна / Никишин А.М. и др. // Вестник Московского университета. Серия 4: Геология. – 2013. – № 3. – С. 6–18.

6. Сеноманский вулканизм на западе Большого Кавказа и проблемы истории формирования трога Большого Кавказа и Восточно-Черноморского бассейна / А.М. Никишин и др. // Эволюция тектонических процессов в истории Земли. Т. 2. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2004. – С. 52–54.

7. Усик В.И., Шишов В.С. Каталоги силикатных анализов и определений абсолютного возраста (Отчет картосоставительского отряда по работам 1979–1981 гг.). Т. 1, 2 и 3. СК РГФ, 1981.

8. Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. Палеоостровная дуга севера Черного моря. – Киев: Изд-во АН Украины, 1977. – 287 с.

9. Okay A.I., ?eng?r A.M.C., G?r?r N. Kinematic history of the opening of the Black Sea and its effect on the surrounding regions // Geology. – 1994. – Vol. 22, № 3. – P. 267–270.

10. Robinson A., Rudat J., Banks C., Wiles R. Petroleum geology of the Black Sea // Marine and Petroleum Geology. – 1996. – Vol. 13. – № 2. – P. 195–233.

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. %

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).

Библиографическая ссылка