Чтение RSS
Рефераты:
 
Рефераты бесплатно
 

 

 

 

 

 

     
 
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=650-750оС 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.%)

Оксид,

элемент

Толща

Первая

Вторая

Третья

Четвертая

Номер образца

25

20

26

27

43

32

45

48

22

23

7

6

396

338

10

9

340

SiO2

70,1

68,70

68,52

67,20

67,27

67,20

66,46

66,40

67,70

67,50

66,80

66,79

66,8

67,4

67,5

67,4

64,4

TiO2

0,65

0,65

0,55

1,00

0,73

0,92

0,75

1,00

0,80

0,80

0,75

0,69

0,8

0,72

0,85

0,67

0,70

Al2O3

14,80

14,90

13,80

14,65

14,50

14,80

14,33

14,90

14,80

14,70

15,20

14,28

15,

15,35

14,3

14,5

14,95

Fe2O3

1,65

1,44

0,72

2,00

3,94

1,6

4,12

1,60

1,77

0,64

0,70

3,88

1,15

0,83

1,56

1,27

0,87

FeO

0,6

1,56

1,69

2,37

-

2,48

-

3,15

1,92

3,30

2,96

-

2,83

2,41

2,91

2,2

3,01

MnO

0,01

0,05

0,56

0,05

0,06

0,07

0,06

0,07

0,05

0,07

0,07

0,06

0,08

0,06

0,07

0,06

0,07

MgO

0,33

1,46

0,20

1,49

1,06

1,54

1,05

1,44

0,82

1,45

0,82

0,92

1,4

1,57

1,86

1,44

1,64

CaO

2,02

1,83

3,44

2,57

3,23

3,15

3,27

3,15

2,86

3,13

4,01

3,25

3,11

3,05

2,66

3,03

3,89

Na2O

4,06

3,76

3,88

4,06

3,74

4,21

3,6

4,31

4,31

4,32

4,2

3,34

4,23

4,00

4,31

4,15

4,54

K2O

3,3

4,00

3,90

2,93

3,22

3,39

3,23

3,31

3,37

3,37

3,49

3,70

3,47

3,66

3,26

4,00

3,22

H2O

1,41

0,92

2,90

1,15

-

0,41

-

0,33

0,78

0,50

0,58

-

0,17

0,11

0,1

0,29

0,71

P2O5

0,09

0,11

0,19

0,25

0,23

0,27

0,23

0,28

0,21

0,25

0,25

0,23

0,3

0,18

0,23

0,20

0,20

F

0,05

0,07

0,05

0,05

0,06

0,08

0,05

0,06

0,08

0,05

0,08

0,05

0,07

0,05

0,05

0,05

0,05

S

0,10

0,10

0,10

0,10

0,01

0,10

0,01

0,10

0,10

0,10

0,10

0,01

0,1

0,1

0,1

0,1

0,1

CO2

0,28

-

0,26

0,29

-

0,09

-

0,20

0,22

0,17

0,15

-

0,07

0,07

0,18

0,11

0,15

Сумма

99,45

99,55

100,76

100,16

98,05

100,31

97,16

100,3

99,79

100,35

100,16

97,2

100,21

99,41

100,11

99,77

99,41

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)

Элемент

Толща

Первая

Вторая

Третья

Четвертая

Номер образца

25

20

26

27

43

32

45

48

22

23

7

6

396

338

10

9

340

Sc

6

4,8

8,4

8

8,8

9,1

9,4

9,4

6,9

7,5

6,6

7,6

6,8

7

9

9

14

Cr

29

28

41

41

46

46

48

53

19

41

40

46

32

27

47

60

23

Co

3,6

4,4

9,5

8,7

9,7

10

9,9

11

6,3

7,6

7,4

8,9

7,5

8

12

12

19

Rb

213

142

184

174

172

146

168

154

183

152

115

140

166

158

92

110

118

Sr

284

317

211

51

604

389

256

278

378

207

318

295

320

332

342

370

308

Cs

8,7

19,6

9,9

8,9

8,4

6,7

8,6

8,2

10,8

9,5

8,3

6,1

7,1

8

7

7

4

Ba

503

535

440

48

613

401

43

481

391

400

437

523

524

558

428

435

236

La

40,7

48,9

41,4

48,1

55

46,9

54,7

56,6

40,2

43

36,1

40,2

46,3

48,4

40,3

47,9

39,8

Ce

78,3

75,6

78,6

89,2

85,4

83

89,9

95,8

72,8

80,2

68,4

74,4

84,2

83,6

68,5

81,3

83

Nd

36

36

36

47

40

37

43

43

35

38

33

36

37,2

37,8

35,3

40,6

32,2

Sm

5,13

5,43

5,83

6,39

6,39

6,04

6,23

6,69

5,43

5,56

4,76

4,88

5,40

5,74

5,07

5,67

4,77

Eu

0,95

0,97

1,14

1,22

1,4

1,29

1,4

1,33

1,1

1,14

0,97

1,1

0,96

1,07

1,15

1,2

1,37

Tb

0,47

0,45

0,68

0,63

0,81

0,58

0,76

0,97

0,57

0,7

0,44

0,54

0,52

0,54

0,88

0,65

0,63

Yb

1,4

1,4

1,5

1,6

1,7

1,5

1,6

1,8

1,3

1,5

1,2

1,4

1,31

1,43

1,52

1,44

1,55

Lu

0,17

0,14

0,17

0,17

0,19

0,15

0,17

0,15

0,15

0,18

0,14

0,16

0,13

0,17

0,20

0,19

0,21

Y

6

9

11

14

14

11

13

13

11

12

9

14

25

28

11

5

29

Zr

235

181

178

251

283

252

231

268

241

213

231

213

225

222

131

194

242

Hf

5,6

5,1

5,5

5,8

6,6

5,5

6,5

6,4

4,9

5,3

4,6

4,8

4,9

5,7

5,1

5,5

5,1

Ta

1,29

1,20

0,87

1,11

1,08

0,94

1,03

1,03

1

1,01

0,87

0,94

0,93

0,9

0,8

0,8

0,9

Th

26,2

25,5

22,7

23,8

24,6

27,2

23,9

25

19,8

21,7

18,7

21,1

24,6

22

19

21

17

U

5,9

5,1

4,9

5,2

4,7

3,6

4,8

4,6

4,5

4,9

3,9

3,9

3,9

3,8

3,4

3,1

2,8

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 An51,5 до An65,9). 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

Оксид,

минал

Тип (подтип)

I (a)

I (б)

II (a)

II (б)

Номер образца

20

27

338

26

Я

В

К

Я

В

КМ

Я

В

К

Я

В

SiO2

60,68

61,63

62,09

60,75

59,13

60,80

54,22

54,26

55,82

61,01

56,6

57,4

57,1

54,64

55,65

62,22

62,12

60,62

Al2O3

24,21

23,55

23,59

24,54

25,69

24,20

28,61

28,31

27,44

24,05

27,1

26,8

26,8

28,86

28,17

23,67

23,84

24,63

FeO*

0

0

0

0,24

0

0

0,42

0,33

0

0

0

0,25

0,32

0

0

0

0

0

CaO

6,17

5,47

5,51

6,40

7,47

6,61

11,03

11,74

10,47

6,16

9,59

9,19

9,41

11,51

10,67

5,52

5,85

6,78

Na2O

8,08

8,16

7,88

7,37

6,85

7,44

5,25

5,01

5,66

7,34

5,88

5,93

5,91

4,56

5,08

7,50

7,21

7,06

K2O

0,78

0,91

0,74

0,59

0,53

0,78

0,25

0,24

0,27

1,18

0,41

0,46

0,45

0,28

0,27

0,93

0,93

0,72

Ab

67,4

69,2

69,1

65,27

60,49

64,14

45,61

43,02

48,72

63,72

51,26

52,34

52,18

41,1

45,54

67,15

65,19

62,6

An

28,4

25,7

26,7

31,25

36,46

31,47

52,91

55,61

49,80

29,56

46,3

44,7

45,6

57,3

52,82

27,34

29,23

33,2

Or

4,2

5,1

4,3

3,5

3,1

4,4

1,5

1,4

1,5

6,7

2,5

3,0

2,2

1,6

1,64

5,51

5,57

4,2

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.

Рис. 4

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%.

Рис. 5

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 (An53,3-An65,9), 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

Оксид

Номер образца

338

9

10

340

Я

К

Я

К

Я

К

Я

К

Я

К

Я

SiO2

39,01

39,16

39,04

39,45

39,16

39,49

38,99

39,70

38,38

39,22

39,53

TiO2

5,00

5,08

5,13

5,05

5,06

5,03

4,94

5,10

4,73

4,89

5,64

Al2O3

14,29

14,66

14,06

14,23

14,18

14,46

14,04

14,45

13,95

14,03

14,08

FeO

<
 
     
Бесплатные рефераты
 
Банк рефератов
 
Бесплатные рефераты скачать
 
Рефераты Онлайн
 
Скачать реферат
 
 
 
 
  Все права защищены. Бесплатные рефераты и сочинения. Коллекция бесплатных рефератов! Коллекция рефератов!