CC BY
26
УДК 552 (552.313 (.8))
П.Ю. Плечов1, Д.В. Попов2
ХАРАКТЕР ВУЛКАНИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ В ЮГО-ЗАПАДНОМ КРЫМУ В ПОЗДНЕАЛЬБСКОЕ ВРЕМЯ3
Впервые получены данные о составе расплавных включений в плагиоклазах, детально исследован минеральный состав туффитов в районе Балаклавы и типы первично-магматической зональности плагиоклазов. Извержения приурочены к активной континентальной окраине, перенос материала во время извержения и его накопление происходили в подводных прибрежных условиях. Эруптивный центр находился не более чем в нескольких десятках километров южнее современной береговой линии. Проведена реконструкция вулканической активности нижнемелового палеовулканического центра на юго-западе Крыма.
Ключевые слова: нижнемеловой магматизм, туфы, расплавные включения в плагиоклазе, Крым, Балаклава.
We present first data on the composition of melt inclusions in plagioclase and detailed study of pla-gioclase chemical zoning and mineral composition from Balaklava Late Albian tuffites. Eruptions are confined to the active continental margin. Transportation and accumulation of volcanic material during the eruption apparently occurred in underwater coastal conditions. Eruptive center was no more than in several tens of kilometers to the south of the present coastline. Lower Cretaceous volcanic activity of Southwestern Crimea paleo-volcanic center described.
Key words: Lower Cretaceous magmatism, tuff, melt inclusions in plagioclase, Crimea, Balaclava.
Введение. Меловая история Горного Крыма связана с процессами закрытия океана Тетис и формированием впадины Черного моря ^опегаЬат, Ье РюИоп, 1986; Никишин и др., 2013]. Эти процессы сопровождались вулканизмом, что подтверждается многочисленными прослоями туффитов, туфоаргиллитов и ту-фоалевролитов, присутствующих в меловых разрезах. Геодинамическая позиция Крыма в меловое время недостаточно ясна, поэтому детальное петролого-геохимическое исследование вулканитов позволит определить характер вулканизма — индикатор геодинамической обстановки.
Туфогенный материал в меловых отложениях Крыма встречается повсеместно. Наиболее мощные разрезы туфогенных пород мелового возраста описаны в районе Балаклавы (мощность 30—110 м) [Лебединский, Макаров, 1962], на горе Кубалач (30 м) [Лебединский, 1969], в районе пос. Курортный, в скважинах 38 (Тарханкут) и 152 (Новоселовская) [Черняк, Бунич, 1962], в долине р. Кача и на склонах горы Сельбухра [Барабошкин, 1997; Никишин и др., 2013]. Этот материал часто полностью вторично переработан и превращен в «киловые» глины, в которых первичные минералы полностью замещены.
Наиболее мощные и сохранные в отношении первичных минералов меловые туфогенные отложения
находятся в районе Балаклавы. Они впервые описаны В.В. Аршиновым [Аршинов, 1910], который отметил в них обилие неокатанных и необломанных кристаллов плагиоклаза вулканического происхождения. Как отмечено выше, мощность пачки сильно варьирует (30—100 м), падение северо-восточное (азимут падения северо-восток, 35°, угол 11°) [Лебединский, Макаров, 1962]. При этом в породах присутствует до 5% нормально-осадочного материала [Лебединский, Макаров, 1962], что позволило сделать предположение о накоплении этой толщи в подводных прибрежных условиях [Влодавец, 1959].
Кристаллы плагиоклаза содержат природно-за-каленные первичные расплавные включения. Исследование зональности кристаллов плагиоклаза в верхнемеловых туфогенных отложениях в районе Балаклавы и состава расплавных включений в плагиоклазах составляло основную задачу нашей работы.
Материалы и методы исследований. Разрез туфо-генной толщи с чередованием литокристаллокласти-ческих туфов, туфопесчаников и небольшого количества туфоаргиллитов описан на восточном борту вреза железной дороги Балаклава — Севастополь в районе Золотой Балки (44,533° с.ш., 033,617° в.д.). Видимая мощность непрерывного разреза около 20—25 м (рис. 1):
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, профессор; e-mail: [email protected]
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, магистрант; e-mail: [email protected]
3 Работа выполнена с использованием оборудования, приобретенного за счет средств Программы развития Московского университета в рамках проекта РФФИ 12-05-00941-а (руководитель П.Ю. Плечов).
1) разрез начинается со слабосцементированных туфоалевролитов мощностью 6—7 м;
2) тонкий слой (~10 см) более плотных кристал-локластических туфов, в них видны свежий плагиоклаз, цветные минералы и кварц. Размер зерен до 2 мм;
3) слабосцементированные туфоалевролиты мощностью ~4 м;
4) сдвоенный прослой литокристаллокластических туфов с туфоалевролитами между ними. Нижний горизонт (~40 см) более свежий. Суммарная мощность ~1,5 м;
5) туфоалевролиты мощностью до 10 м;
6) прослой более тонкозернистых (и более светлых) туфов. За прослоем отмечено смещение пород с неопределенной амплитудой.
Стратиграфические и палеонтологические оценки возраста туфогенных отложений в районе Балаклавы проводили разные авторы. Толща туффитов перекрыта пачкой мергелей с множественными находками ран-несеноманской фауны [Никишин и др., 2013]. Кроме того, наиболее молодая популяция цирконов непосредственно из туффитов имеет возраст 103±1 млн лет [Никишин и др., 2013], что позволяет определить возраст туффитов как позднеальбский.
Для петрологического описания нами отобрано 4 пробы из разных горизонтов разреза. Места отбора проб показаны буквами на рис. 1. Основная часть исследований выполнена для образца D, который представлен литокристаллокластическими туффитами с небольшой примесью осадочного материала и содержит наименее выветрелый материал.
В изученных туффитах обломки представлены породами и отдельными кристаллами. Среди отдельных кристаллов преобладают зерна плагиоклаза размером до 1 мм, следы механической обработки не наблюдаются. Существенная часть кристаллов представлена не обломками, а целыми зернами, что интерпретируется нами — вслед за другими исследователями [Вло-давец, 1959] — как результат переноса и отложения в подводных условиях. О накоплении туффитов в подводных условиях также свидетельствует наличие в породе небольшого количества (~5%) карбонатного осадочного материала.
В туффитах присутствуют обильные литокласты вулканических пород (с поперечником до нескольких миллиметров), среди которых преобладают роговооб-манковые палеоандезиты, плагиофировые палеодациты и витрокристаллокластические палеотуфы. Нами петрографически изучено несколько десятков литокла-стов вулканических пород. Во всех породах присутствуют вкрапленники плагиоклаза, роговой обманки, клинопироксена и титаномагнетита, но их относительное содержание отличается. В литокластах наблюдается разный характер опацитизации роговой обманки. Тип опацитизации характеризует динамику подъема магмы, его можно использовать в качестве индикатора условий в магматическом канале перед извержением [Плечов и др., 2008].
Наиболее распространена опацитизация по объему с предшествующей стадией образования каймы. Такая опацитизация характерна и для литокластов, и для кристаллокластов роговой обманки. Наряду с этим встречены литокласты, в которых обильны крупные (с поперечником до 0,6 мм) вкрапленники роговой обманки с широкой (>50 мкм) каймой опацитизации, но без признаков опацитизации по объему. Такие лито-класты характеризуются более стекловатой основной массой и явным преобладанием роговой обманки над клинопироксенами во вкрапленниках. Третий тип кристаллов роговой обманки — без опацитизации — встречен в литокластах туфов. Представительные анализы роговой обманки представлены в табл. 1. Все составы попадают в поле магнезиальных роговых обманок [Leake et al., 1997]. Основная масса туффитов и литокластов в них девитрифицирована с образованием амебовидных зерен кварца и плагиоклаза. В литокла-стах с крупными вкрапленниками роговой обманки отмечены реликты стекла.
Клинопироксен встречается как в литокластах, так и в виде отдельных крупных кристаллов. Характерная морфологическая черта клинопироксена этих пород — округленная форма кристаллов, что может отражать растворение клинопироксена в магме перед извержением. При этом явные следы переуравновешивания клинопироксена с расплавом, такие, как тоннели растворения или каналы перекристаллизации, крайне ред-
ки. Клинопироксен выдержан по составу (табл. 1), его магнезиальность ((М§/(М§ + Fe2+), мол.%) варьирует в узком диапазоне — от 68,5 до 72,5. Он содержит (мас.%) 1,9-2,5 А1203, 0,3-0,45 ТЮ2, 0,2-0,3 Na2O. Наблюдается слабая положительная корреляция между содержанием А1 и Т1.
Зерна плагиоклазов имеют хорошую сохранность, часто представлены целыми кристаллами. Зональность плагиоклазов сложная, отражает несколько стадий
кристаллизации. На рис. 2 представлены характерные разрезы кристаллов плагиоклаза, имеющие четкое двучленное строение. Как правило, центральные части зерен плагиоклаза имеют пятнистую структуру, отражающую процессы растворения и переуравновешивания. Плагиоклаз в центральных частях зерен по составу отвечает лабрадору и битовниту (Ап60-75). Внешние границы центральных частей плагиоклаза часто окружены тонкой каемкой наиболее основного плагиоклаза.
Таблица 1
Представительные анализы первично-магматических породообразующих минералов из верхнеальбских туффитов в районе Балаклавы
Фаза ггю2 Al2Oз FeOT MnO MgO CaO X An, мол.% Mg#, мол.%
Р1 48,30 31,97 0,41 15,50 2,65 0,08 98,92 76,4
49,35 31,24 0,46 14,68 3,22 0,09 99,03 71,6
49,92 31,03 0,50 14,24 3,43 0,10 99,21 69,7
50,65 30,12 0,47 13,37 3,81 0,11 98,52 66,0
51,83 29,37 0,52 12,43 4,20 0,14 98,49 62,0
52,25 29,79 0,38 12,51 4,28 0,16 99,36 61,8
53,60 28,79 0,23 11,38 4,95 0,17 99,11 55,9
53,92 28,22 0,46 11,02 5,07 0,22 98,91 54,6
54,47 27,70 0,46 10,57 5,32 0,23 98,75 52,3
55,04 27,14 0,44 10,06 5,61 0,21 98,50 49,8
55,76 26,86 0,47 9,68 5,86 0,25 98,90 47,7
56,14 26,80 0,40 9,38 6,03 0,20 98,95 46,2
56,72 26,14 0,39 8,86 6,26 0,24 98,61 43,9
57,42 25,63 0,37 8,32 6,67 0,27 98,68 40,8
57,80 25,57 0,29 8,07 6,65 0,26 98,64 40,2
СРх 51,06 0,46 2,27 9,24 0,43 11,17 24,84 0,23 99,71 70,8
51,29 0,30 2,03 10,15 0,56 11,02 24,25 0,28 99,88 68,5
51,18 0,38 2,15 9,70 0,49 11,10 24,54 0,26 99,79 69,6
52,28 0,42 1,91 9,00 0,47 12,10 24,14 0,19 100,51 70,6
52,15 0,44 2,50 8,79 0,38 11,92 25,02 0,21 101,41 72,5
52,21 0,43 2,21 8,90 0,43 12,01 24,58 0,20 100,96 71,4
51,68 0,45 2,10 9,11 0,50 11,39 24,59 0,20 100,01 69,3
НЬ1 46,19 1,62 8,24 13,98 0,45 14,07 10,87 1,80 0,37 97,59 81,5
47,04 1,79 7,57 12,53 0,41 15,03 10,98 1,78 0,27 97,39 84,2
42,32 1,76 11,91 14,11 0,40 12,56 11,52 2,11 0,31 97,02 75,5
45,91 1,84 8,59 12,92 0,52 14,36 11,03 1,73 0,27 97,17 83,3
45,58 1,90 8,79 13,20 0,43 14,33 11,00 1,81 0,30 97,34 83,5
Примечания. Индексы минералов: Р1 — плагиоклаз, СРх — клинопироксен, НЬ1 — роговая обманка. Составы приведены в мас.%, железо — в двухвалентной форме.
Рис. 2. Зональность плагиоклазов в кристаллокластических туфах из района Балаклавы и ее диаграмма. Профили отмечены линиями, калибровочные точки — прямоугольниками. На фото нанесены значения измеренного состава плагиоклазов
Внешние зоны кристаллов плагиоклаза ритмично-зональны. Они, как правило, включают 1-3 тонкие зоны резорбции. Содержание анортитового минала в плагиоклазе постепенно уменьшается от Ап50-70 на границе с центральными частями до Ап40-45 в самых внешних зонах кристаллов (табл. 1).
Титаномагнетит формирует зерна размером до 5060 мкм, которые встречаются в виде отдельных вкрапленников, а также в виде включений в плагиоклазе. Ранняя кристаллизация титаномагнетита свидетельствует о высокой фугитивности кислорода рассматриваемых магм и принадлежности пород к известково-щелочным сериям.
Петрографическое изучение литокристаллокласти-ческих туффитов показало, что в литокластах представлен материал нескольких извержений, тогда как
кристаллокласты туффитов однородны и могут относиться к одному извержению.
Стекловатые, природно-закаленные расплавные включения обильны во вкрапленниках плагиоклаза и клинопироксена (рис. 3). Включения, как правило, содержат 1—3 газовых пузырька, суммарный объем которых не превышает 5% от объема включения. Нами изучены составы стекловатых включений в плагиоклазе и клинопироксене. Для определения условий консервации включений, отражающих условия кристаллизации в магматическом очаге, выполнена серия термометрических экспериментов с расплавными включениями в плагиоклазе.
Включения оставались стекловатыми при нагреве до 500 °С, при дальнейшем нагреве в них начиналась раскристаллизация дочерних фаз. Плавление фаз во
Рис. 3. Стекловатые расплавные включения в плагиоклазе: А — в проходящем свете, Б — в отраженных электронах
включении начиналось примерно при 650—660 °С. При 800—850 °С фазы во включении практически растворялись, но появлялось множество мелких пузырьков, которые постепенно исчезали при нагреве до 920—930 °С. При дальнейшем нагреве до 1000 °С видимых изменений во включениях не происходило. Таким образом, максимальная температура консервации включений оценивается нами в 930 °С. Для 450 зерен плагиоклаза проведены закалочные эксперименты без визуального контроля при 930 °С.
Для предотвращения окисления расплава в камере поддерживалась восстановленная среда на уровне кислородного буфера ССО. После закалки отбирали зерна с крупными первичными расплавными включениями, каждое включение выводили на поверхность, полировали и анализировали. Представительные составы включений приведены в табл. 2. Содержание петрогенных компонентов хорошо коррелирует с составом минерала-хозяина и отражает тренд эволюции магматических расплавов (рис. 4). Состав расплавов закономерно эволюционирует от дацитовых (в основных плагиоклазах и наиболее магнезиальных клино-пироксенах) к риодацитовым и риолитовым расплавам. Расплавные включения как в плагиоклазе, так и в клинопироксене стекловатые, отсутствуют видимые признаки кристаллизации на стенках включений после их консервации минералом-хозяином. Если бы кристаллизация минерала-хозяина на стенки включений была существенной, то это должно было отразиться в контрастном содержании Mg и А1 в двух группах включений, однако в составе стекол расплавных включений этих двух минералов систематически значимые отличия не выявлены. Поэтому коррекция состава измеренных стекол на кристаллизацию минерала-хозяина после консервации включений в данном случае не проводилась.
На рис. 4 показаны главные петрохимические черты расплавных включений в минералах в изученных туффитах в сравнении с другими (разновозрастными) вулканитами Крыма. Хорошо видно, что изученные расплавы относятся к умереннокалиевым и высококалиевым сериям нормальной щелочности, а отно-
шение K2O/TiO2 > 2, что типично для средних и кислых вулканитов надсубдукционной обстановки.
Результаты исследований и их обсуждение. Физико-химические условия существования магматического очага перед извержением можно оценить по результатам термометрических экспериментов с включениями в плагиоклазе и по расчету равновесия плагиоклаз—расплав. Кристаллизация минералов-вкрапленников происходила в диапазоне 850—930 °C. Судя по сложной зональности плагиоклазов и наличию многочисленных зон растворения, в магматическом очаге происходили неоднократные колебания температуры в пределах указанного диапазона. Такие колебания обычно связаны с подпиткой магматического очага новыми порциями магмы, поступающей из зоны магмогенерации [Shcherbakov et al., 2011]. Значения непосредственно измеренного в расплавных включениях в плагиоклазе содержания воды и углекислоты составляют 4,5 мас.% и 1200 ppm соответственно (устное сообщение П.Ю. Плечова и Дж. Блан-ди). Если предположить флюидонасыщенность этих расплавов по модели для растворимости воды и углекислоты [Newman, Lowerstern, 2002], то давление можно оценить в 3—3,5 кбар, что соответствует глубине магматического очага в 10—12 км. Высокая концентрация воды подтверждается присутствием роговой обманки во вкрапленниках, для кристаллизации которой необходимо 3—3,5% воды, растворенной в расплаве [Rutherford, Hill, 1993].
Все исследователи отмечают специфику извержения и отложения материала, заключающуюся в обогащении туффитов в районе Балаклавы целыми кристаллами плагиоклаза без следов их механической обработки [Лебединский, 1969; Влодавец, 1959; Никишин и др., 2013]. Авторы статьи полностью разделяют точку зрения на формирование этих отложений в подводных условиях при их перемещении в мутьевых потоках в условиях континентального склона, а аргументы в пользу субаэрального извержения, построенные на наличии кайм опацитизации роговых обманок, — ложными.
Таблица 2
Представительные анализы стекол расплавных включений из позднеальбских туффитов в районе Балаклавы
Минерал-хозяин т , с закал' Ап, мол.% мол.% Размер, мкм Я02 тю2 А12о3 РеО МпО MgO СаО N320 к2о >у>5 эо3 С1 X
Р1-3 - 69,6 34 67,30 0,46 11,91 2,34 0,11 0,68 1,62 2,25 2,44 0,20 0,12 0,32 89,74
Р1-3 - 66,6 27 62,62 0,65 14,70 4,03 0,12 1,08 3,18 3,40 2,52 0,36 0,07 0,28 93,00
Р1-3 - 48,8 41 68,19 0,39 12,44 1,86 0,08 0,48 1,68 3,08 2,63 0,16 0,04 0,25 91,28
Р1-3 - 44,7 38 67,87 0,36 13,43 1,64 0,07 0,41 2,40 3,06 2,39 0,10 0,05 0,21 92,00
Р1-3 - 52,2 32 68,99 0,32 12,66 1,79 0,06 0,46 1,80 3,04 2,11 0,13 0,08 0,20 91,65
Р1-1 - 52,2 20 68,73 0,38 12,75 1,75 0,05 0,40 1,90 3,15 2,08 0,20 0,09 0,23 91,72
Р1-1 - 52,2 25 67,91 0,41 12,86 1,84 0,05 0,45 1,98 3,08 2,03 0,18 0,02 0,22 91,04
Р1-1 - 52,2 20 69,89 0,24 13,21 1,85 0,08 0,50 1,95 3,61 2,02 0,18 0,13 0,18 93,84
СРх-3 - 67,1 78 68,26 0,27 14,68 0,90 0,08 0,32 2,48 4,28 2,09 0,07 0,13 0,22 93,77
СРх-1 - 67,1 28 68,87 0,33 14,21 1,24 0,00 0,23 1,96 4,34 2,27 0,07 0,13 0,23 93,87
СРх-2 - 70,6 60 63,39 0,68 15,97 4,41 0,15 1,31 3,50 3,73 2,49 0,09 0,15 0,25 96,12
СРх-1 - 69 35 63,55 0,64 15,53 4,00 0,15 1,02 3,22 3,90 2,69 0,13 0,14 0,25 95,24
СРх-1 - 69 20 62,70 0,60 15,62 4,13 0,09 1,00 3,34 3,42 2,38 0,09 0,14 0,25 93,77
ш
»
О
н д
о
о
я '■<
д
Ё
о »
и
§
о м
д
(О
о к
Окончание табл. 2
Минерал-хозяин т , с закал' Ап, мол.% мол.% Размер, мкм Я02 тю2 А12о3 РеО МпО СаО N320 к2о >у>5 эо3 С1 X
Р1-1 930 36,7 47 75,10 0,14 13,42 0,75 0,11 0,18 1,08 4,33 3,18 0,04 0,00 0,09 98,43
Р1-1 930 57,8 27 67,92 0,68 14,28 2,90 0,14 0,61 2,40 4,06 3,01 0,07 0,00 0,24 96,31
Р1-1 930 43,9 28 67,49 0,24 14,30 2,25 0,18 0,46 2,65 3,82 2,14 0,00 0,13 0,23 93,89
Р1-3 930 55,4 31 65,41 0,39 15,59 2,33 0,00 0,64 3,48 3,74 2,55 0,03 0,00 0,23 94,38
Р1-3 930 55,4 29 66,38 0,52 15,05 2,51 0,06 0,67 2,92 3,63 2,78 0,02 0,04 0,26 94,84
Р1-1 930 80,1 17 61,40 0,34 16,54 2,41 0,13 0,77 4,75 3,65 1,73 0,08 0,00 0,25 92,06
Р1-3 930 55,4 31 65,41 0,39 15,59 2,33 0,00 0,64 3,48 3,74 2,55 0,03 0,00 0,23 94,38
Р1-3 930 55,4 29 66,38 0,52 15,05 2,51 0,06 0,67 2,92 3,63 2,78 0,02 0,04 0,26 94,84
Р1-1 930 80,1 17 61,40 0,34 16,54 2,41 0,13 0,77 4,75 3,65 1,73 0,08 0,00 0,25 92,06
Р1-1 930 50,5 24 74,84 0,27 12,02 1,27 0,00 0,29 1,15 4,87 2,73 0,05 0,00 0,18 97,67
Р1-1 930 55,5 35 74,64 0,22 11,87 1,24 0,13 0,24 1,16 4,98 2,75 0,06 0,00 0,23 97,53
Р1-1 930 52,2 22 66,60 0,61 14,63 1,74 0,00 0,43 2,95 3,73 2,37 0,04 0,00 0,24 93,34
Р1-1 930 50,5 23 68,04 0,53 14,47 1,84 0,11 0,45 2,82 3,95 2,40 0,00 0,00 0,23 94,83
Р1-1 930 49,1 22 67,43 0,32 15,26 1,93 0,09 0,55 2,85 4,08 2,29 0,06 0,00 0,26 95,11
Р1-1 930 59,5 32 73,81 0,25 13,36 2,03 0,10 0,60 1,62 3,83 3,31 0,05 0,00 0,32 99,27
Р1-1 930 57,4 20 65,80 0,68 14,12 2,68 0,00 0,71 2,44 3,56 2,41 0,08 0,00 0,27 92,75
Р1-1 930 47,1 25 68,58 0,41 15,00 1,99 0,14 0,49 2,88 3,65 2,33 0,00 0,14 0,29 95,88
Р1-1 930 47,1 33 68,53 0,38 15,07 1,95 0,00 0,49 2,86 3,83 2,39 0,00 0,00 0,30 95,79
Р1-3 930 50,3 40 67,06 0,40 14,04 2,25 0,00 0,60 2,24 3,55 2,92 0,03 0,00 0,24 93,33
Р1-1 930 48,1 22 65,75 0,42 14,02 2,27 0,00 0,57 2,13 3,68 2,97 0,00 0,00 0,25 92,06
Р1-1 930 48,7 28 67,05 0,47 13,65 2,03 0,00 0,45 2,32 3,81 2,78 0,00 0,00 0,26 92,82
Р1-1 930 52,3 22 68,83 0,39 14,05 1,97 0,10 0,47 2,36 3,49 2,81 0,00 0,00 0,24 94,71
Р1-1 930 51,7 33 67,82 0,47 14,01 2,02 0,00 0,45 2,30 3,72 2,84 0,00 0,00 0,24 93,86
Р1-1 930 49,9 34 72,21 0,47 13,03 2,21 0,12 0,46 1,52 3,55 4,08 0,04 0,00 0,29 97,98
Примечания. 1—3 — число анализов для включения; Ап — количество анортитовой составляющей в плагиоклазе-хозяине, мол.%; М£#=М£/(М^ +Ре), мол.%. Размер включения измеряли по удлинению, составы — в мае. %. Железо — в двухвалентной форме, прочерк — природно-закаленные стекла.
Рис. 4. Составы расплавных включений, установленные авторами, и разновозрастных магматических пород Крыма по [Спиридонов и др., 1990а, б; Meijers et al., 2010]: а—б сравнение расплавных включений в плагиоклазах и пироксенах: а — зависимость состава включений от состава минерала-хозяина (по оси абсцисс отложен номер плагиоклаза или магнезиальность клинопироксена); б — зависимость содержания калия во включениях от их магнезиальности (1—2 — расплавные включения: 1 — в плагиоклазе, 2 — в клинопироксене); в—е — сравнение расплавных включений с магматическими породами Крыма: в — зависимость содержания суммы щелочей от SiO2 (мас.%) (поля на диаграмме из работы [Le Bas et al., 1986], составы нормированы на 100%); г — зависимость содержания K2O от SiO2 (мас.%) (линии на диаграмме из работы [Gill, 1981]); д — зависимость содержания ^O от TiO2 (мас.%) (проведены линии равного отношения K2O/TiO2 (0,5; 1; 2; 4)); е — зависимость содержания CaO от MgO (линия на диаграмме — по [Macdonald et al., 2000]). Для в—е: 1 — расплавные включения, 2 — по [Спиридонов и др., 1990а, б], 3 — по [Meijers et al., 2010], 4 — Карадаг, по [Спиридонов
и др., 1990а, б]
Ранее считалось, что каймы опацитизации формируются во время извержения за счет окисления магмы в субаэральных условиях. Однако было показано, что каймы опацитизации могут формироваться на глубине в магматических очагах [Rutherford, Hill, 1993; Плечов и др., 2008] и присутствовать в продуктах как субаэральных, так и субаквальных извержений. Если извержение происходило в подводных или под-водно-надводных (суртсейский тип) условиях, то легко можно объяснить и лучшую сохранность отдельных кристаллов, и селективную сепарацию кристаллов совместно с литокластами (имеющими большую плотность) от вспененных продуктов извержения, которые могли иметь плотность меньше плотности воды и выноситься течениями в другие районы. Динамика подводных эксплозивных извержений недавно детально описана на вулканах Меньоджиньшо (Изу-Бонинская островная дуга) [Fiske et al., 1998] и Северо-Западная Рота (Марианская островная дуга) [Deardorff et al., 2011].
При извержениях на небольшой глубине может происходить фрагментация магмы, а также формирование эруптивных колонн с сортировкой материала по размеру и плотности. Пористые фрагменты лавы могут всплывать и перемещаться на большое расстояние, тогда как более плотные фрагменты и кристаллы формируют пирокластические потоки, перемещающиеся вниз по склону вулкана в водной среде. Перемещение по склону в виде потоков имеет ограничение на дальность распространения. По-видимому, эруптивный центр находился не более чем в нескольких десятках километров. К сожалению, при такой транспортировке материала характер сортировки материала или изменение мощности отложений не служат надежным индикатором удаленности от эруптивного центра. При таком способе транспортировки вполне объяснимо присутствие в изученных туффитах осадочного материала и вулканогенных литокластов, представляющих другие, более ранние извержения того же эруптивного центра. Валовый состав туффитов естественно не отражает состав изверженной магмы, а смещен в более основную область состава.
Полученные нами результаты позволяют привести несколько аргументов, свидетельствующих в пользу формирования изученных вулканитов в надсубдук-ционных условиях:
1) кристаллы плагиоклаза обладают характерной для островодужных вулканитов сложной ритмичной зональностью. Часто встречаются зерна с резорбиро-ванными ядрами основного состава и ритмично-зональной каймой. В отдельных зернах выделяется несколько (до трех) зон резорбции. Такая зональность плагиоклазов свидетельствует о существовании магматического очага с периодической подпиткой порциями более основной магмы, что характерно для надсубдукционных систем;
2) наличие магнетита во вкрапленниках свидетельствует о высокой фугитивности кислорода в магматическом очаге — это характерный признак магм, формирующихся в надсубдукционных условиях;
3) обилие магнезиальной роговой обманки с характерными каймами опацитизации также характерно для надсубдукционных магм среднего и кислого состава.
На основе одних петрографических признаков невозможно отличить островодужную обстановку от обстановки активной континентальной окраины. Присутствие в туффитах ксенолитов осадочных и метаморфических пород более древнего фундамента позволяет говорить о том, что магматический очаг находился в толще невулканических пород, что косвенно указывает на обстановку активной континентальной окраины. Палеогеодинамические построения [Никишин и др., 2013] указывают на возможное развитие в альб-ское время небольшой вулканической дуги, приуроченной к грабену Каркинит.
В целом магматические расплавы этого извержения характеризуются слабо выраженной калиевой спецификой при преимущественно дацитовом составе. Расплавные включения средних вулканических пород обычно характеризуются бимодальностью кремне-кислотности расплавов [Наумов и др., 1997; Reubi, В1ипёу 2009], которая интерпретируется как свидетельство смешения контрастных по составу базальтовых и риолитовых расплавов в магматических очагах с периодической подпиткой порциями базальтовых магм. В рассматриваемом случае наблюдается непрерывный ряд от дацитовых до риолитовых магм. Это может свидетельствовать, с одной стороны, о более эффективном смешении магм, например за счет небольшого объема магматической камеры или за счет длительного времени совместного нахождения двух магм. С другой стороны, возможно формирование дацитовых магматических расплавов непосредственно при значительной степени плавления корового субстрата или при длительном фракционировании исходно базальтовых магм. Оба варианта возможны при наличии мощной коры, что косвенно свидетельствует в пользу обстановки континентальной окраины.
Сравнение составов расплавных включений с валовыми составами разновозрастных вулканитов Крыма показано на рис. 4. Валовые составы пород взяты из работ [Спиридонов и др., 1990; Мецеге е1 а1., 2010]. По содержанию петрогенных элементов к магматическим расплавам балаклавских туффитов наиболее близки средние и кислые вулканиты Карадагского вулканического комплекса. Кроме того, в поле составов рас-плавных включений попадает одна из даек в обрамлении Кастельского интрузива, анализ которой без точной привязки приведен в работе [Спиридонов и др., 1990а, б].
Время закрытия трековой системы в цирконах из диоритов горы Кастель определено в 149±10,9 млн лет [Соловьев, Рогов, 2010], что может отвечать возрасту последних магматических событий в этом районе. Наиболее «молодые» датировки вулканитов Карадага, полученные Дг-Лг-методом, имеют близкий возраст — 152-142 млн лет [Меуеге е1 а1., 2010]. Несмотря на сходство петрохимических особенностей, разница в возрасте формирования этих пород (около 40 млн лет)
весьма существенна для отнесения их к одной вулканической серии. Для разрешения этого противоречия возможны два альтернативных объяснения: 1) на протяжении поздней юры и раннего мела Крым как минимум дважды оказывался в геодинамических условиях, в которых было возможно образование сходных по составу магм, сформировавших относительно небольшие по объему вулканические массивы; 2) современные датировки вулканических пород крайне неточны и дают ошибку в определении возраста >40 млн лет. Авторы статьи склонны согласиться с первым объяснением, что позволяет предположить существование самостоятельного вулканического центра в Юго-Западном Крыму в позднеальбское время.
Для активной вулканической дуги доля вулканитов в разрезах слишком мала. В качестве современного аналога Крымского п-ова можно рассмотреть Аляску. Несмотря на то что она начиная с мезозоя занимает позицию между несколькими океаническими бассейнами с активным спредингом, вулканизм носит эпизодический и локальный характер. Отдельные вулканические центры расположены в сотнях километров один от другого и даже в пределах этих центров вулканиты не образуют мощных непрерывных разрезов. При этом все вулканиты имеют ярко выраженную
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Аршинов В.В. К геологии Крыма. М.: Литгео, 1910. 16 с.
Барабошкин Е.Ю. Новая стратиграфическая схема нижнемеловых отложений междуречья Качи и Бодрака (Юго-Западный Крым) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1997. № 3. С. 22-29.
Влодавец В.И. Процессы, порождающие пирокласти-ческий материал и его первичное перемещение // Проблемы вулканизма. Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1959. С. 47-55.
Лебединский В.И. Нижнемеловой вулканизм // Геология СССР. Т. 8. М.: Недра, 1969. С. 323-325.
Лебединский В.И., Макаров Н.Н. Вулканизм Горного Крыма. Киев: Изд-во АН УССР, 1962. 208 с.
Наумов В.Б., Коваленко, В.И., Бабанский, АД, Толстых М.Д. Генезис андезитов по данным изучения расплавных включений в минералах // Петрология. 1997. Т. 5, № 6. С. 654-665.
Никишин А.М., Хотылев А.О., Бычков А.Ю. и др. Меловые вулканические пояса и история формирования Черноморского бассейна // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2013. № 2. С. 6-18.
Плечов П.Ю., Цай А.Е., Щербаков В.Д., Дирксен О.В. Роговые обманки в андезитах извержения 30 марта 1956 г. вулкана Безымянный и условия их опацитизации // Петрология. 2008. Т. 16, № 1. С. 21-37.
Соловьев А.В., Рогов М.А. Первые трековые датировки цирконов из мезозойских комплексов полуострова Крым // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18, № 3. С. 74-82.
Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма. Ст. 1 // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1990а. Т. 65, № 4. С. 102-112.
Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма. Ст. 2 // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1990б. Т. 65, № 4. С. 119-134.
надсубдукционную специфику, преобладает эксплозивный характер извержений. Часть вулканитов формируется в прибрежных подводных условиях. На Аляске высокая сейсмичность, проявлены мощные разнонаправленные вертикальные движения, что также позволяет провести параллели между современной Аляской и Крымом в позднем мезозое. Крым в позднем мезозое занимал, вероятно, сходную позицию, будучи замыканием островодужной системы, примыкающей к континентальному блоку.
Заключение. Изучение позднеальбских туффитов в районе г. Балаклава свидетельствует о надсубдукци-онной обстановке, скорее всего об активной континентальной окраине, существовавшей в раннемело-вое время. Туффиты представляют собой продукты извержения дацитовой магмы, содержавшей сложно-зональные кристаллы плагиоклаза, небольшое количество клинопироксена и роговой обманки. Условия в магматическом очаге, определенные с помощью методов изучения расплавных включений, были следующими: температура кристаллизации 850-930 °С, давление 3-3,5 кбар. Полученные данные — первые количественные оценки параметров магмы для вулканитов Крыма, их можно использовать при дальнейшей реконструкции палеовулканизма в этом района.
Черняк Н.И., Бунич С.Ф. Новые данные о пирокласти-ческих породах из альбских отложений Тарханкутского полуострова // Докл. АН СССР. 1962. Т. 146, № 1. С. 190-192.
Deardorff N.D., Cashman K.V., Chadwick W.W. Observations of eruptive plume dynamics and pyroclastic deposits from submarine explosive eruptions at NW Rota-1, Mariana arc // J. Volcanology and Geothermal Res. 2011. Vol. 202. P. 47-59.
Fiske R.S., Cashman K.V., Shibata A., Watanabe K. Tephra dispersal from Myojinsho, Japan, during its shallow submarine eruption of 1952-1953 // Bull. Volcanology. 1998. Vol. 59. P. 262-275.
Gill J. Orogenic andesites and plate tectonics. Berlin: Springer-Verlag, 1981. 390 p.
Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S. et al. Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names // Can. Mineralogist. 1997. Vol. 35. P. 219-246.
Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic-rocks based on the total alkali silica diagram // J. Petrology. 1986. Vol. 27, N 3. P. 745-750.
Macdonald R., Hawkesworth C.J., Heath E. The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism // Earth Sci. Rev. 2000. Vol. 49. P. 1-76.
Meijers M.J.M., Vrouwe B., Hinsbergen D.J.J. van et al. Jurassic arc volcanism on Crimea (Ukraine): Implications for the paleo-subduction zone configuration of the Black Sea region // Lithos. 2010. Vol. 119. Iss. 3-4. P. 412-426.
Newman S., Lowerstern J.B. VolatileCalc: a silicate melt-H2O-CO2 solution model written in Visual Basic for EXCEL // Computers & Geosc. 2002. Vol. 28, N 5. P. 597-604.
Reubi O, Blundy J. A dearth of intermediate melts at subduction zone volcanoes and the petrogenesis of arc andesites // Nature. 2009. Vol. 461. P. 1269-1273.
Rutherford M.J., Hill P.M. Magma ascent rates from amphibole breakdown; an experimental study applied to the 19801986 Mount St. Helens eruptions // J. Geophys. Res.: Solid Earth. 1993. Vol. 98. P. 19 667-19 685.
Shcherbakov V.D., Plechov P.Yu., Izbekov P.E., Shipman J.S. Plagioclase zoning as an indicator of magma processes at Bezy-mianny Volcano, Kamchatka // Contrib. to Mineralogy and Petrology. 2011. Vol. 162. Iss. 1. P. 83-99.
Zonenshain L.P., Le Pichon X. Deep basins of the Black-Sea and Caspian Sea as Remnants of Mesozoic Back-Arc basins // Tectonophysics. 1986. Vol. 123. Iss. 1-4. P. 181-211.
Поступила в редакцию 13.03.2014
