CC BY
73
Транскавказское направление вулканизма: причина,следствии и эпитермальная минерализация
П.Г. Гурбанов1, О.П. Богатиков2, П.Я. Докучаев3, В.М. Газеев4, П.Б. Пексин5, О.В. Пяшенко6
1. Транскавказское поперечное поднятие -северное окончание трансконтинентального Восточно-Африканско-Транскавказского рифто-вого пояса.
Анализ имеющихся геологических, геофизических, геодезических и дистанционных данных на территорию Северного Кавказа и Закавказья помог установить, что проявления новейшего вулканизма, неотектоники, эпицентры сильных мелко- и глубокофокусных землетрясений, а также максимальные скорости аплифта приурочены к Транскавказскому поперечному поднятию (ТПП) или коллизионной структуре типа континент-континент [41]. ТПП является крупнейшей поперечной структурой, как для Анатолии, Малого Кавказа, так и для Большого Кавказа (рис. 1), и на всем протяжении выражено: в рельефе, геофизических и тепловых полях, в ри-
сунке тектонической раздробленности [26]. Его северным окончанием являются Минераловодский выступ с позднемиоценовыми лакколитами Кавмин-вод и Ставропольское сводовое поднятие (южная часть Скифской эпигерцинской платформы).
В пределах ТПП концентрируются все сильные землетрясения Закавказья (Чалдыранское, Параванское, Спитакское, Рачинское, Джавское). Причем в последние 30 лет наблюдается четкая тенденция смещения сейсмической активности в северном направлении. Поэтому в будущем не исключено возникновение сильного землетрясения и в густонаселенных районах на северном склоне Большого Кавказа и в Предкавказье.
В сводовой части ТПП происходит «раздвиг», обусловленный «вдавливанием» в Закавказскую, затем в Малокавказскую и, наконец, в Большекавказскую микроплиты двигающейся в северном наРис. 1. Схематическая карта крупнейших разломов Кавказа: 1 - межзональные разломы;
2 - региональные разломы; 3 - то же «антикав-казского» простирания; 4 - разломы Транскавказского простирания (а - подчеркивающиеся цепочками вулканов, б, в - выделенные по структурно-геологическим данным: б - крупные, в - мелкие); 5 - очаговые зоны сильных землетрясений в пределах Транскавказского поперечного поднятия (1 - Рачинского, 1991 г., 2 -Горийского, 1920 г., 3 - Параванского, 1986 г., 4 - Спитакского, 1988 г., 5 - Араратского, 1840 г., 6 - Чалдыранского, 1976 г.); 6 - контуры Ставропольского сводового поднятия; 7 - новейшие вулканы
1 Гурбанов А.Г.,к. г.-м. н., в. н. с. ИГЕМРАН
2Богатиков О.А., академик РАН
3Докучаев А.Я., к.г.-м. н., ИГЕМ РАН
4Газеев В.М., к. г.-м. н., ИГЕМ РАН
5Лексин А.Б., н. с. ИГЕМ РАН
6Ляшенко О.В., к. г.-м. н. ООО «ГЕОИНВЭКС»
правлении Аравийской плиты, фиксирующийся серией зон кулисообразно расположенных субмери-диональных межзональных разломов (рис. 1), к которым приурочены очаговые зоны сильных землетрясений, а также Эльбрусский, Казбекский, Кель-ский и другие вулканические центры на территориях Грузии, Армении, Турции.
Эта структура прослеживается и в планетарном масштабе (рис. 2) через Кавказ, Турцию, Аравийский полуостров и вдоль восточного побережья Африки. Причем она и здесь контролирует ареалы развития новейшего вулканизма и локализацию эпицентров землетрясений. Ее анализ показал,что начиная с позднего кайнозоя на территориях Западной Европы и Африки, разделенных областью развития океанической и субокеанической литосферы, наблюдаются процессы эндогенной, в том числе вулканической и сейсмической, активности. Эта активность была обусловлена как механизмом коллизии Африканской, Аравийской и Евро-Азиатской литос-ферных плит, так и внутренними процессами. В результате коллизии сформировался Альпийский складчатый пояс с линейно ориентированными ареалами развития вулканитов андезитового, дацитового и ри-олитового составов [23, 18]. Этот вулканизм, отвечающий островодужной и орогенной стадиям развития складчатой области, начался еще в эоцене.
Внутриплитная активность породила образование ряда крупных грабенов, сводовых поднятий и связанных с ними ареалов миоцен-голоценового вулканизма, представленного породами повышенной щелочности и даже щелочными [45, 46, 47, 48]. Проявления внутриплитной активности контролировались, в основном, двумя трансконтинентальными рифтовы-ми поясами, сформировавшимися в результате позднекайнозойской активизации Афро-Атлантическо-го горячего поля мантии, или суперплюма [10].
Первый из них - Центрально-Африканский-Цен-трально-Европейский [22, 38, 48] прослеживается на 5500 км от Гвинейского залива на юго-западе Африки до северного побережья Европы и далее в Северное море.
Второй пояс включает Восточно-Африканско-Красноморскую рифтовую систему и прослеживается на 7500 км поперек складчатого сооружения Кавказа в южную часть Скифской эпигерцинской платформы (рис. 2, 3). Этот пояс предложено [34] выделять как Восточно-Африканско-Транскавказский. Его южный сегмент состоит из Ньяса-Танганьикской и Кенийско-Эфиопской ветвей Восточно-Африканской рифтовой
системы, а центральный - из рифта Красного моря и сменяющей его к северу цепи небольших грабенов (типа грабена Мертвого моря), вытянутых вдоль Левантинской левосторонней сдвиговой зоны [22].
В переделах Восточно-Африканского рифтового пояса известно 48 активных вулканов, из которых 21 относится к категории действующих. Среди продуктов извержений преобладают вулканиты основного состава и повышенной щелочности, щелочные породы, и реже риолиты и игнимбриты [18, 49]. На Аравийском полуострове, вдоль этого пояса расположено 23 активных вулканических центра, в которых сейчас расположено 17 действующих и 50 потенциально действующих вулканов. В голоценовое и историческое время из этих вулканов изливались толеитовые базальты, долеритовые базальты, риоли-ты и редко андезиты. Еще севернее, в пределах Турции известно 13 действующих и потенциально действующих вулканов (Кила, Карапинар, Немрут-Даги, Арарат и др.), а на территориях Армении, Грузии и юга России (Северный Кавказ) - потенциально действующие вулканы Арагац, Казбек, Эльбрус и др.
Результаты геохимических и изотопных исследований пород вышеуказанных ассоциаций убедительно свидетельствуют о том, что сформировались они при участии обогащенных мантийных источников [36], появление которых в подлитос-ферной мантии обусловлено, скорее всего, деятельностью мантийных плюмов [42].
Северный сегмент рифтового пояса, являющийся продолжением Левантинской зоны, пересекает альпийские складчатые структуры Восточной Анатолии, Малого и Большого Кавказа. В южной части сегмента она трассируется Восточно-Анатолийским разломом, а к северу от места пересечения с Севе-ро-Анатолийским разломом она прослеживается в виде Эрзурум-Казбекско-Эльбрусской зоны дислокаций, являющейся западным ограничением Транскавказского поперечного поднятия (рис. 1 и 3).
Рассматривая особенности пространственного распространения проявлений позднеплиоцен-чет-вертичного вулканизма в северной части зоны Транскавказского отрезка рифтового пояса, на территориях Малого и Большого Кавказа (рис. 3), отметим, что вулканизм проявлялся только в его пределах. Для него характерны излияния лав андезитового, дацитового и дацит-риолитового составов, связанные с вулканами центрального типа, но нередко встречаются эксплозивные и плутонические фации [23,14].
А.Г. ГУРБАНОВ, О.А. БОГАТИКОВ, А.Я. ДОКУЧАЕВ, В.М. ГАЗЕЕВ, А.Б. ЛЕКСИН
Рис. 2. Схема расположения трансконтинентального Восточно-Африканско-Транскавказского рифтово-го пояса в пределах Африканского и Европейского континентов[по данным T. Simkin, R. I. Tilling, J. N. Taggart, W. J. Jones and H. Spal «World map of volcanoes, earthquakes and plate tectonic» Smithsonian Institution, U.S. Geological Survey, 1989].
Условные обозначения. Землетрясения с магнитудой 4,07,5: с эпицентрами на глубинах 0-60 км показаны мелкими черными точками; с эпицентрами на глубинах более 60 км - мелкими серыми кружочками. Землетрясения с магнитудой более 7,5: с эпицентрами на глубинах 0-60 км показаны средними не залитыми черными кружочками; с эпицентрами на глубинах более 60 км -крупными не залитыми черными кружочками. Вулканы извергавшиеся: с 1900 г. н.э до настоящего времени показаны крупными серыми треугольниками; с 0 г. н.э. до 1900 г. н.э. -крупными не полностью залитыми серыми треугольниками; голоценовые извержения с возрастами менее 10 000 лет, исторически не задокументированные - крупными серыми не залитыми треугольниками; точно не известная активность в голоцене и наличие сольфа-тарных полей - мелкими не залитыми серыми треугольниками
На территории Армении вулканизм проявился очень интенсивно - известно около 600 центров вулканической активности. Главными его особенностями явился наложенный характер и приуроченность к двум крупным структурам: Транскавказскому поперечному поднятию (ТПП) и Анкаван-Сюникс-кому региональному разлому, прослеживающемуся из Мраморного моря к озеру Ван и уходящему далее в систему Загрос.
К ТПП приурочены многократные трещинные излияния раннеплиоценовых обратно намагниченных оливи-новых базальтов, слагающих обширные лавовые поля. Здесь же расположены и более молодые крупные поли-генные вулканы (Арарат, Арагац и др.), извергавшие лавовые потоки, игнимбриты и туфы андезитового, анде-зидацитового, дацитового и реже риолитового составов.
В Анкавано-Сюникском ареале присутствуют раннеплиоценовые лавы, обсидианы и туфы риолитово-го состава, связанные с проявлением вулканической активности ареального типа. Позднеплиоцен-голоце-новые вулканические извержения ареального типа представлены андезито-базальтами, реже андезитами, образующими обширные вулканические поля в пределах Гегамского и Варденисского нагорий.
В более северной части ТПП (на территории Грузии) новое возобновление вулканической активности субаэрального характера началось в конце миоцена и продолжалось по голоцен включительно. Выделяются две фазы активности: миоцен-плиоце-новая и позднеплиоцен-четвертичная. В первую фазу произошло излияние базальтов повышенной щелочности, внедрение силлов аналогичного состава и сформирование вулканов (Патара-Абули, Диди-Абу-ли, Годореби и др.), сложенных преимущественно лавами андезитового состава, сформировавших Ахалкалакское вулканическое нагорье. В южной части Скифской платформы произошло внедрение субщелочных гранитоидов (лаколиты Кавминвод). К среднему плиоцену вулканическая активность вновь сильно снижается.
Начало второй фазы ознаменовалось активизацией магматических процессов, которая захватила уже и северный склон Большого Кавказа, где сформировались небольшие гипабиссальные гранитоид-ные штокообразные тела (Эльджуртинский, Сангу-тидонский, Теплинский и др. массивы); крупные Вер-хне-Чегемская и Эльбрусская кальдеры, а затем -Эльбрусский и Казбекский вулканические центры. В Эльбрусском центре вулканическая активность началась в верхнем эоплейстоцене излияниями трахиан-дезибазальтовых и трахиандезитовых лав. В нижнем
неоплейстоцене произошли мощные эксплозивные извержения, приведшие к формированию Эльбрусской кальдеры и мощных толщ игнимбритов риолитового и риодацитового составов. Первые извержения из палеовулкана Кюкюртли представлены лавовыми потоками и синхронным им туфовым горизонтом риолитового и риодацитового состава, а затем, на протяжении более чем 700-тысячелетней истории эволюции вулкана Эльбрус, изливались лавы только дацитового состава [4, 26].
Важной чертой рассматриваемого трансконтинентального Восточно-Африканско-Транскавказского рифтового пояса является дискретное развитие магматизма в его пределах и связь магматизма со сводовыми региональными и локальными поднятиями. Первые из них контролируются линейными мантийными плюмами, а вторые - небольшими по размерам мантийными струями (hot finger), восходящими от границы раздела между верхней и нижней мантиями [36].
Анализ данных (рис. 3) показал, что все тепловые аномалии в пределах Эльбрусского и Казбекского вулканических центров [13], выявленные с помощью дистанционных методов зондирования (ночные тепловые снимки со спутников NOAA), обусловлены расположенными под ними близповерхностными магматическими камерами [12, 28]
Приуроченность к ТПП эпицентров всех сильных исторических землетрясений косвенно может свидетельствовать о присутствии под ней мантийного плюма [35], т.к. на участках пересечения коллизионных структур рифтовым поясом термальное состояние верхней мантии имеет специфичные параметры. Так, сейсмические характеристики «разогретой» (низкоскоростной) имеет верхняя мантия под центральной частью Главного Кавказского хребта там, где он пересекается рифтовым поясом (т.е. ТПП, рис. 2, 3), и здесь может происходить генерация расплавов, порождающих вулканическую активность, в то время как под восточным и западным окончанием Главного Кавказского хребта до глубин 300400 км прослеживается «холодная» мантия [9].
2. Определение времени проявления аплиф-та, скоростей вертикальных и горизонтальных перемещений.
Для определения времени проявления аплифта от долины р. Белой на западе и до долины р. Фиаг-дон на востоке [39] было проведено фишен-треко-вое датирование акцессорных апатитов. Данные о скоростях вертикальных и горизонтальных перемещений отдельных литосферных блоков (от г. Ге-ленжика на западе и до долины р. Урух на восто-
ке) были получены за две эпохи измерений (06.1993 и 09.1994 гг.) системой GPS-TRIMBL в рамках совместного российско-немецкого проекта «WEGENER». Результаты этих исследований приведены на рис. 4.
При определении времени проявления аплифта отдельных блоков в различных структурно-формационных зонах (СФЗ) отобрано 67 представительных проб пород, из которых были выделены акцессорные апатиты. Фишен-трековое датирование проводилось по 300-500 зернам апатита из каждой пробы. Результаты исследований [39] показали (рис. 4), что
Рис.3. Северное окончание Восточно-Аф-риканско-Транскавказс-кого рифтового пояса и коллизионной поперечной структуры.
Условные обозначения: 1 - границы Восточно-Аф-риканско-Транскавказско-го рифтового пояса и коллизионной поперечной структуры; 2 - система Кавказских поперечных разломов; 3 - тепловые аномалии по данным космической съемки со спутника NOAA; 4 - максимальные высотные отметки : а) 2,7-3,5 км, б) 3,85,6 км; 5 - скорости современного аплифта: а) 34 мм/год, б) 12-14 мм/год; 6 - глубины залегания астеносферы: а) 110- 97 км, б) 125-120 км, в) 140130 км
в различных СФЗ последний аплифт происходил:
- в южной части Беча-сынской СФЗ (долина р. Белой) 68 млн лет назад;
- в СФЗ Передового хребта (долины рек Малая и Большая Лаба, Большой Блыб), в ее северной части - 40 млн лет назад, а в средней и южной - 33-20 млн лет назад;
- в СФЗ Главного хребта, охарактеризованной
большим количеством проб (42 шт.), выявилась следующая сложная картина:
1. Установлено ее «клавишное» строение, со значительным уменьшением возраста аплифта с севера на юг. В междуречье Большая Лаба - Кубань выделяются 4 блока северо-западного простирания, шириной до 8-10 км каждый. Северный блок испытал ап-лифт (в млн лет назад) 38-36 и 29-23, расположенный южнее блок - 25-20, следующий за ним к югу блок - 16-14 и, наконец, самый южный блок - 1312 млн лет назад. Однако, начиная с левого борта долины р. Баксан и далее на восток до долины реки
Терек, описанная выше картина резко меняется. Если на водоразделе Малка-Баксан аплифт был 16-14 и 13-12 млн лет назад, то, начиная с долины р. Баксан, на продолжении этих же блоков аплифт произошел 5-7, 5-6 и 5-4 млн лет назад.
2. Анализ данных по распределению времени ап-лифта, проявившегося в пределах всех СФЗ Большого Кавказа, убедительно показал, что, начиная с долины р. Баксан и далее на восток, время подъема резко омолодилось. Следовательно, как зона ТПП, так и ее западная граница четко фиксируются по времени проявления аплифта. Скорее всего, это является отражением динамики развития ТПП, обусловленной увеличением в ее пределах объема континентальной коры за счет коллизии и продолжающейся суб-дукции и за счет плавления пород нижней коры при участии «горячего» линейного мантийного плюма.
Анализ данных (измерения проводились синхронно, в режиме реального времени 21 станцией ОР8-ТЫМВЬЕ в разных СФЗ Большого Кавказа в 06.1993 г. и 09.1994 г) о скоростях вертикальных и горизонтальных перемещений с помощью ОРБ-тех-нологий, показал (смотририс. 4):
1. По скорости вертикального подъема территория Большого Кавказа четко подразделяется на два крупных блока: западный (от г. Геленжик и далее к востоку до долины р. Малки, а на севере - до Ставропольского свода), поднимающийся со средней скоростью 34 мм/год; и восточный (от р. Баксан и далее к востоку до р. Фиагдон) - поднимающийся со средними скоростями до 12-14 мм/год в СФЗ Главного хребта и от 6мм/год в пределах Ставропольского свода. Граница между этими блоками полностью совпадает с западной границей зоны ТПП, установленной по результа-
там фишен-трекового датирования апатитов. Отличительной чертой ТПП являются высокие (до 1214 мм/год) скорости современного аплифта.
Данные о скоростях современных поднятий на Северном Кавказе были получены в результате трех эпох (1925/27-1946/50; 1946/50-1970/75 и 1970/75-1985/92 гг.) повторного нивелирования [16]. Измеренные скорости поднятий в пределах Предкавказья составили (+2)-(+4) мм/год; Северо-Западного Кавказа - 0-(+4) мм/год; западной части СФЗ Главного хребта - (+8)-(+10) мм/ год; ТПП - (+10)-(+15) мм/год; Армянского вулканического нагорья - (+10)-(+15) мм/год.
2. Анализ горизонтальных перемещений показал устойчивую ориентацию векторов скоростей (24 мм/год) как в северо-западном направлении, характерном для Аравийской плиты, так и в северо-восточном - характерном для юго-восточной части Малого Кавказа, что подтверждает существующие представления о северном дрейфе Аравийской плиты [41, 33]. Северо-западная направленность векторов скоростей в пределах Ставропольского поднятия свидетельствует, скорее всего, о том, что влияние северного дрейфа Аравийской плиты здесь практически не ощущается.
3. Следствия возможного возобновления вулканической активности.
Выше было показано, что на глубине под ТПП, при участии «горячего» линейного мантийного плюма, может формироваться расплав, который при определенных условиях будет подниматься к поверхности и реализоваться затем в виде вулканической активности с соответствующими катастрофическими последствиями. Поэтому важно было оценить современное состояние вулкана Эльбрус (потухший или потенциально активный, но пока «спящий»), расположенного на
Рис. 4. (с. 31) Схема распределения времени аплифта и современных скоростей вертикальных и горизонтальных перемещений отдельных блоков в структурно-формационных зонах Большого Кавказа по геодезическим (GPS-измерения) и фишен-трековым (время аплифта показано цифрами без кружков) данным. Составлена в 2004 г. А.Г. Гурбановым.
Условные обозначения. 1- Бечасынская структурно-формационная зона (СФЗ); 2 - СФЗ Передового хребта; 3 - СФЗ Главного хребта; 4 - СФЗ Южного склона; 5 - в кружке со знаком +6 - скорость подъема в мм/год, со знаком - 28 - скорость опускания в мм/год. Стрелка слева от кружка острый конец вверх - горизонтальное смещение в северных румбах, острый конец вниз - горизонтальное смещение в южных румбах, а цифрой у стрелки показана скорость смещения в мм/год; 6 - условные границы блоков, выделенных по времени аплифта; 7 - зоны активных разломов; 8 - границы структурно-формационных зон; 9 - места проявления новейшего вулканизма: I - Эльбрусская кальдера, II - Верхне-Баксанский вулканический узел, III - Верхнечегемская кальдера, IV - район истоков р. Тютюн-су, V - вулкан Казбек; 10 - неоинтрузии и их названия: VI - Эльжуртинская, VII
- Сангутидонская, VIII - Танадонская, IX - Теплинская, X - Геналдонская, XI - лакколиты Кав-минвод; 11 - западная и северная границы Транскавказской поперечной структуры
A.E ГУPБAHOB, O.A. БOГATИKOB, A.Я. ДOKУЧAEB, B.M. ГAЗEEB, A.Б. ЛEKCИH
31
западной границе ТПП, которая характеризуется сильной тектонической раздробленностью и, соответственно, повышенной проницаемостью для магматических расплавов и гидротермальных растворов.
Учитывая хорошую петролого-геохимическую, геофизическую изученность Эльбруса, датирование этапов его активности и связанных с нею ката-
строфических последствий, вполне реально оценить его современное состояние. Затем его можно будет сравнить по ряду параметров с потенциально активными вулканами, расположенными южнее на территориях Малого Кавказа, Турции, Ирана, Африки, и в итоге можно будет составить схематическую карту риска возобновления вулканической активности для северной части рифтового пояса (рис. 3).
Краткая петролого-гео-химическая характеристика вулкана Эльбрус. В истории развития Эльбрусского вулканического центра (ЭВЦ), на основании комплексного изучения [1, 26], выделены докальдер-ный, кальдерный и пост-кальдерный циклы, а два последних подразделены на ранние и поздние этапы (рис. 5).
Докальдерный цикл вулканической активности (нижний неоплейстоцен, 800-900 тысяч лет назад) представлен останцами лавовых потоков трахиандези-базальтового (верховья реки Тызыл) и трахиандези-дацитового (устьевая часть реки Худес) составов.
Кальдерный цикл. Ранний этап (верхи среднего неоплейстоцена, 720690 тыс. лет назад) представлен залегающими в основании вулканической постройки наиболее кислыми породами - риолитами и
Рис.5. Схематическая геологическая карта распределения вулканических комплексов и гидротермально-метасоматических образований Эльбрусского вулканического центра Условные обозначения. 1-3 - структурно-формационные зоны: 1 - Бечасынская, 2 - Передового хребта, 3 - Главного хребта; 4-7 - вулканические комплексы: 4 - раннего этапа кальдерного цикла, 5 - позднего этапа кальдерного цикла, 6 - раннего этапа посткальдерного цикла, 7 - позднего этапа посткальдерного цикла; 8 - контуры Эльбрусской кальдеры; 9 - Восточный и Западный вершинные кратеры вулкана Эльбрус; 10 - предполагаемые контуры Кюкюртлинской рудно-магматической системы; 11-12 - гидротермально-метасоматические образования: 11 - вторичные кварциты, 12 - проявления разных типов гейзеритов
AT. ГУPБAHOB, O.A. БOГATИKOB, A.Я. AO^4AEB, B.M. ГAЗEEB, A.Б. ЛEKCИH 33
риодацитами (истоки реки Уллукам) с синхронными им останцами толщ игнимбритов и туфов (истоки рек Кюкюртли, Бийтиктебе и Малки). Поздний этап (низы верхнего неоплейстоцена, 667-620 тыс. лет назад) представлен агломератовыми лавами, туфовыми горизонтами и экструзивными телами да-цитового состава. Наиболее крупное (1,6х1,1 км и 0,8 км по вертикали) экструзивное тело обнаружено в жерле средне-верхненеоплейстоценового вулкана Кюкюртли. Мелкие (5-40x50-200 м) экструзивные тела обнажаются в истоках рек Уллукам, Кюкюртли и Бийтиктебе. В экзоконтактах экструзивных тел широко проявлены гидротермально-мета-соматические изменения в прорываемых ими лавовых потоках, сопровождающиеся пирит-марказито-вой и, реже, пирротин-халькопиритовой минерализацией.
Посткальдерный цикл. Ранний этап (середина -верхи позднего неоплейстоцена, 220-15 тыс. лет назад) характеризуется излиянием лав дацитового состава и эксплозивными извержениями пироклас-тического материала. Поздний этап (голоцен) представлен глыбовыми лавовыми потоками, лавобрек-чиями и туфовым горизонтом дацитового состава.
Результаты геохимических исследований показали, что вулканитам, характеризующим все последовательные этапы развития Эльбрусского центра, присущи высокие содержания А§, Бе, Мо, ИГ, Аб, БЪ и повышенные концентрации N1, Бс, Сб, Со, Сг. В то же время все породы обеднены Ьи, ТЪ, Та, УЪ, У, Си, Ва, Бт, Еи и ЯЪ. Установлено, что в процессе эволюции расплава в вулканитах постепенно повышаются содержания БЪ, N1, Сг и Со и уменьшается концентрация Сб. Эти геохимические особенности пород являются типоморфными для вулканитов Эльбрусского центра.
Анализ данных о химическом составе пород, слагающих выделяемые циклы, показал, что эффузивные, эксплозивные и экструзивные образования имеют близкий петрохимический состав, соответствующий риодацитам, дацитам и, реже, трахидацитам, и идентичный характер распределения в них микроэлементов. Для вулканитов ЭВЦ характерны повышенные содержания щелочей (в сумме они составляют 6,838,15%) и достаточно высокие значения К^О/№2О отношений, что приближает изученные породы к калиевым субщелочным разностям. Однородные петрохи-мический и геохимический составы всего эволюционного ряда вулканитов Эльбруса свидетельствуют о стабильных термодинамических условиях плавления пород субстрата на уровне магматического очага.
H классификационных диаграммах FeO^/ (FeO^+MgO)— SiO2 и (Nap+^O—ОаО) — SiO2 фигуративные точки занимают область, указывающую на их переходное положение от собственно коллизионных образований к постколлизионным .
В вулканитах ЭВЦ (от докальдерных к посткаль-дерным) содержание SiO2 в целом изменяется в пределах от 55,45 — 61,6 % до 70,5 % и только в лавах, слагающих Восточную вершину (поздний этап по-сткальдерного цикла), содержание SiO2 опускается до 64,2 %. Следовательно, отмечается слабо выраженная антидромная тенденция.
Для решения генетических аспектов расплавов Эльбруса были проведены определения величин измеренных изотопных стронциевых отношений (S7Sr/S6Sr), которые изменяются от 0,705107 до 0,707339, и 143Nd/144Nd, выраженные в величинах
э Nd — от —0,33, —1,95 до 0,S6 [32], что убедительно свидетельствует о заметной роли мантийной компоненты в расплавах ЭВЦ.
Таким образом, геологические и петролого-гео-химические данные свидетельствуют о гетерогенности источников вещества при образовании дацитов [2].
Этот вывод был подтвержден результатами изучения расплавных включений в плагиоклазах и кварце из разновозрастных вулканитов ЭВЦ [25, 29]. Среди расплавных включений в плагиоклазах выделено два типа: первый—приурочены к зонам резорбции и представляют собой «каналы» или неправильной формы замкнутые обособления темного стекла; а второй—расположены в прозрачных областях зерен, имеют чаще всего округлую форму, сложены светлым стеклом с хорошо видимым газовым пузырьком, целиком или частично раскристаллизованы. Paсплaвные включения в кварце чаще всего стекловатые, изометричные, круглые или квадратные со сглаженными углами. Они наблюдаются в любой части зерна, отличаются четкими границами и крупными размерами и сложены не раскристаллизованным светлым стеклом.
Для расплавных включений (PB) в минералах из вулканических пород Эльбруса установлены значительные вариации по SiO2 — от 57,5 до S0,1 мас.%, но в основном они соответствуют риодацитам—трахириода-цитам (SiO2—69,2—73,0 мас.%) и риолитам-трахирио-литам (SiO2 — 73,4—S0,1 мас.%). По химическому составу PB из включений в минералах и основной массы лав (табл. 1) четко подразделяются на три группы по содержанию SiO2 (в мас.%): < 63; 63—72 и >72. Следовательно, при кристаллизации плагиоклаза и кварца в дацитах существовало три типа расплавов: трахиандезитовый, трахидацитовый и трахириолито-
ТОН 1
№ з
г о о і
вый. Наблюдаются закономерные изменения содержаний петрогенных элементов: с увеличением крем-некислотности в расплаве уменьшаются концентрации фосфора, хлора, серы и увеличивается величина отношения ^O/Na^ (от 0,90 до 1,46). Для стекол основной массы пород характерны очень высокие концентрации калия (6,2- 7,4 мас.%), поэтому отношение ^O/N a2O в них достигает 2,16-2,44.
Температура гомогенизации PB составляет 1100115 0оС. B первичных флюидных включениях флюид представлен высокоплотной С02, и они гомогенизировались в жидкую фазу при температурах 29,3-29,8оС, что соответствует плотности С02 ~ 0,620,60 г/см3. Для возможных температур захвата этих включений (1100-1200оС) флюидное давление должно составить 2,8-3,2 кбар. При литостатической величине нагрузки около 270 бар/км, такие давления соответствуют глубинам кристаллизации вкрапленников плагиоклаза не менее 10-12 км, что хорошо согласуется с геофизическими данными.
Установленные три типа PB с калиевой тенденцией отражают эволюцию магматического очага на стадии кристаллизации вкрапленников плагиоклаза и кварца из дацитов вулкана Эльбрус. Выявлена «перегретость» (гомогенизация расплавных включений 1000-1170оС) магм трахидацитового и тра-хириолитового составов и доказано, что эволюция расплавов в верхнекоровых условиях определялась процессами смешения магм. Балансовые расчеты показали, что для образования гибридных дацитов, в процессе смешения риодацитовых и трахианде-зитовых расплавов, доля кислого расплава должна составлять: при формировании риодацитов раннего этапа кальдерного цикла - 80 %, для дацитов позднего этапа кальдерного цикла - 39 %, раннего этапа посткальдерного цикла - 38 %, а позднего этапа посткальдерного цикла - 32 %. В заключение важно отметить, что криометрические термометрические данные о насыщенности магмы высокоплотной С02, во время последних извержений вулкана, свидетельствуют о том, что будущая активизация вулкана может начаться взрывным извержением.
4. Определение современного состояния вулкана Эльбрус по геологическим, дистанционным и геофизическим данным.
Эльбрус долгое время считался потухшим вулканом, однако рядом исследователей [8] были отмечены выходы водяного пара с примесью сернистого газа в районе его восточной вершины. Позже
Ю.П. Масуренков и др. [19] на этой же вершине отобрали пробы газа, выделяющегося из трещин, анализ которых показал, что он имеет состав, близкий к фумаролам современных вулканов. Затем на обеих вершинах Эльбруса были обнаружены [20] фумарольные площадки, состоящие из системы лабиринтов и проталин в фирновом покрове мощностью до 3 м. Температура внутри проталин и гротов составляла+16оС, при температуре наружного воздуха -7оС. Расчет теплового потока [21 ] под вулканом показал, что он в среднем равен 4,8 х 10-5 кал/см2/сек, т.е. 2 Вт/м2, а это на порядок превышает тепловой поток, наблюдающийся в других районах Большого Кавказа. Такая плотность теплового потока отвечает вероятному присутствию кислого расплава внутри вулканического конуса на глубине около 1 км ниже уровня моря.
Н.И. Хитаровым [30] у восточной вершины проведены наблюдения с низкочастотной аппаратурой, в процессе которых были зарегистрированы землетрясения с низкочастотными колебаниями 1-2 Гц, на фоне 5- 6 Гц в прилегающих районах Большого Кавказа. Выявленная интенсивная поверхностная волна характерна для современных активных вулканических областей. Все это позволило считать, что под вулканом имеется магматическая камера, кровля которой располагается на глубине 3-4 км ниже уровня моря.
В 2002-2007 гг. в районе восточной вершины Эльбруса, в истоках р. Кюкюртли и в районе перевала Ирик отмечена активизация фумарольной деятельности, сопровождавшейся выделением сернистого газа и локальным таянием снежно-ледового покрова.
Таким образом, к началу XXI в. многими исследователями были получены отрывочные факты, свидетельствующие о том, что Эльбрус является «спящим» вулканом и совсем не исключено возобновление его активности.
Если сейчас под вулканом Эльбрус имеются приповерхностные магматические камеры, с еще не остывшим расплавом, то земная поверхность над ними должна была прогреться хотя бы на несколько градусов и сформировать тепловые аномалии. Для выявления таких аномалий было проведено целенаправленное дешифрирование ночных тепловых снимков со спутников КОЛЛ в ретроспективе на 14 лет (с 1990 по 2003 гг.).
Были выявлены тепловые аномалии (рис. 6) в следующих местах Эльбрусского вулканического центра: в районе вершинных кратеров Эльбруса (№ 1 и
ТОН 1
№ з
г о о і
Таблица 1
Химический состав (мас.%) магматических расплавов вулканов Эльбрус и Казбек
Компонент Расплав (включения в минералах) Расплав (основная масса)
Эльбрус Казбек Эльбрус Казбек
Андези -товый Дацито -вый Риоли- товый Риоли- товый Дацито -вый Риоли- товый Риоли- товый
SiÜ2 60.22 68.80 75.93 75.32 67.64 76.43 73.48
TiÜ2 0.93 0.45 0.14 0.26 0.12 0.12 0.78
Al2Ü3 18.35 15.91 12.30 13.38 17.13 12.02 13.76
FeÜ 3.64 1.78 0.47 0.94 1.01 0.54 2.54
MnÜ 0.02 0.04 0.04 0.02 0.02 0.02 0.01
MgÜ 2.19 0.47 0.08 0.12 0.20 0.04 0.46
CaÜ 3.82 1.55 0.56 0.68 1.71 0.56 2.30
Na2Ü 4.33 4.07 3.36 4.51 3.42 2.52 3.01
K2Ü 3.89 5.16 4.92 3.28 7.40 6.16 3.24
P2Ü5 0.25 0.11 0.02 0.09 0.03 0.02 не опр.
Cl 0.09 0.08 0.05 0.17 0.06 0.10 0.06
S 0.04 0.03 0.02 0.03 0.01 0.01 0.03
Сумма 97.77 98.45 97.89 98.77 98.75 9854 99.67
K2Ü/Na2Ü 0.90 1.27 1.46 0.73 2.16 2.44 0.93
n 4 8 10 11 6 4 7
Примечание. ЕвО - железо общее, п - количество определений.
1-А); ледников Большой и Малый Азау (№ 2) и Кю-кюртли (№ 1); и от перевала Ирикчат до Сылтранской вулканической постройки (№ 3). Они, скорее всего, обусловлены находящимися под ними на глубине периферическими магматическими камерами. Важно отметить, что в контурах выявленных аномалий в последние годы и наблюдается появление все новых фу-марол и локальное таяние снежно-ледового покрова.
Гравиметрическими исследованиями по профилям уточнены южная и юго-восточная границы кальдеры и подтверждено наличие магматических камер с разогретыми расплавами под аномалиями №№ 1, 1-А и 3. Результаты магнитотеллурического зондирования по Приэльбрусскому профилю (см. рис. 6) показали присутствие под вулканом приповерхностной магматической камеры и глубинного очага (на рис. 7 они показаны заштрихованными областями.
Наличие приповерхностных магматических камер косвенно подтверждается динамикой таяния над ними постоянного снежно-ледового покрова. Так, с 2001 по 2006 гг. произошло интенсивное таяние в районе ледника Малый Азау (над аномалией № 2), язык
которого отступил за это время примерно на 300 м. Эта динамика хорошо видна на восточной вершине Эльбруса (период с 2002 по 2007 гг., рис. 8 и 9).
В апреле 2007 г. в районе восточной вершины наблюдалась резкая активизация фумарольной деятельности, в результате которой черное пятно, показанное на рис. 8, увеличилось в размере примерно в 2 раза, а в районе восточного вершинного кратера произошло интенсивное таяние ледового покрова и обнажились лавовые потоки на площади 300 х 600 м (нарис. 9 они черного цвета).
На основании приведенных выше данных можно с достаточной степенью уверенности говорить об усилении фумарольной деятельности и соответственно возрастании вулканической активности за последние годы. Это достаточно тревожные симптомы, так как не исключена и подготовка Эльбруса к извержению в будущем с соответствующими катастрофическими последствиями. Поэтому важно было выявить связанные с прошлыми извержениями типы катастрофических последствий и оценить их масштабы, для того чтобы предсказать возможные катастрофические последствия в случае возобновления
УСТОЙЧИВОЕ РАЗВИТИЕ: ЭКОЛОГИЯ, ЭКОНОМИКА, СОЦИАЛЬНЫЕ ОТНОШЕНИЯ
Рис. 6. Карта тепловых аномалий на вулкане
Условные обозначения. 1 - контуры тепло-
Эльбрус, выявленных по данным дешифрирова- вых аномалий и их номера; 2 - точки магнито-ния ночных тепловых снимков со спутников теллурических и магнитных измерений; 3 - ли-
NOAA за период с 1990 по 2003 гг.
ния магнитотеллурического профиля; 4 - гра-
(Составлена О.В. Ляшенко и А.Г. Гурбановым) ницы Эльбрусской кальдеры
вулканической активности. Для прогнозирования их прорывом и наводнениями; каменными и ледо-
возможных типов и масштабов катастрофических во-каменными лавинами; палеосейсмодислокация-последствий возможных извержений в пределах ми (рис. 10). Время проявления большинства из них
ЭВЦ нами были выявлены и изучены палеокатаст- было определено с помощью радиоуглеродного (14С)
рофические события, связанные с его прошлой ак- датирования.
тивностью. Они представлены: сильными эксплозивными извержениями с аэральным переносом пеп-
Анализ геологической, геоморфологической, гляциологической и геофизической обстановок в рай-
лового материала на значительные расстояния (от оне вулканической постройки показал, что, незави-
десятков до сотен км); катастрофическими лахара- симо от местонахождения эруптивного центра, силы
ми; образованием запрудных озер с последующим и типа возможного извержения Эльбруса, его акти-
канической постройки, имеются благоприятные условия.
В связи с вышеизложенным становится очевидной острая необходимость в организации и проведении на территории Северного Кавказа системы комплексного мониторинга вулканической, сейсмической и гляциологической опасностей с компьютерным моделированием их проявлений и составлением карты риска возможных природных катастроф.
5. Проявление рудоносных гидротермально-метасома-тических процессов.
В породах кальдерного и по-сткальдерного циклов Эльбрусского вулканического центра (ЭВЦ) акцессорная рудная минерализация представлена: магнетитом, ильменитом, пиритом (стехиометрического состава, а также №-Со-содержа-щим), пирротином (стехиометрического состава, также N1-Со-содержащим), марказитом, арсенопиритом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом, миллеритом, шеелитом и тонкодисперсными частицами са-Рис. 7. Геоэлектрический разрез, отражающий интерпре- мородной меди. тацию данных, полученных методом магнитотеллурическо- В дацитах экструзии Кюкюрт-
го зондирования по линии Приэльбрусского профиля. ли пириты и пирротины имеют сте-
Горизонтальная ось - расстояние по профилю в км, вер- хиометрический состав, в чем об-тикальная ось - глубина в км. Слева на разрезе - юг, справа - наруживается их сходство с суль-север. На рисунок нанесены изолинии равных сопротивле- фидами из пород кальдерного цик-ний [Арбузкин и др., 2002]. Заштрихованными областями ла. Но они отличаются от пиритов показаны положения приповерхностной магматической ка- и пирротинов посткальдерного цик-меры и глубинного очага ла, где, помимо минералов стехи-
ометрического состава, заметную
визация может сопровождаться выделениями вулка- роль играют пириты и пирротины, обогащенные Си, Со и
нических газов и другими явлениями, включая: ка- N1, а также отмечается миллерит. Особенности составов
менно-ледовые обвалы, взрывные извержения с рудных минералов, развитых в районе Кюкюртли, сви-
аэральным переносом пеплового материала на значи- детельствуют как о наложении гидротермально-метасо-
тельные расстояния (от десятков до сотен км); сейс- матических образований, связанных с эволюцией гид-
модислокации, катастрофические лахары, образова- ротермальной системы, на породы кальдерного цикла,
ние подпрудных озер, наводнений. Все это предопре- так и о самостоятельном развитии более поздней
делено тем, что для их возникновения, в пределах вул- минерализации в породах посткальдерного цикла.
УСТОЙЧИВОЕ РАЗВИТИЕ: ЭКОЛОГИЯ, ЭКОНОМИКА, СОЦИАЛЬНЫЕ ОТНОШЕНИЯ
Температуры гомогенизации флюидных включений в кварце из апикальной части экструзии Кю-кюртли и в секущих ее карбонатных прожилках составляют 139-145°С и 168-171°С при концентрации растворов до 20,5 и 3,2-3,5 мас. % экв. ШС1, соответственно.
Выявленная в пределах КРМС рудная минерализация по составу, текстурно-структурным признакам может быть отнесена, по аналогии с рядом медно-мо-либденпорфировых месторождений Чили и США [43, 44, 40], к медно-порфировому генетическому типу. Судя по масштабности и площадному характеру развития процесса аргиллизации, резко повышенным содержаниям ряда рудных элементов, на глубинах до 400-600 м от современного эрозионного среза КРМС и ИРМС, в зоне пропилитизации, возможно обнаружение жильного РЪ-2п-оруденения, а на более глубоких уровнях
- прожилково-вкрапленного Аи-А§, Си или Си-Мо-оруденения верхней части порфировой рудно-магматической системы, связанных с субвулканическими телами дацитового состава.
В ряде мест вулканической постройки Эльбруса нами были обнаружены как в коренном залегании, так и в виде высыпок так называемые гейзериты -отложения палеотермальных источников. Флюидные включения в кварце гейзеритов имеют температуры гомогенизации в интервале 120-152оС при концентрации растворов до 5-14,2 мас. % экв. КаС1. Гейзе-
Рис. 8. Фото Эльбруса, июль 2002 г. Ниже восточной вершины на конусе Эльбруса видно черное пятно размером 200x400 м (лавовый поток, обнажился в результате таяния снежного ледового покрова над тепловой аномалией №1-А)
Установлена следующая геохимическая специализация [26] пород ЭВЦ: 1) неизмененные породы (лавы, туфы, субвулканические тела) характеризуются следующими содержаниями (в г/т) ряда рудных элементов: Мо (от 5 до 13), 2п (от 63 до 73, а в некоторых голоценовых лавовых потоках от 243 до 335), РЬ (от 19 до 56), БЬ (от 2,7 до 7,4), Аи (в единичных пробах до 0,038), Ва (от 489 до 578); 2) гидротер-мально-метасоматически измененные породы характеризуются повышенными содержаниями (в г/т): Мо (от 10 до 63), 2п (от 111 до 497, а в единичных пробах от 2394 до 3115), РЬ (от 72 до 690), Аб (от 35 до 151, в единичных пробах от 218 до 322), БЬ (от 44 до 71, в единичных пробах от 439 до 1419), Си (от 33 до 111), А§ (от 2,9 до 16), Аи (от 0,035 до 0,048), W (от 10 до 144), Бе (до 11), Ва (от 635 до 702).
В результате комплексного исследования ЭВЦ впервые были выделены Кюкюртлинская (КРМС) и Ирикская (ИРМС) рудно-магматические системы (рис. 5), первая из них является более перспективной на обнаружение промышленно значимых скоплений рудного вещества. Гидротермальные растворы, участвовавшие в метасоматических изменениях пород КРМС и сформировавшие вторичные кварциты, имели фторидный состав и температуры порядка 140—170оС при низких концентрациях растворов, составляющих 3,5-14 мас.% экв. №С1. О фто-ридном составе растворов свидетельствуют впервые обнаруженные в этих метасоматитах фторсодержащие минералы - жарчихит, ральстонит, а-ральстонит, флюорит.
Рис. 9. Фото Эльбруса, апрель 2007 г. В районе восточного вершинного кратера обнажились лавовые потоки на площади 300x600 м, а ниже него на конусе Эльбруса черное пятно, показанное на рис. 8, увеличилось в размере примерно вдвое. Голоценовые лавовые потоки обнажились в результате таяния снежного ледового покрова над тепловой аномалией №1-А
Схематическая карта катастрофически* последствий извержений Эльбруса
Пйкгшим «CvTji маюрр* п.грш.но псрси«е«ЩЛ ratnnoo, оСрьмишилси гч*лр чфьдсjMQCpijyii Щ(Пй шрнмя и *«1М ыОЛОЙы* йдаийныК MJbHJiiJtitMMH ЙУЛИЛНЙ Э| iHlpyi. Л UKUrf м«Та йСнЯИШДНиЯ ГМЛ£йЛа*а&йв
-■ - ■ ‘ - - - —• -—- - ■ ■ ■--■■ - —
■J ■ Г(к1ннц* ailhbpyttKiHt «JllKjll'phl 4*Ф -IICLTJ HUQflpE ПНРМ, JJMflLriUH (МрНЮС. вСТ-йриХ
* - млкне :фуптнвны» центры свлмн с тпьацкоЬрлл*«шн и ил»рл±нн±м и
■ L«rrr. „.Hew ГГГЛСЖГНРМ ™™j .«н*. «ры^ыг« frit#»»
Рис. 10. Схематическая карта типов палеокатастрофических последствий прошлых извержений вулкана Эльбрус (составлена А.Г. Гурбановым, ИГЕМ РАН)
риты характеризуются средними, часто повышенными (далее пов.) и максимальными (далее макс.) содержаниями следующих элементов (в г/т): Б с (0,1-5,2, макс. 10,8), 2п (6,0-17,0, пов. 88, макс. 497), Аб (0,9-7,4, пов. 35,5, макс. 322), Мо (1,29,4, макс. 374,8), А§ (0,3-2,9, макс. 16,0), БЪ (0,10,8, макс. 1419), Сб (0,7-9,8, макс. 53,1), Ва (30,098,0, макс. 765), Се (3,6-19,1; макс. 92,6), Си (1,017,0, макс. 40,0), РЪ (8,0-10,0, макс. 72,0), иногда Аи (до 1,2) и W (1,0-2,8, макс. 23,0). В гейзеритах рентгено-структурным анализом установлены а-кварц, кристобалит, тридимит, редко альбит и, в значительных количествах, фторсодержащие минералы: жарчихит, ральстонит, а-ральстонит, реже флюорит, что свидетельствует о фтористом характере термальных растворов.
Эти находки интересны в связи с существованием самостоятельного типа вулканогенных гейзери-тово-опалитовых месторождений, в том числе золото- и сереброносных, приуроченных к вулканическим поясам Калифорнии, Невады, Италии, Япо-
нии, Чили, Курил (вулкан Кудрявый и др.) и Камчатки [15, 24]. Они формировались близ поверхности земли из газовых эксгаляций и термальных растворов. Установлены следующие параметры формирования такого типа оруденения: температура до 300оС, давление до 20 атм, растворы - кислые или слабощелочные; температура фумарол, сольфатар и паровых струй падает от 600-1000оС после извержения до 330-200-100оС через 3-5 лет [24].
Кюкюртлинская РМС является наиболее перспективной на обнаружение оруденения меднопорфирового типа на верхнерудном уровне эрозионного среза [17]. Поэтому для нее проведены изучение состава, стадийности, зональности и физико-химических условий формирования рудной минерализации.
В метасоматически измененных дацитах экструзии Кюкюртли установлены повышенные содержания (в г/т) [26]: Mo (до 9,2), Ba (до 621), Се (до 90,1), Sb (до 9,0), в единичных пробах Zn (до 167).
Породы кальдерного цикла, прорываемые экструзивными телами, характеризуются высокими (от
первых до десятков кларковых величин [3]) содержаниями А§, Бе, Мо, ИГ, Аб, БЪ, 2п, Ва и повышенными (1,5-2,0 кларковых величин) содержаниями N1, Бс, Сб, Со, Сг.
Вокруг Кюкюртлинской рудно-магматической системы (КРМС), но только в поле развития пород кальдерного цикла, встречены гейзериты магнезитового состава, обычно не обнаруживающие повышенных содержаний редких и рудных элементов и связанные, скорее всего, с позднемагматическими процессами.
Дациты, слагающие самое крупное экструзивное тело (купол) КРМС, претерпели слабые гид-ротермально-метасоматические изменения. Порода зеленовато-серого цвета, а на участках развития зон дробления - с интенсивным проявлением ок-варцевания и развития глинистых минералов - она приобретает зеленовато-бурый оттенок. Развитие рудной минерализации связано, в первую очередь, с процессами окварцевания вдоль маломощных зон катаклаза. Однако часто она приурочена к сложно ветвящимся прожилкам без жильного заполнения, к миароловым пустоткам или же метасоматически развивается по основной массе породы и порфировым вкрапленникам породообразующих минералов (вплоть до образования полных псевдоморфоз).
В экзоконтактах с породами кальдерного цикла экструзивные тела имеют фельзитовую структуру основной массы, что указывает на перекристаллизацию магмы в условиях снижения температуры. Судя по составам полевых шпатов, изменения происходили в интервале температур 650-750оС (начало процесса постмагматического преобразования пород при невысоких давлениях).
Последующие изменения как экструзивных тел, так и вмещающих их пород связаны с развитием аргиллизации, представленной двумя фациями: «фоновой» ассоциацией монтмориллонит + тридимит (> кристобалит) + гематит + гетит ± карбонат ± пирит, имеющей площадное развитие, и ассоциацией галлуазит (каолинит ?) + тридимит (> кристобалит > халцедоновидный кварц) + карбонат ± натрояро-зит. В ядерных частях экструзивных тел (КРМС, а также в истоках рек Уллукам, Бийтиктебе) наблюдаются полностью окварцованные породы с обильной прожилково-вкрапленной гематит-пиритовой минерализацией. Этот тип изменений обычно контролируется разрывными нарушениями и четко выделяется на местности благодаря желто-красной окраске.
Заключительный этап изменений связан с развитием минерализации состава кальцит + доломит + арагонит + сапонит + натролит + пирит + марказит, частично или полностью заполняющей миароловые пустотки в экструзивных телах.
В пределах ЭВЦ рудная минерализация проявилась в несколько стадий и является телескопирован-ной. По данным рентгеноспектрального микроанализа рассеянной вкрапленности рудных минералов из различных лавовых потоков ЭВЦ, были установлены магнетит, ильменит, пирит (стехиометрического состава, а также Ni-, Co-, Ni-Со-содержащий), пирротин (стехиометрического состава, также Ni- и Co-содержащий), арсенопирит, халькопирит, миллерит, а также тонкодисперсные частицы самородной меди.
В дацитах экструзии Кюкюртли сульфидные минералы (пирит, пирротин, халькопирит) имеют также стехиометрический состав, в чем обнаруживается сходство с сульфидами из пород кальдерного цикла. Они заметно отличаются от сульфидных минералов посткальдерного цикла, где, помимо минералов стехиометрического состава, заметную роль играют пириты и пирротины, обогащенные кобальтом, никелем, иногда медью, вплоть до миллерита.
Охарактеризованные выше особенности состава рудной минерализации отражают картину наложения ореола пиритизации, связанного с эволюцией гидротермальной системы Кюкюртли, на породы кальдерного цикла, и самостоятельное развитие более поздней минерализации в породах посткальдер-ного цикла.
Ниже приводится характеристика ассоциаций рудных минералов из метасоматически измененных дацитов Кюкюртлинской РМС (КРМС) в последовательности их формирования.
Ильменит, магнетит являются наиболее ранними минералами, как акцессорными (магматогенными), так и метасоматически наложенными на основную массу породы и порфировые вкрапленники биотита. Крупные кристаллы ильменита обычно корродированы, катаклазированы и замещаются лейкоксе-ном. Иногда ильменит и рутил наблюдаются в виде включений в более поздних пирит-марказитовых агрегатах.
Микровключения пирротина и халькопирита магматического генезиса устанавливаются в порфировых вкрапленниках кварца, плагиоклаза, в магнетите и ильмените. Подобные микровключения типичны для плиоцен-четвертичных вулканитов Кавказа, в том числе и для дацитов Эльбруса [27], и являются весьма информативными при определе-
нии физико-химических параметров кристаллизации пород.
В акцессорных магнетитах [26] установлены повышенные содержания (в г/т): Сг (931-1148), Со (89148), гп (406-495), Мо (8,9-18,5), БЪ (1,9-9,8), Се (105-129), Та (3,0-9,2) и W (2,5-4,7).
Пирит-марказитовая ассоциация, преобладающая среди рудных минералов, метасоматически развивается по порфировым вкрапленникам биотита или по тонкопористой основной массе породы. В первом случае морфология зерен игольчатая (развивается по спайности биотита, часто совместно с более ранними изо-метричными или таблитчатыми зернами рутила и тита-номагнетита), а во втором - сульфиды образуют ажурные агрегаты вокруг вкрапленников породообразующих минералов, либо рассеянную вкрапленность метазерен и метакристаллов, изредка содержащих игольчатые включения пирротина поздней генерации. Данная ассоциация характеризуется повышенными содержаниями (в г/т): гп (50-132) и Со (23-48).
В миароловых пустотках породы ( размером до 0,3-4,0 см в поперечнике) сульфиды и нерудные минералы (кварц, гипс и др.) образуют корочки на стенках, вплоть до их полного заполнения. Участки породы, в непосредственной близи от миароловых пустоток, калишпатизированы и насыщены мельчайшей вкрапленностью сульфидных минералов. Установлена следующая последовательность нарастания минералов на стенки пор в дацитах: кварц + пири-т+марказит > халцедоновидный кварц нескольких генераций > гипс, ярозит (развивающийся по пириту), сульфатные минералы. В метасоматических оторочках пустоток, на фоне поздней калишпатизации породы, развиваются пирит и марказит. При этом нередко сульфиды образуют сфероидальные агрегаты, что характерно для близповерхностных месторождений, где минералообразование происходило из газовых конденсатов при повышенном давлении флюидов в микрообъемах замкнутых систем [5].
В дацитах с пустотками установлены повышенные содержания (в г/т): А§ (до 9,3), Аи (до 0,8), гп (до 17), Аб (31-194), Ва (462-647), БЪ (2,5-11,8). В крупных пустотках сульфиды развиваются по нитевидным, сложно ветвящимся трещинкам катаклаза в породе; очень редко они образуют эвгедральные агрегаты кристаллов в более мощных кварцевых прожилках. Наиболее крупные пирит-марказитовые агрегаты обычно наблюдаются в экзоконтактах кварцевых прожилков, где встречаются кубические метакристаллы пирита со слабо развитой гранью октаэдра и копьевидные кристаллы-ромбоэдры марка-
зита. По пириту и марказиту развиваются гематит и ярозит, по халькопириту - ковеллин (поздняя гипер-генная минерализация).
Галенит образует мельчайшую вкрапленность единичных зерен размером 10-30 мкм, тяготеющую к маломощным зонам окварцевания пород и кварцевым прожилкам. Он встречается также и в срастаниях с марказитом.
В пределах КРМС встречаются зоны развития вторичных кварцитов с довольно богатой вкрапленностью сульфидов. Вторичные кварциты являются продуктом окварцевания исходных пород и сопровождаются пиритизацией и гематитизацией. Рентге-но-структурным анализом в них, кроме а-кварца и гипса, впервые было установлено наличие жарчи-хита, что свидетельствует о существенно фтористом характере гидротермально-метасоматических растворов. Мелкие кубические метакристаллы пирита образуют шаровидные скопления (фрамбоиды), обычно расположенные изолированно друг от друга, и веретенообразные агрегаты. Кроме фрамбои-дов, пирит образует рассеянную вкрапленность кубических и кубооктаэдрических кристаллов в кварце. В ассоциации с пиритом редко встречается марказит. В поле развития вторичных кварцитов на отдельных участках отмечены пиритовые «линзы» и «кокарды», являющиеся, скорее всего, реликтами бывших каверн и обломков эффузивных пород, замещенных кварцем. Гематит развит преимущественно в более пористых участках породы. Во вторичных кварцитах установлены повышенные содержания (в г/т): Си (16-33), гп (451-497) и пониженные
- Ва (39-48). Мощность зон вторичных кварцитов составляет первые десятки метров, а их протяженность - первые сотни метров.
Физико-химические параметры проявления гид-ротермально-метасоматических рулоносных процессов. Установлено, что первичные флюидные включения (ФВ) во всех изученных образцах кварцев и карбонатов ЭВЦ имеют двухфазный состав (газ+ра-створ), а их размеры обычно не превышают 15 мкм (в единичных случаях они достигают 30-35 мкм). Газовая фаза ФВ не превышает 20 % объема вакуолей (табл. 3).
В дацитах Кюкюртли двухфазные ФВ трассируют залеченные трещины в кварце из прожилков, т.е. являются вторичными. На газовую фазу в них приходится не более 10 % от их объема. Температура их гомогенизации оценивается в 139-145оС, а основным компонентом растворов является М§С12 при концентрации растворов 20,5 мас. % экв. №С1
(среднесоленые). В зернах кальцита из карбонатного прожилка в верхней обнажающейся части экструзии изучены первичные двухфазные ФВ (размер 10-15 мкм) с газовой фазой около 15 % от их объема. Основным компонентом растворов является NaCl с небольшой примесью гидрокарбонатов или сульфатов, при их концентрации 3,23-3,5 мас. % экв. NaCl. Температура гомогенизации включений составляет 168,6-171оС.
В мелкозернистом кварце из прожилков, находящихся во вторичных кварцитах КРМС, обнаружены только очень мелкие (менее 10 мкм) ФВ. Поэтому по ним удалось определить лишь температуру их гомогенизации, которая составила 110-115оС.
В первичных ФВ из халцедона гейзеритов (р. Бийтиктебе) состав и концентрацию растворов не удалось определить из-за их малых (менее 10 мкм) размеров, а температура гомогенизации составила 120-140оС.
В трещиноватых зернах кварца из гейзеритов (истоки р. Малки) обнаружены только вторичные ФВ с газовой фазой до 15-20 % от их объема. Температура их гомогенизации варьирует в пределах 127-152оС, а концентрация растворов - от 5,0 до 14,2 мас. % экв. NaCl. Основным компонентом растворов является NaCl с примесью KCl (менее 10 %).
Температуры образования халькопирит-пирит-пир-ротинового парагенезиса были рассчитаны по термометрическим уравнениям, использующим распределение кобальта между пиритом и пирротином, халькопиритом и пирротином в ассоциации с пиритом [31]. Так, для ЭВЦ температуры составили 156оС (да-циты средней части Малкинского лавового потока), 275оС (средняя по дацитам нижней части Малкинс-кого лавового потока), для экструзии Кюкюртли температуры оцениваются в 191оС.
Приведенные выше данные позволили считать, что в пределах КРМС, в современном эрозионном врезе (по вертикали на 800 м и по латерали на 2500 м), как самой экструзии, так и во вмещающих ее риолитовых и дацитовых лавовых потоках кальдерного цикла, широко проявлены автометасоматические и метасо-матические изменения. В верхней части разреза расположена зона аргиллизитов с пиритом, марказитом, алунитом, ярозитом и резко повышенными концентрациями бария, сформировавшаяся при температурах 120-180оС и имеющая площадной характер развития при мощности в первые сотни метров. Установлены две фации аргиллизитов: с монтмориллонитом (низкосульфидные и безсульфатные) и с галлуазитом (вы-
сокосульфидные и сульфатсодержащие), отвечающие фронтальным (слабо кислые) и внутренним (сильно кислые) частям гидротермальной системы. Следующие этапы изменения пород в пределах КРМС проявились в самых нижних частях вскрытого эрозией разреза, где они представлены: зонами развития минерализации, заполняющей миароловые пустотки (каль-цит-доломит-арагонит-сапонит-натролит-пирит-марка-зит), и вторичными кварцитами (окварцевание, пиритизация и гематитизация исходных вулканитов).
Наличие аргиллизитов, сформированных при постмагматической эволюции Кюкюртлинской рудно-магматической системы, свидетельствует о том, что в ее пределах, в современном эрозионном срезе, вскрыта лишь верхняя надрудная часть. Этот тип изменений обычно происходит при участии значительной доли (80-95 %) метеорных вод. Породы с высоким содержанием сульфатов (алунит, ярозит и др.) являются довольно обычной фацией аргиллизитов. Сера в них, как правило, имеет магматический источник. Появление сульфатной минерализации может быть связано с окислением постмагма-тических флюидов при их взаимодействии с метеорными водами. Появление метасоматитов с высокими содержаниями серы могло быть связано с процессами неоднократного вскипания флюидов.
В.И. Коваленко с соавторами (1984), рассматривая физико-химические параметры образования рудоносных гранитоидов, провели комплексное изучение флюидных включений в минералах из рудных тел эндогенных месторождений Бп, W, Ве, Та, Мо и Аи. Было установлено, что температуры их гомогенизации для продуктивной стадии рудообра-зования варьируют от 150 до 400оС при низких концентрациях растворов, составляющих 8-10 мас.% экв. КаС1, и преимущественно фторидном составе. В связи с этим важно отметить, что гидротермальные растворы, участвовавшие в метасоматических изменениях пород КРМС и сформировавшие как вторичные кварциты, так и более низкотемпературные термальные растворы, сформировавшие гейзериты, тоже имели фторидный состав и температуры порядка 140-170оС при низких концентрациях растворов, составляющих 3,5-14 мас.% экв. КаС1, т.е. они являются потенциально рудоносными.
Полученные нами данные могут свидетельствовать о возможном наличии в пределах КРМС под зоной аргиллизитов рудной минерализации (Си-Мо, Аи-А§-АБ, РЬ-2п), связанной с экструзивными телами дацитового состава.
На Большом Кавказе в связи с позднеплиоценовыми гипабиссальными диорит-гранодиорит-гра-нитными интрузивами известны проявления мед-но-молибденпорфирового оруденения [6]. Эти проявления вскрыты эрозионным срезом на различных уровнях: рудном (Сангутидонское), надрудном (Танадонское), верхне-рудном (Теплинское). На участке Суарком (Тепли) выходы как апикальных частей гранитоидных массивов, так и тектонически и гидротермально переработанных роговиков в их надинтрузивной толще прорываются серией сближенных даек рудоносных дацитов и андезитов. С дайками ассоциирует размещенное в центральной части рудного поля телескопированное про-жилково-вкрапленное медно-молибденовое и жильное мышьяковое оруденение. Фланговые части системы маркируются здесь медно-полиметаллическими с вольфрамом (шеелит) рудопроявле-ниями. Вторичные изменения гранитоидов и пород дайковой серии представлены пропилитами. Над-рудный «профиль» Танадонского поля характеризуется преобладанием жильных проявлений золотоносной арсенопирит-редкометальной минерализации, совмещенной с узкими линейными зонами кварц-хлорит-карбонатных метасоматитов в позднепалеозойских гранитоидах субстрата.
Геологически близкая картина наблюдается в Чили в пределах пояса Марикунга (Мапсип§а), где
1. Богатиков O.A., Гурбанов А.Г. Комплексные исследования Эльбрусского и Казбекского вулканических центров: мониторинг и прогноз // Вестн. Владикавказского научн. центра. 2003. Т 3. № 2. С. 15-28.
2. Бубнов С.Н. Хронология извержений и источники расплавов новейших вулканических центров Большого Кавказа. Автореф. Дис. Канд. г.-м. н. - М.:ИГЕМРАН. 2003. 27 с.
3. Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры1 // Геохимия, 1962. № 7. С. 555-557
4. Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Северного Кавказа / Е.А. Рогожин, Л.Е. Собисевич, Ю.В. Нечаев, А.Л. Собисевич, О.А. Богатиков, А.Г. Гурбанов, В.И. Коваленко, В.М. Газеев, Б.Г Поляк, Б.Г Покровский, В.Ю. Лавру-шин, В.И. Куликов, И.В. Мелекесцев, Д.Г. Кащук, В.К. Милюков, А.В. Копаев/под ред. акад. М.П. Лаверова. - М..ОИФЗ РАН, 2001. 336 с.
5. Гамянин Г.Н., Жданов Ю.Я., Сыромятникова А. С. Состав и структурные особенности сфероидов из золото-рудныьх месторождений Восточной Якутии //Записки ВМО, 1999. №5. С. 71-76.
6. Гурбанов А.Г., Бубнов С.Н., Газеев В.М., Докучаев А.Я. Позднемиоценовый-голоценовый магматизм и геодинамика Большого Кавказа // Типы1 магм и их источников в истории Земли. Часть 1. Магматизм и геодинамика - главныье
месторождения благородных металлов порфирового типа связаны с миоценовыми вулканитами андезитового и андезидацитового составов. Аи-А§ месторождения здесь приурочены к штокам дио-рит-гранодиоритового состава, а эпитермальные месторождения - к вмещающим их гидротермаль-но-метасоматически измененным вулканитам [44]. Для месторожедний рудного района Марикунга (Марте, Вали, Санта Сесилия, Ла Пепа и др.) характерно то, что промышленное Аи-А§ оруденение перекрывается мощной (до 400-600 м) аргиллизи-товой «шляпой». Важно отметить, что, как и в нашем случае, там породы, претерпевшие изменения аргиллизитовой фации, обогащены пиритом, алунитом и содержат самородую медь и энаргит. Проведенная реконструкция порфировых систем предполагает [44], что богатые золотом штокверки образовались на глубинах 600-1000 м от палеоповерхности.
Работа выполнена при поддержке Гранта РФФИ № 07-05-00485, Госконтракта №02.445.11.7255 в рамках ФЦНП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития науки и техники» на2002-2006гг. и Направления №2 «Новейший вулканизм: закономерности его активности и сопутствующие катастрофические следствия» Программы №я16 Президиума РАН «Изменение окружающей среды и климата: Природные катастрофы».
факторы эволюции Земли / Под ред. акад. O.A. Богатикова и акад. В.И. Коваленко. - М.: ИГЕМРАН, 2006. С. 269-319.
7. Гурбанов А.Г., Катов Д.М., Краль Я. Выражение зоныг максимального проявления коллизии, вызванной столкновением Аравийской и Евразийской плит, в рельефе большого Кавказа по фишен-трековыш (апатит) и геоморфологическим данны1м // Междунар. совещ. XXIV пленум геомор-фол. Комиссии РАН. Краснодар, 6-10 октября 1998. Тез. докл. - Краснодар. 1998, С. 299-301.
8. Гусев А.М. Эльбрус. - М.: Гостехиздат, 1948. 51 с.
9. Ершов А.В., Никишин А.М., Брунз М.Ф., Спакман В. Позднекайнозойская геодинамика Кавказского региона: данныге численного моделирования и сейсмотомографии // Тектоника неогея: общие и региональные аспектыь. Т.1.-М.:ГЕОС, 2001. С. 230-235.
10. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Внутриплитныш магматизм и его значение для понимания процессов в мантии Земли //Геотектоника, 1983. № 1. С. 28-45.
11. Коваленко В.И., Наумов В.Б., Богатиков О.А. Потенциальная рудоносность кислых магматических пород // 27 МГК, Петрология / Секция С.09: Докладыь. Т.9. - М.: Наука, 1984. С. 94-103.
12. Копаев А.В., Гурбанов А.Г. Гравиметрические исследования в Геналдонском ущелье: первыьерезультатыг //Вестн. Владикавказского научн. центра. 2004. Т. 4. № 3. С. 9-11.
13. Корниенко С.Г., Ляшенко О.В., Гурбанов А.Г. Выявление признаков очагового магматизма в пределах Казбекского вулканического центра по данныш тепловой космической съемки // Вестн. - Владикавказского научн. центра, 2004. Т 4. № 3. С. 25-32.
14. Короновекий Н.В., Демина Л.И. Коллизионныш этап развития Кавказского сектора Альпийского складчатого пояса: геодинамика и магматизм // Геотектоника, 1999. № 2. С. 17-35.
15. Котляр В.Н. Основыь теории рудообразования. - М.: Недра, 1970. С. 263-307.
16. Лилиенберг Д.А., Кафтан В.И., Кузнецов Ю.Г., Серебрякова Л.И. Картографические модели вариаций современные тектонических движений морфоструктур Кавказа и Закавказья для различные эпох // Геоморфология, 1997. № 4. С. 63-75.
17. Магматизм и геодинамика - главныье факторыь эволюции Земли // Типы1 магм и их источники в истории Земли. Часть 1 / Гл. редакторы1 акад. О.А. Богатиков и В.И. Коваленко. - М.: ИГЕМРАН. 2006. 398 с.
18. Магматичеекие горныге породыг. Т.4. Кислые и средние породы. / Под ред. В.В. Ярмолюка и В.И. Коваленко/. -М.: Наука, 1987. 374с.
19. Маеуренков Ю.П. Кайнозойский вулканизм Эльбрусской вулканической области. - М., 1961. 132 с.
20. Маеуренков Ю.П., Клименко А.И., Пахомов С.И. Эволюция и современное состояние вулкана Эльбрус // Четвер-тичныш вулканизм некоторые районов СССР. - М.: Наука. 1965. С. 57-78.
21. Маеуренков Ю.П. Плотность теплового потока и глубина залегания магматического очага под вулканом Эльбрус //Бюл. вулканол. станций, 1971. № 47. С. 79-82.
22. Милановекий Е.Е. Рифтовыье зоныг континентов. -М.: Недра. 1976. 277 с.
23. Милановекий Е.Е., Короновекий Н.В. Орогенныш вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. М.: Недра. 1973. 279 с.
24. Науменко В.В. Вулканизм и вулканогенное оруденение. - Киев: Препр. ИГФМ, 1987. 65 с.
25. Наумов В.Б., Толстых МЛ., Гурбанов А.Г. и др. Условия образования ксенолитов из плейстоценовы х лавовы х потоков вулкана Эльбрус (Кавказ) //Геохимия. 2001. № 11. С. 1230-1236.
26. Новейший и современныш вулканизм на территории России. / Отв. ред. Н.П. Лаверов. - М.: Наука. 2005. 604 с.
27. Попов В.С., Федоров Б.В. Сульфидныье микровключения в плиоцен-четвертичных вулканических породах Кавказа // Геохимия, 1995. № 3. С. 386-403.
28. Собиеевич А.Л., Нечаев Ю.В., Собиеевич Л.Е., Гурбанов А.Г., Арбузкин В.Н., Трофименко Е.А., Пруцкий Н.И., Греков И.И. Результатыь геолого-геофизического мониторинга магматических структур вулкана Эльбрус. В сб. «Современны е методы геолого-геофизического мониторинга природные процессов на территории Кабардино-Балкарии» (под ред. Б.С. Карамурзова). - Нальчик, 2003. С. 158-178.
29. Толеты!х М.Л., Наумов В.Б., Гурбанов А.Г. и др. Состав магматических расплавов вулкана Эльбрус и Казбек (Кавказ) по данныш изучения включений в минералах // Геохимия. 2001. № 4. С. 441-448.
30. Хитаров Н.И., Щукин Ю.К., Сизов А.В. К оценке активности вулкана Эльбрус //Докл. АН СССР, 1984. Т. 275, № 4. С. 952-984.
31. Уруеов В.С., Тауеон В.Л., Акимов В.В. Геохимия твердого тела. - М.: ГЕОС, 1997. 500 с.
32. Чернышев И.В., Бубнов С.Н., Гольцман Ю.В. и др.
Тез. докл. II Всерос. петрограф. соеещ. - Сыктывкар, 2000. Т. 1. С. 227-229.
33. Шевченко В.И., Гусева ТВ., Лукк А.А. и др. Современная геодинамика Кавказа (по резулытатам GPS измерений и сейсмическим данны1м) // Физика земли, 1999. № 9. С. 3-18.
34. Ярмолюк В.В., Богатиков О.А., Коваленко В.И. Позднекайнозойские трансконтиненталыныье структуры1 и магматизм Ееро-Африканского сегмента земли и геодинамика их формирования //ДАН, 2004. Т. 395. № 1. С. 91-95.
35. Debayle E., Leveque J.J., Cara M. Seismic evidence for a
deeply rooted low-velocity anomaly in the upper mantle beneath the northeastern Afro-Arabian continent //Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V 193. P. 423-436.
36. Goes S., Spakman W., BijwaardH. A Lower mantle source for central European volcanism // Science. 1999. V 286. P. 19281931.
37. Grun R., Tani A., Gurbanov A. et al. A new method for the estimation of cooling and denudation rates using paramagnetic centers in quartz: A case study on the Eldzhurtinskiy Granite, Caucasus. J. of Geophys. Res. 1999. N104. P. 17531-17549.
38. lilies J.H .An intercontinental belt of the word rift system / / Tectonophysics. 1969. V. 8. P. 5-29.
39. Krai J., Gurbanov A. G. Apatite fission track data from the Great Caucasus pre-Alpine Basement // Chem. Erde. 1996. V 56. P. 177-192.
40. Lipman P. W., Bogatikov O.A., Tsvetkov A.A., Gazis C., Gurbanov A.G., Hon K., Koronovsky N.V., Kovalenko V.l., Marchev P. 2.8 Ma ash-flow caldera at Chegem River in the northern Caucasus Mountains (Russia), cotemporaneous granites, and associated ore deposits // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1993. No 57. P. 85-124.
41. Philip H., Cisternas A., Gvishiani A., Gorshkov A. The Caucasus: an actual example of the initial stages of continental collision // Tectonophysics. 1989. V. 161. P. 1-21.
42. Ritsema J., van Heijst H.J., Woodhouse J.H. Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland // Science/1999. V 286. P. 1925-1929.
43. Sillitoe R.H. Geology of the Andes and its relation to hydrocarbon and mineral resources // Houston, Texas, Cirum-Pacific Councilfor Energy and Mineral Resources Earth Science Series. Chapter 22. Copper Deposits and Andean Evolution. 1989.
V 11. P. 285-311.
44. Vila T., Sillitoe R.H. Gold-rich porphyry systems in the Maricunga Belt, Northern Chile // Economic Geology. 1991. V 86. P. 1238-1260.
45. Wilson M., Downs H. Tertiary-Quaternary extension-related alkaline magmatism in Western and Central Europe // J. Petrol. 1991. V.32. N4. P. 811-849.
46. Wilson M., Patterson R. Intraplate magmatism related to short-wavelength convective instabilities in the upper mantle: Evidence from the Tertiary-Quaternary volcanic province of western and central Europe // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 2001.
V 352. P. 37-58.
47. Wilson M., Downs H. Mafic alkaline magmatism associated with the European Cenozoic rift system // Tectonophysics. 1992. V 208. N1/3. P. 173-182.
48. Wilson M., GuiraundR. Magmatism and rifting in Western and Central Africa from Late Jurassic to Recent times // Tectonophysics. 1992. V. 213. N1/2. P. 203-225.
49. Ziegler P.A. European Cenozoic rift system // Tectonophysics. 1992. V 208. P. 91-111.
