Петрология, 2021, T. 29, № 6, стр. 603-635

Номенклатура и основные петролого-геохимические характеристики пород

Изученные плиоцен-раннечетвертичные вулканиты Гегамской области характеризуются широким спектром составов и формируют непрерывный ряд базальты + гавайиты–базальтовые трахиандезиты–трахиандезиты–трахиты–риолиты (рис. 4а). При этом в целом среди них преобладают основные и средние породы. Большинство лав относится к умеренно-щелочным магматическим образованиям; на диаграмме SiO₂–(Na₂O + K₂O) заметно, что почти все их точки располагаются одновременно в пределах перекрывающихся полей более ранних (позднемиоценовых) и более поздних (средне-позднечетвертичных) вулканитов Гегамской области (рис. 4а). По соотношению K₂O/SiO₂ (рис. 4б) большая часть пород относится к высококалиевому типу; исключение составляют основные лавы Котайкского плато, которые являются умеренно-калиевыми, а также поздние трахиты вулкана Пич и риолиты экструзии Гегаргуник (шошонитовый тип). Все без исключения вулканиты являются низкоглиноземистыми (рис. 4в).

Рис. 4.

Классификационные диаграммы для изученных молодых магматических образований Гегамской области: (а) – SiO₂–(Na₂O + K₂O) (Le Bas et al., 1986), (б) – SiO₂–K₂O (Rickwood, 1989), (в) – A/CNK–A/NK (Shand, 1943). 1 – раннечетвертичные вулканиты восточной части Гегамской области (влк. Пич, Гаварское плато и др.), 2 – плиоценовые вулканиты крайней южной части Гегамской области, 3 – позднеплиоценовые основные лавы Котайкского плато, 4 – позднеплиоценовые основные лавы центральной части Гегамского хребта.

Плиоценовые вулканические породы крайней южной части Гегамской области представлены базальтовыми трахиандезитами (муджиериты: SiO₂ – 50.3–52.6 мас. %, (Na₂O+K₂O) – 5.9–6.2 мас. % при K₂O/Na₂O – 0.35–0.39) и трахиандезитами (латиты: SiO₂ – 56.3–61.9 мас. %, (Na₂O + + K₂O) – 6.7–6.8 мас. %, при K₂O/ Na₂O – 0.57–0.70) (рис. 4а, Suppl. 2). Они в целом характеризуются невысокими магнезиальностью (Mg# – 0.41–0.54) и концентрациями Ni (40–70 г/т), Cr (35–120 г/т) и Co (20–30 г/т); при этом вулканиты заметно обогащены Sr (720–1130 г/т), Ba (570–840 г/т) и Zr (180–220 г/т) по сравнению с кларками для основных–средних пород (Соловов и др., 1990). Очевидно, это высокодифференцированные образования, являющиеся продуктом фракционной кристаллизации первичных расплавов. Муджиерит, обр. Г-35, содержит нормативные (CIPW) Ol (9.3%) и Nph (1.1%); в остальных разностях лав присутствует Qz (до 13.2%). Все породы содержат нормативный Di (3–13%) и в большинстве случаев – Hyp (до 11%) (Suppl. 2).

Плиоценовые основные лавы Котайкского плато представлены трахибазальтами (гавайиты), а также базальтовыми трахиандезитами (муджиериты) и известково-щелочными базальтами (рис. 4а). Они содержат 48.5–52.6 мас. % SiO₂, 4.2–5.7 мас. % (Na₂O + K₂O) (при K₂O/Na₂O – 0.23–0.36) и 5.0–7.2 мас. % MgO (Suppl. 2). В целом это умеренно-дифференцированные образования, характеризующиеся невысокой магнезиальностью (Mg# – 0.48–0.57), широкими вариациями концентраций Ni (50–100 г/т), Cr (80–210 г/т) и Co (30–45 г/т). Наиболее примитивным среди основных лав Котайкского плато (а также всех изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитов Центральной Армении) является базальт, обр. Г-125 (MgO – 7.2 мас. %, Ni – 100 г/т, Cr – 210 г/т, Mg# – 0.57), который, однако, судя по его пониженной магнезиальности, также является продуктом кристаллизационной дифференциации исходной магмы. Как и другие эффузивы Центральной Армении, основные лавы Котайкского плато обогащены Sr (490–660 г/т), Ba (280–480 г/т) и Zr (130–200 г/т) по сравнению с кларками для мафических пород (Соловов и др., 1990). Согласно расчетам нормативного состава (CIPW), они во всех случаях содержат Ol (2.0–12.2%) и Di (11.0–16.4%), иногда Hyp (2.3–11.6%) и редко Nph (до 2.9%) (Suppl. 2).

Основные плиоценовые лавы, обнаруженные нами в центральной части Гегамского хребта, представлены исключительно базальтовыми трахиандезитами (муджиериты: SiO₂ – 51.5–53.6 мас. %, (Na₂O + K₂O) – 5.8–6.1 мас. %, MgO – 5.9–6.1 мас. %). Они характеризуются более высокими величинами отношения K₂O/Na₂O (0.40–0.44) по сравнению с одновозрастными им основными вулканитами Котайкского плато (Suppl. 2). Это умеренно-дифференцированные магматические образования (Ni – 90–120 г/т, Cr – 115–160 г/т, Co – 30–35 г/т, Mg# – 0.57–0.58), очевидно, являющиеся продуктом эволюции исходных расплавов. Они заметно обогащены Ba (575–645 г/т) и Zr (150–190 г/т), а также в различной степени – Sr (560–1055 г/т) (Suppl. 2). Основные лавы содержат нормативный (CIPW) Di (10.5–11.0%), а также или Ol (до 11.4%) с Nph (до 0.7%), или Hyp (до 13.9%) (Suppl. 2).

Магматические породы вулкана Пич и его конусов-спутников, распространенные на востоке Гегамской области, представлены непрерывной серией составов: базальтовые трахиандезиты (муджиериты) + трахиандезиты (латиты)–трахиты–риолиты. Основные–средние разности вулканитов этого ряда содержат 54.5–60.4 мас. % SiO₂, 6.7–7.8 мас. % Na₂O+K₂O (при K₂O/Na₂O – 0.55–0.74). Это в целом высокодифференцированные образования с пониженной магнезиальностью (Mg# – 0.42–0.55) и варьирующими в широком диапазоне концентрациями Ni (20–85 г/т), Cr (20–120 г/т), Co (15–30 г/т). По сравнению с описанными выше вулканитами Центральной Армении, раннечетвертичные муджиериты и латиты вулкана Пич и его аппаратов-спутников более существенно обогащены Zr (180–295 г/т) и Ba (700–850 г/т) при аналогичных концентрациях Sr (650–1195 г/т) (Suppl. 2). Муджиериты содержат в небольших количествах (до 1.2%) нормативный (CIPW) Ol; в остальных породах присутствует Qz (1.7–9.2%). Все разности лав, согласно расчетам нормативного минерального состава, содержат Cpx и Opx обычно при доминировании последнего. Поздние трахиты вулкана Пич, а также риолиты экструзии Гегаргуник – это высокодифференцированные образования, которые содержат 62.3–67.8 мас. % SiO₂, 8.7–9.6 мас. % (Na₂O + K₂O) (при K₂O/Na₂O – 0.80–1.00). Они максимально обогащены Zr (380–430 г/т) и Ba (590–1260 г/т) по сравнению с остальными изученными плиоцен-раннечетвертичными вулканитами Центральной Армении и одновременно характеризуются минимальными концентрациями Sr (80 г/т – в риолитах и 460 г/т – в трахитах) (Suppl. 2). По соотношению Al₂O₃/FeO трахиты и риолиты относятся к комендитовому типу. Они содержат нормативные (CIPW) Qz (10.1–17.5%) и Di (1.7–2.9%); в трахитах присутствует Hyp (4.9–5.5%).

Раннечетвертичные основные лавы восточной части Гегамской области (Гаварское плато, вулканы Вочхаратумб и Парваглух) представлены трахибазальтами (гавайиты) и реже базальтовыми трахиандезитами (муджиериты) (рис. 4а, Suppl. 2). Они содержат 47.6–51.5 мас. % SiO₂, 5.5–6.3 мас. % (Na₂O + K₂O) (при K₂O/Na₂O – 0.32–0.40) и 5.4–6.1 мас. % MgO. Это умеренно-дифференцированные породы с невысокой магнезиальностью (Mg# – 0.50–0.56), пониженными концентрациями Ni (60–95 г/т), Cr (65–145 г/т) и Co (25–35 г/т). Они в максимальной степени обогащены Sr (780–1400 г/т) по сравнению с другими плиоцен-раннечетвертичными основными вулканитами Центральной Армении и имеют с последними близкие, существенно превышающие кларковые значения концентрации Ba (480–580 г/т) и Zr (125–220 г/т). Все лавы содержат нормативные (CIPW) Ol (8.0–11.4%) и Di (10.3–17.9%), часто – Nph (2.0–8.6%) и изредка – Hyp (до 3.3%) (Suppl. 2).

Таким образом, важными особенностями изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитов Гегамской области являются: (1) принадлежность основных лав к натриевому ряду (гавайиты–муджиериты), а средних – к калиевому (латиты); (2) присутствие нормативного Cpx во всех разностях пород вне зависимости от их состава.

На бинарных диаграммах Харкера для породообразующих оксидов (рис. 5) заметно наличие общей для всех изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканических пород Гегамской области отрицательной корреляции между содержаниями MgO, Fe₂O₃, MnO (график не показан), TiO₂, CaO и количеством в них кремнезема. Содержания Al₂O₃ и Na₂O в лавах фактически постоянны и не зависят от типа пород (рис. 5д, 5е); однако заметно, что среди основных вулканитов в наибольшей степени обеднены натрием (трахи-)базальты Котайкского плато. Количество фосфора в большинстве изученных пород варьирует в широком диапазоне (0.3–0.8 мас. %), не показывая какой-либо выраженной корреляции с содержанием в них SiO₂ (рис. 5ж). Тем не менее в наибольшей степени обеднены P₂O₅ самые кислые разности вулканитов. На диаграмме SiO₂–K₂O (рис. 4б) точки всех изученных лав формируют общий положительный тренд. Магнезиальность пород плавно уменьшается в ряду от основных к средним и умеренно-кислым разностям (Mg# от 0.6–0.5 до 0.5–0.4) и резко cнижается в риолитах экструзии Гегаргуник (Mg# около 0.2) (рис. 5з).

Рис. 5.

Бинарные диаграммы Харкера, показывающие соотношения содержаний кремнезема и главных породообразующих оксидов (мас. %) в изученных молодых магматических образованиях Гегамской области. Условные обозначения см. рис. 4.

Концентрации когерентных микроэлементов в изученных плиоцен-раннечетвертичных магматических породах демонстрируют отрицательную корреляцию с содержанием в них SiO₂; на бинарных диаграммах Харкера точки вулканитов всего спектра составов из разных частей Гегамской области формируют единые, с различной четкостью выраженные негативные тренды (рис. 6а–6в). Наиболее хорошо заметны они для V и Co, в наименьшей степени – для Cr и Sc. Концентрации большинства крупноионных литофильных элементов (LILE – щелочные металлы, Be, Ba) показывают положительную корреляцию с содержанием кремнезема в лавах (например, рис. 6г). Исключением является Sr, концентрация которого (на фоне заметного обогащения пород этим микроэлементом) существенно варьирует, и только для трахитов – риолитов восточной части Гегамского нагорья заметна ее негативная корреляция по отношению к количеству SiO₂ в вулканитах (рис. 6ж). Распределение высокозарядных элементов (HFSE) в магматических породах в целом характеризуется наличием положительной корреляции их концентраций с содержанием SiO₂. Наиболее четко позитивные тренды выражены на бинарных диаграммах Харкера для U, Th и Pb (например, рис. 6д, 6е); для Zr, Hf, Nb, Ta они более размытые (например, рис 6з, 6и). Концентрации легких редкоземельных элементов (LREE – La–Pr) демонстрируют положительную корреляцию с содержанием кремнезема в вулканитах (например, рис. 6к), средних (MREE – Nd–Tb), включая Eu, – варьируют вне зависимости от типа пород (например, рис. 6л), тяжелых (HREE – Dy–Lu) – закономерно снижаются в более кислых лавах (например, рис. 6м). При этом на диаграмме SiO₂–Eu (рис. 6л) заметен короткий негативный тренд в области составов самых кислых плиоцен-раннечетвертичных магматических образований Гегамской области. Концентрация Y в вулканитах меняется в широком диапазоне (15–35 г/т) и не связана с содержанием в них SiO₂. Транзитные (рудные) микроэлементы демонстрируют различные закономерности при распределении в изученных магматических породах: концентрации Cu и Zn поступательно снижаются от основных к кислым разностям вулканитов (например, рис. 6н), Mo, W и Bi – показывают обратную зависимость (например, рис. 6о), а Ag и Cd – остаются постоянными (например, рис. 6п).

Рис. 6.

Бинарные диаграммы Харкера, показывающие соотношения содержания кремнезема (мас. %) и концентраций микроэлементов (г/т) в изученных молодых магматических образованиях Гегамской области. Условные обозначения см. рис. 4.

На спектрах распределения микроэлементов в изученных магматических породах Центральной Армении, нормированных по отношению к составу примитивной мантии (рис. 7а), заметно обогащение основных вулканитов LILE (от 5 до 50 раз), HSFE (от 10 до 100 раз), LREE и MREE (от 20 до 50 раз) и в меньшей степени HREE (в среднем около 5 раз). Наблюдается небольшая отрицательная аномалия для Nb и Ta и положительная – для Ba и Th. В целом характер распределения микроэлементов в плиоцен-раннечетвертичных основных лавах Гегамской области является промежуточным между таковым для базальтов океанических островов (OIB) и обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (E-MORB). Средние и умеренно-кислые по составу породы показывают дальнейшее обогащение LILE (от 50 до 100 раз), HSFE, LREE и MREE (от 20 до 100 раз) при комплементарном небольшом обеднении HREE по сравнению с (трахи-)базальтами и муджиеритами (рис. 7а). Для риолита, обр. Г-12, характерны максимальные концентрации щелочных металлов, Ba, Th, U и четко выраженные отрицательные аномалии в спектре распределения в отношении Sr, P и Ti.

Рис. 7.

Спектры распределения микроэлементов, нормированные к составу примитивной мантии (а), и REE, нормированные к составу хондритового резервуара (б), для изученных молодых магматических образований Гегамской области. Данные для нормирования взяты из работ (Sun, McDonough, 1989; Boynton, 1984). OIB – базальты океанических островов, E-MORB – обогащенные базальты срединно-океанических хребтов, N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов. Условные обозначения см. рис. 4.

Спектры распределения REE в изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитах Гегамской области, нормированные по отношению к составу хондритов (рис. 7б), в целом имеют пологий наклон и в секторе HREE являются субгоризонтальными. Они демонстрируют преимущественное обогащение наиболее примитивных основных лав LREE по сравнению с MREE (La_N/Sm_N – 2.7–3.9) и HREE (La_N/Yb_N – 5.5–10.0). Характер распределения REE в (трахи-)базальтах в целом является промежуточным между таковым для OIB и E‑MORB. Средние по составу породы по сравнению с основными разностями лав характеризуются более заметным обогащением LREE по отношению к хондритовому резервуару, близкими концентрациями MREE и меньшими – HREE (La_N/Sm_N – 4.2–7.0, La_N/Yb_N – 11.0–23.5). Трахиты и риолиты отличаются максимальным содержанием LREE (с обогащением по отношению к хондритам более чем в 100 раз), но существенно обеднены HREE по сравнению с близкими им по возрасту основными вулканитами (La_N/Sm_N – 6.5–8.8, La_N/Yb_N – 17.3–22.0). Европиевая аномалия в спектрах распределения всех изученных пород, вне зависимости от их состава, не выражена (Eu/Eu* – 0.86–1.14, рис. 7б).

Большинство изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитов Гегамской области характеризуется узким диапазоном начального изотопного состава стронция, рассчитанного с учетом возраста образцов (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – от 0.70423 до 0.70448), и неодима (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – от 0.51280 до 0.51286 или от +3.1 до +4.3 в единицах ε_Nd) (табл. 2). Исключением является образец риолита Г-12 из экструзии Гегаргуник, заметно обогащенный радиогенным стронцием (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.7051) и комплементарно обедненный радиогенным неодимом (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – 0.51277, ε_Nd = +2.5). Четкая зависимость между содержанием SiO₂ и отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в лавах отсутствует; аналогично не установлено корреляции между содержанием MgO и величиной ε_Nd в породах. На Sr–Nd изотопной диаграмме (рис. 8) точки составов изученных пород преимущественно лежат в I квадранте, где формируют компактное скопление. Исключение составляет риолит, обр. Г-12, точка которого заметно сдвинута вправо во II квадрант. В целом поле плиоцен-раннечетвертичных лав Гегамской области на диаграмме занимает промежуточное положение (с частичным перекрытием) между полями позднемиоценовых (имеют более обогащенный состав) и средне-позднечетвертичных (имеют более деплетированный состав) вулканитов, распространенных в этом регионе. В том же месте диаграммы сгруппированы точки раннечетвертичных (2.5–1.5 млн лет) вулканитов Джавахетского нагорья (СЗ часть горной системы Малого Кавказа) и позднемиоценовых трахибазальтов Центрально-Грузинской области Большого Кавказа.

Рис. 8.

Sr–Nd изотопная диаграмма для молодых лав Малого Кавказа и смежных районов Восточной Турции. Использованы данные из настоящей работы и статей (Лебедев и др., 2003, 2006, 2007, 2012, 2013а, 2014, 2018а; Меликсетян, 2012; Бубнов и др., 2014; Neil et al., 2015; Özdemir, Güleç, 2014; Lebedev et al., 2016; Oyan et al., 2016). Красным цветом показаны точки позднемиоценовых лав, синим – плиоцен-раннечетвертичных лав, зеленым – средне-позднечетвертичных лав. 1 – Джавахетское нагорье (грузинская и армянская части), 2 – Гегамское нагорье, 3 – влк. Арагац, 4 – влк. Порак (Варденисское нагорье), 5 – Эрушетское нагорье, 6 – интрузии тешенитов СЗ части Малого Кавказа (район г. Ахалцихе), 7 – состав мантийных источников: CA (N₁-I) – для позднемиоценовых лав Гегамской области, ранние фазы активности, CA (N₁-II) – для позднемиоценовых лав Гегамской области, поздняя фаза активности, GC, CA (N₂–Q) – для молодых магматических пород Большого Кавказа, а также плиоцен-четвертичных вулканитов Гегамской и Арагацкой областей Малого Кавказа, J-I и J-II – для плиоценовых и раннечетвертичных лав Джавахетской области Малого Кавказа, NV – для плиоценовых лав Северо-Ванской области, S – для влк. Сюпан, T – для влк. Тендюрек.

Основные петрографические характеристики пород

Изученные плиоцен-раннечетвертичные вулканические образования Гегамской области обычно представляют собой порфировые, редко афировые породы с массивной или пористой текстурой. Петрографические характеристики конкретных образцов приведены в Suppl. 1; ниже рассмотрены обобщенные данные для разновозрастных, отличающихся по химическому составу групп вулканитов, выделенных нами в рамках настоящей работы.

В плиоценовых порфировых трахиандезитах, распространенных на южной периферии Гегамской области, сквозными минералами фенокристов (5–15% от объема породы) являются Pl и Cpx, к которым в различных образцах добавлены или Amp, или Ol. Основная масса пород – гиалопилитовая или интергранулярная, сложена лейстами Pl, вулканическим стеклом, а также микрокристаллами Amp (редко – Ol) и рудных минералов (рис. 9а). Среди акцессорных фаз отмечено присутствие Zrn и Ap. Пористые порфировые базальтовые трахиандезиты конуса Кармирблур, расположенного в этой же части изученного региона, содержат ассоциацию фенокристов (10–20% от объема породы) – Pl + Cpx + Amp (рис. 9б). Крайне редко присутствуют вкрапленники Opx. Основная масса этих пород – интергранулярная, сложена лейстами Pl, микрокристаллами Cpx и рудных минералов, вулканическим стеклом. Акцессорные минералы представлены Zrn и Ap.

Рис. 9.

Фотографии шлифов изученных пород Гегамской неовулканической области (николи скрещены). (а) – латит с гиалопилитовой основной массой (южная часть Гегамского хребта, обр. Г-40), (б) – муджиерит с интергранулярной основной массой (влк. Кармирблур, обр. Г-36), (в) – муджиерит с пилотакситовой основной массой (Вохчабердский хребет, обр. Г-104), (г) – трахибазальт с интерсертальной основной массой (Эларские ворота, обр. Г-109), (д) – латит с интерсертальной основной массой (манычарский покров, обр. Г-6), (е) – латит с гиалопилитовой основной массой (манычарский покров, обр. Г-10), (ж) – трахит с гиалопилитовой основной массой (восточный склон Гегамского хребта, обр. Г-52), (з) – риолит с гиалопилитовой основной массой (влк. Гегаргуник, обр. Г-12), (и) – трахибазальт с интергранулярной основной массой (влк. Вочхаратумб, обр. Г-86), (к) – муджиерит с гиалопилитовой основной массой (Гаварское плато, обр. Г-1).

Плиоценовые базальтовые трахиандезиты центрального сектора Гегамского хребта – это пористые или массивные порфировые вулканиты (рис. 9в). Фенокристы (5–15% от объема породы) представлены Pl, Cpx и Ol. В некоторых образцах присутствуют ксенокристы Qz. Основная масса пород может иметь интергранулярную, пилотакситовую, гиалопилитовую или микролитовую структуру. Она сложена микрокристаллами той же ассоциации минералов (Pl + Cpx + Ol), а также вулканическим стеклом и титаномагнетитом. Иногда присутствует акцессорный Ap. Основные лавы Котайкского плато (гавайиты, базальты и базальтовые трахиандезиты) имеют близкий петрографический облик. Это массивные, реже пористые редкопорфировые породы, фенокристы которых представлены ассоциацией Ol + Pl(±Cpx) (рис. 9г). Основная масса лав – интерсертальная или интергранулярная, сложена лейстами Pl, микрокристаллами Ol и иногда Cpx, вулканическим стеклом и выделениями рудного минерала.

Трахиандезиты и трахиты вулкана Пич, а также близкие им по составу эффузивы конусов Ваграмасар и М. Джартар в целом имеют сходный петрографический облик. Это массивные или пористые породы, обычно с порфировой (фенокристы – 5–30% от объема породы), в редких случаях афировой структурой (рис. 9д–9ж). Вкрапленники представлены ассоциацией Pl и Cpx, к которым часто добавлен Ol. Иногда в небольших количествах в породах присутствуют фенокристы Amp и Opx. Основная масса лав обычно интерсертальная или гиалопилитовая; также в некоторых образцах отмечены интерганулярная, пилотакситовая, флюидальная и микролитовая структуры. В составе матрицы лав преобладают микролиты Pl и микрокристаллы Cpx (в некоторых породах Cpx + Ol); также присутствуют вулканическое стекло и выделения рудных минералов. В трахитах в основной массе изредка встречаются чешуйки Bt, а также акцессорные Ap и Zrn.

Риолиты купола Гегаргуник – это массивные порфировые лавы, количество фенокристов в которых достигает 20 об. %. Последние представлены Pl, Bt, а также второстепенным Ano. Основная масса пород – гиалопилитовая, сложена микролитами Pl, вулканическим стеклом, рудными минералами (рис. 9з). Присутствует акцессорный Ap.

Гавайиты Гаварского плато обычно имеют пористую, реже массивную текстуру. Это порфировые породы (общее количество фенокристов – 5–15% от объема пород), вкрапленники которых представлены Pl, Ol и иногда Cpx. Основная масса лав – интергранулярная или гилопилитовая, сложена микролитами Pl, микрокристаллами Cpx (в некоторых вулканитах – Cpx и Ol), вулканическим стеклом (в части образцов полностью отсутствует) и выделениями рудных минералов (рис. 9к). Среди акцессорных фаз отмечено присутствие Ap. Раннечетвертичные основные лавы (трахибазальты и базальтовые трахиандезиты) южной части Гегамской области являются пористыми, реже массивными породами с порфировой структурой (общее количество фенокристов – 10–15% от объема пород). Вкрапленники представлены ассоциацией Pl + Ol + Cpx. Основная масса вулканитов имеет интерсертальную, интергранулярную или гиалопилитовую структуру и сложена микрокристаллами тех же минералов, а также вулканическим стеклом и титаномагнетитом (рис. 9и). В некоторых образцах присутствует акцессорный Zrn.

Суммируя вышесказанное, отметим, что в изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитах Гегамской области Cpx является сквозным мафическим минералом, присутствующим в абсолютном большинстве образцов. В основных лавах он обычно входит в состав ассоциации Pl + Ol + Cpx, в средних – Pl + Cpx ± Ol ± Amp. Ортопироксен встречается крайне редко. Особое место занимают риолиты купола Гегаргуник, в которых на фоне присутствия щелочного полевого шпата единственным мафическим минералом является Bt. Как отмечено выше, Cpx присутствует во всех изученных вулканитах и согласно расчетам их нормативного (CIPW) минерального состава (Suppl. 2).

Роль процессов кристаллизационной дифференциации и смешения магм

Наличие общих эволюционных трендов на бинарных диаграммах Харкера (как для главных породообразующих оксидов, так и многих реперных микроэлементов; рис. 5, 6) для образовавшихся в течение узкого временного интервала (3.5–1.9 млн лет назад), контрастно отличающихся по химическому составу, но имеющих близкие Sr-Nd изотопные характеристики умеренно-щелочных вулканитов, распространенных на ограниченной территории (60 × 50 км) в пределах Центральной Армении (рис. 1, 2), свидетельствует о том, что изученная ассоциация изверженных пород может рассматриваться в качестве единого магматического комплекса. Мы предполагаем, что все плиоцен-раннечетвертичные вулканиты Гегамской области имели общий источник материнских расплавов и генетически связаны между собой в рамках геохимической эволюции одной и той же магматической системы, в результате которой произошло образование наблюдаемого непрерывного ряда составов (трахи-)базальты–муджиериты–латиты–трахиты–риолиты. Некоторая региональная специфика петролого-геохимических характеристик пород, образовавшихся в разных частях Гегамской области, имеет место (например, базальты Котайкского плато отличаются пониженным содержанием Na₂O по сравнению с основными лавами из других районов; рис. 5е), но ее значение весьма ограниченно.

Содержание MgO в базальте, обр. Г-125, наиболее примитивном из изученных плиоцен-раннечетвертичных лав Гегамской области, составляет около 7 мас. % (Suppl. 2) при невысоких концентрациях в нем Ni, Co и Cr (95, 40 и 210 г/т соответственно), а также пониженной магнезиальности (Mg# – 0.57). В остальных основных вулканитах количество MgO не превышает 6 мас. %. Это дает основание предполагать, что дифференциация магм началась в глубинном очаге еще на стадии зарождения вулканической активности под регионом с типичным для таких случаев фракционированием из расплава ассоциации Ol + Spl. Появление линейных трендов на многих бинарных диаграммах Харкера (рис. 5, 6) может свидетельствовать о том, что ведущим процессом в образовании изученной ассоциации пород являлась кристаллизационная дифференциация (FC), возможно, в сочетании или без нее с ассимиляцией материала вмещающих коровых толщ (AFC) и смешением расплавов (De Paolo, 1981). Для оценки роли FC-процесса и выявления возможного участия в петрогенезисе лав смешения расплавов мы использовали бинарную диаграмму, на которой вариации концентрации когерентного элемента (Ni) во всем ряду составов изученных пород сопоставлены с изменением концентрации некогерентного (Rb). На графиках подобного вида доминирование FC-процесса приведет к появлению тренда, описываемого гиперболой. Степень ее кривизны будет зависеть от различия между значениями коэффициентов распределения (K_D) для обоих компонентов в системе минерал–расплав: чем больше разница в значениях K_D, тем степень кривизны должна быть выше. В случае, если ведущую роль играли процессы смешения расплавов, точки пород будут формировать линейные тренды между крайними составами. При более сложной ситуации, когда на разных этапах эволюции магматической системы кристаллизационная дифференциация была проявлена в комбинации со смешением, точки будут образовывать размытое облако (Keskin et al., 2012). Как видно на рис. 10, на диаграмме Ni–Rb точки большинства изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитов Гегамской области формируют гиперболическую эволюционную зависимость с высокой степенью кривизны тренда. Следовательно, ведущим процессом в формировании данных пород являлась именно кристаллизационная дифференциация; роль процессов смешения в их петрогенезисе, скорее всего, была подчиненной (на диаграмме видно, что процессы смешения могли играть определенную роль в петрогенезисе некоторых средних и умеренно-кислых по составу вулканитов). Отметим, что при оптическом изучении шлифов латитов, трахитов и риолитов не были обнаружены какие-либо явные петрографические признаки гибридизма, указывающие на образование лав в результате смешения магм различного состава (см. выше).

Рис. 10.

Диаграмма Ni–Rb для плиоцен-раннечетвертичных магматических пород Гегамской области, иллюстрирующая ведущую роль FC-процесса в их петрогенезисе. K_D(Ni) для оливина – 14, K_D(Rb) для оливина – 0.01, K_D(Ni) для клинопироксена – 7, K_D(Rb) для клинпироксена – 0.03 (Rollinson, 1993). Предположительный состав исходной магмы соответствует составу базальта, обр. Г-125. Условные обозначения см. рис. 4.

Четкие обратные линейные зависимости (к которым тяготеют точки всех изученных вулканитов) между содержанием SiO₂, с одной стороны, и TiO₂, MgO, Fe₂O₃, CaO (рис. 5), V, Co, HREE (рис. 6), с другой стороны, наличие менее выраженной негативной корреляции между содержанием кремнезема и концентрациями Ni и Cr в лавах, отсутствие положительных трендов на графике SiO₂–Sr и отрицательной Eu-аномалии в спектрах распределения REE (рис. 7б) в совокупности с наблюдаемыми в лавах парагенезисами фенокристов позволяют сделать вывод о ведущей роли фракционирования Cpx и Ti-содержащих рудных минералов в течение большего периода геохимической эволюции магм. Отсутствие четкого негативного тренда на диаграмме SiO₂–Ni (рис. 6а) и резкого снижения магнезиальности пород (рис. 5з) в ряду составов (трахи-)базальты → муджиериты существенно ограничивает участие Ol в FC-процессах на ранних стадиях эволюции магматической системы. Содержания Na₂O и Al₂O₃, а также концентрация Sr не показывают корреляции с содержанием кремнезема в лавах; только в самых кислых породах изученной ассоциации начинается заметное снижение количества двух последних компонентов (рис. 5д, 5е, 6ж). Аналогичное поведение демонстрирует и Eu (рис. 6л); кроме того, отсутствует отрицательная аномалия этого элемента в спектрах распределения REE (рис. 7б). Эти факторы свидетельствуют в пользу того, что осаждение кальциевого Pl из расплава могло начаться только на самых поздних стадиях магматического процесса. Индифферентное поведение P₂O₅ практически на всех стадиях геохимической эволюции магм (рис. 5ж), кроме заключительной, а также заметное накопление в остаточных расплавах LREE, Nb и Ta (рис. 6и, 6к) предполагает, что Ap принимал участие в качестве кумулусной фазы также только на заключительной стадии кристаллизационной дифференциации. Относительное постоянство концентраций MREE и Y в вулканитах указывает на отсутствие Amp среди кумулусных фаз в течение всего периода развития FC-процессов; заметное возрастание концентраций Zr от основных к кислым лавам аналогично ограничивает участие Zrn в кристаллизационной дифференциации расплавов. Отметим, что LILE (за исключением Na и Sr), а также U, Th и Pb на протяжении всех временных отрезков эволюции плиоцен-раннечетвертичной магматической системы Гегамской области являлись четко несовместимыми элементами (рис. 4–6) и накапливались в остаточных расплавах.

На спектрах распределения для изученных магматических пород Центральной Армении (рис. 7) заметно их постепенное обогащение в ряду от основных к кислым разностям несовместимыми микроэлементами (LILE – Cs, Rb, Ba, кроме Sr; HSFE – Th, Pb, U, Ta, Nb, Zr), а также LREE, с комплементарным обеднением Ti и HREE. Для риолитов экструзии Гегаргуник видны выраженные отрицательные аномалии в отношении Sr, P и Ti. Перечисленные закономерности хорошо согласуются с отмеченными выше особенностями протекания FC-процессов на разных этапах эволюции рассматриваемой магматической системы.

На диаграмме Y–Rb (Pearce et al., 1990) показаны основные FC-тренды для изученных плиоцен-раннечетвертичных лав Гегамской области (рис. 11). Обычно вулканиты, демонстрирующие положительную корреляцию между концентрациями в них Y и Rb, рассматриваются как ассоциирующие с удалением из расплава безводных фаз (Ol, Pl, Px, Mag), а отрицательную – с осаждением в кумулус преимущественно “водных” парагенезисов, включающих амфибол (Pearce et al., 1990). Наблюдаемые на рис. 11 зависимости позволяют предположить ведущую роль Cpx в FC-процессе на стадиях формирования основных и средних по составу расплавов; для кислых лав кристаллизационная дифференциация могла сопровождаться осаждением из магмы Pl.

Рис. 11.

Диаграмма Y–Rb (Pearce et al., 1990) с FC-трендами для изученных плиоцен-раннечетвертичных вулканитов Центральной Армении. (b) – фракционирование в основных магмах, (i) – фракционирование в средних магмах, (i–а) – фракционирование в умеренно-кислых магмах. Другие условные обозначения см. рис. 4.

На основании вышесказанного, можно сделать вывод о том, что FC-процессы играли первостепенную роль в петрогенезисе плиоцен-раннечетвертичных магматических образований Гегамской области. Ведущей минеральной фазой кристаллизационной дифференциации на всех ее стадиях являлся Cpx. Для основных расплавов кумулусная ассоциация была представлена парагенезисом Cpx + Ti-Mag + (Ol), для средних и умеренно-кислых – Cpx + Ti-Mag, для кислых Cpx + Ti-Mag + + Pl + Ap. Амфибол не принимал заметного участия в FC-процессах. Таким образом, магмы, генерируемые в мантийном источнике под Гегамским нагорьем, в плиоцен-раннечетвертичное время были преимущественно безводными, в отличие от изверженных в этом регионе ранее (поздний миоцен), на I этапе постколлизионного магматизма водонасыщенных расплавов, в геохимической эволюции которых ведущую роль играло фракционирование Amp (Лебедев и др., 2018а).

Коровая ассимиляция

Малые вариации изотопных отношений Sr и Nd (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – от 0.70423 до 0.70448 и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – от 0.51280 до 0.51286) в изученных плиоцен-раннечетвертичных лавах, вне зависимости от их состава, существенно ограничивают роль процессов коровой ассимиляции в петрогенезисе изученных вулканитов (табл. 2). С учетом того, что все проявления молодого магматизма Гегамской области локализованы в пределах Армянского блока, фундамент которого сложен палеозойскими гранитно-метаморфическими комплексами с высоко-радиогенным изотопным составом Sr (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr > 0.720; Багдасарян, Гукасян, 1985), ассимиляция с поднимающимися к поверхности расплавами вещества верхней коры должна была привести к заметному сдвигу изотопных характеристик изверженных пород. Фактически этого не наблюдается. Отсутствие линейных трендов смешения на диаграмме Ni–Rb (рис. 10) также ставит под сомнение контаминацию исходных расплавов материалом древних вмещающих толщ. Единственным исключением среди всех изученных образцов является риолит экструзии Гегаргуник (обр. Г-12: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.7051, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – 0.51277), магма которого, очевидно, сформировалась в результате AFC-процессов.

Незначительная роль коровой ассимиляции в петрогенезисе расплавов, согласно опубликованным данным, наблюдается также для позднемиоценовых и средне-позднечетвертичных вулканитов Гегамской области (Лебедев и др., 2013а, 2018а) и большинства молодых пород соседних неовулканических областей Малого Кавказа – Джавахетской и Арагацкой (рис. 8; Лебедев и др., 2003, 2007, 2012, 2014; Меликсетян, 2012; Neil et al., 2015). Положение точек плиоцен-раннечетвертичных лав Центральной Армении на Sr–Nd изотопной диаграмме (рис. 8) между полями более ранних и поздних магматических образований (I и III этапов постколлизионного вулканизма), распространенных на территории этого региона, вероятно, в первую очередь определяется изотопными параметрами разновозрастных мантийных источников и уже потом – малыми вариациями отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd как следствие весьма ограниченного участия процессов коровой ассимиляции. Иная картина наблюдается для смежных неовулканических областей Восточной Турции, расположенных в пределах Восточноанатолийской субдукционно-аккреционной призмы, где роль вещества верхней коры (в первую очередь терригенно-осадочных толщ) в петрогенезисе магм, давших средние–кислые вулканиты, была весомой (рис. 8; Özdemir, Güleç, 2014; Oyan et al., 2016; Lebedev et al., 2016).

Природа разновозрастных мантийных источников Гегамской области

Ключевые особенности мантийного источника плиоцен-раннечетвертичных лав Гегамской неовулканической области интересно рассмотреть с учетом эволюционного аспекта, сравнив его характеристики с таковыми для мантийных резервуаров, ответственных за магмогенерацию под регионом в более ранний период (на I – позднемиоценовом этапе постколлизионного магматизма) и последующее время (на III – средне-позднечетвертичном этапе магматизма). Результаты петролого-геохимического изучения вулканитов I и III этапов были опубликованы нами ранее (Лебедев и др., 2013а, 2018а).

Характер распределения микроэлементов и REE в разновозрастных основных лавах Гегамской области (рис. 12) в целом является промежуточным между таковым для усредненных составов базальтов океанических островов (OIB) и обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (E-MORB). Таким образом, очевидно, что на всех этапах развития позднекайнозойского магматизма в пределах Центральной Армении магмогенерация происходила в мантийных источниках, обогащенных по отношению к составу примитивной мантии (преимущественно LILE и в меньшей степени HFSE и REE). При этом спектры распределения микроэлементов и REE в позднемиоценовых и средне-позднечетвертичных основных вулканитах близки к таковым для OIB с заметными негативными аномалиями для Nb, Ta, Zr, Ti, MREE (обеднение позднемиоценовых лав MREE, как показано в статье (Лебедев и др., 2018а), скорее всего, было связано с фракционированием из расплавов Amp на ранних стадиях магматического процесса). Спектры для плиоцен-раннечетвертичных лав (в особенности для базальтов Котайкского плато) демонстрируют меньшее обогащение в отношении LILE и HFSE, также при наличии Nb–Ta отрицательной аномалии; на мультиэлементных диаграммах (рис. 12) по концентрациям многих компонентов они сходны с таковыми для базальтов типа E-MORB.

Рис. 12.

Спектры распределения микроэлементов, нормированные к составу примитивной мантии (а), и REE, нормированные к составу хондритового резервуара (б), для разновозрастных основных (SiO₂ < 55 мас. %) вулканитов Гегамской области. Данные для нормирования взяты из работ (Sun, McDonough, 1989; Boynton, 1984). 1 – средне-позднечетвертичные лавы, 2 – позднемиоценовые лавы, 3 – плиоцен-раннечетвертичные лавы. Другие условные обозначения см. рис. 7.

На диаграмме Ta/Yb–Th/Yb (Pearce, 1983) заметно, что эволюционные тренды (FC или AFC) для разновозрастных вулканитов Гегамской области начинаются в поле мантийной последовательности, на его участке между конечными составами OIB и E-MORB (рис. 13). При этом источники для пород I и III этапов постколлизионного магматизма, скорее, относятся к обогащенным мантийным резервуарам OIB типа; близкие по петролого-геохимическим характеристикам к позднемиоценовым и средне-позднечетвертичным основным лавам Центральной Армении базальтовые расплавы были извержены в позднем кайнозое в пределах клина Аравийской плиты (Keskin et al., 2012) и на Большом Кавказе (Лебедев и др., 2006). Эволюционный тренд для позднеплиоцен-раннечетвертичных вулканитов начинается в области менее обогащенного резервуара E-MORB (рис. 13). Подобные по составу мантийные источники в пределах АЕКЗ были ответственны за генерацию расплавов на территории Северо-Ванской и Джавахетской областей в плиоцене (Neil et al., 2015; Oyan et al., 2016), а также для крупнейших позднечетвертичных вулканов Восточной Турции – Сюпан и Тендюрек (Özdemir, Güleç, 2014; Lebedev et al., 2016).

Рис. 13.

Диаграмма Ta/Yb–Th/Yb (Pearce, 1983) для разновозрастных основных вулканитов Гегамской области, а также других регионов Кавказа и Восточной Анатолии. Использованы данные из работ (Джрбашян и др., 2007; Лебедев и др., 2013а, 2018а; Keskin et al., 2012; Lebedev et al., 2016; Neil et al., 2015; Özdemir, Güleç, 2014; Oyan et al., 2016). SC – субдукционная компонента, MANTLE ARRAY – мантийная последовательность. Другие условные обозначения – см. рис. 7.

На известных петрогенетических диаграммах (рис. 14) точки изученных разновозрастных основных вулканитов Гегамской области в большинстве случаев также тяготеют к области обогащенных мантийных источников OIB и E-MORB. На графике Nb/Ta–Zr/Nb (Oyan et al., 2016) точки базальтов и базальтовых трахиандезитов I и III этапов постколлизионного магматизма образуют компактное скопление, а плиоцен-раннечетвертичных основных лав – формируют субгоризонтальный эволюционный тренд, начинающийся в области составов резервуара E-MORB (рис. 14а). Аналогично на диаграмме Zr/Y–Nb/Y (Fitton et al., 1997) точки базальтов и базальтовых трахиандезитов раннего и позднего этапов магматизма сдвинуты к полю базальтов океанических островов; точки вулканитов II этапа сгруппированы в области источника E-MORB (рис. 14б). На графике La/Yb–Th/Nb (Hollocher et al., 2012) поле разновозрастных основных лав Гегамской области расположено на границе секторов базальтов океанических островов и щелочных дуг с заметным смещением вверх точек самых ранних (позднемиоценовых) вулканитов (рис. 14в). На тройной диаграмме Zr/4–2Nb–Y (Meschede, 1986) расположение точек плиоцен-раннечетвертичных базальтов и базальтовых трахиандезитов соответствует составам внутриплитных толеитов, в то время как точки средне-позднечетвертичных основных лав лежат в области внутриплитных щелочных базальтов, а позднемиоценовых – занимают промежуточную позицию (рис. 14г). На графике Zr–Zr/Y (Pearce, Norry, 1979) точки лав I и III этапов магматизма, с одной стороны, и II этапа, с другой стороны, формируют в поле внутриплитных базальтов два отдельных эволюционных тренда от источника OIB типа к источнику типа E-MORB (рис. 14д). Наконец, на диаграмме Yb–Th/Ta (Schandl, Gorton, 2002) разновозрастные основные лавы Гегамской области формируют единый непрерывный субвертикальный эволюционный тренд из поля пород активных континентальных окраин в поле пород внутриплитных вулканических зон (рис. 14е).

Рис. 14.

Петрогенетические диаграммы: (а) – (Oyan et al., 2016); (б) – (Fitton et al., 1997, Condie, 2005); (в) – (Hollocher et al., 2012); (г) – (Meschede, 1986); (д) – (Pearce, Norry, 1979); (е) – (Schandl, Gorton, 2002) – для основных (SiO₂ < < 55 мас. %) магматических пород Гегамской неовулканической области. Данные по составу мантийных резервуаров (см. рис. 7) взяты из работ: примитивная мантия (PM), N-MORB, E-MORB, OIB – (Sun, McDonough, 1989); деплетированные базальты срединно-океанических хребтов D-MORB (W–H) – (Workman, Hart, 2005) и D-MORB (I) – (Ionov et al., 2002), DEP и DMM – (Fitton et al., 1997). Подписи полей на рис. 14г: A-I–A-II – внутриплитные щелочные базальты, А-II–C – внутриплитные толеиты, В – базальты срединно-океанических хребтов (Р-тип), D – базальты срединно-океанических хребтов (N-тип), С–D – базальты вулканических дуг. 1 – позднемиоценовые вулканиты, 2 – плиоцен-раннечетвертичные вулканиты, 3 – средне-позднечетвертичные вулканиты.

Обобщая вышесказанное, можно прийти к заключению о том, что в период развития постколлизионного магматизма на территории Центральной Армении имела место двукратная смена мантийных источников, генерировавших расплавы, которые отличались, в первую очередь, степенью обогащения: I этап (максимальное обогащение, OIB тип) → II этап (минимальное обогащение, E-MORB тип) → III этап (промежуточные составы, переходный тип OIB/E-MORB). Следует отметить, что все изученные основные лавы Центральной Армении характеризуются высокими значениями отношений Zr/Hf и Nb/Ta (43–46 и 19–25 для вулканитов I и III этапов, 44–69 и 16–44 для вулканитов II этапа соответственно), свойственными континентальным базальтам Аравийской плиты, относящимся к OIB-типу (Neil et al., 2015 и др.).

Наличие выраженной отрицательной Nb–Ta аномалии, а также позитивной – для Ba и Th в спектрах распределения микроэлементов (рис. 12) у всех без исключения основных лав Гегамской области (максимальной – для пород I этапа и минимальной – для пород III этапа) указывает на присутствие в обогащенных мантийных источниках, генерировавших расплавы, субдукционной компоненты (SC). Появление SC в астеносферной мантии под Малым Кавказом и, как результат, последующее метасоматическое обогащение этого резервуара LILE, HSFE и LREE (по сравнению с составами, отвечающими N-MORB) может быть хорошо объяснено длительным (десятки миллионов лет) существованием в этом регионе активной континентальной окраины и развитием субдукционных процессов, сопровождавших закрытие южной ветви океанического бассейна Неотетис, которое завершилось в середине миоцена (13–15 млн лет назад; Лебедев и др., 2013б и др.). Таким образом, постколлизионный вулканизм в пределах Центральной Армении (первые импульсы – около 6 млн лет назад) начался через ~7 млн лет после окончания субдукции. В качестве петрофизических механизмов появления SС в мантии в зонах конвергенции литосферных плит обычно рассматриваются дегидратация или частичное плавление измененной океанической коры и/или осадков субдуцирующего слэба.

На диаграмме Ta/Yb–Th/Yb (рис. 13) точки составов всех изученных лав Центральной Армении располагаются заметно выше поля мантийной последовательности, что предполагает присутствие в их источнике SC. Максимальный вертикальный сдвиг намечается для основных пород I и II этапов постколлизионного магматизма, минимальный – для базальтов и базальтовых трахиандезитов III этапа. Последнее обстоятельство позволяет предполагать постепенное уменьшение SC в астеносфере под Малым Кавказом от позднего миоцена к концу четвертичного периода. Это предположение подтверждается, как отмечено выше, уменьшением величины Nb–Ta отрицательной аномалии в спектрах распределения микроэлементов в течение времени: для позднемиоценовых лав величина параметра (Nb/Nb*)_PM (Verma, 2009) колеблется в интервале 0.20–0.25, для плиоцен-раннечетвертичных – 0.26–0.37, для средне-позднечетвертичных – 0.31–0.41. Аналогичная картина видна на бинарных петрогенетических диаграммах, где используется соотношение концентрации Th и других реперных микроэлементов (рис. 14в, 14е). Очевидно, что величина отношения Th/Ta плавно уменьшается в более молодых лавах от этапа к этапу; отношение Th/Nb достигает максимальных значений в самых ранних позднемиоценовых породах, в базальтах и базальтовых трахиандезитах II и III этапов оно заметно ниже. Постепенное снижение количества Th в мантийных источниках, ответственных за магмогенерацию на разных временных отрезках молодого вулканизма, согласуется с высказанным выше предположением о плавном снижении примеси SC в астеносфере под Малым Кавказом в течение позднего кайнозоя.

Интересные выводы о происхождении молодых магматических пород Гегамской области можно сделать на основе Sr-Nd изотопной диаграммы (рис. 8). Заметно, что область этого графика, где расположены источники, ответственные за магмогенерацию в позднем кайнозое под Большим и Малым Кавказом, а также Восточной Анатолией, весьма компактна: ⁸⁷Sr–⁸⁶Sr – 0.7039–0.7046, ε_Nd – от +2.9 до +5.1. В правой нижней части этой области находятся точки восточноанатолийских мантийных резервуаров (NV, S, T), генерировавших расплавы типа E-MORB в различной мере контаминированных SC (Özdemir, Güleç, 2014; Oyan et al., 2016; Lebedev et al., 2016). Точки источников магм для Большого Кавказа (GC – OIB тип), Джавахетской (J-I – тип E-MORB, J-II – OIB тип) и Арагацкой областей (CA–N₂–Q – OIB тип) Малого Кавказа смещены влево вверх (рис. 8). Что касается Гегамской области, лавы первых двух фаз поднемиоценового этапа (самые ранние) проявленного здесь вулканизма (CA–N₁-I, OIB тип) были выплавлены из источника (CA–N₁-I), сходного по своим изотопным характеристикам с восточноанатолийскими. Точка источника, ответственного за магмогенерацию на заключительной фазе I этапа вулканизма (CA–N₁-II, лавы также OIB типа), на Sr–Nd изотопной диаграмме заметно смещена влево и вверх (рис. 8). Наконец, расплавы, образовавшиеся под Гегамской областью на II (E‑MORB тип) и III этапах (промежуточные характеристики между OIB и E-MORB типами), формировались в мантийном резервуаре (CA–N₂–Q) с изотопными параметрами, близкими к таковым для источников, расположенных к северу Арагацкой и Джавахетской областей Малого Кавказа, а также Центрально-Грузинской – Большого Кавказа. Таким образом, расположение точек различных источников магм АЕКЗ на рис. 8, очевидно, в первую очередь, связано не со степенью их обогащения в ряду E-MORB–OIB, а с количеством SC в резервуаре. Действительно, справа снизу располагается поле источников Восточной Анатолии, наиболее южного сектора АЕКЗ, где процесс субдукции завершился позднее всего. Естественно, количество SC в астеносфере после завершения коллизии здесь было максимальным. Слева вверху располагаются точки источников расплавов вулканических областей, максимально удаленных от зоны субдукции (СЗ часть Малого Кавказа и Большой Кавказ). Количество SС в астеносфере здесь, что закономерно, было существенно меньшим. Таким образом, с юга на север вкрест АЕКЗ виден четкий тренд, связанный с уменьшением примеси SC в источниках молодых магматических расплавов. Гегамская область географически занимает промежуточное положение в этом ряду. На начальном этапе вулканизма присутствие SC в источнике, генерировавшем расплавы, было существенным, сопоставимым с таковым для мантийных резервуаров Восточной Анатолии. В течение времени в результате конвекции примесь SC в астеносфере постепенно уменьшалась, что фиксируется уже в основных лавах поздних импульсов позднемиоценового магматизма. В плиоцене и в четвертичном периоде ее роль (судя по изотопным характеристикам) стала менее значимой; параметры источников стали близки к таковым для мантийных резервуаров северной части АЕКЗ. Отметим, что изотопный состав Nd в лавах II и III этапов постколлизионного вулканизма Гегамской области весьма близок, но при этом одновременно средне-позднечетвертичные вулканиты менее обогащены радиогенным ⁸⁷Sr (рис. 8). Это может говорить о том, что уменьшение количества SC (очевидно, что в первую очередь эта примесь влияет на изотопный состав Sr в источнике) плавно продолжалось и в течение всего плейстоцена.

Аналогичное уменьшение роли SC в источнике магматических расплавов было недавно обнаружено нами и для одного из крупнейших вулканов Восточной Анатолии – Тендюрека (Lebedev et al., 2016), активного в течение последних 250 тыс. лет. Геохимические характеристики изверженных в том районе ранее, в плиоцене и начале плейстоцена, лав демонстрировали заметную роль SC в источнике расплавов; для позднечетвертичных тефритов вулкана Тендюрек она была уже малозначительной.

Еще одной важной эволюционной особенностью магматической системы Гегамской области является уменьшение присутствия воды в мантийных источниках, активных на разных этапах магматизма в течение позднего кайнозоя. Для позднемиоценовых лав одной из ведущих минеральных фаз в FC-процессах являлся Amp (Лебедев и др., 2018а); некоторое обеднение наиболее примитивных вулканитов этого возраста MREE, наблюдаемое в спектрах распределения (рис. 12), предполагает возможное фракционирование этого минерала уже в глубинном источнике. Данное обстоятельство свидетельствует о присутствии заметных количеств воды в астеносферной мантии под Малым Кавказом в конце миоцена. Для более поздних (плиоценовых и четвертичных) магматических образований Центральной Армении Amp является второстепенной фазой в парагенезисе вкрапленников; ведущая роль в FC-процессе принадлежит Cpx (см. выше, а также Лебедев и др., 2013а). Соответственно, изверженные на II и III этапах постколлизионного вулканизма магмы являются “сухими”, а мантийные источники расплавов, следовательно, уже не содержали заметных количеств воды. Это наблюдение вполне согласуется с отмеченным нами выше закономерным уменьшением количества SC в астеносфере под регионом в течение времени. Действительно, в процессе погружения слэба океанической литосферы (включая морские осадки) в астеносферу одновременно происходили обогащение последней SC и привнос в нее воды. После окончания субдукции в результате постоянной конвекции в астеносферной мантии количество SC в ней постепенно снижается; синхронно падает и содержание воды.

На рис. 15 нами представлена модель частичного плавления мантийных источников для разновозрастных пород Гегамской области, основанная на наблюдаемых в основных лавах соотношениях REE и позволяющая качественно оценить возможный состав резервуаров, ответственных за магмогенерацию на разных этапах постколлизионного вулканизма. Модель базируется на уравнениях из работы (Shaw, 1970), описывающих процессы фракционирования элементов при равновесном плавлении. Параметры для модели (концентрации REE в гранатовом и шпинелевом перидотите, коэффициенты распределения, минеральные составы и др.) заимствованы из статей (Sun, McDonough, 1989; McKenzie, O’Nions, 1991; Thirlwall et al., 1994). К сожалению, в нашем распоряжении нет данных о составе мантийных ксенолитов из лав Гегамской области, в связи с чем при моделировании выбор исходного химического состава для источников был сделан на основе наблюдаемых геохимических характеристик наиболее примитивных разностей основных лав, изверженных на разных этапах молодого магматизма. Как отмечено выше, петролого-геохимические данные свидетельствуют о том, что в течение всего периода развития постколлизионного вулканизма состав источников под Центральной Арменией был обогащенным и менялся в соответствии с общим трендом мантийной последовательности между конечными членами OIB и E-MORB. Для позднемиоценового мантийного резервуара нами выбран состав, близкий OIB (70% OIB/30% E‑MORB), для плиоцен-раннечетвертичного – соответствующий E-MORB, для средне-позднечетвертичного – промежуточный (20% OIB/80% E‑MORB). Модель основывается на том, что Grt преимущественно включает в свой состав HREE: плавление гранатсодержащей мантии (при условии, что при Grt является остаточной твердой фазой) будет приводить к появлению расплавов с более высокими отношениями LREE(MREE)/HREE, чем при плавлении свободного от этой минеральной фазы источника. Соответственно, если состав источника отвечает Spl-перидотиту, то при его плавлении заметных вариаций в соотношении REE не возникнет. Отметим, что при расчете модели концентрации REE в основных лавах Гегамской области были скорректированы с учетом влияния FC-процессов на химический состав последних (пересчитаны в соответствии с 9 мас. % MgO, использован метод наименьших квадратов).

Рис. 15.

Модель частичного плавления мантийных источников, рассчитанная по соотношению REE для разновозрастных магматических образований Гегамской неовулканической области (а – поздне-среднечетвертичных, б – плиоцен-раннечетвертичных, в – позднемиоценовых). Использованы данные из настоящей работы и статей (Джрбашян и др., 2007; Лебедев и др., 2013а, 2018а). Концентрации REE в породах скорректированы на FC (приведены к значениям, соответствующим 9 мас. % MgO) методом наименьших квадратов. Соотношение конечных членов ряда составов мантийной последовательности (OIB и E-MORB) в источниках для разновозрастных пород оценено на основании диаграмм (рис. 12, 13). Концентрации REE для OIB и E-MORB заимствованы из статьи (Sun, McDonough, 1989). Гранатовый перидотит – Ol₆₀Opx₂₁Cpx_7.5Grt_11.5, шпинелевый перидотит – Ol₅₈Opx₂₇Cpx₁₂Spl_3.5. Параметры режима плавления источника и коэффициенты распределения взяты из статей (McKenzie, O’Nions, 1991; Thirlwall et al., 1994). F – степень плавления.

На рис. 15а, 15в видно, что точки наиболее ранних и наиболее поздних вулканических образований Центральной Армении, образовавшихся, соответственно, на I и III этапах постколлизионного магматизма, тяготеют к кривым плавления шпинелевого перидотита при низкой степени плавления источника (F < 1%). Плиоценовые основные лавы Котайкского плато формируют на рис. 15б субвертикальный тренд, отвечающий плавлению гранатового перидотита (F – 15–20%); точки остальных базальтов и базальтовых трахиандезитов Гегамской области, образовавшихся в плиоцене–начале плейстоцена, тяготеют к кривой плавления перидотита смешанного состава, но с преобладанием граната (Grt – 60%, Spl – 40%). При этом степень плавления заметно различается для пород из разных частей Гегамской области: максимальна она для источника вулканитов Гаварского плато (F – 3–5%) и минимальна – для источника лав из южной части региона (F – 0.7–1.5). Таким образом, на разных этапах молодого магматизма мантийные источники под Центральной Арменией заметно отличались по минеральному составу (в частности, по наличию Grt) и степени плавления в процессе магмогенерации.

Известно, что Grt становится стабильным в мантии на глубинах свыше 80 км (Takahashi, Kushiro, 1983). Согласно данным (Sugden et al., 2019), мощность литосферы под Гегамским нагорьем в среднем составляет 60–70 км. Сопоставляя результаты моделирования частичного плавления источника (рис. 15) с этими базовыми параметрами, можно сделать определенные выводы о глубинах магмогенерации на разных этапах развития неоген-четвертичного вулканизма Центральной Армении. Вероятно, в позднем миоцене (около 6 млн лет), в период, когда в результате пространственной миграции в субмеридиональном направлении (с юга не север) ареал постколлизионной магматической активности распространился на территорию современной Армении, магмогенерация происходила в самых верхних слоях астеносферы (глубина 60–80 км) на границе с литосферой Армянского блока. Состав мантии в этом резервуаре был существенно обогащенным, с весьма существенной добавкой SC, поступавшей в астеносферу в течение длительного времени в период существования здесь активной континентальной окраины. Минеральный состав источника отвечал Spl-перидотиту, степень его плавления была невысокой (<1%), формирующиеся водонасыщенные расплавы по своим геохимическим характеристикам были близки базальтам OIB-типа. В течение всего периода I этапа постколлизионного магматизма, продолжительностью около 1 млн лет (5.7–4.7 млн лет назад), происходило уменьшение количества SC в астеносфере – тенденция, которая устойчиво продолжалась и в последующее время.

После перерыва продолжительностью около 1 млн лет эндогенная активность на территории региона возобновилась около 3.5 млн лет назад в середине плиоцена. Период 4–2 млн лет назад рассматривается многими исследователями (например, Keskin, 2007) как эпоха глобальной тектонической перестройки АЕКЗ: на смену геотектонической обстановке общего регионального сжатия в условиях “жесткой” коллизии Евразийской, Аравийской плит и ряда малых террейнов наступила обстановка сдвиговых деформаций (strike-sleep), связанная с отрывом, погружением и разрушением слэба океанического бассейна Неотетис под Восточной Анатолией, уменьшением мощности литосферы и приближением горячего астеносферного клина к поверхности. Последнее обстоятельство спровоцировало масштабное возобновление магматической активности в пределах всей АЕКЗ: плиоцен является эпохой максимального проявления вулканических процессов в этой части Земли (Лебедев и др., 2013б). Около 3.5 млн лет назад начался II этап постколлизионного магматизма в пределах Гегамской области. Магмогенерация в этот период происходила в более глубоких (>80 км) слоях астеносферы, обогащенных в меньшей степени. К наиболее глубинным образованиям в регионе относятся основные лавы Котайкского плато, состав источника которых отвечал Grt-перидотиту; магмы образовывались при достаточно высокой степени плавления астеносферной мантии (F – до 25%). В остальных частях Гегамской области плавление происходило в зоне перехода Grt/Spl-перидотит; степень плавления источника варьировала существенно под разными частями региона. Состав генерируемых в астеносфере расплавов в целом был близок базальтам типа E-MORB; количество SC в астеносфере продолжало постепенно снижаться. После окончания II этапа магматизма (около 2 млн лет назад) в пределах Гегамской области наступил очередной длительный перерыв в развитии вулканической активности.

Средне-позднечетвертичный этап вулканизма на территории Центральной Армении начался в калабрийском веке: около 1.3 млн лет – в пределах Арагацкой области, около 0.9 млн лет – в пределах Гегамской области (Лебедев и др., 2013а, 2013б). Последние извержения этого этапа фиксируются в регионе в конце плейстоцена–голоцене (Караханян и др., 2004; Лебедев и др., 2013а). Магмогенерация в это время опять переместилась в самые верхние обогащенные слои астеносферы, в зону устойчивости Spl-перидотита (глубина 60–80 км). Состав формирующихся расплавов по геохимическим характеристикам был промежуточным между базальтами OIB и E-MORB типов, изотопные характеристики магм стали более деплетированными, количество SC в мантийном источнике заметно снизилось в результате постоянной конвекции. Магматизм III этапа на территории Гегамской области связан с появлением на ее территории нескольких субмеридиональных зон растяжения (крупнейшая из которых проходит по водораздельной части Гегамского хребта), к которым приурочены вулканические аппараты этого времени. В западной части Центральной Армении в этот период возник крупнейший четвертичный вулкан Малого Кавказа – Арагац.