Ю.В.САЯДЯН, Ж.О.СТЕПАНЯН

ОБОСНОВАНИЕ  ВОЗРАСТА  ВУЛКАНИЧЕСКИХ  ТУФОВ  АРМЕНИИ

 МЕТОДОМ  ТЕФРОХРОНОЛОГИИ

Возраст вулканических туфов Армении определяется их переслаивинием и налега­нием на озёрные и озерно-аллювиальные отложения Ширакской и Араратской впадин, содержащих  руководящую фауну крупных млекопитающих и моллюсков нижнего и среднего неоплейстоцена[7]. В данной статье сделана попытка обосновать возраст туфов Армении методом тефрохронологии. 

Термин тефра, т.е. скопления вулканических выбросов, перемещенных из кратера по воздуху, в настоящее время возрожден исследованиями известного исландского вулканолога С.Тораринссона. Эти скопления нынче называются пирокла­сти­ческими породами. Общеизвестно, что пирокластические породы вулканической деятель­ности простира­ются на большие растояния (1000 и более км.) и могут служить хорошим временным репером для установления истории той или иной территории. Особый интерес для Южного Кавказа представляют прослои вулканических пеплов в эталонных разрезах морских отложений нижнего  и среднего неоплейстоцена Куринской депрессии.

     В 1976 г. в составе экспедиции  Геологического института АН СССР, под руководством известного исследователя Понто-Каспийской области профес­сора П.В.Федорова, Ю.В.Саядян (Институт геологических наук АН РА) посетил Куринскую депрессию (брахиантиклинальный хребет Дуздаг и хребет Караджа (рис.1 и 2), в разрезах которых имеются прослои вулканиче­ских пеплов; вмещающие породы  содержат остатки  руководящих видов крупных млеко­пи­тающих и морских моллюсков неоплейстоцена. Целью посещения этих районов было изучение прослоев вулканических пеплов и источников их образования. Ранее эти прослои вулканических пеплов изучались  Н.В.Пашалы [5] и Н.В.Пашалы и др.[6], но эти исследования были весьма недостаточны для  выявления  источников их происхо­ждения.

     Разрезы хребтов Дуздаг и Караджа хорошо изучены Н.А.Лебедевой [1,2] и П.В.Федоровым[9]. В разрезе Дуздаг (рис.1 [2]) выявлены пять прослоев вулка­ни­­ческих туфов и пеплов, из которых нами отобраны пять проб (пробы 1-5) из отложений нижнего и среднего неоплейстоцена (пачки V, VI, VII).

1.jpg

       

 

     Подписи к рисунку 1 и условные обозначения к нему

I  пачка:  отложения акчагыла с фауной моллюсков:  1 – песчаники серые и зеленовато-серые, ноздреватые;  2 – пески зеленовато-серые;  3 – глины табачно-желтые и зеленова­то-серые;  4 – глины черные с растительными остатками;  5 – глины пестроцветные;   II  пачка:  6 – глины зеленовато-серые с прослоями глинистых песков;  7 – глины голубые, голубовато-серые;  8 – песча­ники коричневато-бурые, красновато-серые;  9 – пески серые, желтые, кори­чне­­ватые с гравием;  10 – пески коричневато-серые, красновато-бурые;  11 – ракушняки розовато-палевые;  12 – глины коричневые с прослоя­ми песков;  13 – глины серые песчанистые;  14 – глины зеленовато-серые с линзами песков;  15 – алевриты;  16 – пески светло-серые, косослоистые, с линзами гравия;  17 – пестроцве­тные лагунно-лиманные глины;  18 – песчаники плитчатые;  19 – глины континентальные разных оттенков;  20 – галечник с заполнителем из зеленовато-серого песка;  21 – пере­сла­­ивание глин, алевритов, песков;  22 – бурые глины и суглинки;  23 – пепловые туфы;  24 – остатки животных псекупского териокомплекса с Archidiskodon meridionalis cf. meridionalis;  25 – остатки животных таманского териокомплекса с A. meridionalis tamanensis;  26 – остатки животных тираспольского териокомплекса с A. cf. wusti;  27 – остатки териофауны;  28 – раковины акчагыльских морских моллюсков;  29 – рако­вины Pseudocatilluscatilloides;  30 – раковины апшеронских морских моллюсков;  31 – раковины Hyrcania intermedia, H. hyrcana и др. ;  32 – раковины Didacna eulachia,  D. rudis;  33 – раковины D. pyramidata и др.;  34 – раковины пресноводных моллюсков;  35 – остатки растений.

2.jpg

    Проба 1 отобрана из кровли слоя 20 ( пачка V), представлена прослоем риолитового пеплового туфа светло-серого цвета, слаболитифицированного, мощностью 0,5м. Возраст этих туфов-нижний неоплейстоцен.

     Проба 2 отобрана из кровли слоя 23 (пачка V), представлена прослоем светло-серого андезитового вулканического пепла, слаболитифицированного. Мощность 0,75 м. Возраст прослоя пепла-нижний неоплейстоцен.

     Проба 3 отобрана из слоя 24 (пачка V), представлена прослоем андезитового вулканического пепла, цвет пепла меняется от светло-серого до розового, пепел слаболитифицирован, мощность прослоя 1,20-1,5 м. Возраст датируется также нижним неоплейстоценом.

     Проба 4 отобрана из слоя 18 (пачка VI), представлена прослоем дацитового вулкани­ческого пепла пепельно-серого цвета, слаболитифицированного, мощностью 20-25 см. Возраст прослоя также нижний неоплейстоцен. Следует отметить, что К.А.Ушко и др.[8]) абсолютный возраст этого прослоя вулкани­ческого пепла датировали трековым методом, равным 0,51±0,04 и 0,4±0,1 млн. лет, что соответствует верхам нижнего неоплейстоцена.

Проба 5 отобрана из пачки VII, представлена прослоем дацитового вулканического пепла  розоватого оттенка, слаболитифицированного, мощно­стью 1,5 м. Возраст прослоя-средний неоплейстоцен.

      Из разреза хребта Караджа отобраны две пробы (рис.2 [2] ) – пробы 41 и 42.

Проба 41 отобрана из прослоя,,А,, , представленного андезитовым вулкани­че­­ским пеплом сероватого оттенка, слаболитифицированным, мощностью 0,7м. Возраст прослоя-средний неоплейстоцен.

     Проба 42  отобрана из прослоя Б-1, представленного андезитовым вулкани­ческим пеплом светло-розоватого цвета, слаболитифицированного, мощностью 0,5-0,7 м. Возраст прослоя-нижний неоплейстоцен.

2.jpgПодписи к рисунку 2 и условные обозначения к нему

     1 – конгломераты;  2 – песчаники;  3 – пески с гравием и галькой;  4 – пески крупнозе­рнистые, косослоистые;  5 – пески мелкозернистые, горизонталь­но­слоистые;  6 – песчани­стые алевриты;  7 – алевриты;  8 – глины разных оттенков и степени опесчаненности;  9 – чере­дование глинистых песков и песчанистых глин;  10 – темно-серые листоватые глины;  11 – вулканические туфы;  12 – костные остатки млекопитающих;  13 – солоноватоводные моллюски;  14 – пресноводные моллюски;  15 – пепловые туфы разных уровней.

3.jpg                Отобранные пробы вулканических туфов и пеплов из отложений указанных разрезов  бескарбонатные породы: при действии на них соляной кислотой вскипания не происходит. В шлифах вулканический туф представляет собой пирокластическую породу, которая состоит главным образом из обломков вулканического стекла. В резко подчиненном количестве содержатся зерна:  авгит,  диопсид,  гиперстен, роговая обманка обыкновенная, плагио­клаз (табл.1). Вулкани­че­ское стекло в пробах 1-5 из разреза Дуздаг составляет 68-83%, а в пробах 41 и 42 из разреза Караджа-43-70%. Гранулометрически (табл.2) стекло представлено частицами размером 0,1-0,01 мм с примесью еще более мелких частиц (<0,01 мм).   

Таблица 1

Минералогический  состав  вулканических  пеплов хребтов  Дуздаг  и  Караджа

Номера проб

Тяжелая фракция, %

Легкая фракция,%

 

Магнетит

Гидроокись

 железа

Авгит

Диопсид

Гиперстен

Роговая бманка обыкновенная

Циркон

Тремолит

Гематит

Лимонит

Актинолит

Биотит

Выветрелые

зезрна

Вулканическое

стекло

Плагиоклазы

1

3

+

11

8

13

5

-

-

-

-

-

-

15

83

2

2

+

+

3

5

-

1

3

2

-

-

-

-

30

68

2

3

-

-

23

17

10

25

-

-

+

25

-

-

15

80

5

4

-

-

25

9

7

9

-

-

+

25

-

-

15

83

2

5

35

-

3

2

2

54

-

-

-

1

2

1

20

78

2

41

10

55

5

20

-

5

-

5

-

-

-

-

30

70

+

42

25

-

2

25

8

38

-

-

-

-

-

-

45

43

12

                                                                                                                             

 

 

 

 

 

 

 

 

 Таблица 2

Гранулометрический состав  вулканических  пеплов  хребтов  Дуздаг  и  Караджа

Номера проб

Содержание фракций,  %

 

1,0-0,5 мм

0,5-0,25 мм

0,25-0,10 мм

0,1-0,01 мм

< 0,01 мм

1

0,7

33,8

15,0

29,2

1,3

2

2,3

2,5

1,3

23,9

2,5

3

2,8

4,1

1,9

16,6

2,6

4

2,4

3,5

1,

17,3

0,9

5

2,7

5,1

3,4

33,0

2,6

41

3,2

3,2

1,0

25,2

2,2

42

4,1

4,5

1,6

13,2

1,0

 

 

     Таким образом,  изученные пеплы должны быть отнесены к эоловым алевритам - вулканической пыли. Форма обломков стекла под микроскопом разнообразная: это рогульки, палочки с гладкой поверхностью. Присутствует также большое количество сильно вытянутых частиц стекла, имеющих волокнистое строение. В нескольких пробах встречаются мелкие обломки пемзы и фьямме, которые, как правило, крупнее витрокластов и содержат примесь (незначительную) кристаллов плагиоклаза. Цвет стекол бесцветный, зеленова­тый. Показатель преломления стекловатых частиц не является строго постоянным, колеблется в пределах 1,520-1,540. Связующая масса глинисто-ожелезненная. Нередко при большом увеличении видно, квк агрегаты гидрослюды облекают некоторые фрагменты стекла.

    Для химического анализа вулканических пеплов (табл.3) была использована фракция 0,1-0,01мм, наиболее богатая стекловатым материалом. Отобранные образцы вулканиче­ских пеплов относятся к ряду андезит-андезито-дацит-дацит или к их щелочным разнови­дностям.

                                                                                                                      Таблица 3

Химический  состав  вулканических  пеплов  хребтов  Дуздаг  и  Караджа

Элементы

 

N°пр-об

SiO2

Al2O3

TiO2

Fe2O3

FeO

CaO

MgO

CO2

P2O5

MnO

Na2O

K2O

H2O+

n.n.n.

Сумма

1

70,18

14,17

0,22

0,98

0,56

2,17

0,54

-

0,04

0,09

3,90

3,00

0,29

4,35

100,49

2

54,53

17,52

0,77

1,56

1,12

5,04

0,97

-

0,069

0,12

3,80

2,00

5,95

7,21

100,45

3

58,02

14,51

0,32

1,87

0,84

5,54

1,64

-

0,09

0,10

3,80

1,50

4,45

7,41

100,09

4

67,13

14,59

0,21

0,98

0,56

2,38

1,0

-

0,04

0,08

3,40

2,60

2,12

5,34

100,43

5

65,50

13,51

0,28

3,05

1,40

4,27

1,39

-

0,092

0,09

3,80

1,80

0,95

4,34

100,47

42

58,82

19,02

0,54

2,65

1,40

4,06

2,12

-

0,20

0,045

3,10

1,40

3,49

3,59

100,43

41

56,31

21,65

0,64

1,96

1,12

2,73

0,89

-

0,04

0,04

2,20

1,70

3,71

7,47

100,46

     Рассмотрим вопрос происхождения прослоев вулканического пепла  среди морских отложений нижнего и среднего неоплейстоцена хребтов Дуздаг и Карадаг Куринской депрессии. Следует предположить, что эти прослои пеплов образовались в результате извержения вулканов и воздушного переноса, обработки, сортировки и осаждения вулканической пыли в водной среде Каспйского моря. Наиболее вероятно, что вулканческий пепел поставляли в Куринскую депрессию неоплейстоценовые вулканы Большого Кавказа и Армянского вулканического нагорья, наиболее близко располо­жен­ные к депрессии. Неоплейстоценовый вулканизм этих регионов нами рассмотрен по материалам Е.Е.Милановского[3] и Е.Е.Милановского и Н.В.Корано­вского[4].

       Вулканическая провинция Б.Кавказа по обьему изверженных пород верхнего плиоцена и неоплейстоцена во много раз уступает вулканической провинции Армянского нагорья. На Б.Кавказе выделяется Эльбрусская вулканическая область, где развиты липариты, липарито-дациты, дациты и игнимбриты, сформировавшиеся от начала позднего плиоцена до голоцена. Для Казбекской вулканической области характерны эксплозии андезито-дацитовой магмы позднего плиоцена, приуроченной к западному участку Бокового хребта. К вулканической области Южного Кавказа относится Центрально-­Грузинская вулканическая область, где в позднем плиоцене происходили извержения трахитов.

Вулканическая провинция Армянского нагорья занимает огромную площадь и характеризуется  грандиозными  извержениями, происходящими в неоплей­стоцене и голо­це­не. Ахалкалакская вулканическая область характеризуется неоплейстоцено­выми мощными эксплозивными извержениями продуктов среднего состава. Арагацский район характеризуется извержениями туфов, игнимбритов, туфолав и лав кислого состава в позднем плиоцене и неоплейстоцене.

Южной частью Армянского вулканического нагорья является Араратская вулкани­ческая область со стратовулканом Большой Арарат, образованным в позднем плиоцене и имеющим трехьярустное строение, и Малый Арарат, расположенный в юго-восточной части Б.Арарата, с которым его основание сливается. Сформирован он в неоплейстоцене, расположен на разломе, секущем щитовидное основание Б.Арарата. Извержения этих вулканов характеризо­вались преимущественно андезитовой (до дацитов) магмы, а по периферии-андезито-базальтовой и базальтовой. Общий обьем вулканитов неоплей­стоцена Араратской области составляет несколько тысяч кубических километров.

      К югу от Араратской вулканической области расположена Северо-Ванская вулканиче­ская область, где вулканические процессы происходили в позднем плиоцене и неоплейстоцене. По большому юго-западному разлому, протягива­ющемуся от Б.Арарата вдоль северо-западного побережья озера Ван  расположены полигенные стратовулканы Тендурек, Сюпхан и Немрут, продук­тами извержений которых, кроме излияний лав, явились в большем объеме и пирокластические выбросы. В настоящее время вулканы Тендурек и Немрут проявляют сольфатарную деятельность. В 50 км от города Тегерана располо­жен страто­вулкан, имеющий сложное строение, в котором участвуют дациты  среднего неоплейстоцена; в нем также имеются сольфатары.

     Подразделить неоплейстоценовый пирокластический материал на отдель­ные стратиграфические единицы на Б.Кавказе и Армянском вулканическом нагорье при современном уровне изученности затруднительно. Приведенные выше данные по возрасту вулканитов этих регионов весьма ориентировочные и поэтому происхо­ждение прослоев вулканических пеплов среди морских отложений Куринской депрессии к какой-либо вулканической провинции Б.Кавказа или Армянского нагорья отнести невозможно. Однако, учитывая значительный обьем продуктов извержений неоплейсто­ценовых вулканов Армянского нагорья, и в частности пирокластических продуктов, по сравнению с Б.Кавказом, следует предполагать, что именно вулканы Армянского нагорья поставляли вулканический пепел в Куринскую депрессию. Однако, не исключена возможность поступления какой - то части пирокластического материала воздушным путем и из вулканов Б.Кавааза.  В Армянском нагорье очень широко распространены вулканические туфы и пеплы. К.Г.Ширинян[10] в Армении выделил и изучил несколько основных месторождений туфов и туфолав. Это-Артикская группа, Талинская группа, Анийское месторождение (пемзовые туфы), месторождения южных склонов вулкана Арагац (шамирам-бюраканское), месторождения бассейна реки Касах и Приереванского района, месторо­ждения Ширакской (Ленинаканской) впадины, месторождения бассейна реки Памбак. О центрах извержений туфов Армении единого мнения не существует. Одни (Г.Абих, П.И.Лебедев, В.А.Амарян и др.) считали, что они произошли при центральных изверже­ниях, другие (К.Н.Паффенгольц и А.Т.Асланян) относили их к извержениям шлаковых конусов, а на их приуроченость к трещинным извержениям указывали А.Н.Заварицкий А.И., А.И.Месропян и К.Г.Ширинян.

     По химизму состав туфов этих месторождений соответствует андезито-дацитам (SiО2–от 61% до70%). Показатель преломления обомков стекла в них колеблется в пределах 1,510-1,518. Минералогический состав туфов некоторых месторождений характери­зуется преобладанием вулканического стекла (72,2% – 83,3%) при постоянном наличии плагиоклаза, а из тяжелых минералов присутствуют пироксены, главным образом авгит с примесью рудных минералов [10]. Необходимо отметить, что прослои вулканических пеплов Куринской депрессии по химическому и миералогическому составам (табл.3), также относящиеся к ряду андезит-андезито-дацит-дацит, очень близки к туфам еревано-ленинаканского, анийского (пемзовым), шамирам-бюраканс­кого и другим типам туфов Армянского нагорья. Однако,  относительный возраст туфов нагорья более или менее точно определяется в Ширакскй и Араратской впадинах [7]. Так,  на юге Ширакской впадины в районе сел. Анипемза пемзовые туфы анийского типа залегают между долеритовыми базальтами нижнего неоплейсто­цена (,,верхними,,) имеющими прямую намагниченность и относящимимся к ортозоне Брюнес. Кроме того эти туфы переслаиваются с верхними слоями озерно-аллювиальных отложений с руководящей фауной крупных млекопита­ющих и моллюсков нижнего неоплейстоцена, которые  также относятся к нижнему неоплей­стоцену, а туфы еревано-ленинаканского типа пересла­ива­ются и покрывают поверхность этих отложений и относятся к среднему неоплейстоцену. В Араратской впадине туфы еревано-ленинаканского типа мощностью до 12 м также переслаиваются с верхними слоями озерно-аллювиальных отложений и залегают на их поверхности. Последние датируются по руководящей фауне крупных млекапитающих (ленинаканский или сингильский фаунистический комплекс) и фауной моллюсков средним неоплейстоценом [7].

     Таким образом, пепловые прослои среди морских отложений нижнего и среднего неоплейстоцена Куринской депрессии, четко датируемые руково­дящей фауной крупных млекопитающих и морских моллюсков в разрезах Дуздаг и Караджа, а также имеющие абсолютную датировку в разрезе Дуздаг, методом тефрохронологии могут быть сопоставимы с туфами  Армении нжненего и среднего неоплей­стоцена, соответственно, анийского и еревано-ленинаканского типов. А в дальнейшем они также  могут сопоставляться с неоплейтоценовыми туфами и пеплами Армении, пока не имеющими четких датировок. 

 

 

 

СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ

[1]Лебедева Н.А. Корреляция морских и континентальных отложений эоплей­с­то­цена и нижнего плейстоцена Понто-Каспийской области. Автореф. докт. дис. М., 1974. 35 стр.

[2]Лебедева Н.А. Корреляция антропогеновых толщ Понто-Каспия. М.: Наука.1978, 136с.

[3]Милановский Е.Е.  Новейшая тектоника Кавказа. М.: Недра, 1968. 483 с.

[4]Милановский Е.Е.,КороновскийН.В.Орогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии.   М.: Недра, 1973. 276 с.

[5]Пашалы Н.В.  Пирокластические породы молассовой формации антропогена Азербай­джа­на. Литология и полезные ископаемые. М.: 1967. № 4. С. 56-67.

[6]Пашалы Н.В., Векилов Б.Г., Мамедов А.В., Ширинов Н.Ш.  Экскурсия по маршру­ту г.Мингечаур – гора Дуздаг – г.Мингечаур. Путеводитель геологтчес­кой экскурсии по антропогену Азербайджана. Баку. 1973. 62 с.

[7]Саядян Ю.В.Новейшая геологическая история Армении. Ереван. Изд. ,,Гитутюн,, НАН РА, 2009. 355 с.

[8]Ушко К.А., Кашкаров, Кошкин В.Л. Определение радиологического возраста вулкани­че­ских пеплов и туфов неогеновых и четвертичных отложентй Понто-Каспия и Большой Курильской гряды трековым методом.Докл. РАН. 1987.Т.296. №4. С.951-954.

[9]Федоров П.В.Плейстоцен Понто-Каспия. Труды ГИН АН СССР.Вып.310. М.:Наука,1978. 165 с.

[10]Ширинян К.Г.Вулканические туфы и туфолавы Армении.  Ереван. Изд. АН Арм.ССР. 1961. 160 с.

 

Ю.В.САЯДЯН,  Ж.О.СТЕПАНЯН

ОБОСНОВАНИЕ  ВОЗРАСТА  ВУЛКАНИЧЕСКИХ  ТУФОВ  АРМЕНИИ

МЕТОДОМ  ТЕФРОХРОНОЛОГИИ

Аннотация

     Пепловые прослои среди морских отложений нижнего и среднего неоплейстоцена Куринской депрессии, четко датируемые руководящей фауной крупных млекопита­ющих и морских моллюсков, в разрезах Дуздаг и Караджа, методом тефрохронологии сопоставимы с туфами и пеплами Армении и служат дополнительным обоснованием нжнененеоплей­стоценового и среднененео­плейстоценового возраста туфов анийского и еревано-ленинаканского типов. А в дальнейшем они также  могут сопоставляться с неоплейто­ценовыми туфами и пеплами Армении, пока не имеющими четких датировок. 

 

 

Yu. V. Sayadyan, Zh. H. Stepanyan

Age Justification of Armenia’s Volcanic Tuffs by Tephrochronology Method

Abstract

     Ash intercalations of marine sediments of the lower and middle neopleistocene of Kura depression clearly dated by tephrochronology method based on managing fauna of large mammals and marine molluscs in Duzdag and Karadzha sections can be matched with tuffs and ashes of Armenia and serve as an additional reason for lower and middle neopleistocene age of Ani and Yerevan-Leninakan types of tuffs respectively.Thay also can be matched with neopleistocene tuffs and ashes of Armenia without any strict dating yet.

 

 Сведения об авторах:

Саядян Юрий Вачаганович – доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник Института геологических наук НАН РА. Адрес: Республика Армения, 375019, Ереван, пр. Маршала Баграмяна 24 А, тел. (+374 10) 27 81 20  E-mail:sayad-yuri@rambler.ru

 

Cтепанян Жанета Оганесовна – кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Института геологических наук НАН РА. Адрес: Республика Армения,375019, Ереван, пр. Маршала Баграмяна 24 А,   тел.(+374 10) 53 32 17, E-mail: janeta. stepanian@dvail.com