БЪЛГАРСКА АКАДЕМИЯ НА НАУКИТЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИ ИНСТИТУТ „Страшимир Димитров“

––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––––

Петьо Радиумов Филипов

Петрология, геохимия, геохронология на Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит

АВТОРЕФЕРАТ

на дисертация за придобиване на образователната и научна степен „доктор“ професионално направление: 4.4 Науки за Земята

научна специалност: 01.07.04 Петрология

Научен ръководител: проф. дгн Петър Марчев

Научно жури: 1. проф. д-р Ирена Пейчева (председател) 2. проф. дгн Александра Харковска (рецензент) 3. доц. д-р Филип Мачев (рецензент) 4. доц. д-р Росен Недялков 5. проф. дгн Петър Марчев

София, 2014

Защитата на дисертацията ще се състои на 3.12.2014 г. от 16 часа в зала 203 на Геологическия институт при БАН.

Материалите по защитата са на разположение на интересуващите се в библиотеката на Геологическия институт при БАН, ул. „Акад. Г. Бончев“, бл. 24, 1113 София, стая 202.

Дисертантът е редовен докторант в секция „Геохимия и петрология“ на Геологическия институт при БАН, където е извършена основната част от работата по дисертационния труд.

Дисертационният труд е обсъден и насочен за защита на разширен семинар на секция „Геохимия и петрология“ на Геологическия институт при БАН, проведен на 23.07.2014 г. и насрочен за защита след заседание на Научния съвет на Геологическия институт при БАН от 11.08.2014 г.

Характеристика на дисертационния труд

Дисертационният труд се състои от 142 страници основен текст (включващи 69

фигури и 13 таблици), 17 страници литература (295 заглавия) и 95 страници приложения.

Дисертацията е структурирана в следните глави: 1. Цел и задачи на изследването – 3 стр. 2. Методика на проведеното изследване – 4 стр. 3. Геология на Родопския масив – 9 стр. 4. Геология на Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит –

24 стр. 5. Петрология на Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали – 45 стр. 6. Химичен състав и класификация на Местенските вулкански и Пиринските

интрузивни скали – 21 стр. 7. U-Pb датиране, химичен и изотопен състав на циркони и 40Ar/39Ar датиране на

санидин от Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали – 18 стр. 8. Генезис на Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали – 16 стр. Приноси на настоящата работа – 2 стр. Литература – 17 стр. Приложения – 95 стр.

1

1. Цел и задачи на изследването

Къснопалеогенският (приабон-ранноолигоценски) магматизъм в Родопския масив

е последния широко разпространен магматичен етап на територията на България. Повече от половин век различни аспекти на този магматизъм са обект на множество изследвания (Димитров, 1946, 1959; Иванов, 1960, 1963, 1964; Горанов и Боянов, 1968; Маврудчиев и Московски, 1972; Янев и Харковска, 1981). Първото значимо обобщение на терциерния магматизъм се появява към края на 80-те (Harkovska et al., 1989), поделяйки го географски на Източнородопска, Централнородопска и Струмска вулканска област. Магматизмът в Централнородопската област остава по-слабо изучен в петроложко и геохимично отношение, независимо от добрата геоложка изученост на Местенския вулкански район, благодарение на многогодишните изследвания на проф. А. Харковска (Harkovska, 1981; Harkovska, 1983; Харковска, 1987; Harkovska, 1990; Harkovska, 1993) и някои работи върху минералогията и геохимията на Пиринските гранити (Zagorchev et al., 1987; Amov et al., 1982; Арнаудов и Арнаудова, 1981; Мачев, 1993a; Мачев, 1993b).

Обект на настощия дисертационен труд са вулканитите от Местенския вулкански комплекс и гранитоидите от Централен Пирин, за които съществува хипотеза че представляват вулкано-плутонична асоциация (Арнаудов и Арнаудова, 1981; Amov et al., 1982; Загорчев и др., 1987; Harkovska et al., 1998). Тектонските процеси, довели до издигането на Централнопиринския батолит над нивото на Местенския вулкански комплекс, предоставят една идеална възможност за изследване на генетичните взаимоотношения между вулканските скали и тяхната подхранваща камера, което е първата важна цел на дисертационния проект.

Местенските вулкански и Централнопиринските интрузивни скали са постлани от сравнително дебела континентална кора (~50 km) и имат изключително кисел състав. Скали с подобен състав са представени често в континентални дъги, формирани в региони с дебела континентална кора. Съществуват три главни хипотези, обясняващи генезиса им – частично или пълно топене (анатексис) на корови скали, фракционна кристализация на мафичен прекурсор и комбиниран процес на асимилация и фракционна кристализация (AFC). Втората важна цел на докторантския проект е изясняване генезиса на магматичните скали – дали те са резултат единствено от корово топене или има влияние на мантийно-генерирани магми и какви са взаимоотношенията между тях.

2. Методика на проведеното изследване

Дисертационният труд е резултат от провеждането на комплекс от теренни и

лабораторни изследвания: 2.1 Теренни изследвания При теренните изследания са използвани наличните геоложки карти М

1:100000 (Маринова и Загорчев, 1990; Маринова и Кацков, 1990), детайлните геоложки карти на Местенския грабен (Harkovska, 1983), както и публикации, третиращи въпросите на геологията, тектониката и стратиграфията на отделни части от района (Burchfiel et al., 2003; Georgiev et al., 2010; Siemes et al., 2010). Опробвани са 47 подбрани разкрития и разрези на вулкански (между гр. Добринище

2

и гр. Гоце Делчев) и интрузивни скали (Северен и Централен Пирин), които покриват целия спектър от магмени разновидности в района.

2.2 Лабораторни изследвания Минералният, химичният и изотопният състав на скалните проби е изследван

чрез следните методи: 2.2.1 Оптична микроскопия – извършени са микроскопски наблюдения на

структурите и минералния състав на полирани микроскопски препарати с помощта на оптичен микроскоп Leica DM/LP.

2.2.2 Микрорентгеноспектрален анализ (EPMA) – изследванията са извършени в Геоложко-рударския факултет на Белградския университет на електронен микроскоп JEOL JSM-6610 LV SEM-EDS.

2.2.3 Рентгенофлуоресцентен анализ (XRF) – анализите са проведени на рентгенов спектрометър Philips PW 2400 в Института по минералогия и геология към Университета на Кьолн, Германия.

2.2.4 Лазерна аблация с индуктивно свързана плазма (LA-ICP-MS) – анализите са проведени в Геологическия институт – БАН на оборудване New Wave UP193FX ексимерен лазер свързан с квадруполен масспектрометър ELAN DRC-e. Методът е приложен за следните изследвания:

2.2.4.1. Определяне на микроелементния състав на средна проба 2.2.4.2. In-situ измерване на микроелементния състав на минерали и

основна маса 2.2.4.3 U-Pb датиране на циркони

2.2.5. Анализи на Sr-Nd-Hf изотопен състав – изотопни анализи на средни проби са извършени в института „Щайнман“ към Университета на Бон, Германия на оборудване Thermo-Finnigan Neptune секторно-магнитен масспектрометър.

2.2.6 Анализи на Hf изотопен състав в циркон – анализите са осъществени с лазерна аблация и мултиколектор с индуктивно свързана плазма (LA-MC-ICP-MS) на уред Lambda Physik ArF ексимерен лазер свързан с Nu-500 MC-ICP-MS в Института по изотопна геохимия и минерални ресурси към ETH, Цюрих.

2.2.7 ID-TIMS U-Pb датиране на циркони – анализите са извършени в Института по изотопна геохимия и минерални ресурси към ETH, Цюрих на оборудване Finnigan MAT 262 термо-йонизационен масспектрометър.

2.2.8 40Ar/39Ar датиране – датировките са направени в Университета на Висконсин, Мадисън, САЩ на Nu Instruments Noblesse 5-колекторен газов масспектометър.

3. Геология на Родопския масив

3.1 Увод Родопският масив е изток-запад ориентиран метаморфен масив, изграден от

скали в амфиболитов и по-висок фациес. Според съвременните представи Родопският масив представлява комплекс от навлачни единици, формиран през алпийската орогенеза, в резултат на конвергенцията между Евразия и Африка (Burchfiel, 1980; Ivanov, 1989; Burg et al., 1990, 1995, 1996; Jones et al., 1992; Dinter & Royden, 1993; Ricou et al., 1998; Lips et al., 2000; Stampfli & Borel, 2002; van Hinsbergen et al., 2005). Иванов (1989) и Burg et al. (1990) отделят два етапа на геодинамична еволюция на Родопите – компресионен (ранна креда) и екстензионен (късна креда-палеоцен).

3

3.2 Граници на масива От север Родопският масив е отделен от Средногорската единица чрез

Маришката разлома зона. Родопският и Сърбо-Македонският масив (вкл. Пирин и Рила планина) се разглеждат от Ricou et al. (1998) като Родопски метаморфен комплекс (РМК), който на югозапад се простира до Вардарската сутурна зона. На изток Родопският масив граничи с Тракийския басейн, а на юг потъва под водите на Егейско море.

3.3 Тектонски комплекси на Родопския масив В настоящата работа е възприета тектоностратиграфска подялба, базираща се

на протолитни възрасти и групираща метаморфните единици на РМК в четири алохтона (Jahn-Awe et al., 2012). Долният алохтон е представен от ядрата на Арденския, Кесебирския и Белоречкия купол (метаморфни ядрени комплекси) и единицата Пангеон (Papanikolaou & Panagopoulos, 1981), доминирани в по-голямата си част от ортогнайси и мрамори. Протолитната възраст на ортогнайсите е определена между 328-270 Ма (Peytcheva & von Quadt, 1995; Ovtcharova et al., 2002; Peytcheva et al., 2004; Turpaud, 2006). Долният алохтон се възприема като варистка континентална кора, покрита от карбонатна платформа с вероятна мезозойска възраст (Jahn-Awe et al., 2012). Скалите на средния алохтон залягат над Местенската зона на срязване и Арденския купол. Те са твърде хетерогенни, представени от мафични и ултрамафични метаофиолити, ортогайси, парагнайси, мрамори и еклогити. Протолитните възрасти на тези скали варират в широки граници – от неопротерозойски до раннокредни (Turpaud & Reischmann, 2010; Liati et al., 2011). Единицата Сидеронеро (Papanikolaou & Panagopoulos, 1981), която изгражда част от Родопския терен и заляга непосредствено над Местенската зона на срязване, е представена от биотитови ортогнайси с протолитна възраст 163-134 Ма (Turpaud & Reischmann, 2010). Същите автори интерпретират Сидеронеро като късноюрска магматична дъга, претърпяла алпийски метаморфизъм в амфиболитов фациес. Горният алохтон се разкрива в Сърбо-Македонския масив (единица Вертискос) и Източните Родопи (комплекс Кими). Единицата Вертискос е изградена от ортогнайси с възрасти на протолита между 462-426 Ма (Macheva et al., 2006; Himmerkus et al., 2009; Peytcheva et al., 2009b). Вертискос претърпяла варистки метаморфизъм и по-късен раннокреден (De Wet et al., 1989) в амфиболитов фациес (Kilias et al., 1999). Комплексът Кими от Източните Родопи заема същото структурно ниво като Вертискос и включва UHP-метаморфити – гнайси, мрамори, еклогити, амфиболити и метаперидотити (Krohe & Mposkos, 2002). Поради сходството на метаморфитите от Средногорската зона (метаседименти, амфиболити, еклогити, ортогнайси) със скалите от горния алохтон, Burg (2012) ги обединява в „Горнородопски терен”. Най-горният алохтон включва анхиметаморфни скали и метаморфити в зеленошистен фациес от Циркум-Родопския пояс, характерни за континентални покрайнини и интраокеанска обстановка (Bonev et al., 2010). Горният и най-горният алохтон са покрити несъгласно от континенталните седименти и плиткоморските карбонати на Крумовградската група (Boyanov & Goranov, 2001), над които залягат вулкански и седиментни скали с олигоценска и седиментни скали с миоценска възраст (Harkovska et al., 1989; Boyanov & Goranov, 2001).

3.4 Късноалпийски магматизъм и тектонска еволюция на Родопите 3.4.1 Къснокреден магматизъм Най-ранните прояви на този магматизъм са концентрирани в северните Родопи,

представени от къснокредните гранитоидни плутони – Капитан-Димитриевски, Рилски,

4

Чучулигински и Розински (von Quadt et al., 2002; von Quadt & Peytcheva, 2005; Marchev et al. 2006), приемани за южно продължение на къснокредната Средногорска магматична зона или (Marchev et al., 2004, 2006; von Quadt et al., 2005). Счита се, че Средногорският магматизъм е резултат от отдръпване на субдуциращата се плоча на Вардарския океан (von Quadt et al., 2005), което обяснява подмладяването на магматизма на юг, но не и рязкото нарастване на коровия компонент в Родопските кредни магматити. Находката на сравнително мафични до средни магми в Пирин с възраст от 85-70 Ma (Marchev & Filipov, 2012) също не намира обяснение в този модел.

3.4.2 Ранно-средноеоценски магматизъм Този магматизъм е част от новоформулирания от Marchev et al. (2013) ранно-

средноеоценски (56-40 Ма) адакитоподобен магматичен пояс, който се следи от Източна Сърбия, през Краището, Западното Средногорие и Родопите до Турция и Иран. Ранно-средноеоценският магматизъм в Родопите е преобладаващо гранитов и е представен от самостоятелни плутони (Тополовски, Долно-Дряновски, Смилянски, Юговски, Припекски, Дранговски) или от наставени плутони и батолити (Спанчевски, Рило-Родопски, Барутин-Буйновски-Елатиа, Ситонски) (Kamenov et al., 1999; Perugini et al., 2003; Soldatos et al., 2001a,b, 2008; Christofides et al., 2007).

3.4.3 Късноеоцен-олигоценски магматизъм Късноеоцен-ранноолигоценският (35-26 Ma) пояс, дълъг около 500 km и широк

130-180 km (на българска територия) и наречен Македоно-Родопско-Северноегейска магматична зона (Harkovska et al., 1989; Marchev & Shanov, 1991) или Сърбо-Македоно-Родопски-Западнотракийски пояс (Yanev et al., 1998) е фокус на изследванията на мнозина автори (Димитров, 1946, 1959; Иванов, 1960, 1963, 1964; Горанов и Боянов, 1968; Маврудчиев и Московски, 1972; Янев и Харковска, 1981). Harkovska et al. (1989) поделят географски този магматизъм на Източнородопска, Централнородопска и Струмска вулканска област, като само първите две попадат в рамките на Родопския масив. Скалите от тези две зони се характеризират със значителни вариации в химическия и изотопен състав, показвайки силна зависимост с дебелината на земната кора (Marchev et al., 1989, 1994; Marchev & Shanov, 1991). Източнородопската област е разположена върху сравнително тънка земна кора (25-35 km по Shanov & Kostadinov, 1992). Магматичните скали в Източнородопската област са представени от вулканити и интрузиви с базичен до кисел състав и асоциират с голям обем пирокластични скали. Дебелината на земната кора под Централнородопската област варира между 42-50 km (Shanov & Kostadinov, 1992). Присъстват пет вулкански центъра (Местенски, Брацигово-Доспатски, Переликски, Левочевски и Котили-Витински) с еднообразни кисели скали (риолити и дацити).

3.5 Модели на тектонска еволюция Къснокредният магматизъм в Родопите се счита за свързан със север-

североизточната субдукция на Вардарския океан под Родопите (Marchev et al., 2004, 2006; von Quadt et al., 2005). Последвалият адакитоподобен магматизъм (56-40 Ма) е резултат от скъсване на субдуциращата се плоча, което причинява астеносферно издигане, подгрев на масива и бързата му ексхумация в интервала 42-35 Ма (Wüthrich, 2009; Marchev et al. 2013). Процесът продължава с орогенен колапс, формиране на разломи на отделяне и екстензионен магматизъм преди ~35 Ma.

5

4. Геология на Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит

4.1 Метаморфни комплекси на фундамента на Местенския грабен и Централнопиринския хорст

В метаморфния фундамент на Местенския грабен и Пиринския хорст присъстват три литотектонски единици, корелирани с единиците от РМК (Georgiev et al. 2010): долна – Пангеон-Пирин, средна – Сидиронеро-Места и горна – Вертискос-Огражден.

4.2 Терциерни разломни зони от Местенския грабен Няколко разломни структури (Рибновски, Брезнишки и Добротински разлом)

играят важна роля за формирането на Местенския грабен през еоцен – ранен олигоцен (Georgiev et al., 2010). Рибновският полегат отсед разделя Местенския басейн от Западнородопския блок и е интерпретиран като листричен разлом на отделяне (Burchfiel et al. 2003). Брезнишкият отсед се проследява по източните склонове на Централен Пирин по силно деформирана зона между единиците Сидеронеро-Места и Вертискос-Огражден. Добротинският разлом се намира на запад от южната част на Местенския басейн и представлява границата между единиците Пангеон-Пирин и Сидеронеро-Места.

4.3 Стратиграфия на седиментно-вулканогенните комплекси В настоящата работа е възприета стратиграфска подялба на скалите от

Местенския грабен, подобна на тази на Siemes et al. (2010), които обединяват седиментите в една невулканска единица. В стратиграфския разрез между с. Филипово и с. Осеново (централната част на Местенския грабен) отделят три депозиционни последователности: 1) невулканската единица е представена от брекчо-конгломерати с прослойки от пясъчници и мраморни брекчи; 2) вулканската единица е изградена от слоисти или масивни отложения от вулканокластичен материал; 3) смесената единица обхваща както вулканокластични отложения, прослоени с невулканогенни псефити, така и преотложени вулканокластични скали (епикластика).

4.4 Магмени скали от Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит

Местенският вулкански комплекс е локализиран в Местенския грабен, намиращ се между Западнородопския блок на изток и Пиринския хорст на запад, по средното течение на р. Места. Местенските вулканити изграждат субвулкански и екструзивни тела, представени от щокове (понякога с наличие на апофизи), куполи и свързаните с тях потоци, криптокуполи, дайки. Harkovska (1981, 1983) и Харковска и др. (1983) описват две полигонални калдери и две линейни вулкано-тектонски зони. Кременската калдера има удължена форма в СЗ-ЮИ посока. Във вътрешните си части калдерата се характеризира с наличие на тела с трахириодацитов състав, внедрени в пирокластика, а във външните зони на риолити. Баничанската калдера е елипсовидна структура, изтеглена в С-Ю посока, в която са развити трахириодацитови и трахидацитови куполи и лавови потоци, вместени в пирокластика. Гостунската вулкано-тектонска зона се маркира от риолитови и трахириодацитови куполи и пластоподобни тела. Добринишката вулкано-тектонска зона се бележи от дайкоподобни риолитови тела. В настоящото изследване са опробвани всички известни скални разновидности от Местенските вулканити, както и вулкански късове от епикластични отложения от с. Гостун и с. Осеново.

Пиринските гранитоиди (Севернопирински или Даутовски-Кресненски плутон, Централнопирински батолит, Южнопирински или Тешевски плутон и Спанчевски плутон) са локализирани в хорстова структура, чието формиране е свързано с

6

късноалпийската екстензия (Zagorchev, 2001), довела до ексхумация на гранитоидните плутони. В настоящата работа приемаме, че Централнопиринският батолит е изграден от един ранноеоценски (Спанчевски) и два ранноолигоценски гранитоидни плутони – едропорфирен (Безбожки) и равномернозърнест (Пирински). Спанчевският плутон се разкрива като отделни фрагменти от югозападната и североизточната периферия на Централнопиринския батолит и т. нар. "Демянишки плутон" по Мачев (1993a). Порфирният тип гранити изгражда Безбожкия плутон (Славов и др., 1976). Запазен е северният дискордантен контакт на Безбожкия плутон с Пангеон-Пирин, а на юг плутонът контактува с метаморфитите на Сидеронеро-Местенската единица. Незначителни разкрития на порфирни гранити са запазени в източния фланг на Пирин между равномернозърнестите гранити и скалите от Вертискос-Огражден. Равномернозърнестите гранити (Пирински тип) са основната разновидност на Централнопиринския батолит. Характеризират се с резки контакти с метаморфитите и Спанчевския плутон (Славов и др., 1976). Равномернозърнестите гранити „разкъсват” Безбожкия плутон с резки интрузивни контакти (Бояджиев, 1959; Славов и др., 1976). Описвани са и постепенни преходи на равномернозърнестите с порфирните гранитоиди в централните части на Централнопиринския батолит (Димитрова и Сарафова, 1968; Мачев, 1993а). В настоящата работа е отделен и едропорфирен гранит (от изоставената кариера по р. Демяница), който се отличава от известните тела: 1) по-високо съдържание на SiO2; 2) малко по-стара възраст; 3) специфична цирконова популация; 4) наличие на магматичен мусковит. Опробвани са всички скални разновидности на Централнопиринския батолит, както и мафични включения в равномернозърнестите гранити от югоизточния контакт на Централнопиринския батолит с метаморфната подложка.

4.5 Предишни изследвания на възрастта на Местенските вулканити и Централнопиринските гранитоиди

Според досегашните K-Ar датировки по различни автори (Пальшин и др., 1974; Божков, 1982; Арнаудов и Лилов, 1983; Pecskay et al., 2000), вулканизмът в Местенския грабен е с възраст 37-28 Ма. Възрастовите определения по Божков (1982) и Pecskay et al. (2000) се потвърждават от теренните взаимоотношения на вулканските и субвулкански тела, а именно пресичането на риолитови тела от дацитови (Бояджиев, 1958; Harkovska, 1981).

Първите радиоизотопни датировки на гранитоидите от Централнопиринския батолит и Спанчевския плутон (Бояджиев и Лилов, 1971) показват големи вариации на получените възрасти (136-30 Ма). Авторите приписват тези вариации на ефекта от „подмладяване“ на гранитите вследствие на регионален метаморфизъм. По-късните датировки дават по-еднозначни късноеоцен-олигоценски възрасти за гранитоидите от Централнопиринския батолит (Арнаудов и Лилов, 1983; Загорчев и др., 1987) и къснопалеоцен-еоценска възраст за Спанчевските гранити (Jahn-Awe et al., 2010). Изключение прави Rb-Sr датировка на порфирния Безбожки тип гранит (Загорчев и др., 1987), която показва къснокредна възраст. Настоящото изследване не потвърждава тази възраст на порфирния гранит, макар че къснокредни магмени скали все пак бяха установени в Североизточен Пирин (Marchev & Filipov, 2012).

7

5. Петрология на Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали

Скалите от Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит показват слабо веществено разнообразие, представени изключително от кисели разновидности. Подялбата им е направена на базата на химични класификации, които са дискутирани по-подробно в следващата глава (виж гл. 6). Вулканските скали са поделени на риолити, трахириодацити и трахидацити (фиг. 6.1). Приабон-олигоценските Централнопирински гранитоиди са класифицирани като гранити или монцогранити, а ранноеоценските са определени като гранити или гранодиорити (фиг. 6.3 a, b). По структурно-текстурни особености приабон-олигоценските гранитоиди са поделени на едрозърнести (разглеждани като разновидност на порфирните гранити от Мачев, 1993а), порфирни (Безбожки) и равномернозърнести (Пирински), както са назовани и от по-предните изследователи (Загорчев и др., 1971; Славов и др., 1976; Мачев, 1993a), докато за ранноеоценските гранити се използва названието “Спанчевски”. Мафичните включения в равномернозърнестите гранити са диорит-сиенодиорити или диорит-монцодиорити (фиг. 6.3 a, b).

5.1 Местенски вулканити Местенските вулкански скали имат най-често порфирна структура. Порфирите са

представени от плагиоклаз, кварц, санидин, биотит, амфибол във фелзитова микрокристалинна или стъклена основна маса. Плагиоклазът и санидинът са преобладаващи порфирни фази във всички скални типове. Заедно с кварца те са най-характерни за риолитите. Биотитът се среща във всички разновидности на Местенските вулканити, а амфиболът присъства само при трахириодацитите и трахидацитите. Акцесорните минерали са апатит, циркон, магнетит и по- рядко аланит и титанит.

5.1.1 Риолитите са бели до светлосиви на цвят хипокристалинни скали, в които порфирната фаза изгражда около 60-70% от скалата. Изградени са от зонален плагиоклаз, кварц, санидин и биотит (фиг. 5.1), потопени във фино- или микрокристална основна маса с или без железни хидрооксиди. Акцесорните минерали са циркон, апатит, магнетит. Според структурните взаимоотношения на минералните, кристализацията е протекла в следния ред: акцесори, биотит, плагиоклаз, санидин, кварц. Част от риолитите са засегнати от слаби промени, представени от хлоритизация на биотита и карбонатизация на плагиоклаза.

5.1.2 Трахириодацитите са сиви до светлорозови на цвят хипокристалинни скали, в които порфирната генерация съставлява до 60%. Изградена е от зонален плагиоклаз, кварц, санидин, биотит, амфибол (фиг. 5.2). Основната маса е фино- до микрокристалинна или стъклена (с или без микролити от фелдшпат), понякога със сферолитова структура. Често матриксът е богат на железни хидрооксиди. Стъклените разновидности от приконтактните части на тялото от вр. Митровица и дайката близо до с. Буково са почти черни. Акцесорните минерали в Местенските трахириодацити са циркон, апатит, магнетит, аланит. За витрофирните трахириодацити от вр. Митровица и с. Буково са характерни високо магнезиеви ксенокристали от клино- и ортопироксен, понякога формиращи гломеропорфири, заместени от амфибол. Структурните взаимоотношения между минералите показват следния ред на кристализация: акцесори, амфибол, биотит, плагиоклаз, санидин, кварц. В някои образци присъстват включения от биотит в амфибол, индикиращи едновременна кристализация на двата минерала или дори по-ранна кристализация на биотита.

8

Фиг. 5.1 Структура и минерален състав на риолитите: a) типичен състав на риолит с порфири от кварц (Qtz), плагиоклаз (Pl) и биотит (Bt) във фелзитова основна маса; b) кородиран кристал от кварц (Qtz), обгръщащ гломерокрист от плагиоклаз (Pl); c) заливообразен (амебовиден) кварц (Qtz) в кафеникав финокристалинен матрикс; d)

плагиоклазово ядро с петниста зоналност, резултат от частичното му заместване от състав на някоя от външните зони; e) гранофирни структури в субвулканско риолитово

тяло, предопределени от взаимното прорастване на кварц (Qtz) и К-фелдшпат (K-Fsp);

f) ксенолит в риолит със структура, наподобяваща перлитова напуканост

9

Фиг. 5.2 Структури и минерален състав на трахириодацитите: a) силно порфирен

трахириодацит, червенооранжевият цвят на водасъдържащите минерали биотит (Bt) и амфибол (Am) е резултат от оксидация; b) контактна повърхнина между два типа

основна маса – финозърнеста (вляво) с порфири от кварц (Qtz) и плагиоклаз (Pl), и микрокристалинна (вдясно); c) резорбирано по-кисело плагиоклазово ядро, обвито от по-базична обвивка; d) структурни взаимоотношения между биотит (Bt) в центъра, обгърнат от амфибол (Am); e) коронарна структура на амфибол (Am), обгръщащ ксенокристал от клинопироксен (Cpx); f) ортопироксен (Opx), обраснал с клинопироксен (Cpx) и

реакционна „корона“ от биотит (Bt)

10

5.1.3 Трахидацитите са сиви, светло-сиви скали с порфирна структура. Порфирите са представени от амфибол (до 0.7 mm), биотит (до 0.5 mm), зонален плагиоклаз (до 1.5 mm), санидин (до 0.8 mm), кварц (до 1.8 mm) във фелзитова основна маса (фиг. 5.3). Матриксът е финокристалинен. Цирконът, магнетитът и титанитът са акцесорни фази. От скалообразуващите минерали в най-голямо количество е представен плагиоклазът, съставлявайки около 30% от обема на скалата, а кварцът и санидинът съответно по 15% и 5%. Амфиболът и биотитът изграждат до 20% от обема на пробата. Структурните взаимоотношения между тях подсказват за по-ранна кристализация на биотита (фиг. 5.3 b). Около тях често присъстват ореоли от железни хидрооксиди. Минералните взаимоотношения показват, че редът на кристализация е подобен на този при трахириодацитите – акцесори, биотит, амфибол, плагиоклаз, санидин, кварц.

5.2 Централнопирински гранити Централнопиринските гранити имат масивна или шистозна текстура и едро- до

среднозърнеста или порфирна структура. Скалообразуващите минерали са представени от плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц, биотит, амфибол. Плагиоклазът е най-широко разпространената минерална фаза и в трите разновидности на Централнопиринския батолит, последвана от калиевия фелдшпат, чиито порфири достигат размери от 6-7 cm в Безбожките гранити. Кварцът е характерен за всички гранити, но е с най-големи съдържания (до 30%) в едрозърнестите гранити. От водосъдържащите минерали най-често срещан е биотитът, а амфиболът присъства единствено в равномернозърнестите Пирински гранити. Акцесорните минерали са апатит, циркон, магнетит, титанит, аланит, торит.

5.2.1 Едрозърнестите гранити са холокристалинни скали с шистозна текстура. Изградени са от биотит, мусковит, плагиоклаз, К-фелдшпат и кварц. Акцесорите са представени от апатит, циркон, магнетит (фиг. 5.4 a, b). Структурните взаимоотношения на минералите определят следния ред на кристализация – акцесори, биотит, плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц. Характерни променителни процеси са хлоритизация на биотита, карбонатизация на К-фелдшпат и серицитизация на плагиоклаза.

Фиг. 5.3 Минерален състав и структури на трахидацитите: a) кородиран кварц (Qtz),

биотит (Bt) във фелзитова основна маса ; b) включения от биотит (Bt) в амфибол (Am)

11

Фиг. 5.4 Структура и минерален състав на едрозърнестите гранити: a) апатит (Ap), циркон (Zrn) и биотит (Bt), включени в К-фелдшпат (K-Fsp); b) мусковит (Ms) и биотит (Bt)

Фиг. 5.5 Mинерален състав и структури на порфирните (Безбожки) гранити: a) и b) ранни акцесорни фази – титанит (Ttn) и аланит (Aln), включени в главните скалообразуващи минерали биотит (Bt), плагиоклаз (Pl), кварц (Qtz); c) аланит (Aln) включен в калиев

фелдшпат (K-Fsp) и d) биотит (Bt) в порфир от К-фелдшпат (K-Fsp)

12

5.2.2 Порфирните гранити (Безбожки) са холокристалинни скали с порфирна структура и масивна текстура. Скалообразуващите минерали в порфирните гранити са представени от кварц, К-фелдшпат, зонален плагиоклаз, биотит (фиг. 5.5). Акцесорните минерали са циркон, аланит, апатит, титанит, магнетит (фиг. 5.5 a, b, c). Според минералните взаимоотношения кристализацията е протекла в следния ред – акцесори, биотит, плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц. Наблюдават се слаби промени като серицитизация по плагиоклаза, хлоритизация по биотита.

5.2.3 Равномернозърнестите гранити (Пирински) са холокристалинни скали с масивна текстура и хипидиоморфнозърнеста и пойкилитова структура. Скалообразуващите минерали са представени от амфибол, биотит, плагиоклаз, К-фелдшпат и кварц (фиг. 5.6), кристализиращи в следния ред – акцесори, биотит, амфибол, плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц. Като акцесорни фази присъстват титанит,

Фиг. 5.6 Структури и минерален състав от равномернозърнестите (Пирински) гранити: a) дребнозърнест кварц (Qtz) запълва интерстициите между по-ранните фази на плагиоклаза (Pl) и биотита (Bt); b) както при Местенските дацити, включенията от биотит (Bt) в амфибол (Am) са характерни и за равномернозърнестите гранити; c) пликовиден автоморфен кристал от титанит (Ttn); d) включения от циркон (Zrn) в

титанит (Ttn). Магнетит (Mt) и амфибол (Am) формират реакционна „корона“ около

титанита (Ttn)

13

Фиг. 5.7: a) и b) макрофотографии на мафични включения в равномернозърнестите гранити; c) контакт (червена линия) между вместващия гранит (вдясно) с мафично включение(вляво). В преходната зона се вижда гломеропорфир и по-дребни кристали от амфибол (Am), включени в К-фелдшпат (K-Fsp); d) преходната зона (вдясно, съдържаща фенокристали от плагиоклаз и амфибол в К-фелдшпат) и мафично включение (вляво) в равномернозърнестите гранити; e) гломерокристи от амфибол, типични за мафичните включения в равномернозърнестите гранити; f) кристали от фелдшпати, амфибол (Am) и кварц (Qtz) в мафично включение

14

апатит, циркон, аланит, магнетит (фиг. 5.6 c, d). Скалите са засегнати от процеси на серицитизация на плагиоклаза, хлоритизация на биотита.

5.2.4 Мафичните включения в равномернозърнестите гранити имат най-често неправилни заоблени или удължени форми и достигат размери до 40-50 cm (фиг. 5.7 a, b). Показват постепенни контакти с вместващия гранит и са средно- до дребнозърнести. Мафичните включения имат подобен минерален състав като вместващата скала, но със значително по-голямо количество мафични минерали, представени от амфибол, биотит и придружени от плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц (фиг. 5.7 c, d, e, f).

5.2.5 Ранноеоценските Спанчевски гранити са холокристалинни скали с шистозна текстура. Скалообразуващите минерали са биотит, плагиоклаз, К-фелдшпат, кварц. Акцесорите са представени от циркон, апатит, титанит. Като резултат от деформационни процеси в тях се наблюдават: 1) пластична деформация на кварца и образуване на лентъчни структури (фиг. 5.8 a); 2) крехка деформация на фелдшпати (фиг. 5.8 b), изразена в напукване на кристалите и отместване и огъване на ламелите на плагиоклаза; 3) огъване на биотитовите люспи в зоните на деформация.

5.3 Къснокредни интрузивни скали от североизточен Пирин 5.3.1 Диорити. Като такива са определени група субвулкански тела със сив до зеленикав цвят. Скалите са хипокристалинни, изградени основно от 50%-60% фенокристали от плагиоклаз и амфибол сред прекристализирала основна маса от плагиоклаз и кварц (фиг. 5.9). Акцесорните фази в Кременските диорити включват апатит, циркон, магнетит и аланит. Минералните взаимоотношения показват следния ред на кристализация – акцесори, амфибол, плагиоклаз. Като правило, скалите са засегнати от хидротермални изменения, изразяващи се в частична хлоритизация и епидотизация на амфибола и хлоритизация на биотита (фиг. 5.9 a, b), серицитизация и епидотизация на ядрата на плагиоклаза и калиева фелдшпатизация на външните им зони (фиг. 5.9 c).

Фиг. 5.8 Спанчевски гранити: a) пластична деформация (лентъчна структура) на кварц (Qtz) между два кристала от плагиоклаз (Pl); b) червената елипса огражда крехка

деформация в К-фелдшпат (K-Fsp)

15

Фиг. 5.9 Къснокредните диорити са изградени от амфибол, биотит и плагиоклаз: a) и b) амфиболът (Am) е

засегнат от хлоритизация и епидотизация (Ep), а биотитът е напълно хлоритизиран (Chl); c) централните зони на плагиоклаза

(Pl) са заместени от серицит и епидот (Ep), а външните зони – от калиев

фелдшпат

Фиг. 5.10 Минерален състав и промени по къснокредното амфиболово габро: a) тънка (~100 μm) жилка от епидот (Ep), пресичаща амфиболов кристал (Am); b) плагиоклаз (Pl) със състав битовнит-лабрадор е най-широко представената скалообразуваща фаза в амфиболовото габро, асоциираща с амфибол (Am); c) акцесорни минерали – апатит (Ap) и циркон (Zrn), включени в амфибол (Am), контактуващ с плагиоклаз (Pl), с частично серицитизирано ядро.; d) BSE (изображение в обратно отразени електрони) на рудни минерали –

илменит (Ilm), рутил (Rt), титаномагнетит (Ti-Mt), титанит (Ttn) от амфиболовото габро

16

5.3.2 Амфиболово габро. Пиринското амфиболово габро е холокристалинна едрозърнеста скала със слабо изразена шистозна текстура и хипидиоморфнозърнеста структура. Скалообразуващите минерали са представени от амфибол, плагиоклаз, магнетит (фиг. 5.10), като последният е най-ранната фаза. Амфиболовото габро е частично засеганто от хидротермална промяна, изразяваща се в: 1) пълна хлоритизация на биотита; 2) частична хлоритизация и епидотизация на амфибола (фиг. 5.10 a); 3) епидотизация и серицитизация на ядрата на плагиоклаза (фиг. 5.10 c) и калиева фелдшпатизация на периферните им зони, карбонатизация на плагиоклаза; 4) окварцяване по пукнатини. Интересен е фактът, че амфиболовото габро е богато на рудни минерали (пирит, халкопирит, титаномагнетит, титанит, илменит, рутил), изграждащи 10%-15% от състава му (фиг. 5.10 d).

5.4 Химичен състав на минералите 5.4.1 Амфибол Всички анализирани амфиболи са калциев тип. Амфиболите от

трахириодацитите се определят като магнезиохастингсит-еденит и магнезиева хорнбленда, а в равномернозърнестите гранити са представени единствено от магнезиева хорнбленда (фиг. 5.11 a, b). В трахириодацитите присъства и тремолит (фиг. 5.12 c), който най-вероятно отразява промяна по високо магнезиален пироксен. Според Castro & Stephens (1992) присъствието на променителни продукти (актинолит и тремолит) се приписва на реакции на преуравновесяване на пироксените с киселата топилка, тъй като ниските съдържания на Al в пироксена благоприятстват формирането им.

Ядрата на амфиболите от къснокредните Кремеснки диорити са магнезиохастингситов тип, а обвивките на тези кристали са магнезиева хорнбленда. Амфиболите на къснокредните габра са субкалциеви и не попадат в нито една от групите амфиболи по номеклатурата на Leake et al. (1997).

Нормираните по примитивна мантия състави на несъвместими елементи в амфиболи от трахириодацити и равномернозърнести гранити носят типичните характеристики на кисели топилки, обогатени на U, Th, Pb и бедни на Sr и Ti (фиг. 5.13 a, b). Анализът на амфибол от равномернозърнест гранит показва обедняване на Rb, Ba, Ta спрямо амфиболите от трахириодацити. Хондрит-нормираните мултиелементни диаграми на амфиболи от трахириодацити и равномернозърнести гранити показват набогатяване на леки редкоземни елементи по отношение на тежките (фиг. 5.13 c, d). Кривата на редкоземните елементи има конвексна (изпъкнала нагоре) форма с пик при Sm и Nd и добре изразена негативна Eu аномалия.

Нормираните по примитивна мантия мултиелементни диаграми на амфиболи от къснокредни скали се характеризира с трог на Th, пикове на Sr, Ti, Pb и Ba при диорита (фиг. 5.14 a) и обедняване на Rb, Ba, Th, U, Pb, Sr и Ti при габрото (фиг. 5.14 b). Хондрит-нормираните диаграми (фиг. 5.14 c, d) на редкоземните елементи в амфиболите от къснокредите диорити и габра имат формата на конвексна крива с набогатяване на леки редкоземни елементи по отношение на тежките и максимум при Nd. Присъства много слабо изразена негативна Eu аномалия при амфибиолите от диорита и по-дълбока при амфиболите от габро.

17

Фиг. 5.11 Класификационни диаграми на амфиболи (Leake et al., 1997) от: a) трахириодацити и диорит; b) трахириодацити, равномернозърнест гранит и диорит. Формулата на амфиболите е изчислена на базата на 13 катиона

Фиг. 5.12 Микрофотографии на амфиболи (Mg-Hbl – магнезиева хорнбленда; Mg-Hst –

магнезиохастингсит; Tr – тремолит) от: a), b), c) трахириодацити и d) равномернозърнест гранит

18

Фиг. 5.13: (a), (b) Нормирани по примитивна мантия и (c), (d) хондрит-нормирани диаграми на елементи-следи, сравняващи амфиболите от трахириодацити (a, c) и равномернозърнест гранит (b, d). Използвани са нормировъчни стойности по Sun & McDonough (1989) за нормираните по примитивна мантия диаграми и McDonough & Sun (1995) за хондрит-нормираните

диаграми

19

Фиг. 5.14: (a), (b) Нормирани по примитивна мантия и (c), (d) хондрит-нормирани диаграми на елементи-следи в амфиболи от

къснокредeн диорит (a, c) и габро (b, d). Използвани са нормировъчни стойности по Sun & McDonough (1989) за нормираните по

примитивна мантия диаграми и McDonough & Sun (1995) за хондрит-нормираните диаграми

20

5.4.2 Биотит Анализираните скали се характеризират с наличие на богати на Mg биотити (фиг.

5.15) с постепенно нарастване на сидерофилитовата компонента от биотитите в трахириодацитите и равномернозърнестите гранити към биотитите в риолитите и едрозърнестите гранити. Биотитите са значими концентратори на Rb и Ba. Rb в биотитите на вулканските скали намалява от риолитите към трахириодацити. Като цяло слюдите не са добри концентратори на редкоземни елементи, поради липсата на подходящи позиции за катиони със среден и голям радиус в структурата им. Това обяснява и ниските съдържания на Ca и редкоземни елементи (Fleet, 2003).

5.4.3 Мусковит Едрите добре оформени кристали на мусковита от едрозърнестия гранит

подсказват за първичния му произход. Като показател за неговия генезис най-вече се използва съдържанието на Ti (Miller et al., 1981; Speer, 1984), тъй като се повлиява по-трудно от субсолидусни реакции в сравнение с Mg, Fe, Na и K (Zen, 1988). Съдържнието на TiO2 в мусковита от едрозърнестия гранит е 0.58 т.%, а като магматични се приемат мусковити с TiO2 (>0.4 т.%).

5.4.4 Плагиоклаз По състав плагиоклазите от приабон-олигоценските скали варират от среден

лабрадор до среден олигоклаз. Най-базичният плагиоклаз е определен в трахириодацит, а най-голямо разнообразие показват плагиоклазите от равномернозърнестите гранити. Фиг. 5.16 и 5.17 представят съответно фотографии на по-типични структури на плагиоклазите и микросондови профили, описващи промяната на анортитовото съдържание в кристалите (от ядро към обвивка) от различните скални разновидности. При всички скални разновидности доминират осцилаторните плагиоклази с нормална зоналност (фиг. 5.16), но не са редки и случаите на обратна зоналност със значително повишение на An компонента във външните зони, предшествано от повърхност на резорбция (фиг. 5.16 b). Изследванията на плагиоклазите показват, че техният състав се контролира от налягането, температурата и най-вече съдържанието на вода в магмата (Rutherford & Devine,1988; Housh & Luhr, 1991). Така например, декомпресията понижава водното съдържание в магмата и благоприятства кристализацията. Освобождаването на вода и едновременната кристализация на други калциеви минерали понижава анортитовата компонента.

Фиг. 5.15: a) изображение в обратно отразени електрони (BSE) на биотит от едрозърнест

гранит; b) микрофотография на биотит от равномернозърнест (Пирински) гранит

21

От друга страна, отделянето на латентната топлина на кристализация може да повиши температурата на магмата с до 100°С (Blundy et al., 2006), което ще повиши и съдържанието на Ca в плагиоклаза. Подобна роля може да изиграе и притока на по-гореща и по-богата на вода примитивна магма и така да се обясни обратната зоналност на плагиоклази от някои трахириодацити (фиг. 5.17 c), в които се наблюдават и силно

Фиг. 5.16 Микрофотографии на плагиоклази от: a) и b) трахириодацити; c) едрозърнест гранит; d) равномернозърнест (Пирински тип) гранит; e) и f) две генерации плагиоклаз от

риолит – ранна генерация с по-базично (e) и късна с по-кисело ядро (f)

22

магнезиалните клино- и ортопироксени – ясен знак за внедряване на по-базична високотемпературна магма.

Проведените анализи показват, че плагиоклазът е най-значимият концентратор на Sr, Pb.

Фиг. 5.17 Микросондови траверси по плагиоклазови кристали: (a) риолит; (b, c)

трахириодацити; (d) едрозърнест гранит; (e, f) равномернозърнест (Пирински) гранит

23

5.4.5 К-фелдшпат К-фелдшпат от изследваните вулкански и интрузивни скали има състава на

санидин и K-санидин. От елементите-следи с най-голямо значение са Ba, Sr, Rb, Pb. 5.4.6 Акцесорни минерали Акцесорните фази в Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали са

главният концентратор на несъвместими елементи (REE, Y, Th, U, Nb, Ta). В настоящото изследване са анализирани аланит, титанит, магнетит, апатит, торит. Аланитът е основният носител на редкоземни елементи и Y в изследваните скали. Той е вторият по важност концентратор на Th след торита. Апатитът е друг концентратор на редкоземни елементи и Y. В сравнение с аланита той има по-ниски концентрации на Th, U, Ti, леки редкоземни елементи (LREE), но сравними концентрации на тежки редкоземни (HREE). Титанитът е най-значимият концентратор на високозарядни елементи (HFSE) като Nb и Ta, както и важен носител на редкоземни елементи. Титанитът е носител и на съвместими елементи като V, и втори по значение концентратор на V след магнетита. В сравнение с останалите акцесори магнетитът концентрира незначително количество редкоземни елементи.

5.4.7 Ксенокристали от пироксен Представени са от ортопироксени – енстатит (En83-86Fs11-15Wo2-3) с Mg# 84-88 и

клинопироксени със състав на диопсид-авгит (En49-62Fs4-10Wo28-45) и Mg# 85-92. Пироксените са концентратори главно на съвместими елементи (Cr, Ni, Co, Sc, V) и много бедни на несъвместими. Клинопироксенът е по-богат на Sc, V, Sr, Y, Zr и редкоземни елементи.

5.4.8 Вулканско стъкло Главните елементи показват типично риолитов състав с преобладаващ K2O над

Na2O. Вулканското стъкло се характеризира с по-високи концентрации на Cs, Th, U, Pb.

5.5 Условия на кристализация За оценка на P-T условията на кристализация на минерали от вулканските и

интрузивните разновидности са използвани амфибол-плагиоклазов термобарометър по Anderson (1996), термобарометър за калциеви амфиболи по Ridolfi et al. (2010) и фелдшпатови термобарометри по Putirka (2008).

Фиг. 5.18 Температура и дълбочина (Ridolfi et al., 2010) на формиране на амфиболи от

трахириодацити и равномернозърнести гранити

24

5.5.1 Амфибол – най-ранната амфиболова генерация е от магнезиохастингсит, кристализирал при температури между 900-930°C и дълбочини между 8-10 km. Болшинството амфиболи (магнезиева хорнбленда) са формирани при температури между 750°C и 830°C в магмена камера на дълбочина между 3 km и 5 km (фиг. 5.18).

Допълнителна информация за равновесието минерал-топилка може да се получи от изчисленията за водното съдържание в магмата и никел-никел оксидния буфер (NNO) (фиг. 5.19). Амфиболите от трахириодацити и равномернозърнести гранити се стабилизират при съдържание на H2O между 3.1-5.7 т.%. За амфиболите от трахириодацити и равномернозърнести гранити logfO2 варира от -10.1 до -14. Подобни стойности на logfO2 определят окислителна обстановка.

5.5.2 Фелдшпати – плагиоклазовият термобарометър на Putirka (2008) подтвърждава температурите (870-940°C) и наляганията (между 5-10 km) от амфиболовите термобарометри за трахириодацитите и равномернозърнестите гранити. Хигрометърът на Putirka (2008) показва малко по-ниски съдържания на H2O в топилката (2.9-4.3 т.%) в сравнение с хигрометъра по амфибол. Двуфелдшпатовият термометър по Putirka (2008) показва по-ниски температури на кристализация за различните типове скали, което отразява по-късната кристализация на К-фелдшпат.

Фиг. 5.19 a) T-logfO2 и b) H2Omelt-T диаграми по Ridolfi et al. (2010)

25

6. Химичен състав и класификация на Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали

6.1 Класификация Изследваните скали се характеризират със слабо разнообразие на химичния

състав (фиг. 6.1). Анализите на вулканитите формират клъстери в полето на риолитите, няколко проби се определят като преходен тип – трахириодацити, а най-мафичната проба е с трахидацитов състав. Приабон-олигоценските гранитоиди (едрозърнест, порфирен Безбожки и равномернозърнест Пирински) имат състав на гранити (Cox et al., 1979) или монцогранити (Streckeisen & LeMaitre, 1979) (фиг. 6.3). Мафичните включения от равномернозърнестите гранити са диорит-сиенодиорити по Cox et al. (1979) или диорит-монцодиорити по Streckeisen & LeMaitre (1979). Ранноеоценските (Спанчевски) гранитоиди попадат в полето на гранитите (Cox et al., 1979) или гранодиоритите (Streckeisen & LeMaitre, 1979).

Кредните интрузивни скали от Североизточен Пирин имат значително по-мафичен състав и се определят като габро или габродиорит (фиг. 6.3).

На дискриминационната диаграма SiO2-K2O (Peccerillo & Taylor, 1976) (фиг. 6.2) болшинството от изследваните приабон-олигоценски вулкански и всички интрузивни скали попадат в полето на висококалиевата калциево-алкална (HKCA) и шошонитова (SH) серия. Мафичните включения са по-ниско калиеви от равномернозърнестия гранит и принадлежат на калциево-алкалната (CA) и висококалиевата калциево-алкална (HKCA) серия. Къснокредните диорити и габра имат калциево-алкален (CA) характер.

На ACNK-ANK дискриминационната диаграма (Maniar & Piccoli, 1989) Местенските вулканити и Централнопиринските гранити попадат на границата между пералуминиевите и метаалуминиевите разновидности (фиг. 6.4).

6.2 Главни елементи на скалите Съдържанието на SiO2 в приабон-олигоценските Местенски вулканити и

Централнопиринските интрузиви варират от 66.8 т.% до 77.1 т.%. Кисел състав имат и ранноеоценските Спанчевски гранити с SiO2 – 71 т.%. По-мафичен състав (SiO2 – 60.2-60.3 т.%) имат включенията в равномернозърнестите гранити и къснокредните диорити – 60.9 т.%, а мафичен състав – къснокредното амфиболово габро (SiO2 – 47.2-53.8 т.%).

6.2.1 Приабон-олигоценски и ранноеоценски магмени скали MgO и Fe2O3

t намаляват от трахириодацитите и трахидацитите към риолитите, а Mg# варира от 21 до 40. Al2O3 има близки стойности при трахириодацитите и трахидацитите и се понижава при риолитите.

Едрозърнестите гранити се характеризират с близки съдържания на MgO, Fe2O3t

и Al2O3 до риолитите, докато порфирните (Безбожки) и равномернозърнестите (Пирински) гранити имат малко по-високи концентрации на тези елементи, близки до тези на трахириодацитите и трахидацитите. Mg# за Централнопиринските гранити варира между 27 и 30. Алкалиите (K2O и Na2O) показват значителна вариации.

Мафичните включения от равномернозърнестите гранити се характеризират с по-високи съдържания на MgO и Fe2O3

t и по-ниски на K2O по отношение на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити.

6.2.2 Къснокредни мафични скали Габрата и диоритите се отличават със съществено по-високи концентрации на

Ca, Fe, Mg, Ti, Mn и по-ниски на K в сравнение с приабон-олигоценските скали. Сравнително ниският Mg# (29-31) на габрата се дължи на присъствието на значително количество магнетит, а Mg# на диоритите е 36.

26

Фиг. 6.1 Класификационна диаграма по Le Bas et al. (1986). Дискриминационната линия за алкални и субалкални скали е по Irvine & Barragar (1971)

Фиг. 6.2 Дискриминационна диаграма на скалните серии по Peccerillo & Taylor (1976)

27

Фиг. 6.3 Класификация на интрузивните скали по: а) Cox et al. (1979); b) Streckeisen &

LeMaitre (1979)

28

6.3 Елементи-следи на скалите 6.3.1 Приабон-олигоценски и ранноеоценски магмени скали Съвместимите елементи (Co, V) понижават концентрациите си от дацити към

риолити и регистрират значително по-високи стойности в мафичните включения от равномернозърнестите гранити. Литофилните елементи с голям йонен радиус (Rb, Ba, Sr) показват значителна дисперсия, предимно в дацитите. Концентрациитe на Ba се характеризират с малки вариации при трахириодацитите и трахидацитите за разлика от риолитите, където варират в широки граници. Като цяло Централнопиринските гранити имат близки съдържания на литофилни елементи с вулканитите с изключение на Спанчевския гранит, който се отличава със значително по-високи концентрации на Sr.

Високозарядни елементи (Zr, Nb). Zr е умерено несъвместим елемент, който показва тенденция на понижаване на концентрациите си от дацити към риолити. Nb е силно несъвместим високозаряден елемент, характеризиращ се с позитивна корелация със съдържанието на SiO2, повишавайки се от дацитите към риолитите.

Редкоземните елементи (REE) имат поведение близко до умерено несъвместимите високозарядни елементи, характеризиращи се с понижение от дацити към риолити.

Фиг. 6.4 ACNK-ANK дискриминационна диаграма по Maniar & Piccoli (1989)

29

Нормираните по примитивна мантия несъвместими елементи на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити (фиг. 6.5 a) показват набогатяване на някои литофилни елементи с голям йонен радиус (K, Rb, Pb) и високозарядните Th, U и обедняване на други литофилни (Sr, Ba) и високозарядни елементи (Ti, Nb, Ta), което е типична характеристика на киселите калциево-алкалните орогенни магми. Хондрит-нормираната диаграма на редкоземните елементи от Местенските вулканити и

Фиг. 6.5 а) Нормирана по примитивна мантия диаграма и b) хондрит-нормирана диаграма

на елементи-следи за Местенските вулканити и Централнопиринските гранити. Използвани са нормировъчни стойности по Sun & McDonough (1989) и McDonough & Sun (1995) съответно

30

Централнопиринските гранити (фиг. 6.5 b) се характеризират с обогатяване на леки редкоземни елементи по отношение на средните и тежките. При всички скали присъства негативна Eu аномалия, варираща от 0.32-0.46 в риолитите до 0.42-0.6 в дацитите и от 0.3 в едрозърнестите гранити до 0.36-0.42 в порфирните и 0.44 в равномернозърнестите гранити. Мафичните включения от равномернозърнестите гранити имат близка Eu аномалия (0.45-0.51) до вместващия гранит. С най-висока Eu/Eu* (0.62) се характеризират ранноеоценските Спанчевски гранити.

6.3.2 Къснокредни мафични скали Амфиболовото габро има съществено по-високи съдържания на Co, V и по-ниски

на Rb, Nb и La в сравнение с приабон-олигоценските скали. Диоритите се отличават с високи концентрации на Ba и Sr.

Мултиелементната диаграма на несъвместими елементи от амфиболовото габро свидетелства за набогатяване на Pb и обедняване на Ti. Пиринските диорити се характеризират с обогатяване на Ba, Sr, Th, U, Pb и обедняване на Ti (фиг. 6.6 а). Хондрит-нормираната диаграма на редкоземните елементи от Кременските габра и

Фиг. 6.6 a) Нормирана по примитивна мантия и b) хондрит-нормирана диаграма на елементи-следи от Кременските мафични скали. Използвани са нормировъчни

стойности по Sun & McDonough (1989) и McDonough & Sun (1995) съответно

31

диорити показва набогатяване на леки редкоземни елементи по отношение на средните и тежките (фиг. 6.6 b). Всички скали имат негативна Eu аномалия: 0.57-0.8 в амфиболовото габро и 0.79 в диоритите.

Фиг. 6.7 Вариационни диаграми на отношението 87Sr/86Sr към нотациите εNd и εHf (a-b) и SiO2 (т.%) към изотопните отношения (c-e) на приабон-олигоценските

магмени скали

32

6.4 Sr-Nd-Hf изотопен състав на скалите 6.4.1 Изотопен състав на приабон-олигоценските магмени скали

Местенските вулканити и Централнопиринските гранити се характеризират със силно радиогенен 87Sr/86Sr състав и нерадиогенни 143Nd/144Nd и 176Hf/177Hf изотопни състави (фиг. 6.7 a, b). 87Sr/86Sr изотопните отношения на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити варират между 0.7108-0.7138, показвайки значителна хомогенизация на източника на риолитите и вариации в по-широки граници при трахириодацитите и Централнопиринските гранити.

143Nd/144Nd изотопният състав на Местенските вулканити (0.51223-0.51228) и Централнопиринските гранити (0.51222-0.51225) варира в по-тесни граници. εNd има най-големи вариации в трахириодацитите и по-малки в риолитите. Мафичните включения от равномернозърнестите гранити имат близки стойности с вместващите гранити.

Стойностите на εHf също потвърждават по-хомогенния състав на риолитите в сравнение с трахириодацитите. Подобни стойности на εNd и εHf характеризират смесен мантийно-коров източник или млада континентална кора (Patchett & Tatsumoto, 1980; Vervoort & Blichert-Toft, 1999; Vervoort et al., 1999) (фиг. 6.8).

Фиг. 6.8 Моделна εNd-εHf диаграма на мантийните и коровите източници по Vervoort et

al. (1999)

33

На вариационните диаграми SiO2-87Sr/86Sr, SiO2-εNd и SiO2-εHf се открояват два

главни тренда (фиг. 6.7 c, d, e). Хоризонталният тренд с повишаване на съдържания на SiO2 и относително стабилни изотопни отношения индикира процес на фракционна кристализация (FC). Съвместните вариации на съдържанието на SiO2 и изотопните отношения предопределят субвертикален тренд вследствие на комбиниран процес на фракционна кристализация и асимилация (AFC) или смесване на магми.

6.4.2 Sr-Nd-Hf изотопен състав на къснокредните мафични скали Sr-Nd-Hf изотопен състав на къснокредните Кременски габра и диорити се

различава съществено от приабон-олигоценските кисели скали от Местенския грабен и Пиринския хорст. Диоритите и амфиболовото габро се характеризират със слабо радиогенен 87Sr/86Sr и по-радиогенен 143Nd/144Nd и 176Hf/177Hf изотопен състав. Тези изотопни данни подсказват за значително по-слабото корово влияние при формирането на Кременските къснокредни мафични скали в сравнение с приабон-олигоценските Местенски вулканити и Централнопирински гранити (фиг. 6.8).

7. U-Pb датиране, химичен и изотопен състав на циркони и 40Ar/39Ar датиране на санидин от Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали

7.1 Възрастови определения на циркони с LA-ICP-MS анализ 7.1.1 Риолити Обобщените резултати от изследването на възрастта на 68 кристала (четири

проби) от Местенските риолити показват, че 43 от тях са собственомагматични циркони и 25 са унаследени ядра и ксенокристи. Собственомагматичните циркони (автокристи по Miller et al. 2007) са късо- до дългопризматични (Pupin, 1980). Катодолуминесцентните им фотографии разкриват кристали с фина осцилаторна зоналност, с редуващи се тъмни и светли зони. Често в кристалите се наблюдават структури на резорбция и топилкови включения. Открояват се две възрастови популации циркони. Ранната популация се характеризира с възрасти между 35.1-37.9 Ma и е представена във всички проби. По-късната популация показва възрасти между 34.8-32.8 Ma, като преобладават възрасти по-стари от 33.5 Ма. Най-вероятната възраст на внедряване на риолитовите тела е между 34.5-33.5 Ма.

Унаследените ядра и ксенокристали съставляват ~35% от всички циркони и показват разнообразна възраст, варираща между 485.4-65.3Ma. Съпоставката на възрастите на унаследени ядра и ксенокристали с възрасти на циркони от метаморфния фундамент (Macheva et al., 2006; Turpaud, 2006; von Quadt et al., 2008; Himmerkus et al., 2009; Peytcheva et al., 2009b) показва съвпадение с възрастите на единиците Пангеон-Пирин, Сидеронеро-Места и Вертискос-Огражден (фиг. 7.1).

7.1.2 Трахириодацити Анализирани са 98 циркона (четири проби). Шейсет и пет от тях са собственомагматични, а 33 имат унаследени ядра или са ксенокристи. Собственомагматичните циркони от Местенските трахириодацити имат разнообразна морфология. Присъстват циркони с призматични, пирамидални и заоблени форми. Катодолуминесцентните снимки разкриват тъмни магматични зони с осцилаторна зоналност. Характерни за тях са структурите на резорбция с топилкови включения. По възраст могат да се отделят две популации – ранна популация с възрасти между 39.2-35 Ma и късна популация с възрастов интервал 34.8-32.5 Ma, като преобладават тези под 33.5 Ма. Най-приемливата възраст на внедряване на трахириодацитите е 34-33 Ма.

34

Възрастите на унаследените ядра и ксенокристи варират между 1524-42 Ma. Сравнението им с цирконите от метаморфния фундамент показва близки възрасти до единиците Пангеон-Пирин, Сидеронеро-Места, Вертискос-Огражден и Рило-Родопския батолит (фиг. 7.2).

Фиг. 7.1 Кръгова диаграма на разпределението на унаследени цирконови ядра от риолити по възраст

Фиг. 7.2 Кръгова диаграма на разпределението на унаследени цирконови ядра от трахириодацити по възраст

35

7.1.3 Трахидацити Трахидацитовата проба е датирана с 32 анализа , от които 29 са на

собственомагматични циркони и 3 на унаследени ядра и ксенокристи. Собственомагматичните циркони имат призматични, пирамидални и заоблени форми, но като цяло преобладават призматичните. Структурите на резорбция са широко представени. Двете популации циркони присъстват и при трахидацита. Ранната популация включва възрасти в интервала 37.9-35 Ма, а късната популация се характеризира с възрасти между 34.1-30.8 Ma, като преобладават циркони по-млади от 33 Ма. В сравнение с останалите Местенски вулканити, трахидацитът има най-млада възраст (32.36±0.14 Ма).

7.1.4 Централнопирински гранити Едрозърнестият гранит е анализиран с 27 зърна. Всички кристали са

автокристи, като 13 от тях имат унаследени ядра. Ксенокристали липсват, а унаследените ядра са почти консумирани и присъстват като дребни фрагменти, запазени в централните части на собствените кристали. Собственомагматичните циркони показват късо- до дългопризматични форми. Открояват се две популации – ранна популация (36.8-35.5 Ma) и късна популация (34.8-33.4 Ма). Възрастта на внедряването на едрозърнестия гранит е 34.06±0.11 Ма.

Порфирен Безбожки гранит. Анализирани са 14 циркона, от които 3 са ксенокристали. Цирконите имат призматични и заоблени форми. Всички изследвани кристали показват структури на резорбция. Много характерно е нарастването на тънка осцилаторна обвивка (10-30 µm) около резорбираните ядра. Три анализа на ксенокристи съвпадат по възраст с циркони от скалите на единиците Пангеон-Пирин и Вертискос-Огражден. Възрастта на внедряване на порфирния гранит е датирана на 33.14±0.21 Ма.

Равномернозърнест Пирински гранит. Анализирани са 13 зърна, 7 от които са автокристи, а останалите са ксенокристи. Цирконите показват разнообразна морфология – собственомагматичните са с призматични и пирамидални форми, а ксенокристите са призматични и заоблени. Възрастта на внедряване на равномернозърнестия гранит е определена на 32.61±0.34 Ма.

Ранноеоценските Спанчевски гранити са датирани с две проби от североизточната периферия на Централнопиринския батолит и т. нар. "Демянишки плутон" по Мачев (1993a). Анализирани са 32 цирконови зърна, 27 са собственомагматични, а 2 от тях имат унаследени ядра и 3 са ксенокристи. Цирконите са призматични и пирамидални, като последните преобладават. Присъстват структури на резорбция, които са по-характерни за пирамидалните кристали. Анализираните циркони имат следните възрасти: собственомагматични (58.6-54.5 Ма), ксенокристи (81.9-62.2 Ма), унаследени ядра (140.2-138.5 Ма) с възрасти на ортогнайсите от Сидеронеро-Места. Възрастовите определения показват възраст от 56.72±0.3 Ма за гранитите от североизточната периферия на Централнопиринския батолит и 57.08±0.75 Ма за Демянишкия плутон. Получените възрасти са неразличими от U-Pb датировки на циркони от Спанчевските гранити на югозападния контакт на Централнопиринския батолит (56±0.5 Ма по Jahn-Awe et al., 2010).

7.1.5 Къснокредно Кременско амфиболово габро Циркони от две проби от габро са датирани с 27 зърна. Цирконите имат късо- до

дългопризматични и по-рядко пирамидални форми. Анализираните циркони имат следната възраст: собственомагматични (87.1-80.8 Ма) и унаследено ядро (445.3 Ма) във възрастовия интервал на скалите от Вертискос-Огражден.

36

7.1.6 Къснокредни Кременски диорити Кременският диорит е датиран с 18 зърна. Цирконите са главно ксенокристали.

Установени са 3 собственомагматични циркони, от които два имат унаследени ядра. Собственомагматичните циркони имат призматични форми, ксенокристите са призматични или заоблени. Анализираните циркони имат следната възраст: собственомагматични (72.1-70.6 Ма), унаследени ядра (147.2-81 Ма) и ксенокристи (216.8-103.1 Ма). Възрастта на внедряване на диорита е определена на 71.2±0.58 Ма.

7.2 40Ar/39Ar датиране на санидин от Местенските вулканити По този метод са датирани една риолитова и една трахириодацитова проба.

Получените аргонови възрасти показват близки стойности до U-Pb датировки: 1) средната плато възраст на риолита е 34.38±0.35 Ma; 2) средната 40Ar/39Ar възраст на трахириодацита е 33.54±0.18 Ma.

7.3 Химичен състав на циркони от Местенските вулканити и Централнопиринските гранити

Цирконът е най-важният концентратор на Zr и Hf и един от носителите на REE, Y, Th, U. Анализираните циркони са богати на Th и U циркони, характерни за високосилициеви топилки (Miller & Wooden, 2004; Lowery Claiborne et al., 2006). Цирконите от риолитите и равномернозърнестите гранити имат сравнително слаби вариации в съдържанието на Hf в сравнение с цирконите от трахириодацити и порфирни гранити. Според Lowery Claiborne et al. (2006) концентрацията на Hf в циркона се контролира от температурата на топилката. При ниски температури (<750°С) кристализират циркони със сравнително високо съдържание на Hf (>10000 ppm). За променливите температури в магмената камера свидетелстват и резорбционните структури на цирконите от изследваните скали.

Наблюдава се зависимост между съдържанията на Hf и Ti – относително по-бедните на Hf циркони имат по-високи съдържания на Ti. При най-богатите на Hf циркони от риолити и порфирни гранити съдържанията на Ti са под границата на откриваемост на елемента с LA-ICP-MS метод. Пресмятането на температурите на кристализация на циркони по Ti-термометър (Watson & Harrison, 2005; Lowery Claiborne et al., 2006) показва температури за трахириодацити между 765-870°С и малко по-ниски (740-810°С) за равномернозърнестите гранити.

7.4 Hf изотопен състав на циркони от Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали

Риолити – εHf на цирконите от ранната популация автокристи варира от -0.05 до -5.3, а късната – от -0.9 до -6.3. Унаследените ядра и ксенокристи показват по-тесни вариации от -4.2 до -6.3. Всички стойности на εHf характеризират смесен мантийно-коров източник или млада континентална кора (Patchett & Tatsumoto, 1980; Vervoort & Blichert-Toft, 1999; Vervoort et al., 1999), а едностадийната моделна възраст варира между 0.73-0.97 Ga. Половината собственомагматични циркони показват близки стойности на εHf до тези на унаследените ядра и ксенокристи, а останалите имат по-радиогенно отношение 176Hf/177Hf.

На вариационните диаграми се открояват два тренда – вертикален и хоризонтален. Вертикалният тренд се свързва със смесване на различни изотопни източници чрез асимилация или смесване на магми. Хоризонталният тренд се характеризира с относително стабилни стойности на εHf, а вариациите в отношението

37

Lu/Hf предполага процес на фракционна кристализация (фиг. 7.3). Средната проба наподобява Hf изотопен състав на унаследените ядра и ксенокристи, което говори за съществено уеднаквяване на изотопния състав на риолитите с източниците на контаминация (фиг. 7.3 a, b). Освен това обвивките на автокристите показват по-радиогенен Hf изотопен състав в сравнение с ядрата им при сравнително стабилно отношение Lu/Hf, което е индикация за смесване на различни магматични източници.

Фиг. 7.3 Вариационни диаграми на отношението 176Lu/177Hf към εHf нотацията на циркони от

a, b риолити и c, d, e трахириодацити

38

Трахириодацити – εHf нотацията на циркони от трахириодацити (7.3 c, d, e) варира от +2.7 до -6.4 за собственомагматични циркони и между +2.7 и -9.5 в унаследени ядра и ксенокристи. Подобно на цирконите от риолитите, εHf на циркони от трахириодацитите определя смесен мантийно-коров източник или млада континентална кора с моделна възраст между 0.6-1.09 Ga. Цирконите от трахириодацити също показват съществени вариации на εHf, но като цяло собственомагматичните циркони имат значително по-радиогенно отношение 176Hf/177Hf в сравнение с унаследените ядра и ксенокристи. На вариационните диаграми на 176Lu/177Hf към εHf (фиг. 7.3) се наблюдава ясно изразен вертикален тренд, подсказващ за смесване на източници с контрастен изотопен състав и важната роля на процесите на смесване на магми и асимилация на коров материал в генезиса на Местенските трахириодацити. На фиг. 7.3 c εHf на средна проба от трахириодацит попада между двата контрастни състава (ксенокристи и автокристи), показвайки наличие на процес на хибридизация между магмата и асимиланта. Вариациите на εHf (фиг. 7.3d) могат да бъдат обяснени както със смесване на магми (по-радиогенен 176Hf/177Hf в обвивката по отношение на ядрото на автокриста) така и с комбиниран процес на асимилация и фракционна кристализация (по-слабо радиогенен 176Hf/177Hf в обвивката в сравнение с ядрото, съпътствано с вариации на отношението Lu/Hf).

Амфиболово габро – стойностите на εHf на циркони от габро варират в широки граници от +15.7 до -0.8. Едностадийният модел по Lu-Hf показва съществено по-млада възраст (0.12-0.77 Ga) в сравнение с приабон-олигоценските скали. По-голямата част от анализите са концентрирани между +0.8 и -0.8, съвпадайки с Hf изотопен състав на средната проба. Вариационната диаграма 176Lu/177Hf-εHf показва, че процесът на корова контаминация има важно значение за Кременските габра (фиг. 7.4 а).

Фиг. 7.4 Вариационни диаграми на отношението 176Lu/177Hf към εHf нотацията на циркони

от къснокредно a амфиболово габро и b Кременски диорит

39

Кременски диорит – εHf на циркони от диорит варира от +2.7 до +2 за автокристи и между +1.84 и -4.15 за унаследени ядра и ксенокристи. Стойностите на εHf определят смесен мантийно-коров източник или млада континентална кора с вариации на моделната възраст между 0.63-0.9 Ga, което е приблизително еднакво до вариациите на моделната възраст на приабон-олигоценските вулкански скали. Вариационната диаграма 176Lu/177Hf-εHf недвусмислено подчертава контаминирането на диоритовите магми с хетерогенен по изотопен състав източник (фиг. 7.4 b).

8. Генезис на Местенските вулкански и Пиринските интрузивни скали

8.1 Късноеоценски – ранноолигоценски вулканити и гранити Високо силициевият състав и силно радиогенното Sr изотопно отношение на

Местенските вулкански и Централнопиринските интрузивни скали са обяснени с модел на топене на коров субстрат (Amov et al., 1982; Загорчев и др., 1987). Базирайки се на отношенията на стабилните изотопи δ18О и δ34S на Централнопиринските гранити, Попов (1983) заключава, че изследваните скали носят характеристиките на два контрастни типа магми – S- и I-тип. Подобна хипотеза включва процеси на хибридизация на мантиен и коров материал (Castro et al., 1991; Grosse et al., 2011; Diaz-Alvarado et al., 2011; Castro, 2014). В регионален план намаляването на съотношението между мафичните и кисели магми, съпътствано с повишаване на 87Sr/86Sr и понижаване на 143Nd/144Nd отношения, от Източнородопската към Централнородопската вулканска област е интерпретирано от Marchev et al. (1989, 1994) и Marchev & Shanov (1991) като резултат от по-високите пропорции на асимилиран коров компонент от мантийни магми в Централнородопската област. Химическите различия между Местенските риолити и Централнопиринските порфирни (Безбожки) гранити и по-късните дацити и равномернозърнести (Пирински) гранити е обяснена с процес на фракционна кристализация и формирането на вертикална химическа зоналност в обща магмена камера (Мачев, 1993а; Harkovska et al., 1998). Като цяло за генезиса на киселите състави от Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит могат да се предложат два главни сценария: 1) частично топене на корови скали; 2) асимилация на богати на Al2O3 вместващи скали от мафично-средни магми. Предложените сценарии съвпадат с два от общо трите модела, които обясняват генезиса на киселите магми в орогенни (субдукционни, колизионни, екстензионни) обстановки: 1) фракционна кристализация на мантийно-генерирани първични топилки в земната кора или горната мантия (Rogers & Hawkesworth, 1989; Müntener et al., 2001; Grove et al., 2003); 2) фракционна кристализация, придружена от асимилация на коров материал или частично топене (DePaolo, 1981; Annen & Sparks, 2002); 3) частично или пълно топене (анатексис) на стари корови скали (Tepper et al., 1993; Petford & Atherton, 1996; Chappel & White, 2001). Реалният процес на генериране на магмите в континентални дъги обаче може да бъде още по-сложен, подобен на модела MASH (mixing, assimilation, storage, hybridization), предложен от Hildreth & Moorbath (1988). По-долу ще бъде оценена ролята на процесите на частично топене и корова контаминация, тъй като микроскопските и изотопни изследвания директно изключват възможността за чиста фракционна кристализация на мантийно-генерирана магма.

8.1.1 Частично топене на коров материал Sr-Nd-Hf изотопни отношения, както и изследванията на унаследените циркони от

Местенските и Централнопиринските скали подсказват за широкомащабно взаимодействие със скалите на постилащия метаморфен фундамент. За проверка на хипотезата за анатектичен произход на Местенските и Централнопиринските магми е

40

направено сравнение (фиг. 8.1) на изотопния състав на изследваните скали с ортогнайси от гръцката част на Източните Родопи (Cornelius, 2008). Възрастта на метаморфитите варира от 315 Ма до 137 Ма, което позволява да бъдат корелирани с ортоскалите от единиците Сидеронеро-Места и Пангеон-Пирин. Унаследените циркони с подобна възраст от Местенските и Централнопиринските скали съставляват около 30% от всички изследвани ксенокристи. Късноюрско – раннокредните (163-137 Ма) ортогнайси имат по-хомогенен изотопен състав на 87Sr/86Sr (0.709-0.714) и εNd (-8.1 – -4.8) в сравнение с карбон-пермските (315-254 Ма) метаморфити, характеризиращи се с по-широки вариации на 87Sr/86Sr (0.707-0.730) и εNd (-11 – -4.9).

Анализът показва, че приабон-олигоценските скали отчасти попадат в полето на късноюрско – раннокредните метаморфити и изцяло в полето на карбон-пермските. Това би могло да се интерпретира в полза на анатектичния произход на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити, като резултат от почти пълно топене на скалите от Родопския метаморфен фундамент. На фиг. 8.4 (виж по-долу) е направен модел на просто смесване (Langmuir et al., 1978), който разглежда Местенските и Централнопиринските състави като продукт на топене на хетерогенен субстрат, поради наличните вариации в химичния състав на метаморфитите. Според модела анатектичните топилки представляват смес от 30% от краен член A (Sr – 608 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7069) и 70% от краен член B (Sr – 65 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7305).

В полза на процеса на анатексис или екстремна корова контаминация може да се изтълкува и голямото количество (около 40%) цирконови ксенокристи в Местенските вулкански и Централнопиринските интрузивни скали, както и тяхното изотопно подобие с тези от Родопския метаморфен фундамент (Овчарова, 2004). Поради ниската разтворимост на циркона в богати на H2O гранитоидни топилки, той често се запазва след анатектичните събития (Watson & Harrison, 1983; Watson, 1996). Съществува зависимост на намаляване броя на унаследените ядра и ксенокристи от по-старите вулканити (риолити) към по-младите (трахириодацити и трахидацити), което е в

Фиг. 8.1 Сравнение на изотопния състав на Местенските вулкански и

Централнопиринските интрузивни скали с ортогнайси от Източни Родопи

41

съгласие с получените по цирконов термометър температури (покачващи се от риолити към дацити), и би могло да се счита и за резултат от привнос на по-гореща топилка в магмената камера. В допълнение на това, риолитите се характеризират със значително по-хомогенен Sr-Nd-Hf изотопен състав в сравнение с тархириодацитите. Алтернативен субстрат за частично топене могат да бъдат и по-рано внедрени порции от магма. За тази възможност подсказват антекристите, чиято възраст е ~2-3 млн. г. по-стара от възрастта на внедряване. По-късните магми могат повторно да разстопят вече консолидираните магмени скали, причинявайки резорбция на цирконовите кристали (Bacon & Lowenstern, 2005; Charlier et al., 2005; Miller et al., 2007).

Едрозърнестите гранити са най-старата фаза на Централнопиринския батолит и се отличават с отсъствие на цирконови ксенокристи, а унаследените ядра са почти консумирани и присъстват като малки фрагменти, запазени в централните части на кристалите. В по-късните разновидности на батолита (порфирна и равномернозърнеста) ксенокристите са значително повече, а около резорбираните ядра са развити тънки осцилаторни обвивки. Унаследените кристали могат да бъдат запазени, ако изнасянето на магмите от източника на топене бъде едновременно съпътствано с кристализация на силикатни минерали, които обграждат цирконовите ксенокристи (Miller et al., 2007). Освен това, едрозърнестият гранит се характеризира с най-радиогенен Sr и по-слабо радиогенен Nd и Hf изотопен състав в сравнение с по-късните порфирен (Безбожки) и равномернозърнест (Пирински) гранит. Изложените факти най-вероятно индикират по-бързия износ на магмите от порфирната и равномернозърнестата наставка от междинни камери в сравнение с едрозърнестата, характеризираща се с по-продължителен престой в полуконсолидирано (crystal mush) състояние.

Сценарият на топене на коров субстрат се потвърждава и от сравнително високите съдържания на елементи-следи (Sr, Ba, Zr, Th, LREE) в богатата на Si основна маса от трахириодацит. Процес на фракционна кристализация би продуцирал силно обеднени на Sr (0.1-5 ppm) и Ba (1-80 ppm) остатъчни топилки (Halliday et al., 1991; Bachmann et al., 2007). Магми, чийто генезис се свързва с частично топене на коров субстрат, имат с до 50 пъти по-високи съдържания на Sr and Ba (Knesel & Davidson, 1999). Стъклената основна маса от трахириодацита се характеризира с високи концентрации на Sr (52-57 ppm) и Ba (246-273 ppm), което е индикация за интерстициална топилка, формирана за сметка на топенето на богата на фелдшпати минерална асоциация.

Детайлното изследване на Hf изотопен състав в ядрата и външните зони на собственомагматични цирконови кристали от едропорфирните риолити и трахириодацитите обаче показва нарастване на радиогенния компонент с ~2ε единици в периферията на кристалите (фиг. 7.3 a, b, d). Този факт говори за привнос на по-мантиен компонент в магмената система в по-късните етапи от кристализацията на циркона. Част от анализираните циркони от трахириодацити се характеризират с намаляване на мантийния компонент (фиг. 7.3 d), което най-вероятно отразява смесването с циркони от по-кисела топилка. Тези характеристики на цирконите, наред с обратно зоналните биотити и плагиоклази, противоречат на хипотезата за чист коров анатексис и подсказват за привнос на мафичен компонент, който може да обясни и по-горе отбелязаното повишено съдържание на Sr и Ba в стъклената основна маса.

8.1.2 Корова контаминация Ако Местенските и Централнопиринските скали са продукт единствено на

частично топене на коров материал, може да се очаква 176Hf/177Hf изотопен състав на

42

собственомагматичните циркони да показва близки стойности до този на ксенокристите и средната проба. Собственомагматичните циркони обаче имат значителни вариации на εHf (фиг. 7.3), което повечето автори интерпретират като резултат от процеси на отворена система с често запълване на магмената камера с различни субстрати (смесване на магми) (Griffin et al., 2002; Belousova et al., 2006; Sun et al., 2010). Tang et al. (2014) изказват предположение, че хетерогенността на Hf изотопи не индикира обезателно смесване на различни магмени източници (мантийни и корови). Вместо това тези автори считат, че вариращият 176Hf/177Hf състав може да е резултат от неравновесно топене на циркона в субстрата, което причинява вариации на изотопните отношения. В случая на Местенските вулканити, последната хипотеза макар и възможна, може да се изключи като главен причинител на изотопните вариации, поради съществуването на други доказателства за протичане на процес на смесване на магми (виж по-долу). Частично топене на композиционно хетерогенен субстрат с доста различаващи се изотопни отношения на унаследените ядра и ксенокристи, може по-скоро да причини значителни вариации в съставите на собственомагматичните циркони от Местенските вулканити.

Разграничаването на процесите на анатексис от контаминацията на базична магма с коров материал е трудно, но до голяма степен може да се реши с изследването на Hf изотопни отношения на валовите състави и тези на цирконовите ксено- и автокристи. На вариационните диаграми 176Lu/177Hf-εHf се наблюдава понижаване на отношението 176Hf/177Hf от собственомагматичните циркони към унаследените (фиг. 7.3), което показва, че собственомагматичните циркони са кристализирали от по-богат на Lu източник. При повечето проби се наблюдава тенденция на хомогенизация на изотопния състав на собственомагматичните циркони с циркони от контаминанта (по-слабо изразена при трахириодацитите), което е ясно доказателство, че процесът на асимилация играе важна роля при формирането на състава на Местенските вулканити.

8.1.3 Смесване на кисели и мафични магми Най-ясният аргумент срещу чистото корово топене и в подкрепа на процеса на

смесване на магми идва от полевите и петрографските наблюдения, които показват наличието на мафични включения и неравновесни кристали (орто- и клинопироксени с висок Mg#, кородирани плагиоклазови ядра, обгърнати от по-калциеви обвивки и обратно зонални биотити) в равномернозърнестите (Пирински) гранити и трахириодацитите. Доказателства за процеса на механично смесване (mingling) с наличие на паралелни текстури при Местенските вулканити са публикувани по-рано от Harkovska (1993).

Тремолитовите ядра и реакционните обвивки от амфибол и биотит около силно магнезиевите пироксени от трахириодацитите са подобни на случаите, описани от Castro et al. (1991) и Castro & Stephens (1992), които съобщават за амфиболови кристали от мафични включения и гранити, формирани за сметка на преуравновесен клинопироксен. Пресмятането на Mg# на магмата, използвайки коефициентите на разпределение KdFe-Mg=0.2-0.3 (Grove et al., 1982; Baker & Eggler, 1983) показва, че клинопироксените с Mg# 84-90 кристализират от много мафична топилка с Mg# 51-63 (фиг. 8.2). Температурата и налягането на кристализация на мафичната магма, изчислена по двупироксеновия термобарометър на Putirka (2008), по равновесни (KdFe-

Mg=0.97) орто- и клинопироксени, е изключително висока (1020°C), а налягането – 3.8 kbar (12 km). По-високобаричната генерация (8-10 km) магнезиохастингситови амфиболи (900-930°C) в същите вместващи скали, също е неравновесна и пресмятането с KdFe-Mg=0.29 (Nagasawa & Schnetzler, 1971) показва кристализация от

43

магма с Mg# 35-50. Тези данни са много различни от състава и температурата на кристализация на вместващите трахириодацити, които имат Mg# 32 и температура 800-820°C и показват, че пироксените и магнезиохастингситите не са в равновесие с вместващата ги топилка.

Мафичните включения от равномернозърнестите гранити, които трябва да се считат за интрузивен аналог на Местенските трахириодацити, също съхраняват доказателства за внедряването на по-примитивна магма в камерата на Централнопиринския батолит. Минералният (амфибол, плагиоклаз) и химичният (SiO2=~60 т.% и Mg# 36-45) състав подсказват, че мафичните включения произхождат от значително по-еволюирали топилки в сравнение с мантийните състави. Това е в съгласие и с неразличимо близкия им изотопен състав до този на вместващия гранит, като причини за което могат да се изтъкнат: 1) фракциониране преди смесването, или 2) бързото преуравновесяване на изотопния състав чрез дифузия, което се улеснява и от бавната кристализация на плутоничните магми. Експериментите на Baker (1989) и Lesher (1990) показват, че изотопната хомогенизация чрез дифузия в течно състояние протича по-бързо от достигането на химическо равновесие, като преуравновесяването на стронциевите изотопи се осъществява много по-бързо от неодимовите. Отсъствието на закалени контакти между мафичните включения и вместващия гранит обаче свидетелства, че термалното равновесие настъпва преди химическото.

Процесът на смесване на магми в изследваните скали, макар че не изглежда силно проявен, е изиграл съществена роля в петрогенезиса. Той е проявен най-добре в

Фиг. 8.2 Mg# на пироксеновите ксенокристали и състави на топилката от която могат да кристализират, сравнени с валовия състав на

вместващите скали

44

късните стадии на магматичния процес, в трахириодацитите и равномернозърнестите (Пирински) гранити и почти липсва в по-ранните риолити и гранити с изключение на обратно зоналните циркони в риолитите. Изглежда това подсказва за сравнително късно нахлуване на мафичната магма в системата, а не е изключено именно този процес да е причинил подгрев на цялата система и пирокластичните експлозии в района, както това е доказано в много други вулкански системи (Sparks et al., 1977; Cashman & Sparks, 2013).

8.1.4 Фракционна кристализация Макар и сравнително тесни, вариациите на главните елементи подсказват, че

фракционната кристализация е участвала в петрогенезиса на изследваните скали. Този процес се подкрепя от химизма на минералите, изкисляване на зоналните плагиоклази и понижаване на магнезиалността на амфиболите и биотитите. Наличието на магнезиални ксенокристали и диоритови включения индикира съществени изменения в съставите на магмите, които не могат да бъдат резултат само на смесване и асимилация. Тъй като мафичните включения имат значително по-високи съдържания на Mg, Fe, Ca, Ti, Co, V, Eu, по-еволюиралите състави могат да се обяснят с фракциониране на амфибол, биотит, магнетит и плагиоклаз от по-мафичните диоритови магми. По-ниското съдържание на леки редки земи и по-високото на средни и тежки на включенията в сравнение с Местенските вулканити и Централнопиринските гранити (фиг. 6.5 b) изисква фракциониране на амфибол и титанит в окислителни условия (Wones, 1989; Davidson et al., 2007; Bachmann & Bergantz, 2008). Доказателство за амфиболово фракциониране са по-високо температурната генерация (900-930°C) магнезиохастингсити.

Мнозина автори считат, че средните и кисели магми се формират чрез фракционна кристализация на примитивни мантийни топилки в долната кора или горната мантия (Rogers & Hawkesworth, 1989; Müntener et al., 2001; Annen & Sparks, 2002; Grove et al., 2003). За скалите от Местенския вулкански комплекс и Централнопиринския батолит липсват явни доказателства за долно корово фракциониране. Моделът на Annen et al. (2006) обяснява горно коровите процеси на формиране на средни и кисели магми с амалгамиране на магмени тела в плитките нива на кората чрез многократни епизоди на внедряване на дълбочинни магми (фиг. 8.3). Често магмените интрузии се характеризират с близък химичен състав, но и с текстурни различия (John & Blundy, 1993) и вариации на възрастта (Glazner et al., 2004).

Тъй като резултатите от това изследване показват, че Местенските вулканити и Централнопиринските гранити са формирани като резултат от комбинация от процеси, включваща фракционна кристализация, асимилация и смесване, на фиг. 8.4 е направен опит за моделиране на процеса на асимилация и фракционна кристализация (AFC – assimilation-fractional crystallization) по метода на DePaolo (1981) с помощта на софтуера Petrograph (Petrelli et al., 2005). Използвана е вариационна диаграма 87Sr/86Sr-Sr, където намаляващият Sr е показател за кристално фракциониране, а повишаващото се отношение 87Sr/86Sr индикира контаминация на мантиен краен член със скали от метаморфния фундамент. За начален състав е използван алкален базалт (28-26 Ма по Marchev et al., 1997) от с. Егрек (Източни Родопи) (виж по-долу), като пример за примитивна олигоценска магма (Sr – 692 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7037 по Kirchenbaur et al., 2012). За контаминант са добавени ортогнайсите от гръцката част на Източни Родопи (Sr – 65-608 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7069-0.7305 по Cornelius, 2008). Моделът е изчислен със следните зададени параметри: 1) среден коефициент на разпределение на Sr DSr=1.72

45

по Rollinson (1993) и Thorpe et al. (1993); 2) коефициент на кристализация/асимилация R – 0.5-0.6. Според моделна крива R=0.6 (контаминант със Sr – 65 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7305), Местенските вулканити и Централнопиринските гранити са продукт на 50-60% фракционна кристализация, а според моделна крива R=0.5 (контаминант със Sr – 198 ppm и 87Sr/86Sr – 0.7172), те са формирани чрез 80% кристално фракциониране на примитивната топилка. Ниският коефициент на кристализация/асимилация (0.5-0.6) и в двата случая говори за преобладаващата асимилация над кристализацията. Такова отношение на R описва долно- или средно коров процес, където температурният контраст между примитивната топилка и вместващите скали би бил нисък. В условията

Фиг. 8.3 Схематичен модел на развитието на вулкано-плутоничната асоциация на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити (по модификация от Cashman & Sparks, 2013): A) дълбочинните „горещи” зони представляват смес от

частично кристализиралa базалтова магма, частично разстопен коров материал и освободената от кристализиращата магма H2O, формиращи хибридна топилка със среден състав, която се издига en route към по-плитки нива в земната кора; B)

многократното внедряване на магма от по-дълбоки нива създава „мрежа“ от частично консолидирани дайки и силове; C) последвалите магматични импулси амалгамират интрузивните тела и формират зрялата магмена камера, която

подхранва по-плитка камера (Централнопиринския батолит)

46

на удебелена земна кора (>40 km) би трябвало да се формират гранат-съдържащи минерални асоциации и високо-Al амфибол, което трябва да даде характерни „адакитови“ отпечатъци върху химията на елементите-следи (Smith & Leeman, 1987; Feeley & Davidson, 1994). Липсата на високи отношения Sr/Y (<19), Eu/Eu* (<0.6) и ниско съдържание на Sr (<350 ppm) в Местенските и Централнопиринските магми по-скоро подсказва за горно коров процес с доминиращо фракциониране на плагиоклаз. Така по-вероятното обяснение е наличието на плитка MASH зона (~15-20 km), където бързо изнесени през долната кора мантийни топилки асимилират до 50% горно коров материал (Godoy et al., 2014).

8.1.5 Произход на мафичния прекурсор Въпреки че приабон-олигоценски мафични скали не се разкриват в Местенския

вулкански комплекс, по-горе споменатите факти говорят, че мафични магми имат участие в генезиса на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити. Силно магнезиални клинопироксени (Mg# 86-89) са известни и от монцонитовите интрузии (проучвателна площ Стоманово) в близост до Брацигово-Доспатския вулкански район в Централните Родопи (Marchev & Jelev, 2010). На базата на експериментално установени коефициенти на разпределение клинопироксен/топилка (Hart & Dunn, 1993),

Фиг. 8.4 AFC модел по DePaolo (1981) и модел на просто смесване по Langmuir (1978)

47

на фиг. 8.5 е представена нормирана по примитивна мантия диаграма на някои елементи-следи в предполагаемия мафичен прекурсор, според която той има орогенна характеристика с минимуми на Sr, Ti и максимум на Pb, както и с набогатяване на леки редкоземни елементи спрямо тежките и високо отношение на литофилните към високозарядните елементи. Концентрациите на Nb и Ta в клинопироксена са под границата на откриваемост, което предполага Nb-Ta минимум на примитивната магма. Всички тези факти доказват, че мафичните магми са характерни за Централните Родопи и имат неразличимо близък състав с техните аналози от Източните Родопи.

Радиогенният стронциев изотопен състав на Източнородопските мафични магми (87Sr/86Sr – 0.706-0.709) и по-слабо радиогенните εNd (-5.7 – -1.9) и εHf (-3 – +3) (Marchev et al., 2004; Kirchenbaur et al., 2012) заедно с добре изразеното набогатяване на несъвместими елементи са интерпретирани като следствие от топене на литосферна мантия, обогатена от субдуцирани континентални седименти (Yanev, 2003; Kirchenbaur et al. 2012) или корова контаминация на астеносферни магми (Marchev et al., 1998, 2004). Различаването на източниците на субдуцираните седименти от подстилащия метаморфен фундамент не е лесна задача. До известна степен този проблем може да бъде разрешен чрез детайлно изучаване на цирконовите ксенокристи, които предоставят преки доказателства за унаследеност от Родопския метаморфен фундамент в приабон-олигоценските магми (Marchev et al., 2010; Filipov & Marchev, 2012; Райчева, 2013). Също така, приабон-олигоценският магматизъм не може да е свързан със субдукция, защото според Robertson (2012) Пиндоският океан се затваря през палеоген. В допълнение изследванията на мантийни ксенолити от алкалните базалти от Източните Родопи не показват наличие на метасоматизирана мантия. Поради силната корова контаминация, възстановяването на състава на примитивните приабон-олигоценски магми от Родопите се оказва невъзможна задача.

8.2 Къснокреден и ранноеоценски магматизъм в изследвания район Въпреки че къснокредните скали са доста разпространени в Родопския

метаморфен комплекс (РМК), включващ Родопите, Рила и Пирин (Ricou et al. 1998), изследваните досега плутони (Севернорилски, Чучулигински, Розински) са с

Фиг. 8.5 Предполагаем състав на елементи-следи в мафичния прекурсор

48

преобладаващо гранитов състав (Kamenov et al., 1999; Marchev et al., 2006b). За разлика от тях, новоустановените интрузивни скали от района на с. Кремен се отличават със значително по-мафичен (габро-диоритов) състав и изотопни характеристики, които ги доближават до магматизма от Средногорието. Изследването на тези скали е в начален етап, но тяхното местоположение, възраст и състав повдигат някои въпроси около темпоралното развитие на къснокредния магматизъм и неговата геодинамична обстановка. Бъдещи по-детайлни изследвания на този магматизъм могат да дадат отговор на тези въпроси. Засега както сочат Marchev et al. (2012), че трите магматични етапа (къснокреден, ранно-средноеоценски и еоцен-олигоценски) са резултат от различна геодинамична обстановка и протичат при съществени различия в дебелината на земната кора.

Къснокредното габро и диорит произлизат от богати на H2O калциево-алкални топилки, претърпели приблизително еднаква степен на контаминация с коров материал. Двете скални разновидности имат сходен минерален състав – амфибол, биотит (хлоритизиран), плагиоклаз, магнетит. Амфиболовото габро се характеризира с фракциониране на ранна генерация магнетит, което предопределя калциево-алкалния тренд на субдукционните магми. Кременският диорит е адакитоподобна скала (Sr/Y=75), свързана с високобарични процеси на диференциация, чийто краен състав е повлиян от асимилацията на юрски протолит. В сравнение с палеогенските вулкански и интрузивни скали, къснокредните магматити имат значително по-ограничено взаимодействие със земната кора, което се индикира от техния Sr-Nd-Hf изотопен състав. Същественото нарастване на коровия компонент в ранно- до средноеоценските адакитоподобни скали (например Спанчевския гранит) и особено в приабон-олигоценските магматити свидетелства за удебеляване на земната кора под Централни и Западни Родопи в интервала между 85-56 Ма.

Спанчевският гранит се определя като адакитоподобен (Marchev et al., 2013), за чийто произход съществуват противоречиви мнения. Поради геоложката позиция на внедрените в средния алохтон гранити и преобладаващите юрски унаследени циркони, Jahn-Awe et al. (2010) приписват формирането на гранита на коров анатексис на юрски протолит. Сравнението на изотопния състав на гранитите (87Sr/86Sr=0.706-0.709 и εNd=-4.3 – -5.3 по Marchev et al., 2013) и метаморфните скали (87Sr/86Sr=0.709-0.717 и εNd=-1.8 – -6.5 по Cornelius, 2008) обаче показва съществени различия, изключващи анатектичния произход на ранноеоценските гранити. Несъмнено, обаче голямото количество юрски унаследени циркони е резултат от мащабна контаминация с вместващите метаморфити.

8.3 Обобщение и заключение Проведеният комплекс от петроложки, геохимични и геохроноложки изследвания

на Местенските вулкански и Централнопиринските интрузивни скали показва, че те представляват един идеален пример на вулкано-плутонична асоциация.

U-Pb датиране на циркони и 40Ar/39Ar възрастите на санидини демонстрират, че Местенските вулканити са едновъзрастни с приабон-олигоценските скали на Централнопиринския батолит (34-32.6 Ma). В частност, порфирният Безбожки гранит (33.1 Ма) и риолитите (34.4-33.5 Ма) от една страна и равномернозърнестите Пирински гранити (32.6 Ма) и трахириодацитите (34.2-33 Ма) от друга имат припокриващи се възрасти (фиг. 8.6). Същевременно, цирконите предоставят информация за съществуването на „скрита“ дългоживуща магматична система, предшестваща ерупциите на вулканитите с 2-3 Ма.

49

Вулканските и плутонични скали са изградени от еднакви минерални фази, включващи плагиоклаз, биотит, К-фелдшпат във всички скални разновидности и кварц като фенокристали в риолитите и скалообразуващ минерал в интрузивите. Порфирните Безбожки гранити и риолитите се характеризират с мегакристали (5-7 cm) от К-фелдшпат, докато амфиболът е представен единствено в равномернозърнестите Пирински гранити, трахириодацитите и трахидацитите. Изглежда едрозърнестите гранити нямат вулкански аналог, защото в изследвания район отсъстват вулканити, характеризиращи се с мусковит.

Близостта на темпорално свързаните плутонични и вулкански скали се фиксира и в близките изотопни състави.

Приабон-олигоценските скали на Централнопиринския батолит са горно коровата (3-5 km?) част от магматичната система, най-вероятно свързана с по-дълбоки камери (8-10 km), в които се реализират процеси на взаимодействие на мафични мантийни и фелзитови корови топилки.

Фиг. 8.6 Темпорална еволюция на Местенските вулканити и Централнопиринските гранити. Риолити: 1, 2, 3, 4; Трахириодацити: 5, 6, 7, 8; Трахидацити: 9; Централнопирински плутони: 10 – едрозърнест гранит; 11 – порфирен гранит; 12 – равномернозърнест гранит; Южнопирински плутон: 13 – Тешовски гранодиорит (по

Jahn-Awe et al., 2010)

50

Мафичните топилки са установени по присъствието на силно магнезиалните състави на неравновесни пироксени, докато по-еволюиралите диоритови включения свидетелстват за процесите на фракциониране и контаминация. Находката на магнезиалните пироксени е от изключителен интерес, защото присъствието на мафични магми в батолитите е рядкост, и често в тях за родоначални магми се считат кварцдиорити и тоналити. Разпознаването на характера на примитивни магми (астеносферни или литосферни) обаче на сегашния етап е невъзможно.

Окончателният фелзитов състав на Местенските и Централнопиринските магми е резултат от екстремна корова контаминация с разнообразни скали от фундамента, вероятно придружена и от частично топене.

Приноси на настоящата работа

Настоящият дисертационен проект е планиран като едно комплексно изследване с приложение на теренни и модерни петроложки, геохимични и геохроноложки изследвания. Получените най-важни научни приноси от работата могат да се резюмират така:

1) Потвърден е вулкано-плутоничният характер на Местенските вулканити и приабон-олигоценските плутони на Централнопиринския батолит, но за пръв път са приведени химични, минераложки и изотопни данни, позволяващи директна корелация на вулкански и плутонични фази;

2) Направена е петроложка характеристика на вулканитите и Централнопиринския батолит и детайлна характеристика на макро- и микрохимизма на скалообразуващите минерали. На тази база са определени условията на кристализация на магмите;

3) В резултат на геобарометрията на скалите е установена дълбочината на горно корови камери в интервала 3-10 km, с два клъстера (3-5 km и 8-10 km), което вероятно говори за съществуването на две отделни магмени огнища;

4) Изследването на редките силно магнезиални пироксени в Местенските вулканити доказва участието на примитивни мантийни топилки в магмогенезиса на изключително фелзичните магми на Местенските вулканити и Централнопиринския батолит;

5) Потвърдено е бързото преуравновесяване на Sr и Nd изотопи на диоритовите включения в равномернозърнестите гранити при процеса на смесване на магми;

6) За първи път е приложен метода на сравнение на 176Hf/177Hf изотопен състав на валова проба и циркон, който позволява идентификацията на процеси на смесване, контаминация и/или анатексис;

7) С изследване на цирконовите популации е доказано важното участието на фундамента в процеса на контаминация, както и самия състав на фундамента. Същевременно е получена ценна информация за съществуването на „скрита“ дългоживуща магматична система, предшестваща ерупциите на вулканитите с няколко млн. години;

8) С U-Pb цирконови възрасти е потвърдена принадлежността на фрагмента (т. нар. „Демянишки гранит“) от северозападния контакт на Централнопиринския батолит към Спанчевските гранити;

51

9) Установени са мафични и средни скали с къснокредна възраст в Североизточен Пирин, което повдига въпроса за геодинамичната им интерпретация. Списък на публикациите по темата на дисертацията:

Filipov, P., P. Marchev. 2011. U-Pb zircon and 40Ar/39Ar ages of Mesta volcanic rocks and Central Pirin pluton. – Proceedings of the National Conference with international participation “GEOSCIENCES 2011”, 49-50.

Filipov, P., P. Marchev. 2012. U-Pb zircon geochronology of Central Pirin Batholith. –

Proceedings of the National Conference with international participation “GEOSCIENCES 2012”, 41-42.

Marchev, P., P. Filipov. 2012. First findings of Late Cretaceous magmatic rocks in Pirin Mts. – Proceedings of the National Conference with international participation “GEOSCIENCES 2012”, 55-56.

Filipov, P., P. Marchev, C. Münker, M. Kirchenbaur. 2012. Preliminary data on the age and

geochemistry of Mesta volcanic complex and Central Pirin pluton. SCOPES 2012 Conference & Field Trip: Macedonia and Serbia.

Благодарности

Преди всичко изказвам благодарности на научния си ръководител проф. Петър Марчев за помощта, която ми оказа при теренната работа, микроскопските наблюдения, дискутирането на получените резултати, както и за подкрепата да продължа и завърша това изследване.

Благодаря на проф. Ирена Пейчева за обучението в LA-ICP-MS метода, помощта й по време на работата в LA-ICP-MS лабораторията на ГИ-БАН, както и за извършените от нея изотопни анализи, катодна луминесценция и датировки в ETH-Цюрих.

Благодарен съм на всички колеги от секция „Геохимия и петрология“ за полезните съвети и подкрепата, която ми оказаха по време на това изследване. Благодаря на Елена Станчева, д-р Милан Ичев и гл. ас. Митко Попов за помощта при сепарирането на цирконовите проби и на гл. ас. Елица Стефанова за помощта при работата с LA-ICP-MS апарата.

Желая да изкажа специални благодарности на проф. Карстен Мюнкер, д-р Мария Кирхенбаур и д-р Франк Вомбахер от университетите на Кьолн и Бон за обучението по работа в чиста химическа лаборатория и измерването на изотопни състави с MC-ICP-MS метод, както и на Алмут Катцемих за помощта при изготвянето на пелети за рентгенофлуоресцентен анализ и измерването на химичния им състав.

Благодаря на доц. Сузана Ерич и доц. Кристина Шарич от Геоложко-рударския факултет на Белградския университет за микросондовите анализи на минерали и катодно-луминесцентни изображния на циркони.

Благодаря на проф. Брадли Сингър и Браян Жича от Университета на Мадисън, Висконсин за извършените аргонови датировки на санидин.

Не на последно място благодаря и на моето семейство за подкрепата по пътя ми до тук.