Введение
В истории развития складчато-глыбовой системы Большого Кавказа альпийский тектоно-магматический этап играл существенную роль в наращивании континентальной коры в южном обрамлении эпигерцинской Скифской плиты. Глубинные процессы этого этапа обеспечивали становление многочисленных типов эндогенного оруденения (W, Mo, Sn, Pb, Zn, Cu, Hg, Sb, As, Au, U), обнаруживающими связь с гранитоидами различного генезиса [8]. Целью исследования является выявление петрогенетических типов гранитоидов кайнозойского этапа, их флюидный режим и потенциальная рудоносность.
Типизация гранитоидов и их флюидный режим
Мезо-кайнозойская структура Большого Кавказа включает заметно различающиеся по стилю и степени дислоцированности альпийского чехла следующие тектонические элементы, в которых проявлен гранитоидный магматизм (с севера на юг): Северо-Кавказский краевой массив (сопрягается на севере со Скифской плитой), складчато-глыбовое поднятие Главного хребта Центрального Кавказа (отделяется от краевого массива по Пшекиш-Тырныаузскому левому сдвигу), складчатая зона Южного склона Главного хребта (отделена от предыдущего поднятия зоной глубинного Главнокавказского разлома, приводящего в контакт активные блоки современной тектоносферы). Характерной особенностью проявления кайнозойского гранитоидного магматизма является его приуроченность к зоне Транскавказского поперечного поднятия (ТПП), пересекающего все вышеуказанные зоны «кавказского» простирания.
Петрологическое изучение гранитоидов Большого Кавказа проводилось комплексно с использованием геологических, петрографических, минералогических, петро-и геохимических данных. На этой основе для целей палеогеодинамических реконструкций были выделены различные петрогенетические типы кайнозойских гранитоидов [1]. В последнее время получены новые данные по геологическому положению гранитоидов и их петрологии. Настоящее сообщение базируется на новых данных с акцентом на изучении химизма биотитов кайнозойских гранитоидов региона (47 анализов биотитов), как это было выполнено для кислых магматитов палеозойского и мезозойского этапов развития Большого Кавказа [2, 6].
В зоне складчато-глыбовое поднятия Главного хребта Центрального Кавказа в неогене образовались небольшие тела и сопровождающие их дайки субвулканических порфировых образований теплинского комплекса, по составу варьирующие от диоритов до гранитов. Биотиты гранитоидов этого комплекса отличаются повышенными концентрациями воды, а также таких летучих компонентов, как F, Cl, B. По химизму биотитов породы характеризуемых порфировых образований относятся к I-типу гранитов (рис.1). Варьирующие соотношения Mg, Fe, F, OH в слюдах дискриминируют породы комплекса в различные поля: I- тип умеренно контаминированный, I- тип слабо контаминированный и I-тип сильно контаминированный и редуцированный.
В области Северо-Кавказского краевого массива в неогене генерированы гранитоиды 2 комплесов: тырныаузского и кавминводского. Трахидациты последнего распространены локально в области Кавминводского поднятия. Биотиты их отличаются минимальными показателями в отношении воды. В них довольно высокие концентрации Fe, при почти равных соотношениях Fe2+ и Fe3+ (табл.1). По химизму биотита трахидациты кавминводского комплекса относятся к анорогенным гранитоидам А1- типа. К такому же типу анорогенных субсольвусных гранитоидов они отнесены и по петро- геохимическим данным. Детально вопросы флюидного режима этих грантоидов рассмотрены ранее [4,5].
Особого рассмотрения заслуживают гранитоиды Тырныаузского рудного поля, попадающие, как и интрузивные образования теплинского и кавминводского комплексов в область термодинамически активной тектоносферы с повышенным тепловым потоком. Традиционно в составе тырныаузского комплекса рассматривались плагиограниты г. Паук, лейкограниты г. Самолёт и эльджуртинские анортоклазовые биотитовые граниты. Этот же объём комплекса принят в Серийной Легенде масштаба 1:200000. Однако, как установлено А.А. Курдюковым [7] трондьемиты г. Паук следует рассматривать как палеозойские образования. Трондьемиты слагают западную часть г. Паук, а в восточной части они пронизаны сложно ветвящимся штоком лейкократовых двуполевошпатовых гранитов, воздействующих на плагиограниты, что не могло не сказаться на искажении K-Ar системы, по которой для трондьемитов г. Паук получен возраст 20 млн. лет (N1(?). Геологические данные указывают на то, что трондьемиты, двуполевошпатовые лейкограниты и эльджуртинские анортоклазовые граниты должны рассматриваться в качестве самостоятельных возрастных и вещественных единиц. На это же указывают и особенности химизма биотитов анализируемых гранитоидов (рис.1). При этом, трондьемиты следует рассматривать в составе самостоятельного комплекса. При этом А.А. Курдюковым они рассматривались в составе архызского комплекса (PZ2) [7]. По нашим данным, биотиты трондьемитов попадают в поле адакитвых гранитоидов (AD-типа гранитоидов), в отличие от арзызских гранитоидов, отнесённых к М- типу [2]. Биотитам трондьемитов свойствены высокие концентрации MgO и низкие - летучих компонентов (H2O, B2O3, F, Cl). Для двуполевошпатовых лейкогранитов г. Паук, Самолёт и даек справедливо оставить название тырныаузского комплекса (PZ3). Для биотитов лейкогранитов характерны самые низкие концентрации H2O, но повышенные содержания B2O3, F и особенно Rb2O и Li2O. Высокие концентрации последних свойственны редкометалльным лейкогранитам по Л.В. Таусону. По геологическим данным двуполевошпатовые лейкограниты являются интрарудными и интраскарновыми. Следует указать, что биотитовые и двуслюдяные граниты аксаутского комплекса на вольфрамовом месторождении Кти-Теберда также являются поздепалеозойскими и относятся к А1-типу, как и лейкограниты Тырныауза [2]. Биотитовые граниты Эльджуртинского массива и фельзит-порфиры г. Эльджурту-Баш, вероятно, логичней относить к эльджуртинскому комплексу, датируемому поздним неогеном. По химизму этих пород и составу биотитов они относятся к I- типу гранитов (рис.1).
Важным достижением последних лет является выявление остаточного очага эльджуртинских гранитов на глубинах 3-3,5 км на основе изучения керна структурной скважины. Составы биотитов эльджуртинских гранитов указывают на различную степень контаминации корового материала. При этом анортоклазовые биотитовые граниты центральной части массива относятся к I-типу слабо контаминированному. Гранитоиды же эндоконтакта и остаточного очага попадают в поле сильно контаминированного и редуцированного I-типа, вызванного ассимиляцией углеродсодержащего материала (Сорг. от 0,2 до 0,95%). Для биотитов гранитоидов остаточного очага характерно весьма высокое содержание H2O и F.
Таким образом, интрузивный магматизм Тырныаузского рудного поля полихронен (PZ2-N1(?)-N23), обладает спецификой химического состава биотитов в каждом из автономных магматических комплексов. Эта полихронность рудогенерирующего магматизма, вероятно, является одной из главных причин формирования уникального Тырныаузского месторождения мирового класса по запасам и комплексу металлов (W, Mo, Sn, Bi, Au, Sb, Ag, Pb, As, Hg) с зональным распределением в пространстве.
Таблица 1
Средние химические составы биотитов кайнозойских гранитоидов
Большого Кавказа (масс. %)
|
Компо-ненты |
1
|
2
|
3
|
4
|
5
|
6
|
7
|
8
|
9
|
10 |
11 |
12 |
13 |
14 |
15 |
16 |
|
SiO2 |
35,5 |
36,5 |
36,1 |
37,8 |
33,4 |
35,3 |
37,5 |
36,6 |
35,1 |
33,0 |
33,2 |
37,0 |
37,1 |
36,6 |
37,1 |
36,7 |
|
TiO2 |
3,4 |
3,9 |
4,0 |
4,5 |
3,0 |
3,9 |
0,8 |
3,4 |
2,8 |
2,1 |
3,1 |
39 |
3,8 |
3,9 |
3,7 |
3,9 |
|
Al2O3 |
16,9 |
14,1 |
14,3 |
11,8 |
14,6 |
14,3 |
18,0 |
16,9 |
17,7 |
19,2 |
17,1 |
12,8 |
13,0 |
12,9 |
13,1 |
13,0 |
|
Fe2O3 |
3,2 |
6,0 |
5,9 |
2,1 |
6,8 |
6,1 |
8,2 |
3,2 |
1,9 |
3,8 |
3,5 |
12,4 |
12,5 |
12,5 |
12,4 |
12,5 |
|
FeO |
16,5 |
12,8 |
12,9 |
19,9 |
13,9 |
13,3 |
14,2 |
16,2 |
21,0 |
15,9 |
16,4 |
12,9 |
13,2 |
13,1 |
13,1 |
13,1 |
|
MnO |
0,4 |
0,8 |
0,8 |
0,3 |
0,5 |
0,6 |
0,1 |
0,3 |
0,2 |
0,6 |
0,3 |
0,5 |
0,3 |
0,4 |
0,3 |
0,4 |
|
MgO |
9,4 |
10,8 |
11,0 |
10,0 |
12,0 |
10,8 |
8,8 |
11,1 |
7,9 |
8,0 |
10,5 |
8,2 |
8,3 |
8,3 |
8,3 |
8,2 |
|
CaO |
1,1 |
0,6 |
0,6 |
1,3 |
0,5 |
0,5 |
1,6 |
0,6 |
0,5 |
0,5 |
0,4 |
0,8 |
0,4 |
0,4 |
0,5 |
0,3 |
|
Na2O |
0,3 |
0,3 |
0,3 |
0,7 |
0,3 |
0,4 |
1,5 |
0,3 |
0,6 |
0,4 |
0,3 |
0,2 |
0,1 |
0,3 |
0,1 |
0,2 |
|
K2O |
9,5 |
7,5 |
7,4 |
8,0 |
7,8 |
7,8 |
8,5 |
8,3 |
8,4 |
8,3 |
8,4 |
8,1 |
8,2 |
8,1 |
8,2 |
8,2 |
|
P2O5 |
0,1 |
0,1 |
0,1 |
0,2 |
0,2 |
0,2 |
0,1 |
0,3 |
0,1 |
0,2 |
0,2 |
0,1 |
0,2 |
0,1 |
0,2 |
0,1 |
|
H2O+ |
2,6 |
4,8 |
4,8 |
3,0 |
4,9 |
4,8 |
2,8 |
3,0 |
3,7 |
4,9 |
4,8 |
1,2 |
1,2 |
1,3 |
1,2 |
1,2 |
|
F |
0,5 |
0,8 |
0,8 |
0,4 |
0,7 |
0,8 |
0,4 |
0,5 |
0,7 |
0,9 |
0,9 |
1,5 |
1,6 |
1,8 |
1,6 |
1,8 |
|
Cl |
0,4 |
0,5 |
0,6 |
0,3 |
0,8 |
0,7 |
0,1 |
0,2 |
0,2 |
0,3 |
0,3 |
0,2 |
0,2 |
0,2 |
0,2 |
0,2 |
|
B2O3 |
0,1 |
0,3 |
0,3 |
0,1 |
0,4 |
0,4 |
0,2 |
0,1 |
0,1 |
0,2 |
0,3 |
0,2 |
0,1 |
0,3 |
0,1 |
0,1 |
|
n |
6 |
2 |
2 |
3 |
3 |
2 |
3 |
3 |
2 |
3 |
3 |
4 |
2 |
5 |
2 |
2 |
Примечание. Анализы выполнены на микрозонде «Camebax» в ОИГиГ СО РАН (г. Новосибирск), редкие щелочные элементы – методом пламенной фотометрии; n – количество анализов. Биотиты кайнозойских гранитоидов: складчато-глыбовое поднятие Главного хребта Центрального Кавказа: Теплинский комплекс (N23): Сангутидон: 1- гранодиориты (n=6), 2- дацит-порфиры эксплозивной брекчии (n= 2), 3- дацит-порфиры 5 фазы (n=2); г. Тепли: 4- гранодиориты 2 фазы (n=3), 5- дацит, дайки (n=3); г. Кароби: 6- дациты (n=3). Северо-Кавказский краевой массив: Тырныаузский комплекс (N23): массив г. Паук: 7 – лейкограниты (n=3); Эльджуртинский массив (центр): 8- гранит биотитовый (n=3), эндоконтакт: 9- гранит биотитовый (n=2), глубокая скважина (3,1 км) 10- двуслюдяной гранит (n= 3); г. Эльджурту-Баш (карьер) 11- фельзит-порфир (n=3); кавминводский комплекс ((N23): г. Бештау: 12- трахидацит (n=4), г. Змейка: 13 – трахидацит (n=2), г. Бык: 14 – трахидацит (n=5), г. Кинжал: 15 – трахидацит (n=2), г. Верблюдка: 16 – трахидацит (n=2).
Рис. 1. Диаграмма f – l – OH/F в биотитах кайнозойских гранитоидов Большого Кавказа
Стандартные петрогенетические группы гранитоидов: М- мантийные СОХ, задуговых бассейнов (в составе офиолитовых комплексов); AD – мантийно-коровые рифтогенных и ативных континентальных окраин; I – мантийно-коровые островных дуг, трансформных и активных континентальных окраин, коллизионных обстановок; S – коровые и мантийно-коровые коллизионных обстановок; SH- шошонитовые гранитоиды постколлизионных обстановок, спровоцированных плюмтектоникой.; A – мантийно-коровые и мантийные анорогенных обстановок (внутриконтинентальных рифтов, горячих точек, плюмовых обстановок, активизации кратонных стадий древних платформ); f – общая железистость биотитов (f= Fe+Mn/Fe+Mn+Mg); l – глинозёмистость биотитов (l=Al/Si+Al+Fe+Mg); OH/F – отношение гидроксильной группы к фтору в составе биотитов. Породы кайнозойских комплексов Б. Кавказа: 1 – трахидациты кавминводского (N23); 2 – гранодиорит-порфиры, дацит-порфиры теплинского (N23); 3 – двуполевошпатовые лейкограниты тырныаузского (массивы «Самолёт», «Паук» - N23); 4 – граниты, фельзит-порфиры эльджуртинского (N23); 5 – трондъемиты массива «Паук» (PZ2).
Некоторые параметры флюидного режима мезо-кайнозойских гранитоидов получены на основе изучения составов биотитов с использованием теоретических и экспериментальных данных. Эти результаты сведены в табл.2.
Порфировые образования теплинского комплекса близки по параметрам биотитов типичным медно-золото-порфировым системам (рис.2). Наглядно происходит заметное увеличение фугитивности воды и парциальных давлений воды и углекислоты от ранних фаз внедрения к поздним дайковым образованиям на фоне снижения температур кристаллизации (табл. 2). Наибольшими перспективами на медно- и медно-золото-порфировое оруденения имеют участки развития теплинского комплекса с максимально развитыми многофазными дайковыми сериями (Сангутидон, Тепли).
Рис. 2. Диаграмма F – Cl – B2O3 в биотитах рудогенерирующих мезо-кайнозойских гранитоидов Б. Кавказа.
Поля биотитов рудогенерирующих гранитоидов: 1- золото-медно-скарновых, золото-железорудно-скарновых (латитовая серия); 2- золото-редкометалльных (скарновых и жильных); 3- золото-платинометалльных черносланцевых; 4- субвулканических золото-серебряных и жильных золото-сульфидно-кварцевых; 5- медно-золото-порфировых; 6- золото-скарновых и золото-медно-скарновых (известково-щелочная серия); 7- скарновых вольфрам-молибденовых. Биотиты гранитоидных комплексов Б. Кавказа: 8- субвулканические трахириодациты маринского; 9- субвулканические трахириодацит-порфиры хуламского; 10- трахидациты кавминводского; 11- гранодиорит-порфиры, дацит-порфиры теплинского; 12- лейкограниты тырныаузского (массивы «Самолёт», «Паук»); граниты эльджуртинского комплекса: 13 – биотитовые граниты Эльджуртинского массива (центр), 14 – биотитовые граниты эндоконтакта массива, 15- двуслюдяные граниты остаточного очага.
Сложная гетерохронная интрузивная деятельность в пределах Турныаузского рудного поля развивалась в направлении увеличения кислотности среды, что подтверждается увеличением значений потенциала ионизации биотита (табл.2). При этом, вероятно, важную роль в рудообразовании играли процессы контаминации корового материала, приводившие к генерации сильно контаминированных и восстановленных магм в краевых частях интрузий и в остаточном очаге (рис.2). В последнем резко снижались температуры кристаллизации и увеличивались фугитивности воды и парциальные давления воды и углекислоты (табл.2).
Таблица 2
Некоторые параметры флюидного режима гранитоидов Большого Кавказа
|
Магматические комплексы, возраст, районы |
Породы, фазы, фации |
Т˚С |
lg f O2 |
fH2O |
pH2O |
pCO2 |
у |
lgfHF/fHCl |
Квост |
(pH2O+pCO2) pH2O |
|
Теплинский, N23,
Сангутидон
|
Гранодиорит-порфиры 2 фазы |
760 |
-10,1 |
930 |
1240 |
1260 |
196 |
-2,91 |
0,15 |
2,02 |
|
Дайки эксплозивной брекчии |
740 |
-2,7 |
1510 |
1280 |
1720 |
194,5 |
-2,47 |
0,13 |
2,34 |
|
|
Дацит-порфир дайки 5 фазы |
730 |
-4,1 |
1500 |
1960 |
1840 |
194,4 |
-2,45 |
0,14 |
1,94 |
|
|
Тепли |
Гранодиорит-порфиры 2 фазы |
755 |
-13,2 |
935 |
1250 |
1350 |
192,0 |
-2,75 |
0,65 |
1,34 |
|
Дайки дацит-порфиров |
735 |
-4,2 |
995 |
1940 |
1760 |
198,6 |
-3,41 |
0,12 |
1,41 |
|
|
Кароби |
Дацит-порфир |
820 |
-7,5 |
490 |
1950 |
1450 |
193,8 |
-2,81 |
0,13 |
2,34 |
|
|
Тырныаузское рудное поле |
|
||||||||
|
Трондьемиты N1(?) г. Паук |
Породы, фазы, фации |
920 |
-6.0 |
160 |
925 |
1175 |
175.1 |
-4.5 |
0.57 |
2.27 |
|
Тырныаузский, N23, г. Паук |
Лейкограниты двуполевошпатовые |
790 |
-3.2 |
760 |
920 |
1080 |
188.3 |
-1.79 |
0.11 |
2.17 |
|
Эльджуртинский, N23,
Эльджуртин- ский массив |
Граниты централь- ной части массива |
880 |
-12 |
235 |
350 |
150 |
190 |
-2,3 |
0,8 |
1,43 |
|
Граниты эндоконтакта |
820 |
-11,5 |
350 |
510 |
290 |
191 |
-1,35 |
0,88 |
1,57 |
|
|
Граниты остаточного очага |
710 |
-12,2 |
278 |
4250 |
2050 |
195 |
-1,42 |
0,55 |
1,48 |
|
|
продолжение Таблицы 2 |
||||||||||
|
Эльджурту-Баш |
Фельзит-порфиры |
720 |
-10,2 |
5420 |
580 |
300 |
193 |
-2,05 |
0,8 |
1,51 |
|
Кавминводский N23 Бештау |
Трахидацит |
815 |
0,15 |
515 |
965 |
930 |
190,9 |
-1,35 |
0,05 |
1,96 |
|
Бык |
Трахидацит |
810 |
0,12 |
520 |
1320 |
1680 |
189,2 |
-1,2 |
0,06 |
2,27 |
|
Кинжал |
Трахидацит |
740 |
0,31 |
920 |
980 |
995 |
189,5 |
-1,6 |
0,05 |
2,01 |
|
Верблюдка |
Трахидацит |
760 |
0,2 |
950 |
1010 |
1220 |
188,6 |
-1,59 |
0,04 |
2,21 |
|
Змейка |
Трахидацит |
750 |
0,23 |
960 |
1015 |
1230 |
189,8 |
-1,55 |
0,06 |
2,21 |
Примечание. Т- температуры кристаллизации гранитоидов, ˚С; lgfO2- логарифм фугитивности кислорода; fH2O – фугитивность воды; pH2O, рCO2- парциальные давления воды и углекислоты, соответственно; lgfHF/lgfHCl –логарифм отношений фугитивности плавиковой и соляной кислот; К вост- коэффициент восстановленности флюидов; у – условный потенциал ионизации биотитов, по В.А. Жарикову; фугитивности и парциальные давления приведены в 102 кПа.
Интерпретация результатов
Приведенные данные показывают, что в кайнозойский этап развития Большого Кавказа развивались рудогенерирующие гранитоиды 4 петрогенетических типов: I, SH, AD, A. Их формирование проходило в результате мантийно-корового взаимодействия с процессами контаминации корового материала в результате функционирования Кавказского плюма. Аномальные параметры флюидного режима на значительном временном интервале генерировали Тырныаузское месторождение мирового класса[5].
Заключение
Кайнозойская интрузивная активизация на Большом Кавказе походила в результате функционирования Каказского плюма в условиях аномальных параметров флюидного режима рудогенерирующих магматитов c формированием 4 петрогенетических типов гранитоидов: I, SH, AD, A..
Библиографическая ссылка
Гусев А.И. КАЙНОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ БОЛЬШОГО КАВКАЗА: ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ, ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ И РУДОНОСНОСТЬ // Современные наукоемкие технологии. – 2014. – № 4. – С. 22-27;URL: https://top-technologies.ru/ru/article/view?id=34555 (дата обращения: 21.11.2024).