Научная статья на тему 'Фиагдонский эффузивно-силловый комплекс (Республика Северная Осетия-Алания, Россия): геохимия, геодинамическая обстановка формирования, проблемы рудоносности'

Фиагдонский эффузивно-силловый комплекс (Республика Северная Осетия-Алания, Россия): геохимия, геодинамическая обстановка формирования, проблемы рудоносности Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

CC BY
210
38
i Надоели баннеры? Вы всегда можете отключить рекламу.
Ключевые слова
БОЛЬШОЙ КАВКАЗ / ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ / ПРОЯВЛЕНИЯ ОСНОВНОГО МАГМАТИЗМА / K-AR И 40AR/39AR ВОЗРАСТНОЕ ДАТИРОВАНИЕ / КЛАССИФИКАЦИОННЫЕ ДИАГРАММЫ / ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Аннотация научной статьи по наукам о Земле и смежным экологическим наукам, автор научной работы — Газеев Виктор Магалимович, Гурбанов Анатолий Георгиевич, Гольцман Ю.В., Олейникова Т.И., Энна Н.Л.

Породы фиагдонского эффузивно-силлового комплекса представлены вулканитами основного и ультраосновного составов, наиболее полно представленного в Северной Осетии (верховья рр. Зарамагдон, Фиагдон, Архондон, Мидаграбиндон). Породы комплекса образовались на раннеальпийском этапе формирования Большого Кавказа. В статье приведены впервые полученные изотопно-геохимические характеристики пород комплекса, позволившие уточнить источники исходных расплавов и геодинамическую обстановку при образовании пород фиагдонского комплекса (ФК). Геологический возраст вулканитов ФК, по фаунистическим остаткам во вмещающих их породах циклаурской свиты, соответствует синемюру нижнему плинсбаху [6]. По 40Ar/39Ar датированию плагиоклаза из толеитовых базальтов получено устойчивое плато с возрастом 196±4 млн лет, соответствующее плинсбахскому времени [27]. По химическому составу основные разновидности пород ФК соответствуют базальтам и габброидам нормальной щелочности и относятся к натровой серии (Na2O ⁄ K2O > 4), по степени глиноземистости к умеренно глиноземистым образованиям (аl1варьирует от 0.8 до 0.98). На диагностических диаграммах породы ФК сконцентрированы в полях: нормальных базальтов СОХ, окраинных морей; или в зоне перекрытия полей базальтов МОRВ и IAT-энсиматических островных дуг. Сравнение мультиэлементных спектров и спектров распределения REE с эталонами N-MORB показало, что породы ФК обогащены крупноионными литофильными элементами при заметном дефиците тяжелых REE и высокозарядных элементов Nb, Hf, Ti, P. Подобные особенности редкоэлементного состава пород указывают на их близость к толеитовым базальтам задуговых бассейнов, занимающих промежуточное положение между МОRВ и IAT. По величинам 87Sr / 86Sr породы фиагдонского комплекса сопоставимы с базальтами энсиматических островных дуг и окраинных морей. На основании анализа результатов комплексных исследований сделан вывод о том, что геодинамическая обстановка, в которой сформировался базит-гипербазитовый фиагдонский комплекс и ассоциирующие с ним глубоководные осадки, определена как надсубдукционная офио-литовая (suprasubduction zone ophiolites) [25].

i Надоели баннеры? Вы всегда можете отключить рекламу.

Похожие темы научных работ по наукам о Земле и смежным экологическим наукам , автор научной работы — Газеев Виктор Магалимович, Гурбанов Анатолий Георгиевич, Гольцман Ю.В., Олейникова Т.И., Энна Н.Л.

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.
i Надоели баннеры? Вы всегда можете отключить рекламу.

Текст научной работы на тему «Фиагдонский эффузивно-силловый комплекс (Республика Северная Осетия-Алания, Россия): геохимия, геодинамическая обстановка формирования, проблемы рудоносности»

УДК 552.323.5

ФИАГДОНСКИЙ ЭФФУЗИВНО-СИЛЛОВЫЙ КОМПЛЕКС (РЕСПУБЛИКА СЕВЕРНАЯ ОСЕТИЯ-АЛАНИЯ, РОССИЯ): ГЕОХИМИЯ, ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ, ПРОБЛЕМЫ РУДОНОСНОСТИ В.М. Газеев1, А.Г. Гурбанов2, Ю.В. Гольцман3, Т.И. Олейникова4, Н.Л. Энна5, А.Н. Письменный6

Аннотация. Породы фиагдонского эффузивно-силлового комплекса представлены вулканитами основного и ультраосновного составов, наиболее полно представленного в Северной Осетии (верховья рр. Зарамагдон, Фиагдон, Архондон, Мидаграбиндон). Породы комплекса образовались на раннеальпийском этапе формирования Большого Кавказа.

В статье приведены впервые полученные изотопно-геохимические характеристики пород комплекса, позволившие уточнить источники исходных расплавов и геодинамическую обстановку при образовании пород фиагдонского комплекса (ФК).

Геологический возраст вулканитов ФК, по фаунистическим остаткам во вмещающих их породах циклаурской свиты, соответствует синемюру - нижнему плинсбаху [6]. По 40Ar/39Ar датированию плагиоклаза из толеитовых базальтов получено устойчивое плато с возрастом 196±4 млн лет, соответствующее плинсбахскому времени [27].

По химическому составу основные разновидности пород ФК соответствуют базальтам и габброидам нормальной щелочности и относятся к натровой серии (Na2O/K2O > 4), по степени глиноземистости - к умеренно глиноземистым образованиям (аРварьирует от 0.8 до 0.98).

На диагностических диаграммах породы ФК сконцентрированы в полях: нормальных базальтов СОХ, окраинных морей; или в зоне перекрытия полей базальтов МОИ.В и IAT-энсиматических островных дуг. Сравнение мультиэ-лементных спектров и спектров распределения REE с эталонами N-MORB показало, что породы ФК обогащены крупноионными литофильными элементами при заметном дефиците тяжелых REE и высокозарядных элементов - Nb, Hf, Ti, P. Подобные особенности редкоэлементного состава пород указывают на их близость к толеитовым базальтам задуговых бассейнов, занимающих промежуточное положение между МОRВ и IAT.

По величинам 87Sr/ 86Sr породы фиагдонского комплекса сопоставимы с базальтами энсиматических островных дуг и окраинных морей.

На основании анализа результатов комплексных исследований сделан вывод о том, что геодинамическая обстановка, в которой сформировался базит-гипербазитовый фиагдонский комплекс и ассоциирующие с ним глубоководные осадки, определена как надсубдукционная офио-литовая (suprasubduction zone ophiolites) [25].

Ключевые слова: Большой Кавказ, вулканические образования, проявления основного магматизма, K-Ar и 40Ar/39Ar возрастное датирование, классификационные диаграммы, изотопно-геохимические данные.

ВВЕДЕНИЕ

В современном структурном плане Большой Кавказ (Бк), с одной стороны, является южным окончанием Скифской плиты, а с другой - частью Восточно-Средиземноморской складчатой области Альпийско-Гималайского складчатого пояса. Его формирование происходило в обстановке субмеридионального сжатия, приведшего к тектоническому скучиванию и перераспределению горных масс, наращиванию мощности континентальной коры, широкому развитию складчатых и надвиговых структур. Хорошая обнаженность, присутствие в стратиграфических разрезах, в диапазоне от раннего палеозоя до голоцена включительно, разнообразных по составу и условиям становления магматических ассоциаций пород и связанных с ними месторождений и проявлений рудных полезных ископаемых сделал этот регион природной лабораторией для: изучения стратиграфии; эволюции магматизма и связи

оруденения с конкретными магматическими комплексами; решения геодинамических проблем и проведения палеогеодинамических реконструкций.

Одним из важных периодов геологического развития БК, с точки зрения проявления магматизма и его геодинамики, является раннеальпий-ский этап. Магматическая составляющая этого этапа проявилась локально в различных зонах БК и представлена многочисленными магматическими комплексами, такими как: Диндидахский, Катухчайский, Мачхалорский, Борчинский, Че-талтапинский, Ассинский, Фиагдонский, Лаур-ский, Дигорский, Хуламский, Джалпакский, Ма-ринский, Домбайский, Санчаро-Кырдывачский, Джаловчатский, Цейский, Эцерско-Мулахский, Гойтхский, Мзымтинский, Авадхарский, Чве-жипсинский, Горабско-Келасурский, Кирарско-Абакурский; вулканогенными свитами («порфи-ритовая» на южном склоне БК, «горы Индюк»

' Газеев Виктор Магалимович - к. г.-м. н., н. с. ИГЕМ РАН.

2 Гурбанов Анатолий Георгиевич - к. г.-м.н., в.н.с. ИГЕМ РАН.

3 Гольцман Ю.В. - к. г.-м. н., с.н.с., ИГЕМИГЕМ РАН.

4 Олейникова Т.И. - н. с. ИГЕМ РАН.

5 Энна Н.Л. - к. г.-м. н., главный геолог ФГУП «Кавказгеолсъемка», г. Ессентуки.

6 Письменный А.Н. - нач. партии ОАО «Кавказгеолсъемка», г. Ессентуки.

ТОМ 14

на Западном Кавказе, садонская в Северной Осетии); вулканогенными толщами (некрос-ская, даккичай-муаличайская и др.); дайковыми поясами (Казбекским, Кахетинским), которые принимают участие в строении осадочного чехла Скифской плиты (СП), в том числе на Западном, Центральном и Восточном Кавказе, в Предкавказье, в складчатых зонах Южного склона БК и в Закавказье.

При изучении и реконструкции исторических событий в любом регионе используют комплексные данные, в том числе и полученные при изучении магматических образований конкретного возраста. Однако для решения подобных задач кроме геологических наблюдений большое значение имеют и результаты прецизионных изотопных и геохимических исследований, поскольку необходимо с высокой точностью оценить содержания целого ряда индикаторных элементов в породах и минералах и величины стронциевых и неодимовых отношений. Поэтому получение новых оригинальных аналитических данных часто позволяет уточнить условия формирования исходных расплавов и расшифровать геодинамические обстановки формирования конкретных ассоциаций (комплексов) магматических пород. Необходимо отметить, что магматические образования раннеальпийского этапа БК, интенсивно изучавшиеся в середине и конце ХХ века, были очень слабо охарактеризованы современными аналитическими данными [5].

В статье приведены результаты XRF; ISP-MS; изотопного (Sr, Nd, Pb) анализов пород фиагдон-ского эффузивно-силлового комплекса и дана их интерпретация.

ОПРОБОВАНИЕ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В 2011-2013 гг., при проведении полевых работ по базовой тематике Лаборатории петрографии ИГЕМ РАН были отобраны представительные пробы из основных разновидностей пород раннемезозойского фиагдонского эффузивно-силлового комплекса, обнажающихся в верховьях рек Мамихдон, Архондон, Фиагдон, Меда-грабиндон. Для минералогических исследований и выделения мономинеральных фракций из магматических пород и рудных тел были отобраны минералогические пробы весом 10-15 кг. В ИГЕМ РАН были изготовлены шлифы, аншлифы и проведен комплекс аналитических исследований приведенными ниже методами.

Рентгено-флюоресцентный анализ (XRF) пе-трогенных и микроэлементов выполнен на спектрометре последовательного действия PW-2400 производства компании Philips Analytical B.V. Нижний предел определения количественного анализа 10 петрогенных элементов составлял

0,02 %; а 13 микроэлементов - в диапазоне от 5 до 50 г/т. Качество результатов соответствует требованиям III категории точности количественного анализа по ОСТ РФ 41-08-205-99.

Концентрации редких и редкоземельных элементов определялись методом ICP-MS (спектроскопия индукционно связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием) на масс-спектрометре X-Series II. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс осуществлялась с помощью стандартных 68-элементных растворов (ICP-MS-68A, HPS, растворы A и B), включающих все анализируемые в пробах элементы. Для контроля качества измерений и учета дрейфа чувствительности прибора анализы проб чередовались с анализами стандартного образца с периодичностью 1:10. В качестве стандартов использовались аттестованные образцы BHVO-2 и AGV-2, разложенные с серией исследуемых проб. Пределы обнаружения элементов составляли от 0,1 нг/г для тяжелых и средних по массе элементов с возрастанием до 1 нг/г для легких элементов. Погрешность анализа составляла 1-3 %. Для расчета концентраций элементов использовалась серия калибровочных растворов, приготовленных из стандартного раствора ICP-MS-68A, HPS (A и B) с диапазоном концентраций 0,03-10 ppb.

Измерения, связанные с изучением в образцах изотопии Rb, Sr, Sm и Nd, выполнены в Лаборатории изотопной геохимии и геохронологии, с применением методов анализа, отработанных и широко применяемых в этой лаборатории. Содержания Rb, Sr, Sm и Nd определены методом изотопного разбавления с использованием смешанных трассеров 85Rb+84Sr и 149Sm+150Nd. Выделение Rb, Sr, Sm и Nd для изотопного анализа проводилось из растворов образцов методом элюентной хроматографии. Изотопные измерения проведены на многоколлекторном термоионизационном масс-спектрометре Sector 54 (Micromass, Великобритания). Элементное изотопное отношение определялось методом изотопного разбавления посредством измерения отношений 85Rb/87Rb, 84Sr/86Sr, 149Sm/147Sm, 150Nd/144Nd в смесях образца и трассеров. Контроль правильности измерений осуществлялся по результатам систематических изотопных анализов международного стандартного образца Sr SRM-987 и внутри лабораторного стандартного образца Nd ИГЕМ. Погрешности соответствуют уровню 2а.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ФИАГДОНСКОГО КОМПЛЕКСА

Раннемезозойский базальтоидный магматизм Северной Осетии длительное время рас-

Рис. 1. Положение Мамисон-Казбекской СФЗ и пород фиагдонского комплекса на геологических картах и разрезах (по материалам ФГУГП «Цветметразведка», Владикавказ)

ТОМ к

сматривался как составная часть Казбекского диабазового пояса и часто в составе единой габбро-диабазовой или диабаз-пикритовой формации, или формации недифференцированных толеитовых базальтов [6, 7, 11]. По результатам геолого-съемочных работ 90-х годов прошлого столетия, в пределах Республики Северная Осетия-Алания рассматриваемые породы были выделены [15] в самостоятельный эффузивно-силловый фиагдонский комплекс (ФК). Магматические породы этого комплекса присутствуют в Мамисон-Казбекской структурно-формационной зоне (МК СФЗ), расположенной в Ардон-Терекском междуречье в водораздельной части Главного Кавказского хребта. В современной структуре Кавказа МК СФЗ представлена узкой тектонической пластиной мощностью до 5 км (а в зоне Фиагдонского надвига она достигает 10-12 км), ограниченной с севера Шаухохским, а с юга - Адайком-Казбекским разломами (рис. 1). Глубоководные пелитовые осадки, вмещающие вулканиты в этой тектонической пластине, рядом исследователей рассматривались в составе Адайхох-Дарьяльской СФЗ, либо они объединялись с отложениями зоны Южного склона. Толщи пород МК СФЗ интенсивно дислоцированы, основание разрезов не установлено, а верхние горизонты эродированы в различной степени.

Отложения, развитые в этой СФЗ, в настоящее время большей частью субдуцированы и частично выжаты на край Скифской плиты с образованием пакетов тектонических покровов (Фиагдонский и др.). Разрезы отложений МК СФЗ сопоставляются с плинсбах-тоарскими вулканогенно-терригенными образованиями Западного и Восточного Кавказа, занимающими сходную тектоническую позицию и положение в раннемезозойском стратиграфическом разрезе. Однако, в отличие от них, в данном районе эффузивные породы развиты значительно шире и в их составе практически отсутствуют туфы и кислые разности пород. В пределах рассматриваемой СФЗ основной объем магматических образований ФК находится в междуречье Архон-дон - Фиагдон - Медаграбин (рис. 1). Среди них выделяются покровная, в том числе подводная и субинтрузивная фазы внедрения. Первая -это преимущественно лавовые потоки базаль-тоидных порфиров мощностью от 10 до 70 м, в основании которых встречаются лавобрекчии и гиалокластиты (мощностью до 4-6 м), сменяющиеся вверх по разрезу потоков шаровыми или подушечными лавами. Шары, размером от первых десятков сантиметров до 2 м, сложены плотным мелкозернистым диабазом. Межшаровое пространство выполнено глинистым веществом и хлорит-кальцитовой массой, иногда с примесью серпентинита. Суммарное количе-

ство вулканитов в раннемезозойском разрезе может достигать 40 %. Вмещающие породы представлены глубоководными глинистыми сланцами, чередующимися с алевритистыми сланцами и прослоями тонкозернистых квар-цитовидных песчаников. Субинтрузивные образования представлены силлами (мощностью до 100 м), дайками, реже некками и мелкими (до 0,5 км2) штоками диабазов, габброидов, пи-критов и линзами серпентинитов с прожилками амфибол-асбеста. Отмечается насыщение вмещающих пород параллельно расположенными дайками вблизи вулканических аппаратов «трещинного типа» и постепенное уменьшение их количества по мере удаления от этих аппаратов [10, 7, 15, 18]. Геологический возраст вулканитов, исходя из согласного залегания покровных фаций в разрезах фаунистически охарактеризованной циклаурской свиты, соответствует сине-мюру - нижнему плинсбаху [5]. По результатам К-Аг-датирования микрогаббро из верховьев р. Фиагдон приводятся следующие данные (млн лет): 112±10, 116±16, 128±11, 136±5, 150±3, 156±16, 162±15, 164±25, 176±8, 180±35, 207±17 [6]. По данным аргон-аргонового (40Аг/39Аг со ступенчатым отжиганием) датирования плагиоклаза из толеитовых базальтов получено устойчивое плато с возрастом 196±4 млн лет, соответствующее плинсбахскому времени ранней юры [21]. На Восточном Кавказе, в Республике Ингушетия и в Чеченской Республике породы ФК описаны в составе Ассинского либо Плин-сбахского комплексов.

КРАТКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

Среди пород ФК выделяют эффузивные и субинтрузивные разновидности. Первые представлены плагиоклазовыми порфиритами, спи-литами, брекчиями, туфобрекчиями, палагони-товыми туфами и туфопесчаниками. Вторые

- диабазами, диабазовыми порфиритами, лей-кодиабазами, диабазовыми пегматитами, пре-нитизированными и актинолитовыми диабазами, пироксенитами, габбро, пикритами и серпентинитами. Наиболее распространенными и значимыми для петрогенетической интерпретации являются плагиоклаз-пироксеновые порфириты, спилиты и субинтрузивные диабазы, габбро-долериты, пикриты и серпентиниты.

Плагиоклаз-пироксеновые порфириты

- это плотные, тонко- и мелкозернистые, серые либо зеленовато-серые породы с существенно варьирующим количеством вкрапленников плагиоклаза и пироксена. В связи с этим структура породы в небольших интервалах иногда изменяется от порфировой до афировой. Плагиоклаз

вкрапленников .пн(до 2 х 4 мм по удлинению) представлен реликтами таблитчатых кристаллов, почти нацело замещенных тонким агрегатом из альбита, хлорита, карбоната, монтмориллонита. Пироксен (авгит) образует кристаллы размером до 2 мм. Иногда в нем встречаются пойкилитовые пластинки более свежего плагиоклаза (лабрадора). Основная масса состоит из альбита, хлорита, рудного минерала и карбоната, иногда с эпидотом, цоизитом и пренитом.

Спилиты образуют самостоятельные тела, или постепенные переходы в более свежие, порфировые разновидности. Для них характерна миндалекаменная, реже реликтовая апоинтер-сертальная структура. Состоят они из лейсталь-битизированного плагиоклаза размером до 0,7 мм и тонких призм роговой обманки, часто образующих пучки. Миндалины выполнены карбонатной массой, а промежуточный мезостазис состоит из карбоната, хлорита, альбита, рудного минерала.

Диабазы - массивные зеленовато-серые породы, однообразные по минеральному составу и со значительными колебаниями размера кристаллов и микроструктур. Наиболее распространенной является диабазовая микроструктура, но встречаются порфировая, пойкилоофитовая, апоинтерсертальная и габбро-диабазовая. Плагиоклаз вкрапленников замещен агрегатом пели-тового вещества с примесью карбоната, цоизита, пренита, альбита. В основной массе плагиоклаз (лабрадор) обычно не изменен и характеризуется резко выраженным идиоморфизмом по отношению к пироксену. Моноклинный пироксен (авгит) в свежих разновидностях присутствует примерно в равных количествах с плагиоклазом и замещается актинолитом. Хлорит отмечается в межзерновых промежутках и совместно с ак-тинолитом, карбонатом и рудным минералом образует гнездообразные скопления. Роговая обманка, цоизит, карбонат и кварц встречаются в микропрожилках. Рудные минералы - пирит, пирротин, титаномагнетит.

Габброиды и габбро-долериты - массивные, крупнозернистые, меланократовые породы, ассоциирующие с диабазами. Микроструктуры долеритовая и габброидная. Состоят из крупных изометричных зерен плагиоклаза (лабрадор-андезин, размером до 2 х 7 мм), призматических кристаллов авгита размером до 6 х 7 мм. Акти-нолит с хлоритом замещают пироксен. Хлорит с альбитом развиваются по раннему плагиоклазу. Рудный минерал (ильменит) образует ксеноморф-ные, скелетные и удлиненно-призматические кристаллы (размером до 4-5 мм) в промежутках между андезином и авгитом.

Пикриты и серпентиниты встречаются в виде линзовидных тел, ассоциирующих с габбро

и диабазами. Это темно-зеленые массивные или рассланцованные породы, с занозистым изломом, в которых иногда заметны блестки пироксена и отмечаются жилы асбеста. Микроструктура пород псевдопорфировая, обусловленная присутствием крупных амфиболовых псевдоморфоз по авгиту (который сохраняется местами в их центральной части) и округлых псевдоморфоз серпентина по оливину. Основная масса состоит из антигорита, хлорита, иногда с примесью мелко-шестоватых кристаллов актинолита и тремолита либо плагиоклаза и пренита.

ПЕТРОХИМИЯ, ГЕОХИМИЯ, ИЗОТОПИЯ ПОРОД КОМПЛЕКСА

По химическому составу (табл. 1) основные разновидности пород ФК соответствуют базальтам и габбро нормальной щелочности (ЭЮ2 43,7-52,02 %; Ыа20 + К20 < 5 %) [14], а на классификационной диаграмме Ыа20 + K-0/Si0- фигуративные точки их составов сгруппированы в поле базальта (рис. 2). По величине отношения щелочей породы относятся к натровой серии (Ыа20 / К20 > 4), по степени глиноземистости (а11 = А1203// Ре203 + Ре0 + Мд0) - к умеренно глиноземистым образованиям (а!1 варьирует от 0,8 до 0,98). В редких случаях степень глиноземистости вулканитов повышается (а!1 = 1,06-1,37) до уровня высокоглиноземистых базальтоидов, что, по-видимому, связано с поздним перераспределением А! при развитии пренита. Ультраосновные разновидности пород комплекса соответствуют пикробазальтам. Серпентиниты по химическому составу [7] близки к пикритам: Si0- (37,54-39,72 %); А!203 / ТЮ2 (4-14) и характери зуются практически полным отсутствием щелочей. На диаграммах (Т/100) - гг - (У*3); (Т/100) - гг - ^г/ 2); Т / гг фигуративные точки составов основных пород комплекса сгруппированы в поле базальтов океанического ложа. На диаграммах (гг/У) - гг и (ЫЬ*2) - (гг/4) - У - в поле нормальных базальтов срединно-океанических хребтов. Отметим, что на первой из диаграмм значительная часть фигуративных точек лежит в зоне перекрытия полей базальтов срединно-океанических хребтов с островодужными. Известно, что базальты островных дуг могут быть связаны с тем же источником, что и МОрВ, но для объяснения более низких абсолютных содержаний Д гг, У и ЫЬ требуются большие степени парциального плавления [2].

На тройной диаграмме ТЮ2 - Мп0*10 -Р205*10 (рис. 3) фигуративные точки составов пород комплекса расположены в пограничной зоне полей базальтов срединно-океанических хребтов и окраинных морей (МОРВ) и толеитов островных дуг (1АТ). Известно, что несмотря на

ТОМ к

Таблица 1

Результаты ХРР анализа пород Фиагдонского комплекса (оксиды в мас. %, элементы в г/т)

Оксиды Номера образцов

110-1 110-2 110-3 110-4 110-5 110-6 111-1 111-2 111-4 111-5 111-8

SiO2 48.09 46.71 47.2 43.7 48.14 51.59 47.01 46.45 47.22 45.88 48.09

TiO2 1.12 1.46 1.38 1.37 1.87 1.73 1.49 1.27 1.07 1.62 1.64

Al2O3 16.54 17.58 16.15 15.28 14.89 18.38 18.21 15.19 19.55 15.3 15.07

Fe2O3 8.55 8.96 10.56 9.71 11.06 8.36 9.01 10.62 8.38 11.46 10.09

MnO 0.14 0.14 0.16 0.16 0.16 0.3 0.16 0.17 0.12 0.27 0.16

MgO 8.94 6.84 8 7.73 7.02 5.01 5.7 8.29 6.46 7.23 7.59

CaO 10.76 11.95 10.48 13 8.51 4.83 12.54 11.34 11.76 10.09 11.98

Na2O 2.09 2.29 2.02 2.64 3.22 5.32 2.89 2.44 2.56 2.61 2.79

K2O 0.28 0.73 0.35 0.44 0.78 0.42 0.12 0.16 0.17 0.36 0.06

P2O5 0.09 0.12 0.11 0.13 0.37 0.15 0.12 0.12 0.07 0.16 0.12

S 0.07 0.22 0.1 0.04 0.03 0.04 0.38 0.11 0.02 0.17 0.15

ППП 3.12 2.77 3.29 5.57 3.64 3.6 2.19 3.62 2.45 4.61 2.05

Сумма 99.79 99.77 99.8 99.77 99.69 99.73 99.82 99.78 99.83 99.76 99.79

Элементы 110-1 110-2 110-3 110-4 110-5 110-6 111-1 111-2 111-4 111-5 111-8

Cr 286 258 207 293 182 363 179 246 220 270 260

V 142 145 181 139 186 210 164 172 122 201 191

Co 24 16 13 19 23 29 16 19 17 21 20

Cu 46 40 33 36 23 46 35 51 30 50 51

Ni 98 67 67 74 67 93 34 56 59 48 40

Zn 43 50 55 44 60 59 55 57 48 82 53

Pb 10 10 10 10 10 14 10 10 10 10 10

Rb 8 18 11 12 9 14 1 5 2 9 3

Sr 121 242 143 148 342 130 186 205 176 170 152

Nb 5 8 4 4 18 6 4 4 - 3 2

Y 24 30 30 30 34 29 36 27 21 34 29

Zr 66 100 92 101 150 128 100 91 68 113 104

Номера образцов

Оксиды 30 31 33 34 35 100 100-2 100-3

SiO2 47.44 47.22 48.36 49.58 48.02 51.02 52.02 51.74

TiO2 1.2 1.61 ! .33 1.18 1.35 1.61 1.43 1.12

Al2O3 18.57 18.18 16.77 16.29 16.58 15.05 13.84 15.7

Fe2O3 7.9 10.11 8.45 10.47 9.52 9.81 9.49 8.82

MnO 0.13 0.22 0.15 0.19 0.17 0.18 0.17 0.16

MgO 8.28 6.94 8.01 7.97 7.66 6.95 7.78 7.21

CaO 11.05 9.2 11.53 11.01 11.16 11.23 11.24 11.06

Na2O 2.15 3.15 2.41 1.99 2.4 3.61 3.49 3.71

K2O 0.16 0.22 0.12 0.39 0.17 0.23 0.27 0.25

P2O5 0.09 0.12 0.1 0.08 0.1 0.12 0.14 0.12

S 0.05 - - 0.24 0.33 0.05 0.02 0.02

ППП 2.84 2.83 2.59 0.34 2.39 H.o H.o H.o

Сумма 99.86 99.8 98.49 99.73 99.85 99.86 99.89 99.91

Элементы 30 31 33 34 35 100 100-2 100-3

Cr 179 256 329 298 261 38 44 34

V 148 219 207 192 198 311 292 206

Co 42 37 38 42 45 36 30 33

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

Cu 68 113 90 307 80 20 21 12

Ni 229 133 138 97 96 32 45 36

Zn 57 99 75 111 72 63 67 63

Pb - - - 30 - 10 - -

Rb 4 7 4 15 6 5 9 11

Sr 143 196 167 153 162 207 185 226

Примечание: 110-1, 110-2, 110-3, 110-4, 110-5, 110-6 - шаровые лавы левобережья р. Дзамараш-дон; 1111, 111-2, 111-4, 111-5, 111-8 - дайки; 30, 31, 33, 34, 35 - силлы верховьев р. Архон-дон; 100, 100-2, 100-3 -габброиды, габбро-долериты.

ГАЗЕЕВ В.М., ГУРБАНОВ А.Г., ГОЛЬЦМАН Ю.В. И ДР. ФИАГДОНСКИЙ . 18

Sr/2 Zr

Y*3

Ш110 150110 11000 zwo 60Ü0 MM и

■ .......... *и,мг так»".! "1 h11,11 ....... LKT-A.B

CAB-А+С _

OFB-B.D

т /м *

/ Ъл J

J / / г с

-т л^

..... .1.....ж......1.........1 ..Htmil.n.hi..,

10

ss

1

—I—,—......I

A • Within ibtc Flamlis h . Ulniul Arc BwaJls С - ММ Осод Kiilgr RuNal

I) 25 50 75 10(1 125 I50 175 2011 225 251)

10

ieo

Zr Zr

Рис. 2. Диагностические диаграммы для пород фиагдонского комплекса (условные обозначения см. на рис. 3)

1000

высокую мобильность Мп0, эта диаграмма позволяет успешно различать плейт-тектонические и петрогенетические обстановки формирования вулканических пород, даже в случае умеренно спилитизированных базальтов. Используемый в данной диаграмме дискриминатор согласуется с представлениями о различиях ГО2 в магмах океанических хребтов и островных дуг, согласно которым для магм с низкой ГО2, таких как толеи-

ты МОРВ, раннее фракционирование оливина и плагиоклаза обедняет магму Мп0 относительно ТЮ2. Фракционирование титаномагнетита в островных дугах, где преобладает высокое Ю2, напротив, снижает в магме содержание ТЮ2 относительно Мп0. Примитивные М0РВ и толеиты островных дуг имеют сходные отношения ТЮ2/ Р205, что указывает на определенное сходство родоначальных магм [2]. Диаграмма V - (Т^1000)

ТОМ к

основана на сочетании Ti, являющегося иммобильным элементом, с коэффициентом распределения (КР), почти всегда меньшим единицы, и V, для которого КР кристалл/жидкость меняется с возрастанием f02 от > 1 до << 1. Диплетиро-вание V по отношению к Ti есть функция f02 магмы и ее источника, степени парциального плавления и последующей фракционной кристаллизации. Это позволяет диагностировать МпО*Ю тектонические обстановки вулканических ассоциаций и офиолитов OIB, MORB и IAT. Отметим также, что базальты современных за-дуговых бассейнов (ВАВВ) обычно имеют Ti/V отношение, подобное IAT либо MORB, т. е. могут иметь широкие вариации Ti/V отношения в пределах одного региона [2, 4]. Фигуративные точки составов ФК на диаграмме V - (Ti/1000) формируют собственное поле в нижней части графика с незначительным перекрытием полей OIB и MORB. На диаграмме Th - Ta - Hf/3, используемой для диагностики магматитов (N - MORB; E - MORB; WPT; WPA; VAB) и их дифференциатов, точки диабазов фиагдонского комплекса сгруппированы

в поле нормальных базаль- , ,

..„„....... ...........„...... Рис. 3. Диагностические диаграммы для пород фиагдонского комплекса

тов срединно-океанических ,-, , 1 , Г ^ ,

_ к Породы фиагдонского комплекса: 1 - пикриты и серпентиниты (составы заимство-

хребтов (N — MORB), д°- ваны из работы [7]); 2 - габбро-долериты; 3 - базальты, диабазы (ОРБ - базальты лериты в едином поле океанического ложа; 1АТ - базальты островных дуг; CAB - известково-щелочные ба-обогащенных базальтов зальты; LKT - низкокалиевые толеиты; OIT - толеиты океанических островов; OIA и - океанические островные дуги; OIB - базальты океанических островов; MORB - ба-

срединно - океанических зальты срединно-океанических хребтов). I - IAB; II - MORB; III - OIB хребтов и толеитовых вну-

триплитных базальтов.

По геохимическим данным, полученным методом ICP-MS (табл. 2), построены мультиэле-ментные спектры и спектры распределения REE для пород ФК (рис. 4). На спайдер-диаграмме, при нормировании по хондриту [22] спектры REE имеют вид полого-выпуклой кривой, сходной со спектрами MORB и в большинстве образцов без европиевой аномалии и некоторым обогащением в области MREE. Выявлено снижение

содержаний легких (Ьа, Се) и тяжелых (Тт, УЬ, Ьы) редких земель относительно концентраций элементов, расположенных в центральной части графика. Ьан/Бтн отношение варьирует в пределах от 0,49 до 0,66; С^/УЬн - от 1,1 до 1,38; Ьан/ УЬн - от 0,71 до 1,0, т. е. они близки к МОРВ и характеризуются низкой степенью фракционирования тяжелых редких земель. Для оценки степени дифференциации пород обычно используют величину количественного дефицита европия, ха-

Результаты ICP-MS анализа пород фиагдонского комплекса (содержания элементов в г/т)

Таблица 2

Элементы Номера образцов

30 31 35 111-1 111-5 100 110-3 110-4

Be 0.20 0.41 0.32 0.33 0.16 0.28 0.22 0.38

Sc 17 26 28 24 21 40 25 25

Ti 6205 9017 7539 7046 4906 8823 7180 6907

V 177 234 212 187 154 334 210 188

Cr 187 245 240 166 202 27 212 281

Mn 1039 1724 1431 1333 962 1403 1208 1191

Co 35 33 37 28 28 33 33 31

Cu 55 83 63 48 40 22 49 47

Zn 58 94 73 77 68 65 70 61

Ga 11 13 11 11 10 12 11 11

Rb 3 6 4 1.7 2.4 5 8.4 10

Sr 129 172 145 174 162 184 128 135

Y 20 27 24 28 18 20 26 25

Nb 1.3 2.0 1.6 2.3 1.1 1.4 2.0 3.1

Mo 0.07 0.17 0.66 0.65 0.28 0.32 0.66 0.26

Ag 0.16 0.23 0.22 0.18 0.16 0.08 0.29 0.32

Cs 0.29 0.39 0.16 0.22 0.18 0.38 0.72 1.9

Ba 13 49 30 11 14 24 22 47

La 2.1 2.9 2.7 3.3 1.9 2.9 2.6 3.6

Ce 7.4 10 9.4 12 6.8 9.2 9.4 12

Pr 1.3 1.8 1.7 2.1 1.2 1.6 1.7 2.1

Nd 7.7 11 9.5 12 7.0 8.4 9.9 11

Sm 2.7 3.8 3.3 3.9 2.4 2.9 3.4 3.5

Eu 0.99 1.3 1.2 1.4 0.95 1.3 1.3 1.3

Gd 3.1 4.5 3.9 4.4 2.9 3.5 4.0 4.1

Tb 0.57 0.83 0.71 0.81 0.53 0.61 0.76 0.74

Dy 3.9 5.5 4.7 5.3 3.5 4.2 5.1 4.9

Ho 0.79 1.1 0.96 1.1 0.72 0.83 1.1 1.0

Er 2.4 3.3 2.9 3.1 2.2 2.4 3.1 3.0

Tm 0.32 0.44 0.39 0.43 0.29 0.33 0.44 0.41

Yb 2.1 2.9 2.6 2.8 1.9 2.1 3.0 2.8

Lu 0.31 0.41 0.35 0.39 0.27 0.30 0.43 0.40

Hf 1.3 2.0 1.7 1.6 1.4 0.70 2.5 2.7

Ta 0.12 0.18 0.16 0.20 0.11 0.14 0.16 0.28

W 0.026 0.53 0.25 0.62 0.086 0.72 0.068 0.02

Pb 0.7 1.7 4.5 0.95 0.51 6.1 0.56 1.1

Bi 0.008 0.088 0.015 0.10 0.006 0.25 0.007 0.005

Th 0.087 0.14 0.12 0.11 0.071 0.22 0.17 0.28

U 0.035 0.046 0.22 0.042 0.029 0.038 0.058 0.10

Примечание: 110-3, 110-4 - шаровые лавы левобережья р. Дзамараш-дон; 111-1, 111-5 - дайки; 30, 31, 35 - силлы верховьев р. Архон-дон; 100 - габбро-долериты.

ТОМ к

Рис. 4. Спектры распределения REE и мультиэлементные

спектры пород фиагдонского комплекса

Условные обозначения: 1 - диабазы р. Дзамараш-дон; 2 - долериты; 3 - диабазы р. Архон-дон. 4 Y/n. 1-6 - спектры REE базальтов (N - MORB): 1-Срединно-Атлантического хребта;

2 - хребта Калберг (Индийский океан);

3 - Восточно-Тихоокеанское поднятие;

4 - грабена Красного моря; 5 - хребта Рейкянес [3]; 6 - породы фиагдонского комплекса

растеризуемую коэффициентом Eu/Eu*, где Eu* = V(S/SmvoHn х

' " v тпор. тхонд.

Gd /Gd ).

^ор. dхонд./

В исследованных образцах Eu/Eu* варьирует от 0,96 до 1,1, что также указывает на отсутствии заметной дифференциации, со значительной ролью фракционирования плагиоклаза. В единичном случае (обр. № 100 габбро-долерит) фиксируется заметный европиевый максимум (Eu/Eu* - 1,24).

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

Мультиэлементные спектры, нормированные по N - MORB, имеют плоский профиль распределения, в целом близкий к нормальным базальтам срединно-океанических хребтов. Однако наблюдаются и определенные отличия. В первую очередь это обогащение крупноионными ли-тофильными элементами (Rb, Ва, К, Sr) и умеренные отрицательные аномалии в содержаниях Nb и Hf. Подобные особенности редкоэлементного состава пород указывают на их близость к толеитовым базальтам заду-говых, окраинно-морских бассейнов, занимающих промежу-

Результаты изотопного (Rb, Sr, Sm, Nd) анализа пород ФК

Lu

Таблица 3

Обр Порода 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (87Sr/86Sr)0 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd (143Nd/144Nd)0 £Nd(T)

±2а ±2 а T = 200 m.y. ±2 а ±2 а T = 200 m.y.

1104/10 базальт 0.2211±7 0.704459±10 0.703831 0.1862±2 0.512989±7 0.512747 7.12

1105/10 диабаз 0.0755±3 0.705116±10 0.704902 0.1553±1 0.512840±8 0.512639 5.00

1111/10 диабаз 0.0264±3 0.703926±10 0.703851 0.1949±1 0.513002±7 0.512749 7.15

31/12 диабаз 0.0999±4 0.705955±13 0.705671 0.2048±1 0.513008±7 0.512741 7.01

Примечание. (87Sr/86Sr) = (87Sr/86Sr)0 + (87Rb/86Sr)p х (еАТ- 1). А = 0,0000142 m.у-1. Т = 200 m.у. (еАТ- 1) = 0,00284.

точное положение между МОРВ и 1АТ [9, 13]. Известково-щелочные породы задуговых бассейнов и островных дуг различаются по величинам Ьа/ЫЬ и Ьа/ТИ отношений. Так, вулканиты задуговых бассейнов имеют величины этих отношений около 1 и 10-20, соответственно. В изученных образцах величины отношений Ьа/ЫЬ варьируют в пределах 1,1-1,6, а Ьа/ТИ - в пределах 11-30, что соответствует базальтам современных задуговых бассейнов (ВАВВ) [17].

Величины стронциевых отношений (878г/868г) в базальтах и пикритах ФК варьируют, по данным [21], в пределах от 0,7039 до 0,7042, что несколько выше значений 0,7024 -0,7027, обычно принимаемых за характерные для современных примитивных типов базальтов МОРВ и абиссальных базальтов всех типов (0,70295 ± 36) [23], и близки к величинам, характерным для энсиматических (внутриокеанических) островных дуг (от 0,7029 до 0,7042) и окраинных морей (0,7036 - 0,7054, а среднее по 54 анализам 0,70316 ± 68) [4]. По результатам наших исследований (табл. 3) значения (878г/868г)0, находятся в пределах 0,70380,7057, что сопоставимо с величинами 878г/868г отношений в базальтах окраинных морей. Значения (143Ш/144Ш)0 находятся в пределах 0,51263 - 0,51275, £|\1С(Т) = 5,0-7,2.

РУДНАЯ СПЕЦИАЛИЗЦИЯ И ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЕ РУДНЫЕ АССОЦИАЦИИ

С раннеюрским базальтоидным магматизмом на Большом Кавказе ассоциирует ору-денение медно-пирротинового и колчеданно-полиметаллического (кипрского) типов, проявлявшееся неоднократно, с нижнего лейаса по верхний аален. Однако с породами ФК в верховьях р. Фиагдон ассоциирует группа рудопрояв-лений (Арсиком, Калдыком и др.) с Аы, М/, Аэ, РЬ и 2п минерализацией, представленных отдельными кварцевыми, кварц-карбонатными жилами, или их сериями и зонами окварцевания мощностью от 0,25 м и до 0,6-4,0 м при протяженности от десятков до первых сотен метров. Жилы секут вулканиты и выклиниваются во вмещающих аргиллитах. В тяжелой фракции минералогических

Результаты изотопного

проб, отобранных из вулканитов ФК на удалении от рудопроявлений, присутствуют (г/т): пирит и лимонит (до 2 000); пирротин (до 156); галенит (до 60); церуссит (до 23); халькопирит (до 45); малахит до (18); сфалерит (до 30). В отдельных пробах присутствуют шеелит, молибденит, киноварь и ар-сенопирит [18]. Рудные минералы рудопроявле-ний представлены: галенитом, сфалеритом, халькопиритом, пиритом, арсенопиритом, шеелитом и реже антимонитом, реальгаром, аурипигментом и киноварью. По данным ИНАА в бороздовых пробах содержания МО3 и Аы варьируют: от 0,07 до 0,5 %; и от 0,02 до 3-9,1 г/т, соответственно. Выявлены две разновидности шеелита: первая - розоватая, с бледно-голубым свечением в люминесцентном свете, присутствует в кварцевых жилах и имеет повышенные величины стронциевых отношений (878г/868г = 0,709609 - 0,710092); вторая - белая, полупрозрачная с характерным густоголубым свечением, отмечается в виде редкой мелкой вкрапленности в породах ФК и имеет более низкие величины 878г/868г = 0,703861-0,704015, практически идентичные с установленными в пикритах, габброидах, диабазах и базальтах ФК. Имеющиеся различия по изотопии стронция в шеелитах могут быть обусловлены: различными источниками вольфрама (коровым и мантийным) или геохимическим сродством 8г и Са, и исходными различиями этого показателя в геохимических барьерах, из которых заимствован Са, при образовании шеелита (СаМЭ4 ).

Проведено изучение изотопии свинца в галените из кварц-карбонатного прожилка, пересекающего вулканиты. Установлено, что модельный (РЬ-РЬ) возраст, рассчитанный по двухстадийной модели Стейси-Крамерса и значениям (204РЬ/238и), и ТИ/и для образца из рудопроявления Арсиком, составляет 308 млн лет (табл. 4). Эти данные совместно с величиной (204РЬ/238и), по нашему мнению, свидетельствуют о том, что на участке Арсиком имела место мобилизация свинца из более древних, палеозойских источников, каким могли быть гра-нитоиды Дарьяльского массива. По-видимому, на рудопроявлениях Арсиком и Калдыком в позднеальпийскую эпоху, когда геологическое строение района уже было аналогично современному, происходило переотложение рудных

Таблица 4

анализа свинца галенитов

№ пробы Изотопные отношения Модельный возраст, млн. лет М-2 W2 ти/и

206РЬ/204РЬ 207РЬ/204РЬ 208РЬ/204РЬ 208РЬ/206РЬ 207РЬ/206РЬ

546 18.479+7 15.697±6 38.791±15 2.09868±7 0.84948±3 308 10,09 40,76 4,01

Примечание: проба 546 - галенит из рудопроявления Арсиком.

ТОМ 14

элементов, часть из которых (W, Pb) могли быть мобилизованы из палеозойского фундамента (в том числе и из Дарьяльского гранитоидного массива), где известно множество проявлений этих металлов. Низкие кларковые величины (в г/т) W (0,3), Pb (0,3) в вулканитах основного состава отчасти подтверждают этот вывод. Структурная связь оруденения с вулканитами, скорее всего, была обусловлена физико-механическими свойствами последних в сравнении с вмещающими их пластичными глинистыми толщами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Впервые полученные принципиально новые изотопно-геохимические данные и их анализ, вместе с имеющейся информацией о геологическом строении района, позволили считать, что геологический разрез (вулканические образования фиагдонского комплекса-ФК и вмещающие их глубоководные пелитовые осадки), скорее всего отвечают осадочно-вулканогенным толщам, образовавшимся в условиях задуговых окраинно-морских бассейнов, магматизм которых обычно представлен широким спектром базальтов (от толеитов N-MORB до известково-щелочных), близких по геохимическим особенностям к базальтам энсиматических островных дуг и сформировавшихся в надсубдукционной офиолитовой геодинамической обстановке (suprasubduction zone ophiolites) [19]. Об этом убедительно свидетельствуют: расположение фигуративных точек, отвечающих составам пород ФК, на диагностических диаграммах с использованием Zr; Ti; P; Nb, Ta; Hf ,Y, V, Th и Mn; сравнение мультиэлементных спектров и спектров REE в породах ФК с эталонами N-MORB, показавшее близость базальтов, диабазов, габбро ФК к толеитовым базальтам задуговых бассейнов, занимающих промежуточное положение между MORB и IAT; величины стронциевых отношений (87Sr/86Sr = 0,7038 - 0,7057) в базальтах и диабазах ФК, сопоставимые с базальтами энсиматических островных дуг и окраинных морей.

В последнее время выделяются два типа окраинных бассейнов: в первом спрединговые процессы синхронны, а во втором - асинхронны с вулканизмом прилегающих островных дуг, а следовательно, с субдукционными процессами. Для первого типа (спрединговые бассейны Лау и Сулу) характерна обогащенность вулканитов литофиль-ными (Rb, Sr, Ba, K) и обедненность когерентными (Nb, Ti, Zr, Ni) элементами, что сближает их с вулканитами островных дуг. Во втором типе (Филлипин-ское, Целебесское моря, Марианский трог) вулканические породы близки к породам СОХ, отличаясь от них несколько повышенными содержаниями литофильных элементов и несколько пониженны-

ми - когерентных (Nb, Ni). Считается, что бассейны второго типа неотличимы от океанических [1]. Приведенные нами данные позволяют предположить, что формирование глубоководного разреза с вулканитами ФК происходило в условиях окраинного бассейна, близкого к бассейнам Филлипинского, Целебесского морей и Марианского трога, и неотличимы от океанических [1].

2. Рассматривая возможный источник расплава для формирования пород ФК отметим, что обогащение базальтов LIL элементами, при меньших содержаниях HFSF служит признаком их выплавления из мантии, обогащенной субдукционной составляющей, а обеднение пород ФК тяжелыми REE указывает на генерацию расплавов в области устойчивости граната, при давлениях более 25 кбар, т. е. на глубинах более 75 км. Развитие ин-теллурической фазы в породах ФК указывает на временные задержки магмы (до ее излияния на дно окраинного моря) в периферических камерах, и поэтому дифференциация расплава была незначительной, о чем свидетельствуют: приуроченность вулканитов ФК к разломам (рои параллельных даек, трещинные излияния базальтов), отсутствие пирокластики и дефицита европия (Eu/Eu*) 0,96 до 1,1). Последующие зеленокаменные изменения пород не превышают уровня пренит-пумпеллиитовой субфации регионального метаморфизма.

3. Имеющиеся данные о геологическом строении южного обрамления Восточно-Европейской платформы (ВЕП) [16, 5] свидетельствуют о том, что в ее тектонической эволюции, с раннего мезозоя по палеоген включительно, было пять циклов, каждый из которых начинался с фазы задугового растяжения и завершался фазой задугового сжатия. Длительность каждого цикла была около 30-50 млн лет. При задуговом растяжении вдоль южной окраины ВЕП формировались рифтоген-ные бассейны, а затем последующие напряжения задугового сжатия в разной мере деформировали эти бассейны [20]. Так, в позднем триасе-геттанге субдукция в полосе Понтиды - Родопы - Странжа усилилась, что привело: к сжатию, по андийскому типу, региона расположенного севернее зоны суб-дукции; и орогеническим деформациям в задуго-вой области [16]. В ходе этой орогении Сванетский бассейн Большого Кавказа (БК) был полностью закрыт, а континентальные блоки Закавказья и Восточных Понтид были аккретированы к южному краю Скифской платформы (СП). В начальный период среднекиммерийского тектонического цикла, после позднетриасовой аккреции континентальных террейнов, произошел «перескок» зоны субдукции к югу от последних, и инициировалась новая зона субдукции. В синемюре-аалене (J1) скорость субдукции уменьшилась, что привело к главной фазе задугового растяжения, а в области Скифско-Кавказско-Понтидского региона возникла

система рифтовых бассейнов растяжения в задуго-вой обстановке, включая и трог Большого Кавказа. При переходе от аалена к байосу цикл задугового растяжения перешел в эпоху сжатия и инверсии с главной фазой среднекиммерийской орогении в конце бата перед келловеем [12]. Таким образом, вулканно-плутонические образования ФК и вмещающие их глубоководные осадки относятся к начальному периоду среднекиммерийского тектонического цикла и были сформированы в условиях задугового окраинно-морского бассейна, каким являлся рифтогенный троговый бассейн Большого Кавказа. Начальные фазы магматизма в этой части бассейна представлены надсубдукционными базит-гипербазитовыми субинтрузивами и толеи-товыми базальтами фиагдонского и ассинского комплексов. В последующий период, в плинсбахе

и аалене, в бассейне БК формировались дайковые пояса (Казбекский, Кахетинский) и изливались вулканиты контрастной базальт-риолитовой серии.

4. Рудопроявления Арсиком, Калдыком с Аи, Щ, Аэ, Рь и 2п минерализацией, пространственно ассоциирующие с вулканитами фК, по-видимому, образованы в результате переотложения рудных элементов, часть из которых (Щ, РЬ) могла быть мобилизована из палеозойского фундамента, вмещающего и позднепалеозойские вольфрамонос-ные граниты [8], о чем свидетельствуют данные по изотопии свинца в галените из рудопроявления Арсиком. Структурная связь наложенного Щ, РЬ ору-денения с вулканитами, возможно, обусловлена физико-механическими свойствами последних, по сравнению с вмещающими их более пластичными глинистыми толщами.

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы 4 Президиума РАН, Направления 3, Проекта 3.5, подпроекта «Современные изменения природной среды Северного Кавказа», гранта Президента РФ для поддержки ведущих научных школ 2012-2013 гг. (проект НШ-2721.2012, руководитель академик О.А. Богатиков) и проекта РФФИ № 11-05-0000726. Значительный объем аналитических исследований выполнен в рамках базовой темы лаборатории петрографии ИГЕМ РАН Авторы статьи искренне признательны и благодарны председателю ВНЦ РАН и правительства РСО-А А.Г. Кусраеву за постоянные внимание, помощь в проведении полевых работ и поддержку наших исследований и академику И.В. Чернышеву за содействие в проведении изотопных исследований.

ЛИТЕРАТУРА

1. Абакумова Л.Н., Березнер Г.С., Гусев Г.С., Зайков В.В., Зайкова В.В., Морозов О.Л., Нехалов В.М., Ставский А.П.

Изучение офиолитовывх комплексов при геологическом картировании // Серия методических руководств по геодинамическому анализу при геологическом картировании.

- Санкт-Петербург: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1994. 242 с.

2. Абрамович И.И. и др. Основы геодинамического анализа при геологическом картировании. // Серия методических руководств по геодинамическому анализу при геологическом картировании. - Санкт-Петербург: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1997. 498 с.

3. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. -М.: Наука, 1976. 276 с.

4. Богатиков О.А., Дмитриев Ю.И., Цветков А.А. и др.

Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей.

- М.: Наука, 1987. 331 с.

5. Большой Кавказ в альпийскую эпоху (ред. Леонов Ю. Г.). -М.: Изд. ГЕОС, 2007. 340 с.

6. Борсук А.М. Мезозойские и кайнозойские магматические формации Большого Кавказа. - М.: Наука, 1979. 299 с.

7. Грицевич В.П., Плошко В.В. Формации гипербазитов Большого Кавказа и их асбестоносность. Геология, минералогия и закономерности размещения нерудных полезных ископаемых. Вып. 1. - Алма-Ата: КНИИМС, 1977. С. 34-38.

8. Гурбанов А.Г., Арец И. Критерии вольфрамоносностии гранитов позднепалеозойской диорит-гранитной формации, Северный Кавказ // Петрология.1996. Т. 4. № 4. С. 386-406.

9. Короновский Н.В., Демина Л.И. Магматизм как индикатор геодинамических обстановок. М.: Изд, КДУ, 2011. 209 с.

10. Лебедев А.П. Юрская вулканогенная формация Центрального Кавказа. // Труды института геологических наук. Изд АН СССР Вып. 118. Петрографическая серия № 33, 1950. 174 с.

11. Ломизе М.Г., Суханов М.К. Дайковый пояс Большого Кавказа: среднеюрская задуговая структура // Бюл. Моск. О-ва Испытателей природы. Отд. Геол. 2006. Т. 81. Вып. 6. С. 9-15.

12. Никишин А.М. и др. 400 миллионов лет геологической истории Южной части Восточной Европы. - М.: Изд МЦГК «Геокарт», 2005. 349 с.

13. Остроумова А.С., Станкевич Е.К., Центер И.Я., Соболев А.О., Путинцев А.В. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок. -Санкт-Петербург, Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1995. 163 с.

14. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. - Санкт-Петербург.: ВСЕГЕИ. 2009 г.198 с.

15. Снежко В.А., Снежко Е.А. Раннемезозойские базаль-тоидные комплексы Северной Осетии и их рудоносность // Геология, оценка и локальный прогноз месторождений цветных, редких и благородных металлов. - Новочеркасск: НГТУ, 1994. С. 65-74.

16. 400 миллионов лет геологической истории южной части Восточной Европы. (гл. ред. А.Ф. Морозов). - М.: Геокарт, ГЕОС, 2005, 388 с.

17. Школьник С.И., Резницкий Л.З., Бараш И.Г. Возможность диагностики задуговых палеобассейнов по высоко-градным ортометаморфитам (на примере основных кри-сталлосланцев слюдяного кристаллического комплекса, Южное Прибайкалье) //Геохимия. 2011. № 12. С. 1253-1270.

18. Энна Н. Л. Структурно-фациальные особенности нижне - среднеюрских отложений междуречья Черек Балкарский -Терек//Проблемы геологии геоэкологии и минерагении юга России и Кавказа. - Новочеркасск, 2006. Т 1. С. 15-31.

19. Pearce J.A., Lippard S.J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of suprasubduction zone opiolitec. Marin basin Geology. Geol. Soc. Spec. Publ. London, 1984. V.16. P.77-94.

20. Philip H., Cisternas A., Gvishiani A., Gorshkov A. The

Caucasus: an actual example of the initial stages of continental collision // Tectonophysics. 1989. V. 161. P. 1-21.

21. Pohl J.R., Hess J.C., Gurbanov A.G. Jurassischer Ozeanboden - Tholeiite im Groben Kaukasus (UdSSR) -Hinweis auf einen bislang unbekannten ophielith - complex. // Beih. Europ. J. Miner. 1990, Vol. 2. P. 201.

22. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical andisotopic systematic of oceanic basalts. Geol. Spec. Publ. № 42. 1989. P. 313-345.

23. Wedepohl K.H. Tholeitic basalts from spreading ocean ridges. The growth of the oceanic crust. Natur Wissenschaften. 1981. Bd 68. S. 110-119.

FIAGDONSKIY EFFUSIVE-CILLIAN COMPLEX (NORTHERN OSETIJA-ALANIJA REPUBLIC, RUSSIA):

GEOCHEMISTRY, GEODYNAMIC SITUATION OF FORMING, THE PROBLEMS OF ORE CONTENT

Gazeev V.M., Gurbanov A.G., Goltsman Yu. V., OleiynikovaT.I., Enna N.L., Pismennyi A.I.

The Organization of Russian Academy of Sciences The Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences (IGEM RAS) (gurbanov@igem.ru)

Abstract. The rocks of fiagdonskiy effusive-cillian complex are represented by volcanites of basic and ultrabasic composition and the most widespread and represent in Northern Osetiya (upper valley of Zaramagdon, Archondon, Fiagdon, Midagrasbindon rivers). The rocks of this complex was originated on the Early-Alpine stage of the Great Caucasus forming.

The firstly obtained isotope-geochemical data, allows to specify the sources of melts and geodynamics situation in the course of origin of fiagdon complex (FC) rocks are reported in this article. Geological age of the FC volcanites according faunistic remnants into country-rocks of tseklaurskaya suite is correspond to Sinemurian - Lower Pliensbachian [6].. According 40Ar/39Ar age dating of plagioclase from the tholeiitic basalt the tolerant plateau with age 196±4 Ma, corresponding to Pliensbachian time was obtained [27]. According chemical composition the main varieties of the FC rocks are correspond to basalt and gabbro of the normal alkalinity and are belong to soda series (Na2OK2O>4), in degree of aluminiferous - to the temperate of aluminiferous rocks ^l1 is vary from 0.8 up to 0.98).

On the diagnostic diagrams the rocks of FC are concentrated in the fields of normal basalts of MORB, marginal sea or in zone of overlapping fields basalts MORB and IAT - ensymatical island arc. Comparison of multielement spectrums and spectrums of distribution of REE with N-MORB standart shown, that rocks of FC are enriched by coarse-ionic lithophilic elements with notice deficit of heavy REE and highcharging elements - Nb, Hf, Ti, P. Similarly peculiarities of the rare elements composition in the rocks are indicate on its closeness to tholeiitic basalt of the back arc basins, which are intermediate between МОRВ and IAT. According of 87Sr/86Sr value they are correlate with basats of ensymatical island arc and marginal sea. Geodynamic condition of origin of basite-ultrabasitic FC and associated deep-sea sediments correspond as a suprasubduction zone ophiolites [25].

Keywords: the Great Caucasus, volcanic products, basic volcanism manifestations, K-Ar and 40Ar/39Ar age dating, classification diagram, isotope-geochemical data,.

В МИРЕ КНИГ

Руслан Челахсаев

Скифский звериный стиль и отдельные вопросы осетиноведения

(Владикавказ: Ир, 2013. 96 с. ил.)

Челахсаев Руслан Романович родился в 1960 г в г. Владикавказе. В 1983 г. окончил строительный факультет СКГМИ, ряд лет работат по специальности. В 2000-х гг. начал публиковать в периодической печати РСО-А статьи и очерки по некоторым вопросам этнической истории осетин. Не будучи по образованию гуманитарием, он в своих научных изысканиях проявил недюжинные способности ученого-исследователя. Академически четкая постановка вопросов и абсолютно последовательная алгоритмизация их решения, широкая методологическая база, разнообразие приемов наблюдения, взвешенность суждений, композиционная и стилистическая сбалансированность текстов Челахсаева P.P., которого мы назвали бы прирожденным историком, решительно противопоставляют его работы квазиисторическим опусам лжеученых и мистификаторов последнего времени, которые в изобилии издаются в современной России. Личность автора, которому присущ высокий уровень научной культуры и строго диалектический подход к проблемам национальной истории, сам собой представляет феномен, свидетельствующий в пользу реального бытия столь редких сегодня гуманитарных талантов, способных компенсировать штатную академическую подготовку: ученый - это не только образование, но и талант. Неслучайно автор в свое время получил положительные отзывы известных историков и филологов: Чибирова Л. А., Кусова Г.И., Бзарова Р.С., Джусойты Н.Г., Камболова Т. Т., Таказова Ф.М, Хамицаевой ТА. и др. Надеемся, что данная книга будет оценена широким кругом соотечественников, неравнодушных к вопросам национальной

Руслан Челахсаев

СКИФСКИЙ

звериный стиль

и отдельные вопросы

осетиноведения

истории.

И.С. Хугаев,

д. ф. н., ведущий научный сотрудник ВНЦ РАН и РСО-А.

i Надоели баннеры? Вы всегда можете отключить рекламу.