CC BY
11УДК [550.93+551.4]:552.311(479.24)
Э. А. САДЫХОВ (ВСЕГЕИ), А. А. ВЕЛИЕВ, А. А. БАЙРАМОВ, С. М. МАМЕДОВ, Д. Р. ИБРАГИМОВ (Азербайджанская международная горная компания)
Изотопно-геохимические характеристики (Sm-Nd, Rb-Sr, S) и U-Pb SHRIMP II возраст Гедабекского интрузива (Азербайджан)
Гедабекский интрузив является одним из крупнейших в Азербайджане медно-порфировых и Au-Ag эпитермальнымх месторождений, для которого представлены результаты новейших изотопно-геохимических исследований, включающие датировки абсолютного возраста по циркону (U-Pb SHRIMP II), определение 147Sm/143Nd, 87Rb/86Sr отношений, а также стабильных изотопов S. Приведена интерпретация формирования сульфидных минералов на основе изотопов серы, указавшая на восстановительные условия и доминантную гидросульфидную форму нахождения серы в флюиде. В породах наблюдаются характерные островодужные геохимические черты — обогащение крупноионными литофильными элементами: K, Rb, Ba и U, Th. Характерно преобладание ЛРЗЭ над ТРЗЭ, отрицательная Ta-Nb аномалия и положительная Pb. Для всех образцов характерны малые 87Sr/86Sr и повышенные 144Nd/143Nd отношения и положительные значения sNd = +5...+6. На основе геохимических и изотопно-геохимических данных был сделан вывод о первоначальном магматическом источнике в надсубдукционной зоне магмообразования с возрастом формирования 144 млн лет (нижней мел, берриасский ярус).
Ключевые слова: U-Pb возраст, Малый Кавказ, изотопная геохимия.
E. A. SADIKHOV (VSEGEI), A. A. VELIEV, A. A. BAIRAMOV, S. M. MAMEDOV, D. R. IBRAGIMOV (Azerbaijan International Mining Company Limited)
Isotope geochemical characteristics (Sm-Nd, Rb-Sr, S) and U-Pb SHRIMP II the age of the Gedabek intrusive (Azerbaijan)
The Gadabek intrusion is one of the largest porphyry copper and Au-Ag epithermal deposits in Azerbaijan, for which are presented the latest isotope-geochemical studies, including zircon dating (U-Pb SHRIMP II), the definition of 147Sm /143Nd, 87Rb/86Sr ratios, as well as stable isotopes of S. Interpretation of the formation of sulfide minerals based on sulfur isotopes, which showed that the sulfur in the fluid had reduction condition and a dominant hydrosulfide form. The rocks show typical subduction-related magmatism. They are enriched in large-ion lithophilic elements: K, Rb, Ba and U, Th. The prevalence of LREE over HREE, negative Ta-Nb anomaly and positive Pb. All samples are characterized by low 87Sr/86Sr, relatively high 144Nd/143Nd ratios and positive values of sNd = +5...+6. On the basis of geochemical and isotope-geochemical data, argues that the possible mantle source occurred from mantle edge with an age of crystallization of 144 Ma (Early Cretaceous, Berriasian stage).
Keywords: U-Pb age, Lesser Caucasus, isotope geochemistry.
Введение. Гедабекский (Кедабекский) интрузив является крупным медно-порфировым и Au-Ag эпи-термальным месторождением в Азербайджанской республике и на данный момент считается одним из главных разрабатываемых месторождений на золото и медь в стране. Несмотря на важность данного геологического объекта, основные геохимические исследования были проведены еще в советский период, а датировки относятся к 70—80 годам K-Ar методом [1, 8]. Гедабекский интрузив с одноименным месторождением относится к габбро-тонали-товому мезозойскому комплексу, включающему несколько небольших моно- и двуфазных интрузивов, самый крупный из которых — Гедабек [3]. Интрузив находится на границе Азербайджана и Армении в Лок-Гарабагской тектоно-магматиче-ской зоне (Артвин-Карабахской) в составе горноскладчатого сооружения Малого Кавказа (рис. 1).
Геологическое строение. Горно-складчатое сооружение Кавказа составляет центральную часть Альпийско-Гималайского (Средиземноморского) пояса, сформированную, согласно современным тектоническим представлениям [11, 13, 15, 27], в результате мезозойско-кайнозойской конвергенции Лавразии и Гондваны. Однако во многих случаях этот достаточно простой сценарий существенно осложняется вовлечением в субдукционно-колли-зионные процессы фрагментов Гондваны, игравших роль самостоятельных микроплит, а также развитием локальных зон растяжения, приводивших к формированию задуговых бассейнов. Поэтому Кавказ, как и весь Альпийско-Гималайский пояс, представляет сложнопостроенный коллаж разновозрастных аккретированных террейнов, формировавшихся как в различных геодинамических обстановках (островные дуги, задуговые бассейны), так и на разных
© Садыхов Э. А., Велиев А. А., Байрамов А. А., Мамедов С. М., Ибрагимов Д. Р., 2018
M i1 it Ш
□I Ш2 ШШ3 Ю4 Г~;5 Ш1 9
Рис. 1. Тектоническая схема Черноморско-Каспийского региона с небольшими изменениями [29]
1 — платформы; 2 — активная окраина (Лок-Гарабагская вулканическая дуга); 3 — Гейча (Севан)-Акеринская офио-литовая зона; 4 — выходы кристаллического фундамента докембрия — кембрия; 5 — террейн Саккария; 6 — Анато-лид-Тавридский блок; 7 — Иранская плита; 8 — предположительно океаническая кора; 9 — район работ
стадиях субдукционно-аккреционно-коллизионных процессов, а также более древних (протерозойских и палеозойских) сохранившихся фрагментов Гондваны [11, 12, 27].
Современная структура Малого Кавказа образовалась на альпийском этапе тектогенеза, обусловлена закрытием Неотетиса [24], разделявшего Гондва-ну и Лавразию, и охватывает территорию от южного края современного Евразийского континента до северного края современной Аравийской плиты [22, 25]. Район исследований, рассматриваемых в настоящей работе, расположен в пределах Лок-Гарабагской (Сомхето-Карабахской) островодужной системы, локализованной вдоль южного края Евразии [4]. Субдукция океанической коры Неотетиса началась в ранней юре и полностью завершилась коллизией Таврид-Анатолидского блока — фрагмента Гондваны [17] и Евразийской плиты в интервалах поздний мел — ранний палеоцен на востоке [26, 27, 30] и палеоцен — эоцен на западе [22, 24]. Таким образом, длительность субдукции составила 100—120 млн лет, что согласуется с палеомагнитны-ми и палеогеографическими реконструкциями [12].
Гедабекский интрузив (рис. 2) имеет удлиненную штокообразную форму и вытянут в субширотном направлении согласно осям складок вмещающих пород. Вмещающими породами являются средне-юрские эффузивно-пирокластические образования, а также верхнеюрские терригенно-осадочные породы, которые на контактах часто скарнированы или ороговикованы [5]. По геологическим данным и результатам K-Ar датирования, возраст массивов определяется интервалом верхняя юра — нижний мел [2]. Породы ранних фаз Гедабека представлены габбро и габбродиоритами, а поздних — диоритами — кварцевыми диоритами, редко гранодиорита-ми. Породы первой фазы образуют тело в центральной части массива до 10 км2, а диориты второй фазы локализованы по периферии массива (рис. 3, а). На контактах фаз отмечаются зоны ороговикования и скарнообразования. Породы второй фазы рвут
породы первой, имея активные контакты, содержат многочисленные ксенолиты габброидов (рис. 3, б), особенно в контактовой полосе. Так, довольно часто вблизи от контакта габброидов с гранитоидами внутри последних встречаются различной формы большие глыбы незамещенных габброидов (ксенолиты), объем которых нередко достигает нескольких кубических метров. Оруденение приурочено к контакту байосских — батских андезитовых туфов и кварцевых диоритов и представлено пиритом, халькопиритом, борнитом, баритом, сфалеритом, пирротином, серебром и золотом. Также широко наблюдаются адуляр-серецитовые гидротермальные изменения, пропилитизация и березитизация. При пропилитизации (альбит-серицит-эпидот-хло-ритовых изменениях) эпидот и хлорит замещают биотит; по плагиоклазу развивается серицит, альбит и хлорит. При березитизации (кварц-серицит-хлорит-карбонатных изменениях) альбит и кварц часто образуют прожилки; хлорит замещает биотит и амфибол. Карбонат развивается по амфиболу и также образует тонкие прожилки.
Северные, западные и юго-западные контакты Гедабекского интрузива близки к вертикали, нередко почти вертикальные, тогда как северо-западные и юго-восточные контакты преимущественно сравнительно более наклонные. Такой изменчивый характер контактов интрузива обусловлен тектоническими особенностями данного участка. Как правило, контакты, совпадающие с простиранием складчатости, являются более пологими, тогда как контакты, секущие складчатость, характеризуются крутым, почти вертикальным падением. Массив секут два крупных перпендикулярно тектонических разлома.
Методы исследования. Измерения изотопного состава неодима и концентраций Sm и Nd проводились на 7-канальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент. Изотопные отношения были нормализованы по отношению 146Nd/144Nd = 0,7219, а затем пересчитаны на принятое отношение 143Nd/144Nd в стандарте JNdi-1 = = 0,512115. При расчете величин eNd(T) и модельных возрастов TDM использованы современные значения CHUR по (A. Bouvier et al., 2008) (143Nd/144Nd = 0,512630,147Sm/144Nd = 0,1960) и DM по (S. J. Goldstein, S. B. Jacobsen, 1988) (143Nd/144Nd = = 0,513151, 147Sm/144Nd = 0,2136).
Изотопный состав Sr и определение содержаний Rb и Sr проводили на масс-спектрометре МИ-1201-Т в одноленточном режиме на танталовых лентах. Подготовленные пробы наносились на ленты в нитратной форме. Изотопный состав Sr во всех измеренных образцах был нормализован к величине, рекомендованной NIST SRM-987, равной 0,71034 ± 0,00026. Определение Sm/Nd и Rb/Sr изотопных систем производилось в Геологическом институте Кольского научного центра РАН.
При U-Pb исследовании зерна циркона, отобранные вручную при помощи оптического микроскопа, помещались в эпоксидную матрицу совместно со стандартными цирконами 91500 (M. Wiedenbeck et al., 1995) и Temora (L. P. Black et al., 2003). Внутренняя структура цирконов изучалась средствами оптической микроскопии и катодолюминесцен-ции. U-Pb анализы были выполнены на ионном
Рис. 2. Геологическая карта Гедабекского рудного района, м-б 1 : 50 000
1 — четвертичные отложения элювиально-делювиальные; 2 — вулканогенные отложения бата: туфы андезитового состава, туфобрекчии, туфоконгломераты; 3 — нижнемеловые известняки оксфорд-кимериджского яруса: известняки с прослоями песчаников; 4 — верхний байос: лавы, субвулканическая и пирокластическая фации риолит-риодацитовых пород; 5 — нижний байос: пирокластическая фация, туфобрекчии и андезиты; 6 — Гарагая-Гарамурадские гипабиссальные субвулканические тела: диорит; 7 — вторая фаза Гедабекского интрузива: диориты; 8 — вторая фаза Гедабекского интрузива: гранодиориты; 9 — первая фаза Гедабекского интрузива: габбродиориты, габбро; 10 — плагиограниты; 11 — метасоматиты; 12 — грейзены; 13 — скарны; 14—17 — дайки: 14 — диоритовые, 15 — кварц-диоритовые, 16 — андезитовые, 17 — долеритовые; 18 — разломы; 19 — предполагаемые разломы; 20 — реки; 21 — высоты; 22 — Гедабекское месторождение; 23—26 — проявления: 23 — медно-порфировое Боюк Галача, 24 — медно-колчеданное Пирбулак, 25 — медно-колчеданное Айатала, 26 — серо-колчеданное Чолпан; 27 — Угурское золотоносное месторождение
Рис. 3. Фотографии обнажений, пород и шлифов
а — выход кварцевых диоритов; б — кварцевый диорит с ксенолитом габбро; в — габбро; г — кварцевый диорит; д — BSE-изображение кварцевого диорита; е — фотография шлифа кварцевого диорита в скрещенных николях. Р1 — плагиоклаз, В1 — биотит, Qz — кварц, НЬ - роговая обманка, СЫ — хлорит
микрозонде SHRIMP II в ЦИИ ВСЕГЕИ по стандартной методике (A. N. Larionov et al., 2004).
Для анализа предпочтительно выбирались области без видимых трещин и включений, а исходя из выявленной катодолюминесценцией внутренней структуры, — домены, представляющие одну генерацию. Каждая аналитическая сессия начиналась и заканчивалась измерением стандартных цирконов 91500 и Temora. В процессе измерений каждый пятый замер выполнялся на стандартном цирконе Temora. Полученные результаты обрабатывались
с помощью программ SQUID v1.13 и ISOPLOT/ Ex 3.22 [18, 19] с использованием констант распада (R. H. Steiger & E. Jäger, 1977). Для введения поправки на нерадиогенный свинец по модели (J. S. Stacey & J. D. Kramers, 1975) использовался измеренный 204Pb.
Для всех образцов в Центрально-аналитической лаборатории ВСЕГЕИ осуществлены дробление и истирание проб, приближенно-количественный спектральный анализ (ПКСА) на 30 элементов: Au — методом вскрытия царской водкой
(атомной абсорбции — АА); Hg — методом холодного пара (AAA); As, Sb, U, Th, Ta, Hf, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Pb и редкие земли — методом индуктивно связанной плазмы (ICP MS); петрогенные компоненты SiO2, TiO2, Al2O3, MnO, Fe2O3, CaO, MgO, Na2O, K2O, P2O5, п.п.п. — методом рентгеноспектрального анализа (РСА).
Геохимическая характеристика. Для изотопно-геохимических исследований были отобраны четыре эталонных образца (ge5, ge6, ge7, ge8) интрузивных пород из бурового керна и карьера Гедабек, по два из каждой фазы интрузива. Согласно классификационной диаграмме SiO2 — (Na2O + K2O), породы Гедабекского интрузива занимают поля развития от низкощелочных габбро до кварцевых диоритов нормальной щелочности. Содержание SiO2 варьирует в широком интервале 49,2—63,3 % (рис. 4, а).
Первая фаза ge5, ge6 - габбродиориты (рис. 3, в: An40-65 - 60-70 %, Cpx 10-20 %, Amp 5-10 %) соответствуют породам нормальной щелочности, по соотношению SiO2 и K2O - породам низкокалиевой серии, а на диаграмме AFM их фигуративные точки локализованы в поле составов пород известково-щелочной серии (рис. 4, б). Содержания SiO2 в габ-бродиоритах варьируют в интервале 49,2-51,4 %, а сумма щелочей Na2O + K2O = 3,3-4,5. При этом наблюдается значительное преобладание натрия над калием Na2O/K2O = 9,8-13,4. Также характеризуются высоким содержанием Al2O3 ~ 21,55 % и относительно низкими содержаниями суммарного железа Fe2O3 ~ 8,21 %, MgO ~ 5,06 % и CaO ~ 9,7 %, что обычно для базальтов и габброидов островных дуг (О. А. Богатиков, В. И. Коволенко, Е. В. Шар-ков, 2010) [7]. Средние содержания MnO ~ 0,14 %, TiO2 ~ 0,62 %, P2O5 ~ 0,18 % (табл. 1).
Распределение РЗЭ - слабо-среднедифференци-рованное (La/Yb)n 3,6-6,4 (рис. 5, а). При этом дифференциация РЗЭ обусловлена в первую очередь
дифференцированным распределением легких РЗЭ (La/Sm)n ~ 2,2, а (Gd/Yb)n ~ 1,6. Суммарное содержание РЗЭ в целом не велико (в среднем 44,1 ppm). Наблюдается положительная европиевая аномалия (Eu/Eu = 0,98-1,64), что скорее всего объясняется накопление плагиоклаза в жидкой фазе [14]. В распределении элементов, нормированных на составы примитивной мантии и N-MORB, проявлены отчетливые отрицательные Ta-Nb и Pb аномалии (рис. 5, б—г). Титан, тантал и ниобий концентрируются из-за устойчивости минералов-концентраторов (циркона, титанита, ильменита, циркона и др.) в водных условиях, либо благодаря их высоким коэффициентам распределения между мантийными минералами и расплавом по сравнению с крупноионными элементами. И в том, и в другом случаях происходит уменьшение концентрации тантала и ниобия в генерируемых расплавах, а аномалия может указывать и на низкотемпературные условия их формирования [6, 16].
Вторая фаза ge7, ge8 - кварцевые диориты (рис. 3, д-е: An30-45 - 50-60 %, Amp - 5-20 %, Bt 5-20 %, Qtz 10-15, ± Cpx, ± Kfp). На классификационной диаграмме в координатах SiO2 -(Na2O + K2O) породы второй фазы (рис. 4, а) по содержанию кремнекислоты SiO2 = 577-63,3 % соответствуют диоритам, кварцевым диоритам преимущественно нормального ряда. По соотношению SiO2 и K2O и параметров AFM рассматриваемые породы относятся к известково-щелочной серии (рис. 4, б). Породы второй фазы значимо отличаются от пород первой содержаниями петрогенных элементов. Так, по сравнению с первой фазой наблюдается сдвиг в сторону повышенного содержания калия Na2O/K2O = 2,58 и меньших содержаний (среднее), %: Al2O3 = 18,05, Fe2O3 = 5,47, MgO = 2,89, CaO = 5,41, MnO, P2O5 и TiO2 примерно на одном уровне (< 1 %). По мере увеличения содержания кремнекислоты увеличиваются K2O, TiO2, суммы
0LM
J5,00 *SrHVi 55,00 ВДО Л» Нас. V,
Рис. 4. TAS-диаграмма интрузивных горных пород [9] — а и AFM-диаграмма с разделением толеитовой и извест-ково-щелочной серий — б
1 - кварцевые диориты; 2 - габбродиориты
Таблица 1
Химический состав магматических пород эталонных образцов Гедабека
Оксиды, элементы ge5 габбро ge6 габбро-диорит ge7 диорит ge8 кварцевый диорит Оксиды, элементы ge5 габбро ge6 габбро-диорит ge7 диорит ge8 кварцевый диорит
SiO2, мас.% 49,20 51,40 57,70 63,30 La 6,79 7,35 10,30 19,70
AI2O3 22,00 21,10 19,30 16,80 Ce 16,10 14,20 22,10 41,10
Fe2O3 9,24 7,18 5,71 5,23 Pr 2,36 1,84 2,63 4,86
MnO 0,16 0,11 0,09 0,08 Nd 10,70 7,85 11,50 19,00
MgO 5,38 4,73 3,49 2,29 Sm 2,48 1,80 2,59 3,83
CaO 10,20 9,22 6,19 4,62 Eu 0,91 0,91 0,77 0,86
Na2O 3,09 4,04 4,12 3,83 Gd 2,72 1,59 2,49 3,46
K2O 0,23 0,44 1,16 2,39 Tb 0,42 0,26 0,42 0,60
TiO2 0,66 0,58 0,61 0,67 Dy 2,49 1,54 2,21 3,28
P2O5 0,17 0,18 0,14 0,18 Ho 0,51 0,31 0,48 0,64
LOI 1,00 1,08 1,41 0,67 Er 1,48 0,87 1,23 2,04
TOTAL 100,00 100,00 99,90 100,00 Tm 0,21 0,12 0,20 0,29
V, ppm 155,00 154,00 130,00 105,00 Yb 1,34 0,82 1,31 1,94
Cr 28,80 26,70 22,20 34,70 Lu 0,21 0,13 0,19 0,31
Co 28,70 26,40 17,20 20,30 Hf 0,79 0,47 1,50 5,29
Ni 32,60 49,20 41,60 21,30 Ta 0,12 0,10 0,31 0,80
Cu 56,30 124,00 243,00 66,70 Pb 2,46 4,12 8,18 15,30
Zn 85,90 70,30 64,80 65,50 Bi 0,10 0,10 0,10 0,10
Rb 39,50 44,40 57,90 98,20 Th 0,38 0,31 2,25 4,75
Sr 587,00 811,00 499,00 331,00 U 0,12 0,10 0,53 0,90
Y 14,20 8,15 12,60 18,80 Na2O + K2O 3,32 4,48 5,28 6,22
Zr 19,10 12,60 53,80 207,00 Na2O/K2O 13,43 9,18 3,55 1,60
Nb 2,38 1,65 4,05 10,50 Сумма REE 48,72 39,59 58,42 101,91
Mo 0,94 0,69 0,89 2,31 LREE 39,34 33,95 49,89 89,35
Ag 0,08 0,09 0,17 0,07 HREE 9,17 5,51 8,34 12,25
Sn 1,16 1,18 1,21 1,71 (La/Yb)n 3,63 6,43 5,64 7,28
Sb < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,14 (Gd/Yb)n 1,64 1,57 1,54 1,44
Ba 54,10 125,00 172,00 268,00 (La/Sm)n 1,77 2,64 2,57 3,32
Eu/Eu* 1,07 1,64 0,93 0,72
Примечание: Eu/Eu* = EuN/(SmN ■ GdN)1/2; n — значения нормализованы по составу хондрига [31].
щелочей и уменьшаются MgO, А1203, Fe2Oз, СаО. Такое поведение окислов указывает на то, что главным фактором, определяющим вариации химического состава рассматриваемых пород, является процесс кристаллизационной дифференциации, обусловленный фракционированием плагиоклаза и темноцветных минералов (О. А. Богатиков, В. И. Коволенко, Е. В. Шарков, 2010). Различия же в содержании большинства малых элементов менее отчетливы. Исключение составляют №, Со, V, Zn, содержания которых закономерно уменьшаются с увеличением SiO2. В ряду проявлена тенденция увеличения содержаний Y, Мэ, Ва, La, Се, К, Ш, Та, Т^ и и уменьшения Sr и Ей.
Распределение редкоземельных элементов пород второй фазы в целом конформны спектрам габбро и габбродиоритов (рис. 5, а). Распределение РЗЭ более дифференцированное (La/Yb)n = 5,64—7,28, при этом легкие редкие земли более дифференцированы = 2,94, = 1,49. Слабоотри-
цательная европиевая аномалия от Eu/Eu* = 0,82, что в данном случае свидетельствует о фракционировании плагиоклаза, в отличие от породы первой фазы. Суммарное содержание РЗЭ в породах второй фазы также несколько выше 80,17 ppm. В спектрах редких и рассеянных элементов, нормированных на примитивную мантию, N-MORB и хондрит, также проявлены характерные для островных дуг отрицательные Ta-Nb и Ti аномалии и Pb положительной аномалии (рис. 5, б—г). По сравнению с породами первой фазы, диориты обогащены легкими редкоземельными и литофильными элементами La, Sm, Ce, K, U, Rb, Ba, Pb, Zr, Hf.
Изотопно-геохимические (Sm-Nd, Rb-Sr, S) и геохронологические исследования (U-Pb SHRIMP II). Для геохронологических исследований был отобран представительный образец ge8 кварцевого диорита из керна скважины массива Гедабек. Полученные аналитические данные
© Rock/Chondriisg
Rock/Primilive Mantle
1000 г- г г ■ i i i—г—i—i—i—l—l—г г I—г i i i l—гт
IOC -
10 г
La Се Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
_l_I_I_I— _L_
Ft«*/MOR& 100
CsRt)BaTti U Mb К LeCePbPrSr PNdZrSfrEu Tl Dy V YbLu
Rock/ChondriiBs 1000
100 -
Sr К Rb Ba Th № Ca P Zr Hf Sm ti y yij
Rb 89 Th и Nb та К La Ce Sr Nd Sm ir Ti at Y
Рис. 5. Спектры редкоземельных и микроэлементов магматических пород Гедабекского интрузива, нормированных на а — хондрит [32]; б — примитивную мантиню [32]; в — базальт N-MORB [23]; г — хондрит [31].
1 — вторая фаза (кварцевые диориты); 2 — первая фаза (габбродиориты)
Таблица 2
Результаты U-Pb (SHRIMP II) анализа цирконов из кварцевого диорита Гедабекского интрузива
Циркон, точка 206Pbc, % U, ppm Th, ppm 232Th/238U 206Pb*, ppm (1) 206Pb/238U, возраст (1) 207Pb*/235U, возраст (1) 206Pb*/238U, ±% Err
8_1.1 0,00 183 166 0,94 3,55 143,8 ±1,8 0,1527 4,6 0,02255 1,3 0,282
8_2.1 0,61 358 456 1,32 7,08 145,9 ±1,4 0,152 5,7 0,0229 0,95 0,167
8_3.1 0,16 388 429 1,14 7,57 144,7 ±1,3 0,1584 3,5 0,02269 0,89 0,255
8_4.1 0,38 206 143 0,72 3,98 143,2 ±1,8 0,1523 6,2 0,02246 1,2 0,201
8_5.1 0,34 180 164 0,94 3,47 142,5 ±1,8 0,1531 5,8 0,02235 1,3 0,228
8_6.1 0,20 313 366 1,21 6,05 143,3 ±1,4 0,1442 4,2 0,02248 1 0,239
8_7.1 0,22 1169 52 0,05 22,8 144,38 ±0,73 0,1488 2,4 0,02265 0,51 0,214
8_8.1 0,72 177 143 0,83 3,38 140,6 ±1,9 0,147 8,9 0,02205 1,4 0,157
8_9.1 0,28 218 170 0,81 4,19 142,3 ±1,7 0,156 5 0,02232 1,2 0,237
8_10.1 0,64 133 106 0,82 2,67 147,8 ±2,2 0,152 8,4 0,0232 1,5 0,182
8_11.1 0,17 351 393 1,15 6,91 145,6 ±1,3 0,1536 3,7 0,02285 0,92 0,251
Примечание: Погрешности приводятся на уровне 1 а; РЬС и РЬ* обозначают обыкновенный и радиогенный свинец соответственно. Ошибка в калибровке стандарта составила 0,33%; (1) — внесена поправка на обыкновенный свинец по измеренному 204РЬ.
приведены в табл. 2. Проанализированные фракции циркона весьма разнообразны и представлены желтоватыми, розовыми, коричневыми, серыми, рыжими, мутноватыми, прозрачными, полупрозрачными удлиненно призматическими субидиоморфными зернами и их обломками размером 150—250 мкм. В катодолюминесцентном изображении зерна циркона имеют слабое свечение, серые, темные до черных с яркими участками, каймами обрастания со следами тонкой зональности, иногда зерна имеют секториальную зональность, пористую структуру. Коэффициенты удлинения 1 : 2 до 1 : 5. В кристаллах отмечаются следы осцилляторной зональности, характерной для магматических цирконов. В результате измерения 11 цирконов были получены следующие данные. Содержания и, ^ и Т^/и отношения, ррт (без учета отбракованного из-за высокого и = 1169 и низкого содержаний ^ = 52
измерения 8_7.1): и = 177—351, в среднем 250,
та = 106-456, в среднем 235, ТЪ/и = 0,72-1,32, в среднем 0,9. На диаграмме с конкордией (рис. 6)
результаты 11 измерений образуют компактный кластер, соответствующий возрасту 144 ± 1 млн лет (нижний мел, берриасский ярус). Основываясь на датировках и-РЬ методом по другим массивам габ-бро-тоналитового комплекса, которые оцениваются 145-157 млн лет [10], можно предположить, что Гедабекский интрузив является одним из самых первых магматических интрузивов в габбро-тона-литовом комплексе.
Изотопный состав Sm-Nd и Rb-Sr исследовался в эталонных пробах габбродиорита (обр. ge5) и кварцевого диорита (обр. ge8). Результаты анализов приведены в табл. 3. 147Sm/144Nd отношения лежат в диапазоне от 0,1105 до 0,1226 для габбродиорита и кварцевого диорита соответственно, при этом сохраняются отношения 143Nd/144Nd на одном уровне от 0,51286 до 0,51285. Положительные значения еш = +5...+6 для габбродиорита и кварцевого диорита указывают на мантийную природу источника с некоторым влиянием континентальной коры. Величина неодимового модельного возраста около
0,0245
0,0235
0,0225
0,0215
0,0205
0,10
0,12
0,14
0,16
0,18
Рис. 6. Катодолюминесцентные изображения циркона из кварцевого диорита (а) и диаграмма с конкордией 206РЬ/238и - 207РЬ/235и (б) [33]
Таблица 3
Результаты анализа Sm-Nd и Rb-Sr изотопных систем для магматических пород Гедабекского интрузива
Sm-Nd изотопная система
Порода Возраст, млн лет Sm, ррт ррт 14^т/144Ш 143ш/144ш Егг Е(0) Е(Т) Тсния
Габбродиорит 140,00 4,053 22,159 0,110565 0,512859 14 4,46 6,05 433 462 -410
Кварцевый диорит 145,00 4,322 21,304 0,122630 0,512818 14 3,66 5,02 559 547 -392
ЯЬ^г изотопная система
Порода Возраст, млн лет ЯЬ, ррт Sr, ррт 87К.Ь/8^г 8^г/8(^г ±2о ЫТ) %г(Т)
Габбродиорит 140 38,58 666,93 0,16321 0,70402 0,00019 0,70367 - 9,19
Кварцевый диорит 144 61,98 392,18 0,44589 0,70595 0,00025 0,70499 9,54
430—550 млн лет, скорее всего, отражает средневзвешенный возраст источника.
Породы характеризуются относительно низкими значениями 878г/86Бг 0,70402-0,70595. Такой разброс в значениях может говорить о метасома-тическом преобразовании мантийного источника, а также о более интенсивной контаминации за счет вовлечения осадочных пород в зону субдук-ции, что сильнее всего отразилось на породах второй фазы.
Основываясь на геохимических и изотопно-геохимических данных, можно предположить, что вероятным магматическим источником интрузива, скорее всего, являются деплетированные породы мантийного клина с последующей контаминацией континентальной коры. На мантийный источник пород указывают положительные значения еш = +5...+6, но с некоторым влиянием процессов контаминации пород фундамента. Обычно для чистого магматического источника характерны более высокие значения еш = +10... + 12 [34]. В целом изотопные отношения 878г/86Бг, 143Nd/144Nd типичны для пород островных дуг [7], характеризующихся отклонениями от деплетированного источника за счет влияния субдуцированных осадков, флюидов (метасоматизма) и пород фундамента.
Стабильные изотопы серы. В целях лучшего понимания физико-химических условий минера-лообразования и источника серы в Гедабеке, были проанализированы изотопы серы главных рудных минералов - сфалерит, пирит, халькопирит и барит.
Данные по изотопам серы получили для 18 сульфидов и 2 сульфатов из 13 различных минерализованных образцов из открытого карьера Гедабек и из бурового керна. Результаты приведены в табл. 4 и представлены на рис. 7.
Два барита дают различный изотопный состав. Изотопно легкий барит (7,9 < 534Б < 8,7 %о) образует крупные кристаллы, пространственно связан с пиритом и халькопиритом, опробован с бурового керна, соответствующего глубине ~ 80 м. Изотопно более тяжелый барит (17,0 < 534Б < 18,5 %) представляет мелкозернистый агрегат барита, связанный с мелковкрапленным пиритом и сфалеритом, и был опробован на поверхности.
Значения 534Б большинства анализируемых пири-тов лежат в узком диапазоне (2,5 < 534Б < 4,0 %). Эти пириты в основном относятся к кварц-адуляр-пиритовой стадии с возникновением пирротина, а два из них связаны с халькопиритом и Fe-богатым сфалеритом из халькопирит-сфалеритовой стадии. Только один анализ пирита дает более низкое значение (-1,2 < 534Б < -1,0 %), которое находится в равновесии с Fe-обедненным сфалеритом из стадии халькопирита - сфалерита. Анализ сфалерита и халькопирита указывает на узкий диапазон значений 534Б, аналогичный пириту (- 0,2 < 534Б < 2,2 %).
Предполагается, что гидролиз SO2 является основным механизмом образования как сульфидов, так и сульфатов в медно-порфировых и эпитермальных месторождениях [20]. Реакция
Таблица 4
Результаты определения для сульфидных и сульфатных минералов интрузива Гедабек
Образец Минерал Парагенезисы Структура 5348 О^Т) Дубликат
GE-11-01 А Пирит д^Аё-Ру Мелковкрапленный 2,95 3,34
GE-11-01 D Барит Ср-Ру Сахаридный 17,00 18,46
GE-11-02 С Пирит Ср^р (Ре-роог) Мелковкрапленный —1,24 —0,99
GE-11-04 А Пирит д^Аё-Ру Мелковкрапленный 3,41 3,47
GE-11-04 В Пирит д^Аё-Ру Массивный 3,03 3,38
GE-11-04 D Пирит Qt-Ad-Py Массивный 3,64 3,84
GE-11-05 А Халькопирит Cp-Sp (Ре-псИ) Массивный —0,06 0,12
GE-11-05 А Сфалерит Cp-Sp (Рe-гich) Массивный —0,23 0,17
GE-11-05 В Халькопирит Cp-Sp (Рe-гich) Жильный 1,64 1,65
GE-11-05 В Сфалерит Ср^р (Рe-гich) Жильный 1,83 2,21
GE-11-16 В Пирит Qt-Ad-Py Мелковкрапленный 2,64 —
GE-11-26 Пирит Qt-Ad-Py Мелковкрапленный 4,03 3,58
GE-11-26 Пирит Qt-Ad-Py Массивный 3,66 3,98
GE-11-27 Пирит д^Аё-Ру Мелковкрапленный 2,47 3,29
SGS.DD.99-79,15 Барит Py-Sp Жильный 7,92 8,72
SGS.DD.99-79,15 Сфалерит Cp-Sp (Рe-гich) Жильный —0,14 0,05
SGS.DD.99-80,50 Пирит Cp-Sp (Ре-пЛ) Жильный 2,76 3,65
SGS.DD.99-80,50 Сфалерит Cp-Sp (Рe-гich) Жильный 0,71 1,60
Примечание: Qt-Ad-Py — кварц-адуляр-пиритовая стадия с включениями пирротина; Ср-8р (Ре-роог) — халькопирит-сфалери-товая стадия (обедненная железом); Ср-8р (Ре-гюИ) — халькопирит-сфалеритовая стадия (обогащенная железом); Ру^р — пирит-сфалерит; Ср-Ру — халькопирит-пирит; Qt-Ad-Py — кварц-адуляр-пиритовая стадия.
Рис. 7. Составы изотопов серы минералов из Гедабекского месторождения рассчитаны на стандарт троилита метеорита Каньон-Дьябло (VCDT)
Spl — сфалерит; — халькопирит; 1/Ру — пирит; 2/Ру — пирит; Ва — барит
гидролиза протекает ниже ~ 350 °С и при охлаждении богатого Б02 флюида приводит к образованию Н2Б с более легкими изотопом Б и Б04 с более тяжелым изотопом Б. С уменьшением температуры реакция гидролиза сдвигается вправо [20]: 4Н2О + 4802^Н2Б + 3Н+ + 3Ш04-.
Это явление объясняет разрыв значений 534Б между сульфидами и сульфатами, который является диагностическим признаком продукта гидролиза. Кроме того, эволюция от меньшего фракционирования на глубине к более высокому на поверхности со слегка меняющимися значениями 534Б сульфидов характерна для эволюции «пути восстановления» [28].
Значения 534Б пирита указывают на то, что как вкрапленные, так и полумассивные пириты были сформированы из одного и того же раствора, включая пирит в равновесии с Fe-богатыми сфалеритами из халькопирит-сфалеритовой стадии. Единственный пирит, наблюдаемый в равновесии с Fe-обедненным сфалеритом, дает меньшее значение. Возникновение пирротиновых включений на кварц-адуляр-пиритовой стадии и в крупных халькопиритах, находящихся в равновесии с Fe-богатыми сфалеритами из стадии халькопирита — сфалерита, указывает на восстановительную систему [21]. Поэтому все проанализированные сульфиды (за исключением пирита в равновесии со сфалеритами с низким содержанием железа) можно считать сформированными в системе, где гидросульфид является доминирующим видом серы в жидкости. Средние 534Б значения сульфидов показывают, что 534Б Н2Б раствора составляет около + 1,5—2 %о. Это значение близко к 0 %о, что согласуется с серой, полученной из магматического источника или флюида, либо путем растворения магматических сульфидов [20].
Заключение. Согласно результатам геохронологического исследования, становление Гедабек-ского интрузива происходило на зрелой стадии формирования Лок-Гарабагской островодужной системы в условиях продолжающейся субдукции 144 млн лет (нижний мел — берриасский ярус). Распределение РЗЭ и мультиэлементные спектры с характерными Та-Мэ, РЬ и Ей аномалиями для пород первой и второй фаз указывают на
связь с процессами субдукции без адакитовых признаков. Основываясь на изотопно-геохимических параметрах, таких как положительные значения еш, относительно низкие значения 878г/868г, высокие 143Мё/144Мё, низкие содержания ЛРЗЭ элементов для габброидов с последующим обогащением во второй фазе, предполагаем, что вероятным магматическим источником формирования пород Гедабекского интрузива являются деплетированные породы мантийного клина с последующей коровой контаминацией породами континентальной коры и субдуцируемыми осадками, что также согласуется с общей геодинамической интерпретацией региона. Стабильные изотопы Б указывают на восстановительную среду, при этом главная форма переноса — комплексы гидросульфидов во флюиде.
1. Абдуллаев Р.Н., Исмет А.Р., Багирбекова О.Д., Аб-дуллаева И.А.. Возрастное расчленение магматических образований северо-восточной части Малого Кавказа по данным K-Ar метода. — Баку: Элм, 1979. — 146 с.
2. Абдуллаев Р.Н., Мустафаев Г.В., Мустафаев М.А. и др. Мезозойские магматические формации Малого Кавказа и связанное с ними эндогенное оруденение / под ред. Э.Ш. Шихалибейли. — Баку: Элм, 1988. — 160 с.
3. Геология Азербайджана. Т III: Магматизм / под ред. В.Е. Хаина, Ак. Ализаде. — Баку: Nafta-Press, 2001. — 434 c.
4. Геология Азербайджана. T IV: Тектоника / под ред. Ак. Ализаде. — Баку: Nafta-Press, 2005. — 506 c.
5. Керимов Г.И. Петрология и рудоносность Кеда-бекского рудного угла. — Баку: Изд-во АН Азерб. ССР, 1963. - 288 с.
6. Короновский Н.В., Демина Л.И. Магматизм как индикатор геодинамических обстановок. — М.: КДУ, 2001. — 234 с.
7. Мартынов Ю.А.. Основы магматической геохимии. — Владивосток: Дальнаука, 2010. — 228 с.
8. Мустафаев М.А, Багирбекова О.Д., Алиев И.А. Новые данные о возрасте кислых вулканитов Малого Кавказа // Проблемы изотопного датирования процессов вулканизма и осадкообразования: Тезисы докл. Всесоюз. совещ. — Киев: Наукова думка, 1982. — С. 67—68.
9. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. — СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. — 200 с.
10. Садыхов Э.А., Шатова Н.В. U-Pb датирование (SHRIMP II) и геодинамические условия формирова-
ния массивов габбро-тоналитового комплекса Лок-Гара-багской зоны Малого Кавказа (Азербайджан) // Регион. геология и металлогения. 2017. № 73 — С. 49—60.
11. Adamia S.A., Zakariadze G., Chkhotua T. et al. Geology of the Caucasus: a review // Turkish Journal of Earth Sciences.
2011. Vol. 20. Iss. 5. - Pp. 611-628.
12. Barrier E, Vrielynck B. Palaeotectonic Map of the Middle East, Atlas of 14 Maps, Tectonosedimentary-Palin-spastic Maps From Late Norian to Pliocene. Commission for the Geologic Map of the World (CCMW, CCGM). - Paris, France, 2008.
13. Cowgill E, Forte A.M., Niemi N. et al. Relict basin closure accommodates continental convergence with minimal crustal shortening or deceleration of plate motion as inferred from detrital zircon provenance in the Caucasus // Tectonics. 2016. Vol. 35. - Pp. 2918-2947.
14. Drake MJ, Weill D.F. Partition of Sr, Ba, Ca, Y, Eu2+, Eu3+, and Other Ree between Plagioclase Feldspar and Magmatic Liquid - Experimental Study // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1975. Vol. 39. Iss. 5. - Pp. 689-712.
15. Forte A.M., Cowgill E., Bernardin T. et al. Late Cenozoic deformation of the Kura fold-thrust belt, southern Greater Caucasus GSA. Geological Society of America Bulletin. 2010. Vol. 122. - Pp. 465-486.
16. Glenn A.G. The Influence of Melt Structure on Trace Element Partitioning near the Peridotite Solidus // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2004. Vol. 147. Iss. 5. -Pp. 511-527.
17. Knipper A.L., Khain E.V. Structural position of ophio-lites of the Caucasus // Ofiolitis. 1980. Iss. 2. - Pp. 297-314.
18. Ludwig K.R. A User's Manual. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. SQUID 1.12. 2005a. - Pp. 1-22.
19. Ludwig K.R. User's Manual for ISOPLOT/Ex 3.22. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geo-chronology Center Spec. Publ. 2005b. - Pp. 1-71.
20. Ohmoto H., Rye R.O. Isotopes of sulfur and carbon // Geochemistry of hydrothermal deposits / H.L. Barnes. -New York, 1979. - P. 461-560.
21. Ohmoto H, Goldhaber M.B. Sulfur and carbon isotopes // Geochemistry of hydrothermal deposits. - New York, 1997. - Pp. 509-567.
22. Okay A.I., Nikishin A.M. Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea region // Int. Geol. Rev. 2015. Vol. 57. N 5-8. - Pp. 1051-1076.
23. Pearce J.A. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins / C.J. Hawkes-worth and M.J. Norry // Continental basalts and mantle xenoliths. - Cambridge, Massachusetts: Shiva Publications, 1983. - P. 230-249.
24. Robertson A., Parlak O., Ustaomer T. et al. Subduction, ophiolite genesis and collision history of Tethys adjacent to the Eurasian continental margin: new evidence from the Eastern Pontides, Turkey // Geodinamica Acta. 2014. Vol. 26. - Pp. 230-293.
25. Rolland Y., Galoyan G., Sosson M. et al. The Armenian ophiolite: insights for Jurassic back-arc formation, Lower Cretaceous hot spot magmatism and Upper Cretaceous obduction over the South Armenian Block // Geol. Soc. London, Spec. Publ. 2010. Vol. 340. - P. 353-382.
26. Rolland Y., Perincek D., Kaymakci N. et al. Evidence for 80-75 Ma subduction jump during Anatolide-Tauride-Armenian block accretion and 48 Ma Arabia-Eurasia collision in Lesser Caucasus - East Anatolia // J. Geodynamics.
2012. Vol. 56. - P. 76-85.
27. Rolland Y. Caucasus collisional history: Review of data from East Anatolia to West Iran // Gondwana Research. 2017. Vol. 43. - P. 130-146.
28. Rye R.O. The evolution of magmatic fluids in the epi-thermal environment: the stable isotope perspective // Econ. Geol. 1993. Vol. 88. - P. 733-753.
29. Sosson M., Rolland Y., Danelian T. et al. Subductions, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights // Geological Society of London, Special Publication. 2010. Vol. 340. - P. 329-352.
30. Sosson M., Stephenson R., Sheremet Y. et al. The eastern Black Sea-Caucasus region during the Cretaceous: new evidence to constrain its tectonic evolution // Comptes Rendus Geoscience. 2016. Vol. 348. - P. 23-32.
31. Sun S.S. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs // Philosophic Transactions of the Royal Society. 1980. A297. — P. 409—425.
32. Sun S., McDonought W.F. Chemical and isotopic sys-tematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geol. Soc. London, Spec. Publ. 1989. N 42. — P. 313—345.
33. Wetherill G.W. Discordant uranium lead ages I // Transactions of the Amer. Geophys. Union. 1956. Vol. 37. — P. 320—326.
34. Zindler A, Hart S. Chemical geodynamics // Annual Review of Earth and Planetary Science Letters. 1986. Vol. 14. — P. 493—571.
1. Abdullaev R.N., Ismet A.R., Baqirbekova O.D., Abdullaeva I.A. Vozrastnoe raschlenenie magmaticheskih obrazovaniy severo-vostochnoy chasti Maloqo Kavkaza po dannim K-Ar metoda [Age division of the magmatic formations of northeastern part of Lesser Caucasus by K-Ar data]. Baku: Elm. 1979. 146 p.
2. Abdullaev R.N., Mustafaev G.V., Mustafaev M.A. et al. Mezozoyskie magmaticheskie formatsii Malogo Kavkaza i svyazannoe s nimi endogennoe orudenenie [Mesozoic mag-matic formations of the Lesser Caucasus and related endogenous mineralization]. Ed. by E.Sh. Shikhalibeyli. Baku: Elm. 1988. 160 p.
3. Geologiya Azerbaydzhana. T III: Magmatizm [Geology of Azerbaijan. Vol. III: Magmatism]. Ed. by V.E. Khain, Ak. Alizade. Baku: Nafta-Press. 2001. 434 p.
4. Geologiya Azerbaydzhana. T. IV: Tektonika [Geology of Azerbaijan. Vol. IV: Tektonika]. Ed. by Ak. Alizade. Baku: Nafta-Press. 2005. 506 p.
5. Kerimov Q.I. Petrologiya i rudonosnost Kedabekskogo rudnogo uzla [Petrology and mineralization of Kedabeq ore unit]. Baku: Izd-vo An. Azerb. SSR. 1963. 288 p.
6. Koronovskiy N.V., Demina L.I., Magmatizm kak indicator geodinamicheskih obstanovok [Magmatism such an indicator of geodynamic settings]. Moscow: KDU. 2011. 234 p.
7. Martinov Yu.A. Osnovi magmaticheskoy geohimii [Fundamentals of magmatic geochemistry]. Vlasivostok: Dalnauka. 2010. 228 p.
8. Mustafaev M.A., Bagirbekova O.D., Aliev I.A. New data on the age of felsic volcanic rocks from the Lesser Caucasus. Issues of isotopic dating of volcanism and sedimentation: Abstr. All-Union Conf. Kiev: Naukova Dumka. 1982. Pp. 67— 68. (In Russian).
9. Petrograficheskiy kodeks Rossii. Magmaticheskie, metamorficheskie, metasomaticheskie, impaktnye obrazovani-ya [Petrographic Code of Russia. Magmatic, metamorphic, metasomatic, impact formations]. St. Petersburg: VSEGEI Press. 2009. 200 p.
10. Sadikhov E.A., Shatova N.V. U-Pb dating (SHRIMP II) and geodynamic condition of intrusions of the gabbro-tonalite complexes of the Lok-Karabakh, Lesser Caucasus (Azerbaijan). Region. geologiya i metallogeniya. 2017. No 69, pp. 49—60. (In Russian).
11. Adamia, S.A., Zakariadze, G., Chkhotua, T. et al. 2011: Geology of the Caucasus: a review. Turkish Journal of Earth Sciences. Vol. 20. 5. 611—628.
12. Barrier, E., & Vrielynck, B. 2008: Palaeotectonic Map of the Middle East, Atlas of 14 Maps, Tectonosedimentary-Palinspastic Maps from Late Norian to Pliocene. Commission for the Geologic Map of the World (CCMW, CCGM), Paris.
13. Cowgill, E., Forte, A.M., Niemi, N. et al. 2016: Relict basin closure accommodates continental convergence with minimal crustal shortening or deceleration of plate motion
as inferred from detrital zircon provenance in the Caucasus. Tectonics. Vol. 35. 2918-2947.
14. Drake, M.J., Weill, D.F. 1975: Partition of Sr, Ba, Ca, Y, Eu2+, Eu3+, and Other Ree between Plagioclase Feldspar and Magmatic Liquid — Experimental Study. Geochimica et Cos-mochimica Acta. Vol. 39. 5. 689—712.
15. Forte, A.M., Cowgill, E., Bernardin, T. et al. 2010: Late Cenozoic deformation of the Kura fold-thrust belt, southern Greater Caucasus GSA. Geological Society of America Bulletin Vol. 122. 465—486.
16. Glenn, A.G. 2004: The Influence of Melt Structure on Trace Element Partitioning near the Peridotite Solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology. Vol. 147. 5. 511—527.
17. Knipper, A.L., Khain, E.V. 1980: Structural position of ophiolites of the Caucasus. Ofiolitis. 2. 297—314.
18. Ludwig, K.R. 2005a: A User's Manual. A geochronologi-cal toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. SQUID 1.12. 1—22.
19. Ludwig, K.R. 2005b: User's Manual for ISOPLOT/Ex 3.22. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 1—71.
20. Ohmoto, H., Rye, R.O. 1979: Isotopes of sulfur and carbon. In Barnesm, H.L. (ed.): Geochemistry of hydrothermal deposits. New York. 461—560.
21. Ohmoto, H., Goldhaber, M.B. 1997: Sulfur and carbon isotopes. Geochemistry of hydrothermal deposits. New York. 509—567.
22. Okay, A.I., Nikishin, A.M. 2015: Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea region. Int. Geol. Rev. Vol. 57. 5-8. 1051—1076.
23. Pearce, J.A. 1983: Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In Hawkesworth, C.J. and Norry, M.J. (eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Cambridge, Massachusetts: Shiva Publications. 230—249.
24. Robertson, A., Parlak, O., Ustaomer, T. et al. 2014: Subduction, ophiolite genesis and collision history of Tethys adjacent to the Eurasian continental margin: new evidence
from the Eastern Pontides, Turkey. Geodinamica Acta. Vol. 26. 230-293.
25. Rolland, Y., Galoyan, G., Sosson, M. et al. 2010: The Armenian ophiolite: insights for Jurassic back-arc formation, Lower Cretaceous hot spot magmatism and Upper Cretaceous obduction over the South Armenian Block. Geol. Soc. London, Spec. Publ. Vol. 340. 353-382.
26. Rolland, Y., Perincek, D., Kaymakc, N. et al. 2012: Evidence for 80-75 Ma subduction jump during Anatolide-Tauride-Armenian block accretion and 48 Ma Arabia-Eurasia collision in Lesser Caucasus — East Anatolia. J. Geodynamics. Vol. 56. 76-85.
27. Rolland, Y. 2017: Caucasus collisional history: Review of data from East Anatolia to West Iran. Gondwana Research. Vol. 43. 130-146.
28. Rye, R.O. 1993: The evolution of magmatic fluids in the epithermal environment: the stable isotope perspective. Econ. Geol. Vol. 88. 733-753.
29. Sosson, M., Rolland, Y., Danelian, T et al. 2010: Subductions, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights. Geological Society of London, Special Publication. Vol. 340. 329-352.
30. Sosson, M., Stephenson, R., Sheremet, Y. et al. 2016: The eastern Black Sea-Caucasus region during the Cretaceous: new evidence to constrain its tectonic evolution. Comptes Rendus Geoscience. Vol. 348. 23-32.
31. Sun, S.S. 1980: Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophic Transactions of the Royal Society. A297. 409-425.
32. Sun, S., McDonought, W.F. 1989: Chemical and iso-topic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42. 313-345.
33. Wetherill, G.W. 1956: Discordant uranium lead ages I. Transactions of the Amer. Geophys. Union. Vol. 37. 320-326.
34. Zindler, A., Hart, S. 1986: Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Science Letters. Vol. 14. 493-571.
Садыхов Эмин Али оглы — науч. сотрудник, Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, 199106, Россия. <emin_sadikov@vsegei.ru> Велиев Анар Алескер — доктор философии наук о Земле, АМГК '. <anar.veliyev@aimc.az> Байрамов Айдын Ахмед — вед. геолог, АМГК '. <aydin.bayramov@aimc.az> Мамедов Сабухи Махир — геолог-разведчик, АМГК '. <sabuhi.mammadov@aimc.az> Ибрагимов Джавид Ровшан — геолог-разведчик, АМГК '. <javid.ibrahimov@aimc.az>
Sadikhov Emm Ali — Researcher, A. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI). 74 Sredny Prospect,
St. Petersburg, 199106, Russia. <emin_sadikov@vsegei.ru> Veliev Anar Alesker — Doctor of Philosophy in Earth Sciences, AIMCL '. <anar.veliyev@aimc.az> Bairamov Ajdyn Ahmed — Leading Geologist, AIMCL '. <aydin.bayramov@aimc.az> Mamedov Sabuhi Mahir — Geologist Intelligence, AIMCL '. <sabuhi.mammadov@aimc.az> Ibragimov Dzhavid Rovshan — Geologist Intelligence, AIMCL '. <javid.ibrahimov@aimc.az>
1 Азербайджанская международная горная компания (АМГК). Пр. Гусейна Джавида, 20, Баку, AZ1073, Азербайджан.
Azerbaijan International Mining Company Limited (AIMCL). 20 Pr. Guseyna Dzhavida, Baku, AZ1073, Azerbaijan.
