CC BY
29
УДК: 552. 323.5
НОВЫЕ ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И МИНЕРАГЕНИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ ПО РАННЕЮРСКОМУ МАРИНСКОМУ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКОМУ КОМПЛЕКСУ
(верховья р. Подкумок, Карачаевская вулканическая область, Северный Кавказ)
В.М. Газеев1, А.Г. Гу рбанов2, А.Б. Лексин3, Ю.В. Гольцман 4, Т.И. Олейникова5
Абстракт. Статья посвящена решению важных для геологии Кавказа научных проблем - «Источники расплавов, палеогеодинамические обстановки, существовавшие при проявлении раннеальпийского магматизма на южной окраине Восточно-Европейской платформы и его роль в формировании континентальной коры» и «Минерагения раннеальпийских магматических комплексов». В рамках этих проблем исследования были направлены на решение следующих задач: петрохимические, минералогические, геохимические, изотопные и минерагенические характеристики пород раннеальпийских магматических комплексов Большого Кавказа. Собран и изучен современными методами (РФА, ICP MS, изотопный анализ) представительный материал по породам Маринского комплекса (МК). Выявлены петролого-геохимические и изотопные (37Sr/e6Sr - в андезибазальтах 0,7054-0,7059; в андезитах - 0,7045 и 143Nd/ 144Nd - 0,51248 и 0,51252, еш(Т) = 1,85-2,72) особенности нижнеюрских вулканитов МК (андезибазальты, андезиты, андезито-дациты и дациты), расположенных в южной части Скифской платформы. На диагностических диаграммах точки составов вулканитов МК попадают в поля пород, образовавшихся на активных континентальных окраинах или в континентальных островных дугах. Двойственные характеристики обусловлены, скорее всего, мощностью континентальной литосферы Скифской платформы, меньшей (40-45 км), чем у классической активной континентальной окраины Андийского типа (60-70 км), и большей, чем у континентальных (эн-сиалических) островных дуг (15-25 км). Роль раннеальпийского вулканического пояса, составной частью которого является Маринский комплекс, в формировании континентальной коры Большого Кавказа, судя по объемам изверженного и внедрившегося материала, довольно значительна. Выявленные особенности редкоэлементного состава пород [существенное обогащение крупноинными литофильными элементами (Rb, Ва, К, Th), умеренное обогащение легкими REE и частично высокозарядными элементами (Та, Zr) при дефиците Ti и тяжелых REE (Tb, Y, Yb), четко проявленные негативные аномалии в содержаниях К, Sr, Nb, P, Ti)] указывают на то, что формирование расплавов контролировалось субдукционными процессами [9]. Показано, что при эволюции расплава имел место процесс фракционирования темноцветных минералов (амфибола), при незначительной роли фракционирования плагиоклаза и незначительной контаминации расплава материалом корового субстрата. Установлена парагенетическая, а возможно и генетическая, связь золоторудной с полиметаллами минерализации с пропилитизированными, окварцованными вулканитами и эксплозивными брекчиями МК. Зерна золота (размером 1-3 мм) обнаружены в кварцевых прожилках с редкой вкрапленностью пирита, халькопирита, сфалерита, галенита, киновари. Высказано предположение о золото-серебряно-полиметаллической минерагенической специализации пород Маринского вулкано-плутонического комплекса.
Ключевые слова: Маринский вулкано-плутонический комплекс; петрохимические и изотопно-геохимические данные; геодинамические обстановки; минерагения раннеальпийского магматизма.
ВВЕДЕНИЕ
Статья посвящена решению важных для геологии Кавказа научных проблем - «Источники расплавов и палеогеодинамические обстановки, существовавшие при проявлении раннеальпийского магматизма на южной окраине ВосточноЕвропейской платформы и его роль в формировании континентальной коры» и «Минерагения раннеальпийских магматических комплексов». Первая проблема возникла в связи с практически полным отсутствием надежных современных геохимических и изотопных (КЬ, Бг, Бт, характеристик и датировок надежными методами пород, слагающих многочисленные раннеаль-пийские магматические комплексы на Кавказе. Исключение составляют Маринский комплекс [19] и порфиритовая свита байоса в междуречье
Мзымта-Бзыбь [13, 2]. Поэтому палеогеодинамические реконструкции обстановок проявления раннеальпийского вулканизма на Кавказе и на Скифской платформе, генезис и источники расплавов остаются остро дискуссионными. В рамках этих проблем исследования были направлены на решение следующих конкретных задач: изучение петрохимических, минералогических, геохимических, изотопных и минерагенических характеристик пород раннеальпийских магматических комплексов Большого Кавказа.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ
Карачаевская вулканическая область расположена в южной части Скифской платформы и простирается от р. Теберды на западе до р. Мал-
' Газеев В.М. - к. г.-м. н., н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия.
2 Гурбанов А. Г. - к. г.-м. н., вед. н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия (gurbanov@igem.ru).
3 Лексин А.Б. - вед. программист ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия.
4 Гольцман Ю.В. - к. г.-м. н., с. н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия.
5 Олейникова Т.И. - н. с. ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия.
ТОМ 14
ки на востоке. Вулканиты включаются в составы хумаринской и шоанской свит, трансгрессивно перекрывающих палеозойский фундамент. По геологическим данным вулканическая активность начиналась в прибрежно-морских, а завершалась в континентальных условиях. В угленосной хумаринской свите расположены линзовидные горизонты, сложенные эффузивами и пирокластикой [17]. Вулканиты шоанской свиты представлены лавами, лавобрекчиями и туфами андезитового и андезибазальтового составов с максимальной мощностью до 330 м в районах вулканических центров и развиты локально, несогласно перекрывая отложения хумаринской свиты. Часто встречаются субвулканические тела, иногда преобладающие над вулканитами.
Для наших исследований выбран Верхне-Подкумский тектоно-магматический узел [10] Маринского комплекса, к которому приурочено крупное золото-серебряно-полиметаллическое рудопроявление «Ковалевское», расположенное в верховьях р. Подкумок (рис. 1). Детальное описание геологического строения района развития Маринского вулкано-плутонического комплекса, результаты возрастного датирования его пород и их геохимических особенностей, петрогенезиса лав и тектонического контроля в расположении магматических центров приведены в работах [21, 22, 10, 3, 6].
Магматические породы Маринского комплекса (МК) развиты в Лабино-Малкинской СФЗ складчатого сооружения Большого Кавказа. Гео -логический разрез имеет двухъярусное строение: фундамент сложен палеозойскими кристаллическими сланцами, прорванными палеозойскими гранитами, а чехол - слабо дислоцированными мезозойскими отложениями. В чехле выделяют два структурных подэтажа: нижне- и среднеюр-ский. Первый - «хумаринская» свита (мощность до 800 м) синемюр-плинсбахского возраста, состоящая из массивных песчаников, переслаивающихся с пакетами чередования конгломератов, песчаников, алевролитов и пластов каменного угля. В ее разрезе присутствуют вулканиты «ин-дышского» горизонта (ранние фазы МК, мощностью до 250 м), сложенного туфами, туфобрек-чиями и лавами андезитового и риодацитового составов. Поздние фазы МК представлены туфо-конгломератами, туфобрекчиями и лавами анде-зибазальтов, андезитов и дацитов. Они слагают «шоанскую» свиту (мошность до 350 м), наращивающую разрез хумаринской свиты. Среднеюр-ский подэтаж сложен тоар-ааленскими отложениями, которые местами со стратиграфическим и угловым несогласиями перекрывают шоанскую и хумаринскую свиты. В базальных конгломератах подэтажа встречены все разновидности магматических пород МК.
Рис. 1. Геологическая карта Верхне-Подкумского тектоно-магматического узла (с контуром Аи-Ag-аномалии и подсчитанными запасами Au по категории Р. [по 14]). Условные обозначения:
1 - Шоанская свита, андезибазальты и их туфы; 2 - риолиты; 3 - дациты; 4 - андезито-дациты; 5 - андезиты; 6 - диориты
Магматические породы МК представлены эффузивной («индышский» горизонт и шоанская свита) и субинтрузивной фациями (дайки, некки, силлы мощностью от 15 до 250 м, штоки, лакколиты, тела эксплозивных брекчий, в которых кроме вмещающих осадочных пород лейаса встречаются породы фундамента), сложенными диабазами, андезитами, дацитами, диорит- и реже гранит-порфирами. Тектоно-магматические узлы приурочены к участкам пересечения глубинных разломов субширотного и субмеридионального простираний.
Раннеюрский возраст пород МК установлен по находкам плинсбахской фауны во вмещающих его отложениях хумаринской свиты и трансгрессивному перекрытию вулканитов отложениями тоара и аалена. По результатам аргон-аргонового (40Ar/39Ar) датирования со ступенчатым отжигани-ем по плагиоклазам и биотитам получены устойчивые плато с возрастами между 190 и 183 млн лет [22]. Встречающиеся здесь некки трахиан-дезитов с K-Ar возрастом (в млн лет) 170, 152, гранит-порфиров - 150; дайки и мелкие штоки субщелочных и щелочных габброидов - 107±10;
ТОМ 14
101 ±6, 104±5 млн лет позднеюрско-мелового Джалпакского комплекса здесь не рассматриваются.
ОПРОБОВАНИЯ И МЕТОДЫ АНАЛИТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
При проведении полевых работ (2013— 2014 гг.) для петрографических и минералого-геохимических исследований были отобраны представительные пробы (каждая весом 3-5 кг) из основных разновидностей пород Маринского комплекса в верховьях долины р. Подкумок. Материал для аналитических исследований дробился и истирался до 200 меш. Для минералогических исследований и выделения мономинеральных фракций из пород комплекса и из рудных тел были отобраны пробы весом 10-15 кг. В лабораториях ИГЕМ РАН проведены комплексные аналитические исследования проб следующими методами.
Рентгено-флюоресцентный анализ (XRF) выполнен на спектрометре последовательного действия PW-2400 производства компании Philips Analytical B.V (Нидерланды). Нижний предел точности количественного анализа петрогенных элементов составлял 0,02 %, микроэлементов -5-50 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 спектроскопии с индукционно-связанной плазмой с масс-спектрометрическим окончанием (ICP-MS) на масс-спектрометре X-Series II. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс осуществлялась с помощью стандартных 68-эле-ментных растворов (ICP-MS-68A, HPS-растворы A и B), включающих все анализируемые в пробах элементы. Для контроля качества измерений и учета дрейфа чувствительности прибора исследуемые пробы чередовались со стандартным образцом 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 отн. %. 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.
Изучение изотопного состава Sr и Nd в основных разновидностях пород комплекса проведено в Лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН методами анализа, отработан-
ными в этой лаборатории. Содержания Rb, Sr, Sm и Nd определены методом изотопного разбавления с использованием смешанных трасеров 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 трасеров. Контроль правильности измерений осуществлялся по результатам систематических изотопных анализов международного стандартного образца Sr SRM-987 и внутрилабораторно-го стандартного образца Nd ИГЕМ. Погрешности на уровне 2а.
КРАТКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД МК
В состав Маринского комплекса входят базальты, андезибазальты, андезиты, андезида-циты, дациты, риодациты и их субинтрузивные аналоги - долериты, диабазы, диориты, грано-диориты, гранит-порфиры. Редко встречаются оливиновые базальты, эксплозивные брекчии, связанные с субинтрузивными телами диорит- и гранодиорит-порфиров. Метасоматически измененные породы представлены пропилитами и аргилизитами [11, 4, 15, 10].
Базальт - плотная черная порода с большим количеством стекла. Структура порфировая, основная масса пилотакситовая или интерсер-тальная. Фенокристы представлены основным плагиоклазом (до битовнита), реликтовым гипер-стеном и редко серпентинизированным оливином. Основная масса сложена лейстами плагиоклаза, пироксена, магнетита и серпентинитового или стекловатого мезостазиса. Крупнозернистые разновидности - долериты имеют сериально-порфировую структуру. Фенокристы - реликты плагиоклаза и пироксена. Кристаллы плагиоклаза имеют прямую зональность и представлены двумя генерациями: ранней (Ап60_42) - с размером зерен до 1,0 * 1,6 мм, и поздней (Ап50-42) - с размером зерен до 0,2 * 06 мм. Плагиоклаз альби-тизирован и содержит карбонат in situ. Диопсид обычно замещается агрегатом хлорита, карбоната и рудного минерала. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, хлорита, рудного минерала, гнездообразных скоплений карбоната, кварца и акцессорных - апатита, циркона и сфена. В андезибазальтах среди вкрапленников кроме плагиоклаза и авгита появляется амфибол.
ТОМ 14
из обломков долеритов, андезитов, палеозойских гранитов, нижнеюрских песчаников, алевролитов и цементирующей массы, состоящей из мелких обломков: плагиоклаза, кварца, опаци-тизированных темноцветных минералов, погруженных в тонкодисперсную смесь осадочного и магматического материала.
РЕЗУЛЬТАТЫ ПЕТРОХИМИЧЕСКИХ, ГЕОХИМИЧЕСКИХ, ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ИХ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
Петрохимически породы МК представлены основными, средними и кислыми по составу разностями (табл. 1). Основные породы соответствуют нормально-щелочным базальтам и плагиобазальтам, а средние и кислые -низко-щелочным, редко достигающим уровня нормально-щелочных пород. Средние разновидности представлены андезибазальтами, андезитами и андезидацитами, кислые - дацитами и
Андезит - зеленовато-серая порода с порфировой, гломеропорфировой, сериально-порфировой структурами. Вкрапленники представлены плагиоклазом, амфиболом, реже биотитом и иногда моноклинным пироксеном. Плагиоклаз (Ап50_42) присутствует в виде кристаллов двух генераций: ранней, с размером зерен до 1,5 х 2,5 мм, и поздней - до 0,4-0,7 мм. Зерна плагиоклаза часто замещены кальцитом, альбитом. Темноцветные минералы редко свежие, а чаще изменены и замещены хлоритом, карбонатом и рудным минералом. Основная масса криптокристаллическая, микролитовая или гиа-лопилитовая. Сложена она существенно полевошпатовым агрегатом, с примесью магнетита и новообразованных кварца, карбоната, хлорита и гидроокислов железа.
Дациты встречаются реже андезитов. Это плотные розоватые породы с редкими вкрапленниками плагиоклаза, роговой обманки, биотита и кварца. Основная масса имеет фельзитовую структуру и сложена кварцем и полевыми шпатами.
Диорит- и гранодиорит-порфиры - субинтрузивные аналоги андезитов и дацитов с характерной сериально-порфировой и гломеропорфировой структурами. Вкрапленники представлены плагиоклазом, амфиболом, биотитом, а в гранодиорит-порфирах кроме них появляется кварц. Плагиоклаз (кислый андезин, реже олигоклаз) наблюдается в виде кристаллов двух генераций с размером зерен 2,5 х 5 мм и 0,5 х 0,8 мм. По ним развиваются альбит, карбонат и каолин. Биотит также часто присутствует в виде 2 генераций кристаллов с размерами до 2-3 мм и до 0,5 мм. Темноцветные минералы часто опацитизи-рованы, корродируются основной массой и замещаются хлоритом. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза (Ап27-25) и хлори-тизированных зерен темноцветных минералов, погруженных в кварц-полевошпатовый мезостазис. Реже встречаются гранит-порфиры. Ими сложены небольшие штокоо-бразные тела. Порода имеет порфировую, с вкрапленниками плагиоклаза (альбит-олигоклаз), кварца и биотита, или афировую структуры.
В местах развития пород диорит- Рис 2. Диагностические диаграммы с точками
гранодиорит-гранитной ассоциации п°род Маринск°го к°мплекса
п-гмоини-п-па пвтвашиога топа Условные обозначения: 1 - неизмененные андезибазальты, андезиты, даци-часто отмечаются ветвящиеся тела ты; 2 - пропилиты; 3 - эксплозивные брекчии; 4 - по данным [21, см. рис. 11]; эксплозивных брекчии, состоящие 5 - ксенолиты из андезибазальтов
ТОМ 14
Результаты РФА пород Маринского комплекса (оксиды в мас.%, элементы в г/т
Таблица 1
Оксиды
144/10 145/10 146/10 147/10 148/10 149/10 150/10 151/10 152/10 152-1/10
Номера образцов
И1О2
54.06
52.76
53.94
71.67
67.40
59.66
61.72
53.72
59.42
42.45
Т1О2
0.61
0.82
0.85
0.19
0.61
0.49
0.47
0.69
0.53
0.73
АШз
14.37
16.57
16.08
14.43
17.65
17.18
15.40
15.38
15.28
14.42
Fe2Oз
6.2
10.09
9.01
2.24
4.21
6.26
4.81
7.67
5.47
14.45
MnO
0.113
0.123
0.12
0.11
0.091
0.073
0.115
0.128
0.105
0.17
MgO
3.2
5.38
4.39
0.23
0.23
1.53
1.56
2.7
2.23
6.42
CaO
9.44
5.55
6.89
1.75
0.38
3.85
5.11
6.49
7.84
.00
Ш2О
2.79
2.68
2.66
2.07
2.4
1.9
2.76
2.51
3.00
1.33
к2о
0.95
0.87
0.95
1.98
1.25
1.62
1.93
1.24
1.31
0.94
Р2О5
0.1
0.12
0.11
0.08
0.13
0.1
0.12
0.12
0.13
0.08
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
7.96
4.84
4.8
5.09
5.46
7.18
5.8
9.14
4.49
10.79
Сумма
99.81
99.82
99.82
99.86
99.83
99.86
99.81
99.80
99.82
99.8
продолжение табл. 1
Элементы
144/10
145/10
146/10
147/10
148/10
149/10
150/10
151/10
152/10
152-1/10
Сг
112
18
49
11
14
18
30
59
35
239
V
109
108
107
74
58
61
129
74
146
Со
14
15
10
10
23
Си
19
10
10
10
10
10
10
14
10
24
N1
21
37
Zn
41
60
68
45
59
54
46
70
42
74
РЬ
10
10
10
10
10
10
10
10
10
10
ЯЬ
26
26
25
43
47
55
55
35
37
20
Sг
249
191
192
144
107
146
227
240
252
164
№
У
17
21
22
20
25
16
18
24
17
16
Zг
109
120
113
149
145
122
159
137
144
96
Оксиды
SiO2
TiO2
Al2Oз
Fe2Oз
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Сумма
Элементы
Cr
V
Со
Cu
N1
Zn
Pb
Rb
Sr
Nb
Y
Zr
36/12
60.01
0.64
18.19
6.64
0.087
0.71
4.39
3.15
1.86
0.16
4.02
99.85
36/12
97
84
13
60
270
27
148
37/12
49.05
0.69
16.53
8.26
0.106
4.05
7.77
2.73
0.85
0.10
0.03
9.64
99.80
37/12
353
160
29
45
171
87
20
177
26
127
39/12
64.28
0.41
16.99
4.35
0.077
1.42
4.02
3.92
1.65
0.12
2.60
99.83
39/12
20
57
12
10
13
60
13
55
298
12
16
155
Номера образцов
150-2/10
65.14
0.42
13.94
4.14
0.130
1.25
3.37
2.4
2.51
0.1
0.02
6.39
99.81
150-2/10
70
72
10
40
11
64
114
24
127
150-3/10
65.78
0.45
14.86
3.6
0.08
1.16
3.34
2.35
2.37
0.1
0.02
5.68
99.79
150-3/10
54
70
10
10
39
10
79
124
22
126
150-4/10
65.97
0.38
13.57
3.46
0.101
1.51
3.69
2.3
2.28
0.11
0.02
6.39
99.78
150-4/10
62
65
10
10
12
39
10
79
125
22
122
151-1/10
61.51
0.6
13.75
5.14
0.136
1.78
5.57
2.40
1.58
0.11
0.02
7.21
99.80
151-1/10
61
101
14
13
45
10
44
204
23
134
151-2/10
73.13
0.36
15.30
1.89
0.039
1.06
2.82
3.07
1.93
0.11
0.02
99.72
151-2/10
21
18
15
22
10
78
128
27
161
Примечание: 37/12, 144, 145, 146-10, 151-10 - базальты и андезибазальты; 150, 152/10, 36/12 - андезиты; 152-1 -ксенолит в андезите; 39/12 - дациты; 147, 148, 149/10 -пропилиты; 150-2, 151, 151-1, 151-2 - эксплозивные брекчии.
И
9
7
6
5
7
8
5
9
5
5
5
5
7
5
2
6
5
5
8
7
8
8
5
4
8
7
5
9
9
9
9
5
7
5
4
5
7
5
5
ТОМ 14
Рис. 3. Вариационные диаграммы вЮ2 - петрогенные элементы для пород Маринского комплекса
ТОМ 14
18
устойчивое развитие
3 5 7 1 3 5
5с / N1 ТЪ ррт
Андезибазальты и андезиты мари некого комплекса Рис. 4. Диагностическая диаграмма для андезитов риодацитами. По содержанию К2О это умеренно калиевые породы (рис. 2). По соотношению щелочей (Ыа20 / К20) базальты (от 1,4 до 3,2) и андезиты (от 0,96 до 2,93) относятся к калиево-натриевому, а дациты и риолиты (от 1,05 до 1,92) - к натриевому типам щелочности [18]. По содержанию ТЮ2, варьирующему от 0,2 до 0,8 %, это низкотитанистые породы. Вариационные диаграммы Харкера (рис. 3) свидетельствуют о прямой корреляции содержаний К20, ТЮ2, Ёе203, МдО, СаО с БЮ2. На диагностической диаграмме ТИ - Н/3 - Та (рис. 2), применяемой к основным и кислым породам, фигуративные точки пород МК сконцентрированы в поле базальтов и их дифференциатов, развитых на конвергентных границах литосферных плит.
На диагностической диаграмме для андезитов Ьа/УЬ - Бс/М - ТИ (рис. 4) андезибазальты и андезиты МК расположены в основном в поле андезитов континентальных островных дуг. На диаграмме Бг/У - ТИ/УЬ (рис. 5) точки составов пород МК группируются вдоль тренда фракционирования островодужных магм. На диаграмме ТЮ2 - Мд0, используемой для разделения вулканитов бонинитовых, коматиитовых и толеитовых серий, точки составов МК формируют эволюционный тренд, контрастный этим сериям, и располагаются в поле вулканитов Андийского вулканического пояса. На диаграмме ТИ/УЬ - Та/УЬ базальты и андезибазальты МК находятся в поле базальтов активных окраин андийского типа.
На расмотренных диаграммах имеет место двойственная трактовка геодинамической обстановки, существовавшей при образовании пород МК: активная континентальная окраина Андийского типа и континентальная островная
дуга. Появление двойственных характеристик, по нашему мнению, обусловлено малой мощностью (40-45 км) континентальной литосферы Скифской платформы [16], т. е. значительно меньшей, чем у классической активной континентальной окраины Андийского типа (60-70 км), и большей, чем у континентальных (энсиалических) островных дуг (15-25 км) [9].
Результаты ICP-MS-анализа пород приведены в таблице 2. Характер распределения редких земель в вулканитах МК показан на рис. 6. Спектры их распределения характеризуются заметным обогащением легкими LREE и обеднением тяжелыми редкоземельными элементами (HREE). При сравнении спектров распределения REE в базальтах и андезибазальтах МК со спектрами REE в базальтоидах активной Андийской континентальной окраины видно, что содержания элементов и характер их распределения хорошо согласуются с таковыми, установленными для андезибазальтов из Северного, Центрального и Южного секторов Андийского пояса. Содержания тяжелых редких земель от Dy до Lu характеризуются почти горизонтальным трендом. Величины La^Sm" и Gd"/ Luн-отношений варьируют от 1,72 до 3,45 для легких REE (La^mT) и от 1,23 до 1,75 для тяжелых REE (Gd^Lu^. Величина Laн/Ybн-отношения, как показатель степени фракционирования редких земель, в изученных образцах изменяется от 3,32 до 8,28. Величина Laн/Luн-отношения в базальтах и андезибазальтах находится в пределах 3,57-4,14; в андезитах и дацитах она возрастает до 4,8-5,77 и 8,46 соответственно, оставаясь существенно ниже значений, характерных для основных пород континентальных рифтов (10100) и коллизионных обстановок (> 43). GdWfr1-отношение, характеризующее степень фракционирования тяжелых редких земель, достигает в базальтах и андезибазальтах величин 1,35-1,43; в андезитах - 1,39-1,63; в дацитах - 1,75.
В большинстве исследованных образцов Eu минимум на графике не выражен, но в одном случае (эксплозивная брекчия, обр. 151-1/10 SiO2 = 61,51 %) он явно проявлен. Величина количественного дефицита европия (Eu/Eu*) в исследованных образцах варьирует от 1,0 до 0,83 (в базальтах 0,96-0,98; в андезитах 0,94-1,0; в даците 0,96; в эксплозивных брекчиях 0,83-0,96).
Мультиэлементные спектры распределения элементов, нормированные по N-MORB для всех типов пород МК, имеют близкие профили
ТОМ 14
Рис. 5. Диагностические диаграммы для пород Маринского и Фиагдонского комплексов
Условные обозначения: 1-5 - см. на рис. 2; 6 - основные породы МК; 7 основные породы ФК (фиагдонского комплекса)
(рис. 6). Заметно существенное обогащение пород крупноионными лито-фильными элементами (Rb, Ва, К, Th), при умеренном обогащении легкими REE и частично высокозарядными элементами (Та, Zr) при дефиците Ti и тяжелых REE (Tb, Y, Yb). На приведенном спектре распределения элементов отчетливо проявлены негативные аномалии в содержаниях К, Sr, Nb, Р, Ti. Подобные особенности редкоэле-ментного состава пород указывают на то, что формирование расплавов контролировалось субдукционными процессами. Величины Ti/Zr-отношений в базальтах и андезибазальтах МК варьирует от 28 до 37; Zr/Y - от 6,3 I до 8,5; Hf/Th - от 0,8 до 1,0, что совпадает с величинами этих же отношений в вулканитах активных континентальных окраин (Ti/Zr - 49-65; Zr/Y - 5-8; Hf/Th-0,99 ±0,26).
Наблюдается подобие мультиэле-ментных спектров для базальтов и ан-дезибазальтов МК и Андийского пояса с характерными для них Ва, Th, Zr, Tb максимумами и К, Sr, Hf, Ti минимумами (рис. 6). Считается, что резкое падение концентраций Sr, сопровождающееся ростом Zr, Nb и Y, является результатом фракционирования преимущественно плагиоклаза, а затем пироксена и магнетита. Слабое снижение содержаний Sr и близкие к постоянным содержания Zr, Nb и Y позволяют предполагать фракционирование амфибола и, в подчиненном количестве, плагиоклаза. Резкое воз-1 растание рубидия обычно связывают с ассимиляцией кислых пород континентальной коры.
Изотопный анализ Sr в юрских вулканических породах Карачаевского вулканического района изучался [21] в мономинеральных фракциях плагиоклазов и апатитов, выделенных из главных разновидностей пород МК. Величины отношений 87Sr/86Sr в андезитах (плагиоклаз 0,7043 - 0,7053; измененный плагиоклаз 0,7105; апатит 0,7044), дацитах (плагиоклаз 0,7047 - 0,7050; апатит 0,7040 - 0,7053) и риодаците (апатит 0,7040) позволили авторам предположить, что исходный расплав имел мантийный источник. Исследования изотопии кислорода показали, что величина б18О варьирует: в плагиоклазах - от +6,6 %о до +7,4 %о
ТОМ 14
20
устойчивое развитие
Таблица 2
Результаты ЮР-Мв анализа пород Маринского комплекса (элементы в г/т)
Элементы Номера образцов
36/12 37/12 39/12 144/10 145/10 151-1/10 151-2/10 152-1/10 152\10
Be 0.71 1.2 0.97 0.65 0.65 0.93 0.96 0.47 0.75
Sc 8.4 23 7.2 16 12 12 3.1 20 8.1
Ti 3701 3907 2233 3057 4065 2813 1540 3569 2513
V 87 170 71 134 108 106 29 154 73
Cr 3.4 311 18 99 8.6 49 14 219 22
Mn 672 867 623 864 927 999 227 1268 785
Co 6.5 23 8.5 17 17 13 4.7 37 11
Cu 8.9 34 12 26 13 19 26 27 11
Zn 82 85 64 56 84 63 21 96 65
Ga 18 14 19 15 15 16 16 13 16
Rb 46 17 44 25 23 38 44 20 35
Sr 206 147 254 229 161 178 68 132 231
Y 16 15 12 14 19 18 10 12 16
Nb 6.6 3.9 4.7 3.3 4.0 4.8 6.3 3.3 5.0
Mo 0.67 0.43 1.1 1.0 0.77 0.9 1.0 0.36 1.1
Ag 0.30 0.33 0.2 0.34 0.31 0.37 0.34 0.33 0.38
Cs 5.8 0.81 1.9 0.62 0.99 2.8 1.9 0.51 0.71
Ba 212 142 337 224 145 293 348 108 225
La 14 9.5 15 8.9 9.9 14 9.1 7.0 13
Ce 33 22 32 20 24 31 23 16 30
Pr 4.0 2.8 3.6 2.6 3.2 4.0 2.4 2.2 3.7
Nd 17 12 14 12 15 17 9.5 9.4 15
Sm 3.7 2.8 2.8 2.7 3.7 3.6 2.0 2.2 3.2
Eu 1.2 0.93 0.88 0.89 1.2 1.0 0.64 0.72 1.0
Gd 3.5 2.9 2.7 2.8 3.8 3.7 2.0 2.3 3.2
Tb 0.5 0.45 0.37 0.42 0.58 0.53 0.28 0.37 0.47
Dy 3.0 2.8 2.1 2.6 3.65 3.2 1.7 2.3 2.9
Ho 0.59 0.56 0.42 0.52 0.74 0.64 0.35 0.47 0.59
Er 1.8 1.7 1.3 1.6 2.3 2.0 1.2 1.5 1.9
Tm 0.25 0.25 0.18 0.23 0.32 0.28 0.17 0.2 0.27
Yb 1.8 1.7 1.3 1.5 2.2 2.0 1.3 1.4 1.9
Lu 0.26 0.25 0.19 0.23 0.34 0.30 0.2 0.21 0.29
Hf 2.8 2.7 1.9 2.7 2.7 3.0 3.1 2.4 3.2
Ta 0.63 0.34 0.42 0.3 0.36 0.43 0.55 0.25 0.45
W 0.71 0.22 0.55 0.25 0.26 0.47 0.49 0.6 0.51
Pb 7.7 4.6 9.1 4.3 5.0 7.0 6.4 3.5 7.1
Bi 0.014 0.028 0.02 0.008 0.005 0.064 0.084 0.021 0.029
Th 4.7 2.8 5.2 3.1 3.3 5.3 3.1 2.3 4.7
U 1.1 0.74 1.4 0.75 0.86 1.4 1.7 0.61 1.3
Примечание: 37/12, 144/10, 145/10 - базальты, андезибазальты; 152/10, 36/12 - андезиты; 152-1 - ксенолит в андези-
тах39/12 - дацит; 151-1, 151-2 - эксплозивные брекчии.
SMOW; в основной массе пород и зернах магнетита - от +0,2 %о до +1,7 %о SMOW, что соответствует величинам, характерным для первичных базальтов и андезитов (б18О - от +5,5 %о до +7,5 % SMOW).
Наши исследования валовых проб вулканитов МК показали (табл. 3), что первичные стронциевые отношения (87Sr/86Sr) составляют: в андезибазальтах - 0,7054-0,7059; в андези-
тах - 0,7045. Известно, что величины 878г/868г в вулканитах активных континентальных окраин варьируют: в Центральном сегменте Анд - 0,7083-0,7099 (максимальные значения в игнимбритах до 0,7215-0,7235); в Северном и Южном сегментах Анд - до 0,7038-0,7042 [23]. Опубликованные и полученные нами результаты по изотопии стронция в вулканитах и минералах МК вполне сопоставимы с данными
ТОМ 14
,10
100
ю
С л
0,1
\ Ы I \
^Möj^Sft N MORB
RI) В а К Th Sr La Семь Та Nd4 Hf Zr FllVj^Ib V Jfb
100
: 60
10
№обр >—36/12 1—37/12 39/12 —144/10 145/12 >-151-1/10 -151-2/10 —152-1/10 152/10
1
La Се Рг Nd Sm Eil Gd Tb Dy Ho Er Tin Vi) Lu
Рис. 6. ^ектры распределения REE и мультиэлементные спектры распределения элементов в породах Маринского комплекса
Условные обозначения: 1 - Северный сегмент Анд, ан-дезибазальты; 2-4 - Центральный сегмент Анд (2, 4 - щелочные базальты; 3 - андезибазальты); 5, 6 - Южный сегмент Анд (5 - базальты; 6 - андезибазальты [9]. Розовым цветом показано поле спектров распределения REE в породах МК (базальты, андезибазальты).
№обр —36/12
у- 37/12
—39/12
—144/10
- -145/12
51-1/10
-151-2/10
■152-1/10
152/10
по вулканитам активных континентальных окраин, а именно с вулканитами Северного и Южного сегментов Анд. Значения (143Ш/144Ш) находятся в пределах 0,512480,51252, еМЙ(Т) = 1,85-2,72. На диаграмме изотопных составов Ш и Бг в вулканических породах островных дуг и активных континентальных окраин, примыкающих к зонам субдукции [20] точки составов пород МК легли в VI квадрант, рядом с полем перуанских вулканитов.
Геодинамическая интерпретация обстановки, в которой сформировался вулканический пояс, включающий и Маринский комплекс, дискуссионна: большинство исследователей связывает его формирование с зоной субдукции, падающей на север [12, 7, 24, 25, 26, 28]; предполагается наличие двух зон субдукции [22], некоторые исследователи связывают его появление с заложением осевого трога Большого Кавказа [2], а турецкие геологи вообще не привлекают данные по этому поясу для рекострукций [29, 27]. Основная гипотеза состоит в том, что этот пояс маркировал юрскую активную окраину континента на границе с океаном Нео-Тетис [7, 24]. Однако имеющиеся геохимические данные по вулканитам пояса [12] указывают на его связь с зоной субдукции. После раннекиммерийской орогении началось формирование новой субдукционной системы, приведшее к образованию Кавказско-_ц. Понтидского вулканического пояса над зоной № субдукции океана Нео-Тетис. В синемюре-тоаре была главная фаза задугового растяжения, которое контролировало образование глубоководного трога Большого Кавказа и систему меньших бассейнов на Скифской платформе. На Скифской платформе извержения кислой магмы (ранняя фаза) сменились в позднем плинсбахе излиянием основных и, главным образом, андезитовых лав, что могло быть результатом взаимодействия глубинной базальтовой магмы с породами утоненной континентальной коры. Это подтверждается изотопными данными [21, 6] по вулканитам Карачаевской вулканической области, свидетельствующими о влиянии ко-рового материала на исходный базальтовый расплав, имеющий мантийный источник. Об
ТОМ 14
22
устойчивое развитие
этом же свидетельствует и изотопный состав кислорода.
МИНЕРАГЕНИЧЕСКАЯ СПЕЦИАЛИЗАЦИЯ
ПОРОД МАРИНСКОГО КОМПЛЕКСА (МК)
В последнее время на Северном Кавказе активизировались целенаправленные поиски разных типов коренного золотого оруденения, в том числе и связанного с ранне-среднеюрскими вулкано-плутоническими Хуламским, Марин-ским, Фиагдонским, Садонским, Гойтхским, Мач-халорским и другими комплексами. В Карачаево-Черкесской Республике (КЧР) в ассоциации с вулканитами МК обнаружены рудопроявления золото-серебряно-полиметаллической формации, шлиховые потоки золота, первичные и вторичные геохимические ореолы полиэлементного (Аи, Ад ,Аэ, 8Ь, РЬ, 2п, Си) состава. Наиболее крупное рудопроявление «Ковалевское», расположенное в верховьях р. Подкумок, приурочено к области развития эксплозивных брекчий и метасоматически измененных вулканитов МК (каолинитовые и кварц-гидрослюдистые аргили-зиты, хлорит-карбонатные пропилиты). На рудо-проявлении выявлены три рудные зоны шириной 45-150 м, протяженностью по простиранию до 640-820 м и на глубину до 200-250 м. Среднее содержание в них Аи ~ 4 г/т (тах 20 г/т). Золо-тины размером 1-3 мм встречены в кварцевых прожилках с редкой вкрапленностью пирита, арсенопирита, халькопирита, сфалерита, галенита, барита, киновари, развитых в метасома-тически измененных вулканитах и в эксплозивных брекчиях МК. Внутренняя структура золотин мозаичная и зональная при среднем составе Аи 620; Ад 360 [5]. В тяжелой фракции бороздовых проб обнаружены самородные золото, серебро и электрум. Микрозондовыми исследованиями установлена еще и редкая вкрапленность самородного серебра и сульфидов серебра (Ад8 и АдСиБ) микронной размерности. Другие ру-допроявления расположены в верховьях рек Малки, Мары, Эшкакона и представлены зонами дробления и пиритизации в пропилитизирован-ных породах или зонами пиритизации и оквар-цевания в аргиллизированных андезитах [19, 14, 5]. Из аллювия в районе рудопроявления «Кава-левское» была отобрана серия проб, в которых установлены золотины с мозаичной и зональной структурами (табл. 3, рис. 7) [5]. В зернах с мозаичной структурой выявлены участки, состоящие из 2-4 фаз - микроблоки электрума с пробностью (Пр.) 600-700 «цементируются» ветвящимися микропрожилками, в которых различимы участки кюстерит-электрума с Пр. 380-420 и самородного золота с Пр. 870-900. В зернах с зональной структурой состав чередующихся зон
изменяется, то повышаясь, то понижаясь в пределах электрума с Пр. 500-640, а иногда проб-ность повышается от центра (электрум Пр. 560) к краю зерна до самородного золота (Пр. 730). Средний состав золотин из аллювия соответствует электруму Пр. 620 (содержания Аи 62,57; Ад 36,52 %). В отдельных участках с наиболее низкой пробностью выявлена ртуть (содержание Нд до 1,64 %).
По морфологии золотины напоминают эпи-термальные, обнаруженные [8] в месторождениях песчано-гравийных смесей (ПГС) современных пойм и нижних террас рек на территории КЧР. В аллювии рек Кубани и Зеленчука, находящимся севернее области распространения вулканитов МК, известны [1] шлиховые потоки золота. Следовательно, в бассейнах этих рек должны быть пока не выявленные коренные телетермальные рудопроявления золота. Исходя из вышеизложенного, считаем, что золото в шлиховых потоках и месторождениях ПГС на территории КЧР сохраняет типоморфные признаки «материнских» источников, а «генетическую память» золотин можно использовать при поисках коренных источников золота.
ВЫВОДЫ
1. Выявлены петролого-геохимические и изотопные (878г/868г - в андезибазальтах 0,70540,7059; в андезитах - 0,7045 и 143Ыс1/ 144Ыс1 - 0,51248 и 0,51252, £мс(Т) = 1,85-2,72) особенности нижнеюрских вулканитов сложно дифференцированного (БАД) Маринского вулкано-плутонического комплекса (МК), развитого в южной части Скифской эпигерцинской платформы. По химическому составу вулканиты соответствуют серии умеренно калиевых известково-щелочных пород. Петрографическими исследованиями доказано широкое развитие вторичных изменений в вулканитах (образуются альбит, клиноцоизит, эпидот, кальцит, сфен и реже встречающиеся пренит и пумпеллеит).
2. На диагностических диаграммах точки составов вулканитов МК попадают в поля пород, образовавшихся на активных континентальных окраинах (подтверждается данными о платформенном фациальном типе отложений, вмещающих вулканиты МК) или в континентальных островных дугах. Кроме того, для пород МК установлено подобие мультиэлементных спектров распределения и величин Т1/гг-, 878г/868г-, 143ЫС/144ЫС-отношений, емс с аналогичными данными, характерными для пород, образовавшихся на активных континентальных окраинах. Появление двойственных характеристик (активная континентальная окраина или континентальная островная дуга) обусловлено, скорее всего, меньшей мощностью (40-45
ТОМ 14
км) континентальной литосферы Скифской платформы, чем у классической активной континентальной окраины Андийского типа(60-70 км) и большей, чем у континентальных (эн-сиалических) островных дуг (15-25 км). Роль раннеальпийского вулканического пояса, составной частью которого является Маринский комплекс, в формировании континентальной коры Большого Кавказа, судя по объемам изверженного и внедрившегося материала, довольно значительна.
3. Спектры REE и кривые концентраций редких элементов для всех разновидностей пород МК (базальты, андезиты, дациты) имеют близкие профили. Величины La/Yb- отношений, отражающие степень фракционирования редких земель, возрастают в последовательном ряду диффе-ренциатов. Выявлено существенное обогащение пород крупноинными литофильными элементами (Rb, Ва, К, Th), умеренное обогащение легкими REE и частично высокозарядными элементами (Та, Zr) при дефиците Ti и тяжелых REE (Tb, Y, Yb). Отчетливо проявлены негативные аномалии в содержаниях К, Sr, Nb, P, Ti. Подобные особенности редкоэлементного состава пород указывают на то, что формирование расплавов контроли-
ровалось субдукционными процессами [9].
4. Геологические (присутствие эксплозивных брекчий), петрохимические (ассоциация БАД) и геохимические (отсутствие существенной отрицательной аномалии Eu) признаки и данные по изотопии Sr и Nd позволили предполагать, что при эволюции исходного для пород МК расплава имел место процесс фракционирования темноцветных минералов (амфибола), при незначительной роли фракционирования плагиоклаза и незначительной контаминации расплава материалом корового субстрата.
5. Установлена парагенетическая, а возможно и генетическая, связь золоторудной с полиметаллами минерализации с пропилитизированными, окварцо-ванными вулканитами и эксплозивными брекчиями МК. Зерна золота (размером 1-3 мм) обнаружены в кварцевых прожилках с редкой вкрапленностью пирита, халькопирита, сфалерита, галенита, киновари. Золотины из аллювия в районе рудопроявления «Кавалевское» характеризуются мозаичной и зональной структурами, а их средний состав соответствует электруму 620 Пр. Высказано предположение о золото-серебряно-полиметаллической ми-нерагенической специализации пород Маринского вулкано-плутонического комплекса.
Работа выполнена: при финансовой поддержке базовой тематики лаборатории петрографии ИГЕМ РАН и Владикавказского научного центра РАН и Правительства РСО-А; при поддержке Совета при Президенте РФ по грантам и государственной поддержке ведущих научных школ РФ (грант НШ_2721.2012.5). Авторы статьи искренне признательны председателю ВНЦ РАН и правительства РСО-А А.Г. Кусраеву за постоянные внимание и поддержку наших исследований.
ЛИТЕРАТУРА
1. Богуш И.А., Сендецкий И.И. Особенности металлогении золота в позднем палеозое и среднем мезозое Южного региона России. // Проблемы геологии и геоэкологии Южнороссийского региона. - Новочеркасск, 2001. С. 98-102.
2. Большой Кавказ в альпийскую эпоху (гл. ред. Леонов) -М.: ГЕОС, 2007. 340 с.
3. Борсук А.М. Мезозойские и кайнозойские магматические формации Большого Кавказа. - М.: Наука, 1979. 299 с.
4. Варданянц Л.А. Нижнеюрский вулканизм Клухоро-Маринского района (Центральный Кавказ) // Материалы ВСЕГЕИ, новая серия, 1956. Вып. 8. Геология и полезные ископаемые. Часть 1. С. 67-85.
5. Газеев В.М., Корсаков С.Г., Шаевский В.И., Гурбанов А.Г., Борисовский С.Е. Типоморфизм россыпных золотин Северного Кавказа // Вест. Владикавказского научного Центра РАН и правительства РСО-А. 2012. Том 12. № 1 C. 32-40.
6. Гурбанов А.Г., Газеев В.М., Лексин А.Б., Хесс Ю.С. Нижнеюрский островодужный базальт-андезит-дацитовый магматизм Центрального Кавказа (Карачаевская вулканическая область): петролого-геохимические и изотопные особенности, генезис // Вестник Владикавказского научного центра РАН и Правительства республики Северная Осетия-Алания. 2011. Т.11. № 2. С. 15-32.
7. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натанов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. - М.: Недра, 1990. Книга 1 - 328 с. Книга 2 - 334 с.
8. Казаринов С.Л., Новиков В.Н., Яблокова С.В. Золотоносность месторождений ПГС Карачаево-Черкесской Ре-
спублики (Северный Кавказ) // Руды и металлы. - М.: ЦНИ-ГРИ, 1998. С. 48-57.
9. Короновский Н.В., Демина Л.И. Магматизм как индикатор геодинамических обстановок. - М.: Изд. КДУ, 2011. 209 с.
10. Кондаков Л.А. Мезозойский магматизм юго-восточной части Лабино-Малкинской зоны (Северный Кавказ). - М.: Наука, 1974. 142 с.
11. Лебедев А.П. Юрская вулканогенная формация Центрального Кавказа. - М.: Изд-во АНСССР. 1950. 182 с.
12.. Лордкипанидзе М.Б. Альпийский вулканизм и геодинамика центрального сегмента Средиземноморского складчатого пояса. - Тбилиси: Мецниереба. 1980. 162 с.
13. Менгл К., Ведеполь К.Г., Гурбанов А.Г., Борсук А.М. Среднеюрский вулканизм зоны южного склона Большого Кавказа: характеристика процессов магматизма и гидротермальных изменений // Магматизм рифтов и складчатых поясов. - М.: Недра, 1993. С. 80-107.
14. Мирошников А.М. Поисковые работы на золото по ма-ринской площади // СК филиал ТФГИ по ЮФО, Ессентуки, 2011.
15. Муратов М.В. Юрские порфиритовые интрузии в верховьях р. Хасаута и Эшкакона (Северный Кавказ). Изв. АН СССР. Серия геол. 1954. № 3. С. 85-101.
16. Никольский Ю.И., Милай Т.А., Коган Л.З. Геолого-геофизические исследования тектоники магматизма и металлогении Кавказа //ВИРГ. - Ленинград: Недра, 1975. 207 с.
17. Панов Д.И. К вопросу о геологической истории Крыма в триасовое и юрское время//Вестн. МГУ. Сер. Геол. 1997. № 3. С. 43-49.
ТОМ к
18. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. - Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 2009 г.198 с.
19. Письменный А.Н., Пичужков А.Н., Зарубина М.А., и др. Объяснительная записка к государственной геологической карте РФ. Изд. 2. Серия Кавказская. Листы K-38-I, VII (Кисловодск). 2004.
21. Хесс Ю.С., Аретц И., Эммерман Р., Липпольт Х.И., Борсук А.М., Гурбанов А.Г. Петрогенезис юрских известково-щелочных серий пород северной части (Беча-сынская зона) Большого Кавказа // Магматизм рифтов и складчатых поясов. - М.: Недра, 1993. С. 58-79.
22. Hess J.C., Aretz J., GurbanovA.G. etal. Subduction-related Jurassic andesites in the Great Caucasus // Geol. Rundsch. 1995. vol. 84. Pp. 319-333.
23. Kay R.W. Volcanic arc magmas: implications of a melting-mixing model for element recycling in the crust-upper mantle system. J. Geol. 1980. V. 88. P. 497-522.
24. Nikishin A.M., Ziegler P.A., Panov D.I., et al. Mesozoic and Cenozoic evolution Scythian Platform - Black Sea -Caucasus domain // P.A/ Ziegler, W. Cavazza and A.H.F. Robinson, S. Grasquin-Soleau (eds.). Pri-Tethys Memoir 6. Pri-Tethys Rift/Wrench Basins and Passive Margins. Memoires du Museum natural d'Histoire naturelle/ Paris. 2001. Vol. '186. P. 296-346.
25. Nikishin A.M., Gloetingh S, Bolotov S. N., Baraboshkin E.Yu., Kopaevish L. F., et al. Scythian Platform chronostratigraphy and polyphase stages of tectonic history // S. Crasquin Solean, E. Barrier (eds.). Peri-Tethys Memoir 3; stratigraphy and evolution of Peri-Tethyan platform. Memories du Museum national d'Histore naturelle, Paris. 1998a Vol. 177. P. 151-162.
26. Nikishin A.M., Gloetingh S., Brunet M.-F., Bolotov S. N'; Ershov A.V., et al. Scythian Platform, , Caucasus and Black Sea region:Mezozoic-Cenozoic tectonic history and dynamics // S. Crasquin Solean, E. Barrier (eds.). Peri-Tethys Memoir 3; stratigraphy and evolution of Peri-Tethyan platform. Memories du Museum national d'Histore naturelle, Paris. 1998a Vol. 177. P. 163-176.
27. Okay A.I., Sahinturk O. Geology of the Eastern Pontides //A.G. Robinson (ed.). Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Areas. American Association of Petroleum Geologists. 1997. Memoir 68. P. 291-311.
28. Robertson A.H.F., Grasso M. Overview of the Latr-Tertiary-Recent tectonic and pal;eo-enviromental development of the Mediditerranean r34gion // Terra Nova. 1995. Vol. 7. P. 114-127.
29. Yilmaz Y., Tuysuz O., Yigitbas E., et al. Geology and Tectonic evolution of the Pontides // A.G. Robertson (ed.). Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Areas. American Association of Petroleum Geologists. 1997. Memoir 68. P. 183-226.
A NEW ISOTOPE-GEOCHEMICAL AND MINERALOGENICAL DATA ON EARLY-JURASSIC MARINSKY VOLCANO-PLUTONIC COMPLEX (river Podkumok head, Karachaevsky volcanic area, North Caucasus)
Gazeev V.M., Gurbanov A.G., Lexin A. B., Goldsman Yu. V., Oleinikova T.I. The Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of
Sciences (IGEM rAs) (gurbanov@igem.ru)
Abstract. The paper is devoted to solving of the important for the Great Caucasus geology problem - «The sources of melts, paleogeodynamic conditions, existing during Early-Alpine volcanic activity at the southern margin of the Eastern European Platform and its role in shaping of the continental crust» and «Minerageny of the Early-Alpine magmatic complexes». In the context of these problems the investigations was aimed on solving of the following task: petrochemical, mineralogical, geochemical, isotope and mineragenic characteristics of the rocks of the Early-Alpine magmatic complexes of the Great Caucasus. The representative samples from rocks of Marinsky complex (MC) was collected and investigated by modern analytical methods (XFA, ICP MS, isotope analyses). Petrology-geochemical and isotope (87Sr/86Sr - in andesite-basalt=0.7054-0.7059; in andesite= 0.7045 and 143Nd/ 144Nd - 0.51248 u 0.51252, cNd(T)=1.85-2.72, respectively) peculiarities of the Low-Jurassic volcanites of MC (andesite-basalt, andesite, andesi-dacite and dacite)/ situated at the southern part of Scythian Platform have been revealed.
On the diagnosis, performance and composition diagram the dots of volcanic rocks of MC are situated in fields of rocks which have been origin in active continental margin or in continental arc island. Double-faced characteristics was depends upon by lesser (thickness 40-45 km) of continental lithosphere of Scythian Platform, than in classic an active continental margin of Andian type (thickness 60-70 km) and lager, than in continental arc island (thickness 15-25km). The role of the Early-Alpine volcanic belt, including its part - Marinsky complex, in forming the continental crust of the Great Caucasus, judging from, volumes of effusive and intrusive material, is rather significantly.
Revealling of peculiarities of rare element of rocks composition [a considerable enrich by large-ionic lithosphere elements (Rb, Ba, K, Th), an moderate enrich by Light REE and partially high-charging elements (Ta, Zr) attached to deficit of Ti and Heavy REE (Tb, Y, Yb), well-defined negative anomalies in contents of K, Sr, Nb, P, Ti)] are denotes that formingh of melt was controlled by subdaction processes [9]. It is shown, that during melt evolution there was process of fractionation or amphibole in insignificant role of plagioclase fractionation and insignificant contamination of melt by continental crust material/ he paragenetic, and possible a genetic relation gold and polymetallic mineralization with propylitize, silicificate volcanites and explosive breccias of MC. Grains of gold (size 1-3 mm) have been display in quartz veins with rare lmpregnations of pyrite, chalcopyrite, sphalerite, galena, cinnabar, It has been proposed That a gold-silver-polymetallic mineragenic specialization rocks of Marinsky volcano-plutonic complex.
Keywords: Marinsky volcano-plutonic complex; petrochemical, geochemical, isotope and mineragenic data; geodynamic paleoconditions; minerageny of the Early-Alpine magmatizm
ТОМ 14
