Введение

В истории развития складчато-глыбовой системы Большого Кавказа альпийский тектоно-магматический этап играл существенную роль в наращивании континентальной коры в южном обрамлении эпигерцинской Скифской плиты. Глубинные процессы этого этапа обеспечивали становление многочисленных типов эндогенного оруденения (W, Mo, Sn, Pb, Zn, Cu, Hg, Sb, As, Au, U), обнаруживающими связь с гранитоидами различного генезиса [8]. Целью исследования является выявление петрогенетических типов гранитоидов кайнозойского этапа, их флюидный режим и потенциальная рудоносность.

Типизация гранитоидов и их флюидный режим

Мезо-кайнозойская структура Большого Кавказа включает заметно различающиеся по стилю и степени дислоцированности альпийского чехла следующие тектонические элементы, в которых проявлен гранитоидный магматизм (с севера на юг): Северо-Кавказский краевой массив (сопрягается на севере со Скифской плитой), складчато-глыбовое поднятие Главного хребта Центрального Кавказа (отделяется от краевого массива по Пшекиш-Тырныаузскому левому сдвигу), складчатая зона Южного склона Главного хребта (отделена от предыдущего поднятия зоной глубинного Главнокавказского разлома, приводящего в контакт активные блоки современной тектоносферы). Характерной особенностью проявления кайнозойского гранитоидного магматизма является его приуроченность к зоне Транскавказского поперечного поднятия (ТПП), пересекающего все вышеуказанные зоны «кавказского» простирания.

Петрологическое изучение гранитоидов Большого Кавказа проводилось комплексно с использованием геологических, петрографических, минералогических, петро-и геохимических данных. На этой основе для целей палеогеодинамических реконструкций были выделены различные петрогенетические типы кайнозойских гранитоидов [1]. В последнее время получены новые данные по геологическому положению гранитоидов и их петрологии. Настоящее сообщение базируется на новых данных с акцентом на изучении химизма биотитов кайнозойских гранитоидов региона (47 анализов биотитов), как это было выполнено для кислых магматитов палеозойского и мезозойского этапов развития Большого Кавказа [2, 6].

В зоне складчато-глыбовое поднятия Главного хребта Центрального Кавказа в неогене образовались небольшие тела и сопровождающие их дайки субвулканических порфировых образований теплинского комплекса, по составу варьирующие от диоритов до гранитов. Биотиты гранитоидов этого комплекса отличаются повышенными концентрациями воды, а также таких летучих компонентов, как F, Cl, B. По химизму биотитов породы характеризуемых порфировых образований относятся к I-типу гранитов (рис.1). Варьирующие соотношения Mg, Fe, F, OH в слюдах дискриминируют породы комплекса в различные поля: I- тип умеренно контаминированный, I- тип слабо контаминированный и I-тип сильно контаминированный и редуцированный.

В области Северо-Кавказского краевого массива в неогене генерированы гранитоиды 2 комплесов: тырныаузского и кавминводского. Трахидациты последнего распространены локально в области Кавминводского поднятия. Биотиты их отличаются минимальными показателями в отношении воды. В них довольно высокие концентрации Fe, при почти равных соотношениях Fe2+ и Fe3+ (табл.1). По химизму биотита трахидациты кавминводского комплекса относятся к анорогенным гранитоидам А1- типа. К такому же типу анорогенных субсольвусных гранитоидов они отнесены и по петро- геохимическим данным. Детально вопросы флюидного режима этих грантоидов рассмотрены ранее [4,5].

Особого рассмотрения заслуживают гранитоиды Тырныаузского рудного поля, попадающие, как и интрузивные образования теплинского и кавминводского комплексов в область термодинамически активной тектоносферы с повышенным тепловым потоком. Традиционно в составе тырныаузского комплекса рассматривались плагиограниты г. Паук, лейкограниты г. Самолёт и эльджуртинские анортоклазовые биотитовые граниты. Этот же объём комплекса принят в Серийной Легенде масштаба 1:200000. Однако, как установлено А.А. Курдюковым [7] трондьемиты г. Паук следует рассматривать как палеозойские образования. Трондьемиты слагают западную часть г. Паук, а в восточной части они пронизаны сложно ветвящимся штоком лейкократовых двуполевошпатовых гранитов, воздействующих на плагиограниты, что не могло не сказаться на искажении K-Ar системы, по которой для трондьемитов г. Паук получен возраст 20 млн. лет (N1(?). Геологические данные указывают на то, что трондьемиты, двуполевошпатовые лейкограниты и эльджуртинские анортоклазовые граниты должны рассматриваться в качестве самостоятельных возрастных и вещественных единиц. На это же указывают и особенности химизма биотитов анализируемых гранитоидов (рис.1). При этом, трондьемиты следует рассматривать в составе самостоятельного комплекса. При этом А.А. Курдюковым они рассматривались в составе архызского комплекса (PZ2) [7]. По нашим данным, биотиты трондьемитов попадают в поле адакитвых гранитоидов (AD-типа гранитоидов), в отличие от арзызских гранитоидов, отнесённых к М- типу [2]. Биотитам трондьемитов свойствены высокие концентрации MgO и низкие - летучих компонентов (H2O, B2O3, F, Cl). Для двуполевошпатовых лейкогранитов г. Паук, Самолёт и даек справедливо оставить название тырныаузского комплекса (PZ3). Для биотитов лейкогранитов характерны самые низкие концентрации H2O, но повышенные содержания B2O3, F и особенно Rb2O и Li2O. Высокие концентрации последних свойственны редкометалльным лейкогранитам по Л.В. Таусону. По геологическим данным двуполевошпатовые лейкограниты являются интрарудными и интраскарновыми. Следует указать, что биотитовые и двуслюдяные граниты аксаутского комплекса на вольфрамовом месторождении Кти-Теберда также являются поздепалеозойскими и относятся к А1-типу, как и лейкограниты Тырныауза [2]. Биотитовые граниты Эльджуртинского массива и фельзит-порфиры г. Эльджурту-Баш, вероятно, логичней относить к эльджуртинскому комплексу, датируемому поздним неогеном. По химизму этих пород и составу биотитов они относятся к I- типу гранитов (рис.1).

Важным достижением последних лет является выявление остаточного очага эльджуртинских гранитов на глубинах 3-3,5 км на основе изучения керна структурной скважины. Составы биотитов эльджуртинских гранитов указывают на различную степень контаминации корового материала. При этом анортоклазовые биотитовые граниты центральной части массива относятся к I-типу слабо контаминированному. Гранитоиды же эндоконтакта и остаточного очага попадают в поле сильно контаминированного и редуцированного I-типа, вызванного ассимиляцией углеродсодержащего материала (Сорг. от 0,2 до 0,95%). Для биотитов гранитоидов остаточного очага характерно весьма высокое содержание H2O и F.

Таким образом, интрузивный магматизм Тырныаузского рудного поля полихронен (PZ2-N1(?)-N23), обладает спецификой химического состава биотитов в каждом из автономных магматических комплексов. Эта полихронность рудогенерирующего магматизма, вероятно, является одной из главных причин формирования уникального Тырныаузского месторождения мирового класса по запасам и комплексу металлов (W, Mo, Sn, Bi, Au, Sb, Ag, Pb, As, Hg) с зональным распределением в пространстве.