УДК 552.323.1/.2:551.782.3(234.9)

Гранитоиды Кавказских Минеральных Вод (КМВ) находятся в ареале развития миоцен-голоценового вулканизма Анатолийско-Кавказского региона, в области современной коллизии Евроазиатской и Афро-Аравийской плит, занимая здесь северное, наиболее тыловое положение. Субвулканические интрузивы КМВ сложены гранитоидами латитового типа, которые являются типичными для позднеколлизионных стадий развития подвижных поясов. Дифференциация гранитоидных расплавов привела к появлению лейкогранит-порфиров с химической и минералогической спецификой, присущей Li-F гранитам. Становление интрузивов, происходившее в близповерхностных условиях среди терригенно-карбонатных толщ, и преобладание фтора среди летучих в системе флюид-расплав привело к образованию в гранитоидах высокомагнезиальных диопсидов и флогопитов.

Изучение геохимии гранитоидов КМВ проведено методом ICP-MS, составов слагающих их минералов - электронно-микроскопическим (Camscan-4DV) и электронно-зондовым (энергодисперсионный анализатор Link-10000, микроанализатор CAMEBAX-SX50) методами.

Субвулканические интрузивы Кавказских Минеральных Вод (КМВ) сложены гранитоидами латитового типа, которые являются типичными для позднеколлизионных стадий развития подвижных поясов, в том числе Альпийско-Гималайского пояса [1]. Особенности химического состава латитовых гранитоидов связывают с заметным участием мантийного источника в их генезисе [2, 3, 4 и др.]. Дифференциация гранитоидных расплавов привела к появлению субвулканических тел лейкогранит-порфиров с химическими и минералогическими особенностями, присущими Li-F гранитам. Становление интрузивов повышенной щелочности, происходившее в близповерхностных условиях среди терригенно-карбонатных толщ, и преобладание фтора среди летучих в системе флюид-расплав способствовало образованию в гранитоидах высокомагнезиальных диопсидов и флогопитов, а во вмещающих их карбонатных породах - скарнов и роговиков с рудной минерализацией.

Гранитоиды КМВ находятся в ареале развития миоцен-голоценового вулканизма (известково-щелочного, щелочно-базальтового и субщелочного состава) [5] Анатолийско-Кавказского региона, в области современной коллизии Евроазиатской и Афро-Аравийской плит, занимая здесь северное, наиболее тыловое положение. Восемнадцать субвулканических интрузивов, сложенных этими гранитоидами, формируют субизометричную зональную структуру размером 60х40 км². Внешнюю зону слагают тела сиенитового, промежуточную - граносиенитового, а центральную - лейкогранитного составов, при этом возраста всех интрузивов, определенные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методом [6], варьируют в пределах от 8,410,09 до 8,090,13 млн. лет. С лейкогранитами связаны уран-полиметаллические месторождения.

Проведено изучение геохимии гранитоидов КМВ методом ICP-MS и составов слагающих их минералов электронно-микроскопическим (Camscan-4DV) и электронно-зондовым (энергодисперсионный анализатор Link-10000, микроанализатор CAMEBAX-SX50) методами.

Сиенит- и граносиенит-порфиры внешних зон структуры обладают следующими геохимическими характеристиками, позволяющими отнести их к латитовому типу [2] (рис. 1, 2): они принадлежат к субщелочному ряду при K₂O>Na₂O, отличаются повышенными магнезиальностью (Mg# (Mg/(Mg+Fe)) достигает 0,55-0,58 при 66-67 вес. % SiO₂) и концентрациями (г/т) Cr (до 46-66), Ni (до 28-30), при очень высоких концентрациях Ва (1400-2400), Sr (1000-1400) и Pb (140-180); умеренными содержаниями Rb (270-300); низкими значениями K/Rb (150-200) и повышенными - Ва/Rb (4-8). Закономерное изменение химического состава пород в ряду сиенит - граносиенит указывает на ведущую роль кристаллизационной дифференциации в их образовании (рис. 1, 3).

Рис. 1. Поля составов гранитоидов КМВ на диаграмме SiO2 - Na2O+K2O. 1 - сиенит-порфиры; 2 - граносиенит-порфиры; 3 - гранит-порфиры и лейкогранит-порфиры; 4 - мафические включения - лампрофиры.

Рис. 2. Составы гранитоидов КМВ на диаграмме Ba-Sr-Rb [4]. 1 - сиенит-порфиры и граносиенит-порфиры; 2 - гранит-порфиры и лейкогранит-порфиры; 3 - средние составы гранитоидов, по [2]: L - латитовых, A - редкометальных щелочных, Li-F - плюмазитовых редкометальных (литий-фтористых); 4 - поле анорогенных гранитов-рапакиви, по [4]; 5 - поле шошонитовых гранитоидов Свекофении, по [4].

Рис. 3. Редкоземельные элементы в гранитоидах КМВ. 1 - сиенит-порфиры и граносиенит-порфиры; 2 - гранит-порфиры; 3 - лейкогранит-порфиры.

Гранит- и лейкогранит-порфиры центральной части структуры приобретают облик Li-F гранитов [2, 7] (рис.2): в них резко падают концентрации (г/т) Ва (45-250) и Sr (90-400), а Rb возрастают (400-800); они содержат (г/т) до 4200 F, 220 Li, 48 Be, обогащены Cs (до 110 г/т). Переход от граносиенит-порфиров к гранит- и лейкогранит-порфирам может быть объяснен тем, что кристаллизационная дифференциация в существенной степени дополняется флюидно-магматической. Об этом свидетельствует характер распределения РЗЭ (рис. 3): резкое снижение содержаний легких РЗЭ в гранит, особенно, в лейкогранит-порфирах при слабом уменьшении концентраций тяжелых РЗЭ по сравнению с сиенитами и граносиенит-порфирами может быть связано с экстракцией легких РЗЭ фторсодержащей флюидной фазой [8]. Кроме того, в лейкогранит-порфирах усиливается отрицательная европиевая аномалия (до 0,57 Eu*/Eu). Профиль РЗЭ этих пород теряет плавный вид, разбиваясь на четыре куполовидных сегмента, т.е. проявляется тетрадный эффект [8, 9] (TE₁=1,23-1,44), который возникает за счет предпочтительного, по сравнению с другими РЗЭ, комплексообразования La, Gd, Ho и Lu во флюиде. Кроме того, отношения Zr/Hf и Y/Ho, величины которых устойчивы в процессе фракционной кристаллизации (26-46 и 24-34 соответственно, [9]), в лейкогранит-порфирах имеют значения Zr/Hf 15-22, а Y/Ho - 40-45, что также указывает на перераспределение элементов в системе расплав - флюид.

В сиенит- и граносиенит-порфирах высокомагнезиальный диопсид (табл.1) кристаллизуется первым в виде самостоятельных кристаллов. В ритмично-зональных кристаллах более позднего клинопироксена диопсидовые зоны чередуются с салитовыми. Вслед за диопсидом образуется парагенезис вкрапленников салита и магнезиального биотита.

В гранит-порфирах ранним является парагенезис роговой обманки (с повышенным содержанием эденитового минала) с магнезиальным биотитом. Парагенезис вкрапленников плагиоклаза и K-Na-полевого шпата во всех гранитоидах, кроме лейкогранит-порфиров, является поздним. Основная масса этих пород сложена кварц-полевошпатовым агрегатом, иногда с флогопитом.

Слюды характеризуются высокими содержаниями фтора (табл. 1). Расчеты параметра IV(F), не зависящего от магнезиальности слюд, а свидетельствующего только о степени обогащения фтором магматической системы [10], подтверждают принадлежность пород КМВ к высококалиевым гранитоидам позднеорогенных этапов развития складчатых поясов [11] (IV(F)=1.31-1.40), а для некоторых субвулканических тел (г. Змейка) величины этого параметра (0.94-0.51) указывают на еще большее обогащение системы фтором (табл. 1).

Кристаллизация темноцветных минералов происходила при температурах 700-800⁰С (по биотит-апатитовому геотермометру, [12]), а полевых шпатов - при значительно более низких, около 500⁰С (по двуполевошпатовому геотермометру, [13]). Такой разрыв в температурах может быть обусловлен высокой щелочностью расплава, которая способствует ранней кристаллизации магнезиальных фаз, и значительным концентрациям фтора в системе, что способствует снижению температур ликвидуса в системе Q-Ab-Or [3]. Высокие концентрации фтора в расплаве и флюиде гранитоидов КМВ подтверждаются обнаружением эксплозивных брекчий с обильной флюоритовой минерализацией в гранит-порфирах г. Шелудивой.

Таблица 1.

Для вкрапленников салитов и магнезиальных биотитов (табл. 1) характерно нарастание магнезиальности от центральных частей зерен к краевым (обратный тренд). Аналогичное изменение составов наблюдается для последовательности вкрапленник слюды → микролит слюды, где состав меняется от магнезиального биотита во вкрапленниках до флогопита в микролитах. Также характерно разложение вкрапленников слюды по схеме Bi→Mt+Fsp+Bi^Mg (граносиениты г. Змейки).

Анализ окислительных условий, при которых происходило образование слюд [14], показывает, что начало кристаллизации вкрапленников биотита многих субвулканических тел КМВ находится вблизи фаялит-кварц-магнетитового буфера. Далее тренд изменения составов биотитов "пересекает" линию буфера Ni-NiO и, для микролитов, линию буфера Fe₂O₃-Fe₃O₄. Это указывает на кристаллизацию слюд в условиях резко возрастающей фугитивности кислорода [14, 15]. Как показывают расчетные данные, микролиты флогопитов граносиенит-порфиров (г. Змейка) содержат около 20% оксианнитового минала, то есть они образовались в крайне окислительных условиях. Таким образом, возрастание фугитивности кислорода при магматической эволюции и внедрении гранитоидных интрузивов КМВ привело к обратному тренду кристаллизации темноцветных минералов, прежде всего, биотита.

Геохимические особенности пород, парагенезисы и составы минералов свидетельствуют о принадлежности гранитоидов КМВ к латитовому типу. Конечным продуктом дифференциации гранитоидов латитового типа могут являться литий-фтористые граниты.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант 02-05-64256) и гранта Президента РФ "Поддержка ведущих научных школ" (00-15-98560).

Исследование выполнено в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН), 109017, Москва, Старомонетный пер., 35.

1. Jiang Y.H. et al. // Lithos. 2002. V. 63. P. 165-187.
2. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Недра, 1977. С. 279.
3. Трошин Ю.П. В кн.: Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. Новосибирск: Наука, 1986. С. 93-111.
4. Eklund O. et al. // Lithos. 1998. V. 45. P. 87-108.
5. Pearce J.A. et al. // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1990. V. 44. P. 189-229.
6. Поль И.Р., Хесс Ю.С., Кобер Б., Борсук А.М. В кн.: Магматизм рифтов и складчатых поясов. М.: Наука, 1993. С.108-125.
7. Коваленко В.И., Коваленко Н.И. Онгониты - субвулканические аналоги редкометальных литий-фтористых гранитов. М.: Наука, 1976. С. 127.
8. Irber W. // Geoch. et Cosmoch. Acta. 1999. V. 63. P. 489-508.
9. Bau M. // Contrib. Miner. Petrol. 1996. V. 123. P. 323-333.
10. Munoz I.L. // Reviews in mineralogy. Micas. 1987. V.13. P.469-491.
11. Sallet R. // Lithos. 2001. V.50. P.241-253.
12. Ludington S. // Amer. Miner. 1978. V.63. P.551-553.
13. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976. С. 287.
14. Wones D.K, Eugster H.P. // Amer. Miner. 1965. V. 50. P. 1228-1273.
15. Speer J.A. // Reviews in mineralogy. Micas. 1987. V.13. P. 145-177.