Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 497, № 2, стр. 116-121

Месторождение Тырныауз (Кабардино-Балкария) – крупнейшее в России месторождение Мо–W и Мо руд, связанное со скарнами и послескарновыми рудоносными метасоматитами (рис. 1). Работами разных авторов на месторождении были установлены неоднократное внедрение гранитоидной магмы и соответствующая длительная магматогенно-гидротермальная эволюция. Наиболее ранними считаются интрузии “трондьемитов” (кварцевых диоритов-тоналитов-гранодиоритов-плагиогранитов), причем ряд авторов предполагают, что внедрение интрузий “трондьемитов” и формирование крупных скарновых тел, несущих Мо–W апоскарновое оруденение, протекали в позднем палеозое [1, 2]. Масштабное штокверковое Мо оруденение и последующая редкометально-золоторудная минерализация являются более молодыми (неогеновыми) [3–6]. Однако предполагаемый позднепалеозойский возраст “трондьемитов” Тырныауза остается дискуссионным. Определение возраста данных магматических пород имеет важное значение как для разработки модели формирования этого уникального месторождения, так и для установления особенностей герцинской металлогении более обширного региона Северного Кавказа и, на этой основе, выработки критериев оценки перспектив последнего. Для решения данной задачи авторами впервые выполнено U–Pb изотопное датирование циркона из “трондьемитов” с помощью LA–ICP–MS метода.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта месторождения Тырныауз (по [2, 3, 7]). 1 – аллювиальные четвертичные отложения, 2 – нижнеюрские отложения (черные сланцы, конгломераты, песчаники), 3 – верхнекаменноугольные молассовые отложения (конгломераты и песчаники), 4 – девонские и нижнекаменноугольные отложения: известняки, мраморы (а), аргиллиты, филлиты (б), вулканогенные породы (лавы и туфы андезитов)(с), 5 – биотитовые роговики по девон-нижнекаменноугольным терригенным и вулканогенным породам, 6 – протерозойские кристаллические сланцы, гнейсы, мигматиты, 7 – штоки и дайки риолитов (а) и магматические брекчии с предположительно риолитовым цементом (б), 8 – биотитовые граниты Эльджуртинского массива (“эльджуртинские граниты”) (а) и предположительно “постэльджуртинские” дайки и штоки аплитов (б), 9 – лейкократовые граниты (а) и их магматические брекчии (б), 10 – дайки основных пород, 11 – породы массива “трондьемитов”: тоналиты-гранодиориты (а), плагиограниты (б), 12 – дайки и силлы ультраосновных пород (средний-поздний палеозой ?), 13 – разломы, включая надвиги, 14 – скарново-рудные тела с Mo–W оруденением, 15 – кварцевые штокверки с молибденитом (а) и золотой минерализацией (b), 16 – контуры карьера, 17 – место отбора пробы.

Выделение “трондьемитов” как обособленной группы интрузивных пород на месторождении признается большинством геологов ([1–3, 7–9] и др.). Однако происхождение “трондьемитов” – предмет споров: одни считают их обособленной серией интрузивных пород, другие – продуктами магматического замещения девон-нижнекаменноугольных осадочно-вулканогенных толщ и/или постмагматической метасоматической переработки биотитовых роговиков при внедрении более молодых (неогеновых) гранитоидов. “Трондьемиты” были оконтурены в виде удлиненно-линзовидного массива размером порядка 2.0 × 0.5 км, который вытянут в запад-северо-западном направлении (рис. 1). Массив характеризуется сложным внутренним строением, которое определяется присутствием интрузивных тел, по крайней мере, трех фаз внедрения, а также наличием останцов вмещающих пород, участков неравномерных пятнистых, гнейсовидных текстур магматического замещения и соответствующих гибридных разновидностей пород. В ряде участков был установлен интрузивный, рвущий характер контактов этого массива и показано ороговикование вмещающих девон-нижнекаменноугольных терригенных и вулканогенных пород вблизи него [7]. Породы 1-й фазы (кварцевые габбро-диориты) слагают небольшие тела, сохранившиеся около контактов массива, породы 2-й (главной) фазы (кварцевые диориты и тоналиты-гранодиориты) преобладают в северо-западной части массива, а породы 3-й фазы (плагиограниты) слагают его юго-восточную часть [7]. Габбро-диориты 1-й фазы – это преимущественно мелкозернистые биотит-пироксен-амфиболовые и биотит-пироксеновые породы. Тоналиты-гранодиориты состоят из плагиоклаза (андезина; 40–60 об. %), амфибола с реликтами клинопироксена (10–15 об. %), биотита (до 10 об. %) и кварца (до 25–30 об. %). При снижении количества кварца и росте количества амфибола породы переходят в кварцевые диориты. Плагиограниты содержат плагиоклаз (олигоклаз; 40–55 об. %), кварц (до 40 об. %), амфибол, биотит и немного калишпата. Таким образом, в породах плагиоклаз значительно преобладает среди полевых шпатов и постоянно присутствует кварц, что и послужило основанием для их отнесения к “трондьемитам”. Акцессорные минералы во всех породах массива включают магнетит, ильменит, циркон, апатит, сфен [7].

Для пород массива “трондьемитов” Тырныауза имеется значительный разброс оценок возраста, приводимых разными авторами. На современных геологических картах этот массив отнесен к среднему палеозою [8]. Это основано на данных о нахождении окатанной гальки предположительно “трондьемитов” в девонских конгломератах [3]. Последнее, однако, было оспорено [7], а более молодые позднепалеозойские (позднекаменноугольные-раннепермские) изотопные K-Ar датировки, полученные для двух проб (соответственно 304 и 280 млн лет), были приведены в работе [9]. Это более согласуется с геологическими данными, так как “трондьемиты” прорывают девонские-нижнекаменноугольные отложения. Другие изотопные K-Ar данные указывают на значительно более молодой возраст “трондьемитов” (7.5 ± 0.3 млн лет) [10]. Возможно, омоложение изотопной K-Ar системы вызвано термальным воздействием неогеновых интрузий [4].

Проба для U–Pb изотопного датирования циркона была отобрана из наиболее распространенных пород второй (главной) фазы внедрения – тоналитов-гранодиоритов. Химический и редкоэлементный состав пород приведен в табл. 1. Изотопные U–Pb исследования выделенных кристаллов циркона выполнены в Центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) с помощью масс-спектрометра высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (Teledyne Cetac), оснащенной двухкамерной ячейкой HelEx II. Морфология и внутреннее строение зерен циркона изучены по катодолюминесцентным изображениям и снимкам в отраженных электронах. Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для   получения максимальной интенсивности сигнала ²⁰⁸Pb при минимальном значении ²⁴⁸ThO⁺/²³²Th⁺ (менее 2%), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по массам ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb+Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, ²³²Th, ²³⁸U. Съемка проводилась в режиме E-scan. Детектирование сигналов проводилось в режиме счета (counting) для всех изотопов, кроме ²³⁸U и ²³²Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы “Glitter” [10]. ²³⁵U рассчитывался из ²³⁸U на основе отношения ²³⁸U/²³⁵U = 137.818 [12]. Для учета элементного и изотопного фракционирования U–Pb изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов Plesovice [13]. Для контроля качества данных использован стандартный циркон GJ-1 [14]. Для цирконов проведена коррекция на нерадиогенный свинец по [15]. Диаграммы с конкордией построены с помощью программы Isoplot [16]. В ходе исследований для циркона GJ-1 получены даты 601 ± 5 и 605 ± ± 6 млн лет (2σ), что совпадает с результатами определения методом ID-TIMS [14].

Акцессорный циркон в породе довольно редок, что согласуется с низким общим содержанием Zr (табл. 1). Тем не менее из пробы извлечены и изучены шесть прозрачных бесцветных хорошо ограненных кристаллов циркона призматической формы длиной 80–150 мкм с коэффициентом удлинения порядка 2 (рис. 2). В CL-изображении в большинстве кристаллов наблюдается небольшое темное или светлое незональное ядро призматической формы, без признаков резорбции, и грубо- или тонкозональная светлая оболочка. Результаты анализов (табл. 2) на диаграмме Тера-Вассербурга располагаются вблизи конкордии со значением 302 ± 4 млн лет (СКВО = 0.02) (рис. 3).

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из тоналитов-гранодиоритов массива “трондьемитов” Тырныауза. Окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в табл. 2. Длина масштабной линейки – 20 мкм.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для цирконов из тоналитов-гранодиоритов массива “трондьемитов” Тырныауза. Тонкие сплошные эллипсы – результаты единичных анализов, пунктирный эллипс соответствует конкордантному значению. Погрешности единичных анализов и вычисленных конкордантных возрастов и пересечений с конкордией приведены на уровне 2σ.

Полученный позднепалеозойский возраст циркона из тоналитов-гранодиоритов главной фазы внедрения массива “трондьемитов” Тырныауза подтверждает возрастную и генетическую (формационную) обособленность данных пород. С формированием данных пород при магматической кристаллизации согласуются призматический габитус и отчетливая осцилляторная зональность изученных кристаллов циркона, отвечающего, по-видимому, “автокристам” этого минерала [17]. Это дает основания полагать, что полученное конкордантное значение изотопного U–Pb возраста 302 ± 4 млн лет, соответствующее времени кристаллизации магмы, может рассматриваться как возраст становления интрузива тоналитов-гранодиоритов в массиве “трондьемитов”. При этом конкордантный позднепалеозойский возраст не позволяет рассматривать изученные цирконы ни в качестве “ксенокристов” [17], “унаследованных” при магматическом замещении и/или плавлении девон-нижнекаменноугольных вулканитов при внедрении более молодых (неогеновых) интрузий, ни как “автокристы” или “антекристы” [17], кристаллизовавшиеся из гибридного расплава в неогене, как это должно было бы оказаться, если бы подобная модель образования “трондьемитов” имела место. Хотя процессы магматического замещения, ассимиляции/контаминации и гибридизма пород широко проявлены в массиве “трондьемитов”, они, очевидно, связаны с внедрением именно позднепалеозойской магмы.

Установленный нами изотопный U–Pb возраст циркона (302 ± 4 млн лет) из пород массива “трондьемитов” Тырныауза подчеркивает возрастную близость последних к диорит-гранитным интрузивам, с которыми связаны ряд других Мо–W и W месторождений и проявлений в регионе. В частности, близкие K-Ar датировки были получены для неизмененных биотитовых гранитов (308 млн лет) и их Мо–W-носных грейзенизированных разновидностей (305 и 304 млн лет) рудопроявления Субаши, а несколько более молодые (290–297 млн лет) – для гранитоидов W месторождения Кти-Теберда [18, 19]. Соответственно, полученные нами изотопно-геохронологические U–Pb данные по циркону из пород массива “трондьемитов” Тырныауза согласуются с возможностью выделения герцинской – позднепалеозойской (позднекаменноугольной-раннепермской) эпохи вольфрамоносного магматизма и рудообразования на Северном Кавказе (Передовом хребте) [19, 20]. Вместе с этим полные формационные аналоги массива “трондьемитов” в регионе не известны [8], а ассоциация экономически значимой W минерализации с подавляющим большинством позднепалеозойских гранитоидных массивов в регионе не выявлена. Поэтому можно предположить, что именно эволюция состава близких по возрасту гранитоидов от диорит-гранитных плутонов [20] до массивов с выраженной “трондьемитовой” (тоналит-плагиогранитной) спецификой, определяемая локальной разницей магматических источников и условий кристаллизации магмы, могла способствовать росту продуктивности вольфрамоносных интрузий.

Непосредственные контакты “трондьемитов” с телами скарнов на Тырныаузе не наблюдались, что затрудняет определение их относительного возраста. Однако, как “трондьемиты”, так и крупные тела скарнов пересекаются и срезаются более молодыми (неогеновыми) интрузиями, после внедрения которых формировалось наиболее значительное Мо оруденение. Таким образом, установленный позднепалеозойский возраст “трондьемитов” представляет собой необходимый, хотя еще не достаточный, элемент модели формирования крупных тел измененных скарнов Тырныауза, несущих Мо–W оруденение, соответственно, в позднем палеозое в связи с внедрением “трондьемитов” [1, 2]. Для уверенного определения возраста скарнов Тырныауза необходимо датирование скарновых минералов.