Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 498, № 2, стр. 138-145

Крупнейшее в России Мо–W-месторождение Тырныауз (Кабардино-Балкария) расположено на северном склоне Главного Кавказского хребта и приурочено к пересечению субширотной Пшекиш-Тырныаузской тектонической зоны, контролирующей размещение палеозойских интрузий, с меридиональной (Транскавказской) зоной скрытого линеамента. Последний контролирует размещение кайнозойских (неоген-четвертичных) интрузий. Месторождение включает Мо–W- и Мо-руды в апоскарновых метасоматитах и последующих жильно-прожилковых (штокверковых) системах (рис. 1), которые образовались в результате эволюции гигантской магматогенно-флюидной системы, связанной с гранитоидами [1]. Внедрение наиболее ранних интрузий “трондьемитов” (кварцевых диоритов-тоналитов-гранодиоритов-плагиогранитов) и формирование крупных скарновых тел, несущих Мо–W-апоскарновое оруденение, могло протекать в позднем палеозое [2]. Напротив, масштабное штокверковое Мо-оруденение и последующая Mo–W–Bi–Te–Au-минерализация являются более молодыми (неогеновыми) [3, 4].

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта месторождения Тырныауз (по [1, 2]). 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) (в), 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 (б), 16 – контуры карьера, 17 – место отбора пробы.

Лейкократовые граниты (рис. 1) признаны в качестве важного возрастного и генетического репера в ходе многократного внедрения гранитоидных магм и развития сопряженных магматогенно-гидротермальных рудообразующих систем Тырныауза [1]. Отнесение этих пород к “палеоинтрузиям” либо “неоинтрузиям” имеет критическое значение для расшифровки истории формирования этого уникального месторождения. Для решения данной задачи авторами впервые было проведено локальное изотопное U–Pb-датирование циркона из лейкократовых гранитов с помощью метода лазерной абляции с ионизацией в индуктивно-связанной плазме с масс-спектрометрическим окончанием (LA–ICP–MS). Этот метод, наряду с анализом при помощи ионного микрозонда с масс-спектрометром вторичных ионов (например, SIMS SHRIMP), относится к локальным методам анализа. Несмотря на то что метод LA–ICP–MS уступает в точности SIMS, в последнее время он получил широкое распространение в силу наибольшей доступности, простоты пробоподготовки и высокой производительности, в том числе и для датирования молодых зерен циркона с возрастом вплоть до 0.1 млн лет (например, [5–7]). Циркон считается надежным геохронометром, так как он практически не подвергается преобразованиям при наложении последующих процессов, что важно при датировании магматических пород в зонах постмагматического рудообразования. Ниже приводятся результаты выполненного исследования.

Лейкократовые граниты внедрились позже образования скарнов с апоскарновой Mo–W-минерализацией, так как содержат их ксенолиты, но предшествуют образованию послескарновых Мо (кварц-молибденитовых) штокверков [1]. Более молодые биотитовые (эльджуртинские) граниты и риолиты, возраст которых по данным K–Ar- и Rb–Sr-изотопного датирования около 2 млн лет [3], пересекают и срезают крупные тела Mo–W-скарнов, лейкократовые граниты и кварц-молибденитовые штокверки [1, 2], но, в свою очередь, сопровождаются кварц-сульфидными штокверками с Mo–W–Bi–Te–Au-минерализацией [4].

Лейкократовые граниты слагают серию небольших штоковидных, с многочисленными апофизами, сложноветвящихся интрузивных тел, а также цементируют обломки в магматических брекчиях, распространенных в центральной части рудного поля в целом на площади около 1.5 × 1 км (рис. 1). Наиболее известны штоки “Паук” и “Самолет”, причем первый находится непосредственно под крупным скарновым телом Главной рудной зоны месторождения и в “фокусе” частично окружающего его молибденитового штокверка. По данным [2], апофизы штока “Паук” пересекают скарны Главной рудной зоны месторождения. Вдоль контактов лейкократовых гранитов развиты небольшие зоны пироксен-гранат-кварцевых метасоматитов. Породы штока “Паук” в разных объемных соотношениях содержат угловатые обломки-ксенолиты вмещающих пород (биотитовых и пироксеновых роговиков, мраморов, вероятно, “трондьемитов” и др., а также скарнов) и, таким образом, по крайней мере, участками также являются магматические брекчии, цемент которых сложен лейкократовыми гранитами [1, 8].

Лейкократовые граниты – это светлые (белые, желтовато-белые), мелкозернистые равномернозернистые или слабопорфировидные породы с малым содержанием биотита (0–3 об. %) и варьирующими количествами плагиоклаза (олигоклаз; от 25–30 до 45–55 об. %), калишпата (ортоклаз; от 5–10 до 30–40 об. %) и кварца [1, 8]. Это определяет выделение существенно плагиоклазовых (“плагиограниты” или “лабрадоритовые граниты”, на контактах с мраморами), калишпат-плагиоклазовых и обогащенных магматическим кварцем фазовых и/или фациальных разновидностей, а также лейкогранит-порфиров. Развиты графические и пегматоидные структуры, участки (домены) с преобладанием плагиоклаза или калиевого полевого шпата, участки ритмично-полосчатого (“расслоенного”) полевошпат-кварцевого строения и другие признаки неравновесных условий кристаллизации флюидонасыщенной магмы. Акцессорные минералы включают магнетит, ильменит, циркон, апатит, сфен, монацит, ортит, а также красный гранат [1, 8].

Значительный разброс оценок возраста лейкократовых гранитов Тырныауза привел к длительной дискуссии по вопросу об отнесении лейкократовых гранитов Тырныауза или к палеоинтрузиям, или к неоинтрузиям. Первое K–Ar-датирование дало значение в 90 млн лет и 70 млн лет, а затем были получены более молодой изотопный K–Ar-возраст (от 20 ± 2 млн лет до 7.0 ± 1.5 млн лет) лейкократовых гранитов штока “Паук” и ортоклаза порфировидных выделений лейкократового гранит-порфира (2 млн лет) [9]. Предполагалось также омоложение изотопной K–Ar-системы лейкократовых гранитов в результате термального воздействия более молодых (эльджуртинских) гранитов [2, 3]. Напротив, на современных геологических картах лейкократовые граниты Тырныауза объединены с эльджуртинскими гранитами и риолитами в единый альпийский (неогеновый) тырныаузский вулкано-плутонический комплекс [10].

Исследованные зерна циркона были выделены из фазовой (или фациальной ?) разновидности лейкократовых гранитов, слагающих верхнюю часть штока “Паук” (рис. 1) и содержащих перемешанные угловатые, частично ассимилированные обломки биотитовых роговиков и, вероятно, других вмещающих пород. Цементирующие лейкократовые граниты в брекчии по объему преобладают над обломками; это мелкозернистые равномернозернистые до слабопорфировидных породы желтовато-белого цвета со слабым кремовым оттенком, двуполевошпатовые, с количественным преобладанием плагиоклаза над калиевым полевым шпатом. Химический состав гранитов приведен в табл. 1. Несмотря на стремление исключить присутствие ксенолитов в отобранном материале, полностью этого сделать не удалось (и, вероятно, невозможно из-за присутствия мельчайших обломков), как это видно ниже по разнообразию форм и других параметров выделенных зерен циркона.

Изотопные U–Pb-исследования 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”). Морфология и внутреннее строение зерен циркона изучены по катодолюминесцентным изображениям и снимкам в отраженных электронах. Изображения в обратно-рассеянных электронах и катодолюминесценции получены на сканирующем электронном микроскопе LEO-1430 (Zeiss). 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. Диаметр лазерного луча составлял 50 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы “Glitter” [11]. ²³⁵U рассчитывался из ²³⁸U на основе отношения ²³⁸U/²³⁵U = 137.818 [12]. Для учета элементного и изотопного фракционирования изотопные U–Pb-отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартного циркона Plesovice [13]. Для контроля качества данных использован стандартный циркон GJ-1 [14]. Для стандарта зерен циркона GJ-1 получены оценки возраста 601 ± 5 и 605 ± 6 млн лет (2σ), что совпадает с оценками возраста, полученными методом ID-TIMS [14]. Для зерен циркона с возрастом менее 3 млн лет необходимо учитывать влияние на полученный U/Pb-возраст неравновесности изотопной системы (связанную с образованием промежуточных изотопов в цепочках радиоактивного распада ²³⁸U, ²³⁵U), а также влияние нерадиогенного свинца. Данная коррекция проведена по методу [15, 16]. Для остальных зерен циркона с более древними значениями возраста проведена коррекция данных на нерадиогенный свинец по [17]. Поскольку для “молодых” зерен циркона характерен низкий радиогенный прирост по ²⁰⁷Pb, а результаты датирования каждого отдельного зерна располагаются в области погрешности измерений, возраст для них определен по изотопному ²⁰⁶Pb/²³⁸U-отношению и представлен в виде средневзвешенного значения. Расчет средневзвешенного значения ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста и построение диаграммы проведены с помощью программы Isoplot [18].

Всего исследовано 28 зерен циркона (рис. 2), и среди них различаются два типа. Тип 1 – это бесцветные, желтоватые, светло-розовые или светло-бурые мутные таблитчатые или коротко-призматические кристаллы длиной 40–50 мкм с коэффициентом удлинения порядка 1.5–2 (рис. 2). Тип 2 – прозрачные бесцветные, хорошо ограненные удлиненно-призматические кристаллы длиной до 120 мкм с коэффициентом удлинения порядка 2–3 (рис. 2). Зерна этого типа наиболее распространены. В CL-изображении во многих кристаллах типа 2 наблюдаются разных размеров светлое незональное ядро призматической формы и тонкозональная светлая оболочка.

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из лейкократовых гранитов месторождения Тырныауз. Окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в таблицах 2 и 3. Длина масштабной линейки – 100 мкм.

Выделенным морфологическим типам кристаллов циркона соответствуют значительные различия их изотопного U–Pb-возраста (табл. 2, 3). Тип 1 включает несколько популяций “древнего” циркона, изотопный U–Pb-возраст которого лежит в области от порядка 300 до почти 1500 млн лет. “Древние” датировки получены также для ядерных зон удлиненно-призматических кристаллов циркона. Тип 2 включает зерна “молодого” циркона с изотопным U–Pb-возрастом порядка 2.5–2.9 млн лет. Поскольку для проанализированных “молодых” зерен (моложе 3 млн лет) циркона характерны низкие содержания ²⁰⁷Pb, оценочный возраст определен по ²⁰⁶Pb/²³⁸U-изотопному отношению и представлен в виде средневзвешенного значения. Соответственно, в изученной выборке для “молодого” циркона (20 зерен) средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст составляет 2.67 ± 0.04 млн лет (СКВО = 1.8). Однако небольшой разброс результатов датирования каждого зерна предполагает относительно быструю кристаллизацию циркона и лейкократовых гранитов.

Призматический облик и отчетливая осцилляторная зональность “молодого” циркона из изученных лейкократовых гранитов Тырныауза, отвечающего, по-видимому, “автокристам” этого минерала [19], свидетельствуют о его магматическом происхождении. Это дает основания полагать, что полученный средневзвешенный изотопный U–Pb-возраст 2.67 ± 0.04 млн лет (рис. 3; табл. 3) соответствует времени кристаллизации лейкократовых гранитов. Напротив, разновозрастные “древние” зерна циркона, по-видимому, являются ксеногенными (“ксенокристами”) или “унаследованными” [19], захваченными как из ксенолитов брекчии, так и других вмещающих пород, через которые внедрялась магма лейкократовых гранитов или ее материнский расплав. В числе последних можно предполагать позднепалеозойские гранитоиды и различные еще более древние образования, возможно, породы метаморфического фундамента орогена. Возраст одного из “ксенокристов” циркона (308 млн лет) совпадает в пределах ошибки со значением изотопного U–Pb-возраста (302 ± 4 млн лет) “трондьемитов” Тырныауза [20].

Рис. 3.

Диаграмма средневзвешенного изотопного U–Pb-возраста для “молодых” зерен циркона из лейкократовых гранитов месторождения Тырныауз.

Полученные данные позволяют уверенно отнести изученные лейкократовые граниты Тырныауза к неоинтрузиям, сформированным в альпийское (неогеновое) время. Эти породы представляют собой обособленную интрузивную фазу или этап становления неоинтрузий Тырныауза. Их внедрение происходило на 500–600 тыс. лет раньше эльджуртинских гранитов, датированных возрастом около 2 млн лет (например, в диапазоне от 2.0 ± 0.2 до 1.9 ± 0.15 млн лет, по данным K–Ar-метода [9]). Это согласуется с известной “некомплементарностью” составов лейкократовых и последующих эльджуртинских гранитов [1], как и с наличием сопровождающих лейкократовые граниты аплитов и других жильных дериватов. Это позволяет согласиться с неогеновым возрастом Мо-оруденения, образование которого происходило после внедрения лейкократовых гранитов и продолжалось затем до и после внедрения эльджуртинских гранитов. С формированием кварц-полевошпат-молибденитовых прожилков в неогене согласуются данные по их изотопному K–Ar-возрасту (1.60 ± 0.25 млн лет по калиевому полевому шпату [9]).

Таким образом, изученные лейкократовые граниты представляют собой обособленную раннюю интрузивную фазу или этап становления неоинтрузий Тырныауза. Эти данные позволяют усовершенствовать представления об истории магматизма на месторождении Тырныауз.