Вулканология и сейсмология, 2022, № 2, стр. 38-65

История мезозойского магматизма на северном склоне Большого Кавказа

Полученные в последние годы результаты прецизионного U‒Pb датирования цирконов из триас-юрских образований позволили по-новому взглянуть на многие вопросы, связанные со временем проявления и продолжительностью отдельных импульсов мезозойского магматизма на северном склоне Большого Кавказа (к северу от Главного Кавказского разлома). В частности, было показано, что начало этого масштабного вулканического цикла, связанного с формированием, развитием и последующим отмиранием активной континентальной окраины на южных границах эпигерцинской Скифской плиты, скорее всего, относится еще к позднему триасу. Габброиды данного возраста, в частности, известны в центральной части региона, в среднем течении р. Малка (Бечасынская тектоническая зона, хасаутский комплекс), где они прорывают метаморфические толщи палеозоя. По данным [Герасимов и др., 2015] внедрение интрузивных тел произошло здесь ~220 млн лет назад в норийском веке. К триасовому периоду в настоящее время некоторые исследователи (например, [Потапенко, 2004]) также относят образование интрузий диоритов-гранодиоритов чучкурского комплекса (поздняя пермь или триас?), которые известны на территории Карачая (Бечасынское плато), и субвулканических тел (трахиандезиты‒дациты) домбайского (верхнетебердинского) комплекса (триас или синемюр‒плинсбах?), распространенных на ограниченной территории в истоках Теберды.

В ранней юре магматическая активность на северном склоне Большого Кавказа, вероятно, носила очаговый характер. В пределах горной части Северной Осетии известны крупные массивы гранодиоритов (Цейский и др.), а также многочисленные дайки пестрого состава, объединяемые вместе с покровами андезит-дацитовых лав садонской свиты в цейский (дигорский, осетинский) вулкано-плутонический комплекс. Согласно опубликованным результатам U‒Pb датирования [Письменный и др., 2002], возраст пород этого комплекса составляет 196.0 ± 3.5 млн лет. К юго-востоку примерно в этот же период времени (синемюр–плинсбах) образовалась серия небольших интрузий габброидов, даек диабазов и внутриформационных лавовых покровов базальтов (в составе дзамарашской, циклаурской, кистинской и зарамагской свит), в настоящее время включаемых в состав самостоятельного фиагдонского комплекса [Снежко и др., 2009]. Породы последнего преимущественно распространены в зоне Бокового хребта в бассейнах рек Ардон, Фиагд-он, Гизельдон и Геналдон; их возраст, согласно результатам Ar‒Ar датирования, составляет 196 ± 4 млн лет [Гурбанов и др., 2017]. На территории Ингушетии и Чечни аналогичные по составу и возрасту магматические образования выделены в отдельный ассинский комплекс, а на территории Дагестана – мачхалорский.

Позднее (плинсбах, 184.5 ± 1.8 млн лет назад, Ar‒Ar метод [Hess et al., 1995]) новый очаг вулканической активности возник в западной части Большого Кавказа в пределах Бечасынского плато, где образовались интрузивные тела маринского комплекса (дайки андезитов и небольшие массивы диоритов и гранитов). Эффузивные аналоги этих образований присутствуют в составе шоанской и хумаринской свит. На территории Краснодарского края к плинсбаху относят внедрение даек диабазов и габброидов лаурского комплекса, формирование авадхарского вулканогенного горизонта лаурской свиты и покровов основных лав свиты реки Туровой в зоне Главного Кавказского разлома.

Наиболее интенсивно мезозойская магматическая активность на северном склоне Большого Кавказа проявилась в средней юре. К этой эпохе относится формирование дайкового пояса диабазов–габброидов, протянувшегося в виде полосы шириной около 20 км вдоль всего Главного хребта от побережья Черного моря в районе Сочи–Туапсе до горной части Дагестана. В разных частях региона дайки основного состава включаются в состав различных магматических комплексов, хотя достаточно очевидны их генетическое родство и близость времени образования. В Краснодарском крае – это породы чаталтапинского комплекса (эффузивный аналог – покровы базальтов в составе одноименной свиты), в Карачае, Балкарии, Северной Осетии, Ингушетии и Чечне – казбекского, в Дагестане – диндидагского. Наиболее вероятным возрастом даек М.Г. Ломизе и М.К. Суханов [2006] считают байос–бат, но, по мнению этих авторов, данные интрузивные тела, возможно, относятся не к одной, а к нескольким фазам внедрения в пределах указанного отрезка времени. В то же время, на геологических картах последнего поколения [Письменный и др., 2002] возраст диабазовых даек указан как поздний аален–байос. На территории Северной Осетии эффузивные аналоги казбекского комплекса, представленные покровами базальтов, слагают бугультинскую свиту.

В заметно меньших масштабах на северном склоне Большого Кавказа в средней юре был проявлен средний–кислый магматизм. Байосские интрузивные тела плагиогранитов и андезитов встречаются в составе чаталтапинского комплекса в Краснодарском крае и диндидагского – на территории Дагестана. К ааленскому веку относится формирование субвулканических тел риолитов гойтхского комплекса и одновозрастных им дацитовых лав и туфов свиты горы Индюк (Краснодарский край), а также массивов габбродиоритов, диоритов и гранитов санчаро-кардывачского (Краснодарский край, Карачай) и э-цери-мулахского (Верхняя Сванетия) комплексов, которые локализованы в зоне Главного Кавказского разлома и, по данным [Леонов и др., 2007], “залечивают” его, тем самым фиксируя время окончания субдукции и континентальной коллизии в мезозойский период развития региона. В байосе–бате также образовались горизонты туфов в составе хлебодаровской свиты на севере Карачаево-Черкессии [Письменный и др., 2002].

Завершающие импульсы мезозойской вулканической активности связаны с локальным развитием магматизма повышенной щелочности в пределах двух ареалов: 1) в центральной части Балкарии (бассейн рек Чегем, Черек Безенгийский и Черек Балкарский), 2) в Карачае (долина р. Даут, бассейн р. Кубань). Умеренно-щелочные магматические породы Балкарии (габброиды, трахиты, риолиты), обычно слагающие гипабиссальные интрузии и дайки, объединены в составе хуламского комплекса. Их аналоги на территории Карачая известны как образования джалпакского комплекса. Отсутствие надежных изотопно-геохронологических данных обусловило наличие различных оценок времени образования мезозойских умеренно-щелочных пород. Так, в частности А.А. Цветков [1977] предполагал длительный период формирования для субвулканческих тел хуламского комплекса (от байоса до раннего мела); другие исследователи относили их [Безносов и др., 1959, 1973; Ажгирей и др., 1976; Борсук и др., 1973; Долгих, 1978 и др.] – к разным векам средней юры (от тоара до байоса).

Обобщая вышесказанное, отметим, что опубликованные на сегодняшний день данные позволяют предварительно оценить общую продолжительность мезозойского магматического цикла на северном склоне Большого Кавказа примерно 50 млн лет (от 220 до 170–160 млн лет назад). Первые проявления вулканической активности (поздний триас–ранняя юра) были локализованы в пределах компактных по площади изолированных ареалов. В середине юры надсубдукционный основной магматизм развивался в пределах всей южной окраины Скифской плиты; его окончание отмечено внедрением интрузивных тел гранодиоритов в зоне Главного Кавказского разлома. Заключительные проявления мезозойского вулканизма, характеризующиеся повышенной щелочностью пород, имели ограниченные масштабы и известны только на территории двух ареалов в центральной части региона.

Краткие сведения о геологическом строении района исследований

Ареал распространения магматических образований хуламского комплекса расположен в горной части Кабардино-Балкарии в среднем течении рек Чегем, Черек Безенгийский и Черек Балкарский у южного подножья квесты Скалистого хребта (рис. 1).

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта проявлений магматизма среднеюрского хуламского комплекса в междуречье рек Чегем и Черек Балкарский. 1 – палеозойские метаморфические комплексы (гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты), 2 – средне-позднепалеозойские гранитоиды, 3–6 – осадочные отложения Северной Юрской депрессии (3 – плинсбахского яруса, 4 – тоарского яруса, 5 – ааленского яруса, 6 – байосского яруса), 7 – средне‒позднеюрские отложения зоны Скалистого хребта, нерасчлененные, 8, 9 – магматические образования среднеюрского хуламского комплекса (8 – основного состава, 9 – кислого и умеренно-кислого состава), 10 – дайки среднеюрского казбекского комплекса (диабазы, габброиды), 11 – магматические образования плиоценового цанского комплекса (трахиандезибазальты), 12 – плиоценовые риолит-дацитовые игнимбриты чегемского комплекса, 13 – плейстоценовые андезиты эльбрусского комплекса, 14 – главные разломы.

Рассматриваемый регион относится к тектонической зоне Главного Кавказского хребта (Э-льбрусская подзона, Балкаро-Дигорский блок [Леонов и др., 2007]). Палеозойский кристаллический фундамент здесь сложен метаморфическими сланцами, гнейсами, гранито-гнейсами и амфиболитами (см. рис. 1). U‒Pb изотопные датировки [Сомин, 2005] ортопород кристаллиникума в большинстве случаев соответствуют девону‒раннему карбону. Эльбрусская подзона тектонической зоны Главного хребта включает, согласно [Леонов и др., 2007], два метаморфических комплекса – верхний макерский, преимущественно сланцевый, и нижний гнейс-мигматитовый (гондарайский). Она характеризуется широким распространением гранитоидов позднепалеозойского возраста [Somin, 2011], массивы которых локализованы преимущественно в нижнем гнейс-мигматитовом комплексе. Обычно по петрографическому облику выделяют два главных комплекса гранитоидов Главного хребта – белореченский и уллукамский. Породы последнего чаще всего представлены мелкозернистыми, однородными массивными двуслюдяными двуполевошпатовыми гранитами; к белореченскому комплексу относят все остальные граниты.

Фундамент региона имеет блоково-надвиговое строение, горстовые поднятия разделены продольными тектоническими депрессиями общекавказского простирания (Думалинская, Северная Юрская), выполненными ранне‒среднеюрскими осадочными отложениями (песчаники, аргиллиты, алевролиты, глинистые сланцы).

Отложения плинсбахского и начала тоарского яруса в пределах данной структурно-формационной зоны (Восточно-Балкарская СФЗ, согласно [Письменный и др., 2002]) объединяются в безенгийскую свиту, характеризующуюся широким развитием песчаников. Осадочные толщи конца тоарского и ааленского ярусов выделены как джигиатская свита, для которой характерно широкое развитие аргиллитов, алевролитов и полимиктовых песчаников. В течение раннего байоса происходило накопление мощной толщи аргиллитов (до 800 м в восточной части района), которые выделяются как джорская свита. На границе раннего–позднего байоса и затем на протяжении большего отрезка бата [Гаврилов, 1989] происходит регрессия морского бассейна и перерыв в осадконакоплении. В северо-восточной части территории на породы джорской свиты с размывом и угловым несогласием налегают терригенно-карбонатные отложения келловея и верхней юры–мела, образующие моноклиналь Скалистого хребта. Вопросы стратиграфии юрских осадочных толщ, распространенных на территории Восточной Балкарии, освещались в работах Н.В. Безносова [1973], Д.И. Панова [1987], Ю.О. Гаврилова [1992] и других исследователей.

Наиболее крупными из тектонических разломов в регионе являются нарушения общекавказского простирания Саугамской и Саурданской систем, контролирующие проявления юрского умеренно-щелочного магматизма хуламского комплекса. В южной части района исследований незначительное распространение имеют дайки диабазов казбекского комплекса.

В районе междуречья рек Чегем–Черек Балкарский известны неоген–четвертичные изверженные породы различного состава (см. рис. 1), отнесенные к трем различным вулканическим комплексам [Кайгородова и др., 2021а]. К плиоценовому (4.7 млн лет) цанскому комплексу принадлежит дайка трахиандезибазальтов в долине р. Кучмесу. Пирокластические отложения (игнимбриты и туфы) позднеплиоценового чегемского комплекса (около 3 млн лет) известны на крайней западной периферии региона. На водоразделе рек Черек Безенгийский и Черек Балкарский в районе горы Чегет-Джора имеются останцы плейстоценового (~700 тыс. лет) потока андезитов (Удурсу), условно включенного в состав эльбрусского комплекса.

Стратиграфическое положение магматических образований хуламского комплекса

Первые сведения о наличии в Хуламо-Безенгийском ущелье “полевошпатовых пород, богатых ортоклазом”, приведены в работах известных исследователей Кавказа – Г.В. Абиха [1874] и Ф.Ю. Левинсона-Лессинга [1913]. Впоследствии, по результатам многолетних исследований умеренно-щелочные среднеюрские магматические образования, распространенные в этом районе, были выделены в качестве отдельного хуламского вулкано-плутонического комплекса (ХВПК) [Долгих, 1978].

В тектоническом плане все гипабиссальные и интрузивные тела ХВПК локализованы в пределах Северной Юрской депрессии, протягиваясь 35-километровой полосой северо-западного простирания от района сел Эльтюбю и Булунгу на западе до устья р. Чайнашки (см. рис. 1) на востоке на высотах 1500–3200 м. Часто скальные выходы изверженных пород комплекса формируют отвесные каньоны в долинах рек (например, ущелья Шиле и Шаудор-су) и бронируют вершины гор на водоразделах (Уч-Таши, Кубадайги, Мукол-кая). Отмечается линейная вытянутость магматических тел согласно общему СЗ простиранию осадочных пород. Областью наиболее интенсивного проявления умеренно-щелочного магматизма в пределах его ареала является долина р. Черек Безенгийский и примыкающие к ней с запада и востока нагорья (см. рис. 1).

Среди вулканогенных образований ХВПК ранее выделены различные по составу разности: 1) риолиты и их эксплозивные брекчии; 2) трахиты и лавобрекчии трахитового состава; 3) микрогаббро и габбро-порфириты, андезибазальты [Горохов и др., 1968]. Интрузии хуламского комплекса залегают в отложениях плинсбахского, тоарского, ааленского, байосского ярусов, реже прорывают граниты Главного хребта.

Основные породы хуламского комплекса наибольшее распространение имеют в бассейнах рек Шиле, Кардан и в районе горы Мукол-кая (рис. 2а). Силлы являются преимущественной формой тел основных пород. Они залегают согласно с вмещающими аргиллитами байоса и имеют мощность порядка 90–100 м при протяженности от 40 до 200 м. Дайки основного состава в своем пространственном размещении тяготеют к силлам, контролируются преимущественно зонами тектонических нарушений СЗ простирания и являются в ряде случаев подводящими магматическими каналами для пластовых тел габброидов и базальтоидов. Кислые породы (трахиты и риолиты) слагают вулканические тела субвулканической и жерловой фаций – экструзии, силлы, некки, а также трубки взрыва (сложенные эксплозивными брекчиями). В междуречье Черек Безенгийский–Чегем, по данным [Горохов и др., 1968], гипабиссальные тела кислого состава размещаются в самых нижних частях разреза байоса, в левом борту р. Кардан они приурочены к стратиграфическому контакту отложений аалена и байоса, а в бассейне р. Чайнашки обнаруживают многоярусное положение. Для некков характерна вертикальная флюидальность с широким развитием эруптивных брекчий в краевых частях (см. рис. 2в), в силлах иногда наблюдается столбчатая отдельность (см. рис. 2б). С кислыми породами ХВПК связано широкое развитие флюидно-эксплозивных брекчий, с которыми ассоциирует продуктивное Au-сульфидное и Au‒Ag оруденение месторождения Радужное и ряда более мелких рудопроявлений.

Рис. 2.

Выходы пород хуламского комплекса. а – гора Мукол-кая, у подножия видны два силла габбро-порфиритов (фото из ущелья р. Удур-су); б – пластовое тело базальтоидов в долине р. Кардан; в – трахиты, столбчатая отдельность в Хуламском силле; г – выход некка риолитов, долина р. Кушхуле-су, центральная часть месторождения Радужное.

Вопрос наличия эффузивных образований среди пород хуламского комплекса остается дискуссионным, т.к. часть туфолав и пирокластических брекчий по факту являются эруптивными субвулканическими брекчиями. Для эксплозивных образований долины р. Черек Безенгийский исходная глубина их образования по оценкам [Борсук и др., 1964] составляет ~800 м.

Анализ имеющейся опубликованной и фондовой литературы показал, что одной из самых сложных оставалась проблема определения возраста вулканогенных образований ХВПК. Одни исследователи определяли возраст образования вулканитов как раннеюрский [Лебедев, 1950], другие – как байосский [Безносов и др., 1959, 1973; Ажгирей и др., 1976], третьи – в более широком диапазоне от тоара до байоса включительно, при этом рассматривая не все фазы проявленного здесь магматизма [Борсук и др., 1973]. А.Г. Долгих [1978] к ааленскому возрасту относит силлы и дайки диабазов Чегем–Черекского района. Ряд исследователей [Калинин и др., 1979; Лезин и др., 1976] разделяли хуламский комплекс на две отстоящие друг от друга по времени образования формации – тоар-ааленскую базальт-риолитовую и байосскую диабаз-порфирит-трахитовую. А.А. Цветков [1977] риолиты хуламского комплекса относил к средней юре, трахиты – к верхней юре, а габброиды – к меловому периоду. Опубликованные результаты K‒Ar датирования, полученные в разных изотопных лабораториях бывшего СССР и обобщенные в работе [Коптюх и др., 1985], демонстрируют существенный разброс значений изотопных возрастов, вне зависимости от состава изученных пород: от 110–120 млн лет для наиболее измененных разностей до 150–160 млн лет – для петрографически наиболее свежих. Отметим, что в целом эти результаты ограничивали верхний возможный предел времени образования пород ХВПК началом поздней юры.

Номенклатура пород хуламского комплекса

Изученные магматические породы ХВПК представлены контрастной бимодальной ассоциацией габбро + трахиандезибазальты – трахиты + + риолиты (рис. 3а)²². Следует отметить, что по данным [Газеев и др., 2019], в составе комплекса также присутствуют вулканиты, промежуточные по содержанию кремнезема (трахиандезиты и фонотефриты). Однако, в цитируемой работе указанные средние породы повышенной щелочности – это обычно существенно измененные эффузивы с нарушенным в результате метасоматических преобразований или выветривания первичным химическим и минералогическим составом (ППП > > 5 мас. %). Данное обстоятельство ставит под сомнение присутствие в хуламском комплексе “транзитных” магматических образований между основной и умеренно-кислой‒кислой группами бимодальной ассоциации, в связи с чем они исключены из рассмотрения в статье.

Рис. 3.

Диаграммы SiO₂–Na₂O + K₂O [Le Bas et al., 1986] (а); K₂O/Na₂O–SiO₂ (б); K₂O–SiO₂ [Rickwood, 1989] (в); ANK–ACNK [Shand, 1943] (г) для изученных магматических образований хуламского комплекса (по данным автора и из работ [Газеев и др., 2019; Горохов и др., 1968; Григорчук и др., 1980; Давиденко и др., 1993; Калинин и др., 1979; Коптюх и др., 1985; Спасский и др., 1982]). 1 – основные магматические породы хуламского комплекса; 2 – трахиты хуламского комплекса; 3–6 – риолиты хуламского комплекса (3 – ультракалиевые, 4 – высококалиевые, 5 – умеренно-калиевые, 6 – низкокалиевые); 7–10 – поля различных типов риолитов хуламского комплекса (7 – ультракалиевые, 8 – высококалиевые, 9 – умеренно-калиевые, 10 – низкокалиевые); 11 – поле магматических пород среднеюрского казбекского комплекса [Газеев и др., 2018]; 12 – поле магматических пород раннеюрского фиагдонского комплекса [Гурбанов и др., 2017].

Петрографическая характеристика магматических пород хуламского комплекса

Интрузивные основные породы (микрогаббро и габбро-порфириты). Изученные основные породы ХВПК представлены серовато-зелеными массивными полнокристаллическими разностями, от мелко- до крупнозернистых. Они обычно имеют аллотриоморфнозернистую (габбровую, микрогаббровую или габбро-офитовую) структуру, сложены преимущественно кристаллами плагиоклаза и клинопироксена (второстепенные фазы – оливин, ортопироксен и флогопит), а также агрегатом вторичных минеральных фаз (цеолиты, боулингит, хлорит, серицит; рис. 4а, б). Акцессорные минералы представлены апатитом, который образует удлиненно-призматические кристаллы. Из рудных минералов отмечено присутствие пирита и пирротина.

Рис. 4.

Микрофотографии пород хуламского комплекса. а – микрогаббро (образец Р-19), николи скрещены; б – габбро-порфирит (образец 210-6/13), николи скрещены; в – базальтоид (образец 1/21), николи скрещены; г – трахиты, фенокристы КПШ в основной трахитовой массе (образец Х-15); д, е – трахиты, трахитовая структура основной массы (д – образец Х-12, е – образец Х-15); ж – афировый риолит (образец Р-1), николи скрещены; з – порфировый флюидальный риолит (образец 2-3-124), николи скрещены; и – порфировый риолит (образец 3-2-181), николи скрещены.

Встречаются разности габброидов с порфировидной структурой. Последняя образована вкрапленниками (размер до 1.5 см) сильно измененного плагиоклаза, заключенными в раскристаллизованную основную массу (см. рис. 4б). Состав плагиоклаза отвечает альбиту–олигоклазу (An_10‒30). Матрица данных пород сложена микрокристаллами плагиоклаза и авгита. Спорадически присутствуют оливин и флогопит. Микрокристаллы плагиоклаза зональные: An₆₀ – в ядерных зонах и An₄₀ – в краевых, что может говорить о начале их кристаллизации еще на ранних стадиях магматического процесса. По оливину часто развиваются спутанно-волокнистые псевдоморфозы боулингита. Акцессорные и рудные минералы аналогичны таковым в микрогаббро.

Габброиды хуламского комплекса интенсивно изменены: темноцветные минералы (клинопироксен и оливин) практически полностью замещаются магнезиальным хлоритом, по плагиоклазу развивается серицит, в основной массе иногда наблюдаются анальцим [Газеев и др., 2019], пренит и карбонаты. Хлорит, согласно работе [Горохов и др., 1968], представлен пеннином и делесситом.

Необходимо отметить, что ранее рядом авторов, например [Цветков, 1977], некоторые из габброидов хуламского комплекса были классифицированы как тешениты. Однако, согласно Петрографическому кодексу [2009], указанные породы повышенной щелочности должны содержать не менее 10% анальцима, чего не наблюдается для изученных в рамках настоящей работы габброидов. В связи с этим, все основные породы хуламского комплекса классифицированы здесь как микрогаббро- и габбро-порфириты умеренно-щелочной серии.

Субвулканические основные породы (базальтовые трахиандезиты). Базальтоиды ХВПК представляют собой массивные породы с миндалекаменной или порфировой структурой (см. рис. 4в). Миндалины выполнены хлоритом и цеолитами. Вкрапленники представлены плагиоклазом. Основная масса – интерсертальная или микродолеритовая, сложена микролитами плагиоклаза, микрокристаллами клинопироксена и полностью измененным вулканическим стеклом. Вторичные минералы – хлорит, кальцит, цеолиты.

Трахиты хуламского комплекса имеют розовато-серую, розовато-зеленую, светло-коричневую, нередко пятнистую окраску. Текстура пород массивная, пористая или флюидальная. Структура трахитов гломеропорфировая, обусловленная наличием в основной массе сростков вкрапленников КПШ, иногда плагиоклаза. Фенокристы КПШ (см. рис. 4г) обычно имеют красновато-розовый цвет, таблитчатую форму, размеры до 1 см и, по данным [Борсук и др., 1977] представлены нерешетчатым микроклином, который заместил первичный ортоклаз. Иногда встречаются кристаллы, сдвойникованные по карлсбадскому закону. В микроклине наблюдается высокое содержание железа (более 1%), что объясняет его розоватую окраску и вызвано присутствием в кристаллах многочисленных микроскопических включений гематита. Плагиоклаз вкрапленников обычно правильной таблитчатой формы, размером 0.8–1.5 мм, полисинтетически сдвойникован по альбитовому закону. Состав плагиоклаза отвечает олигоклазу (An_22‒26).

Основная масса изученных вулканитов имеет трахитовую структуру (см. рис. 4д, е) и сложена преимущественно микролитами плагиоклаза. Темноцветные минералы (клинопироксен + ортопироксен) в матрице обычно полностью замещены смешаннослоистыми силикатами и хлоритом. По данным [Борсук и др., 1977], первичный магматический клинопироксен сохранился только в породах из центральных частей крупных гипабиссальных тел; его состав отвечает ферроавгиту. Стекло матрицы, как правило, полностью замещено смешаннослоистыми силикатами. Акцессорные минералы: циркон, монацит, ильменорутил и ильменит. Так же, как и основные породы ХВПК, умеренно-кислые породы подверглись интенсивным гидротермально-метасоматическим изменениям. Полное замещение пироксена хлоритом, а щелочных полевых шпатов альбитом, карбонатом, частично хлоритом являются результатом пропилитизации. Аргиллизация трахитов выражается в интенсивном развитии иллит-смектита, монтмориллонита и селадонита.

Риолиты хуламского комплекса – это светло-серые до серых, иногда почти белые или слабо розоватые породы с массивной, флюидальной или брекчиевидной текстурой. В штокообразных телах флюидальность основной массы (см. рис. 4ж), как правило, имеет сложноскладчатое строение и чередуется с участками брекчиевидной текстуры, с разноориентированным расположением обломков. Форма последних – угловатая, продолговатая, часто плавно изогнутая в результате деформации. Среди обломков, как правило, встречаются риолиты более ранних фаз внедрения. Породы представлены афировыми и порфировыми (вкрапленники – 3–10 об. %) разностями. Афировые риолиты обычно сильно изменены, порфировые – слабее. В порфировых риолитах фенокристы представлены ортоклазом (см. рис. 4з), реже санидином (см. рис. 4и). Суммарное количество вкрапленников полевых шпатов, согласно данным [Барановский и др., 2014], варьирует от 1 до 5–7% от объема пород.

Фельзитовая основная масса афировых и порфировых риолитов сложена микрокристаллами плагиоклаза (30–35 об. %), КПШ (до 10–15 об. %) и кварца (35–60 об. %). Стекло матрицы полностью замещено минералами группы иллит‒смектита и каолинитом. Кварц основной массы представлен, главным образом, ксеноморфными или удлиненными зернами (см. рис. 4ж). Необходимо отметить, что присутствие первичного магматического кварца в матрице риолитов является предметом дискуссий [Мезенина и др., 1982; Коптюх и др., 1985], однако наличие в изученных вулканитах структур девитрификации (в том числе, тесное срастание выделений кварца и полевых шпатов) может свидетельствовать об их первичном витрофировом облике. Акцессорные минералы риолитов – циркон, рудный минерал. Вкрапленники ортоклаза в порфировых риолитах часто замещены агрегатом серицита, карбонатов и рудных минералов.

Аргиллизированные риолиты в пределах месторождения Радужное имеют очень широкое развитие; данный тип метасоматических преобразований отмечен не только в зонах тектонических нарушений и в приконтактовых частях и-нтрузий, но развит (по данным поисково-разведочного бурения) по всей мощности лакколитов. В краевых частях гипабиссальных тел на контакте с вмещающими аргиллитами аргиллизированные риолиты приобретают ярко-зеленую окраску за счет развития селадонита. Основными минералами аргиллизированных риолитов являются кварц, смешаннослоистые силикаты иллит–смектитового типа, монтмориллонит, каолинит и селадонит.

Результаты изотопного датирования пород хуламского комплекса

С целью определения возраста пород ХВПК нами были отобраны индивидуальные зерна цирконов из образца риолитов РЦ-5 и образца трахитов Х-13. Представительная выборка цирконов для обоих образцов включала прозрачные, хорошо ограненные идиоморфные короткопризматические, реже удлиненно-призматические кристаллы как гиацинтового, так и цирконового габитуса и их обломки (рис. 5). Для цирконов из риолитов характерен серовато-фиолетовый цвет, в то время как в трахитах обычно встречаются зерна светло-розовой окраски. Размеры индивидов циркона варьируют в диапазоне: в риолитах – 60–120 мкм, в трахитах – 180–600 мкм. Катодолюминесцентные изображения кристаллов цирконов из риолитов и трахитов хуламского комплекса демонстрируют наличие в них тонкой ритмичной зональности (см. рис. 5), которая характерна для цирконов магматического генезиса.

Рис. 5.

Результаты U‒Pb датирования цирконов из риолитов и трахитов хуламского вулкано-плутонического комплекса. а – катодолюминесцентные и оптические изображения кристаллов цирконов из риолитов (образец РЦ-5) и трахитов (образец Х-13) хуламского комплекса; б – U‒Pb диаграммы с конкордией для цирконов из риолитов (образец РЦ-5) и трахитов (образец Х-13) хуламского комплекса.

U‒Pb изотопные анализы, выполненные для двадцати наиболее представительных и сохранных зерен (10 анализов – для образца риолита РЦ-5 и 10 анализов – для образца трахита Х-13; см. рис. 5), в целом показали конкордантные результаты (РЦ-5: СКВО конкордантности – 0.20, вероятность конкордантности – 0.66; Х-13: СКВО конкордантности – 4.9, вероятность конкордантности – 0.026).

Результаты U‒Pb датирования цирконов риолитов и трахитов ХВПК представлены в табл. 2 и на рис. 5. Полученные U‒Pb датировки (167 ± 4 млн лет для образца РЦ-5 и 167 ± 3 млн лет для образца Х-13) совпадают в пределах погрешности измерений, что свидетельствует о близком времени формирования кислых и умеренно-кислых магматических образований хуламского комплекса. Средневзвешенное значение изотопного возраста для обоих образцов соответствует середине батского века средней юры [Cohen et al., 2020]. Однако с учетом погрешностей датировок вероятный диапазон образования трахитов и риолитов может быть более строго оценен как байос–келловей.

Полученная K–Ar датировка мономинеральной фракции слюды из интрузии габброидов в долине р. Кардан (обр. 6/21, флогопит, К, % = 5.03 ± ± 0.06 (σ), ⁴⁰Ar_рад, нг/г = 63.06 ± 0.21 (σ), ⁴⁰Ar_атм, % в образце = 9.2, T, млн лет = 172 ± 6 (2σ)) в пределах погрешности совпадает со значениями U–Pb возрастов для риолитов и трахитов ХВПК. Данный факт подтверждает среднеюрский возраст основных пород хуламского комплекса и свидетельствует о близком времени образования всех разностей этой бимодальной ассоциации.

Основные геохимические характеристики пород³³

Мафические разности пород ХВПК (плутоническая и субвулканическая фации) содержат 46.8–55.7 мас. % SiO₂⁴⁴, 4.5–8.8 мас. % K₂O + Na₂O (при 0.14–2.80 мас. % К₂О), 3.0–7.1 мас. % MgO и относятся к умеренно-щелочным магматическим образованиям (см. табл. 1). Это в различной степени дифференцированные (Mg# от 0.40 до 0.61; Ni 20–110 г/т, Cr 150–240 г/т, Co 20–30 г/т) умеренно-титанистые (TiO₂ – 1.1–3.0 мас. %) породы, по соотношению K₂O/SiO₂ – умеренно-калиевые и низкокалиевые (см. рис. 3в), по соотношению Al₂O₃ и щелочей – низкоглиноземистые (см. рис. 3г). Данные породы характеризуются широкими вариациями концентраций Ba (от 40 до 700 г/т) и Sr (от 130 до 900 г/т), повышенными содержаниями Zr (от 150 до 340 г/т) и Li (30–50 г/т) по сравнению с кларками этих элементов в основных магматических образованиях [Соловов и др., 1990]. Концентрации рудных элементов (Zn, Cu, Pb, Mo и др.) невысоки и близки кларковым значениям. Наиболее примитивным из всех изученных основных пород является образец габбро Р-19, содержащий более 7 мас. % MgO, около 100 г/т никеля и 250 г/т хрома, но при этом, одновременно, характеризующийся низкой магнезиальностью (Mg# – 0.49). Необходимо отметить, что в пределах ареала распространения пород среднеюрского хуламского комплекса (см. рис. 1) также присутствуют основные магматические образования близкого по возрасту (аален‒байос) казбекского комплекса, которые обычно представлены породами нормальной щелочности (как известково-щелочной, так и толеитовой петрохимической серий).

Согласно расчетам нормативного минерального состава (CIPW Norm, см. табл. 1), в большинстве изученных основных магматических пород ХВПК в переменных количествах присутствуют оливин (от 2.5 до 14%) и диопсид (от 3 до 18%). В некоторых разностях с ними ассоциируют гиперстен (от 0.2 до 15%) и нефелин (от 0.3 до 7%); при этом ряд пород содержит нормативный кварц (до 5%). В составе плагиоклазов обычно альбит доминирует над анортитом. Следует отметить, на основании изучения прозрачных шлифов выше показано, что клинопироксен по факту является основным мафическим минералом изученных основных пород.

Трахиты хуламского комплекса (субвулканическая фация) содержат 57.5–64.9 мас. % SiO₂, 7.6–12.3 мас. % K₂O + Na₂O (при 2.2–7.0 мас. % К₂О) и относятся к умеренно-щелочной петрохимической серии (см. табл. 1). Это высокодифференцированные (Mg# от 0.13 до 0.54, Ni < 20 г/т, Cr < 25 г/т и Co < 20 г/т) образования, по соотношению K₂O/SiO₂ – высококалиевые и шошонитовые (см. рис. 3в); на диаграмме ANK–ACNK точки их составов образуют линейный тренд из поля низкоглиноземистых в поле высокоглиноземистых пород (см. рис. 3г). По соотношению Al₂O₃/FeOtot трахиты относятся к комендитовому типу. Аналогично с основными породами ХВПК трахиты демонстрируют широкие вариации концентраций Ba (от 130 до 700 г/т); при этом они характеризуются относительно пониженными концентрациями Sr (от 50 до 115 г/т) по сравнению с кларками для средних и кислых магматических пород [Соловов и др., 1990]. Трахиты аномально обогащены Zr (от 300 до 1050 г/т) и в некоторой степени – Nb (от 30 до 100 г/т) и Y (от 40 до 90 г/т) при широких вариациях концентраций двух последних элементов. Содержания рудных элементов (Zn, Pb, Mo и др.) в вулканитах близки к кларковым значениям для средних и кислых магматических пород [Соловов и др., 1990].

Согласно расчетам нормативного минерального состава (CIPW Norm, см. табл. 1), трахиты преимущественно (свыше 50% объема породы) сложены щелочным полевым шпатом (анортоклазом) с преобладанием в нем Na-компоненты при подчиненном участии кварца (до 18%), диопсида (до 9%), гиперстена (до 11%) и рудных минералов.

Риолиты хуламского комплекса (субвулканическая фация) содержат 68.2–84.6 мас. % SiO₂, 2.4–12.3 мас. % K₂O + Na₂O (при 0.3–12.1 мас. % К₂О) и относятся к умеренно-щелочной и известково-щелочной петрохимическим сериям (см. табл. 1). Они характеризуются существенными вариациями по соотношению кремнезема и щелочей, в том числе SiO₂ и K₂O (см. рис. 3в), а также отношению K₂O/Na₂O. Последний параметр позволяет разделить риолиты на четыре подгруппы: ультракалиевые (K₂O/Na₂O > 40), высококалиевые (K₂O/Na₂O от 15 до 40), калиевые (K₂O/Na₂O от 2 до 15) и низкокалиевые (K₂O/Na₂O < 2) (см. рис. 3б). На диаграмме ANK‒ACNK (см. рис. 3г) точки их составов образуют линейный тренд из поля низкоглиноземистых в поле высокоглиноземистых пород. По соотношению Al₂O₃/FeOtot риолиты относятся к комендитовому типу, по соотношению Al₂O₃/(CaO + Na₂O + K₂O) – к плюмазитовому. Аналогично другим типам пород ХВПК риолиты показывают широкие вариации концентраций Ba (220–1300 г/т для ультракалиевых и 80–520 г/т для низкокалиевых риолитов). Ультракалиевые риолиты несколько обеднены Sr (от 10 до 30 г/т) по сравнению с низкокалиевыми (Sr от 30 до 190 г/т). Низкокалиевые риолиты аномально обогащены Zr (800–2600 г/т), Nb (до 280 г/т) и Y (до 150 г/т) по сравнению с кларками для кислых магматических пород [Соловов и др., 1990]. Ультракалиевые риолиты также демонстрируют некоторое обогащение Zr и Y, но в значительно меньшей степени (Zr до 120 г/т, Y до 20 г/т). Некоторые из низкокалиевых риолитов содержат повышенные концентрации Th (до 50 г/т). Концентрации рудных элементов (Zn, Pb, Mo и др.) в целом близки их кларкам для кислых магматических пород [Соловов и др., 1990].

Согласно расчетам нормативного минерального состава (CIPW Norm, см. табл. 1), ультракалиевые риолиты сложены преимущественно КПШ (34–71%) и кварцем (22–61%) при минимальном участии альбита (до 2%), гиперстена (до 2%), корунда (до 2%) и рудных минералов. Высококалиевые риолиты содержат КПШ и кварц примерно в равном соотношении (от 30 до 60% каждого из минералов) при подчиненном участии альбита (до 5%), гиперстена (до 4%), корунда (до 7%) и рудных минералов. Калиевые риолиты содержат преимущественно кварц (от 45 до 70%) и КПШ (от 13 до 34%) при подчиненном участии альбита (3–11%), гиперстена (до 5%), корунда (до 9%) и рудных минералов. Наиболее широко распространенными среди кислых пород ХВПК являются низкокалиевые риолиты, сложенные преимущественно кварцем, КПШ и альбитом при широких вариациях соотношений этих минеральных фаз. Второстепенные фазы – корунд (до 6%) и гиперстен (до 6%).

На большинстве бинарных диаграмм Харкера, демонстрирующих соотношение кремнезема и главных породообразующих оксидов в изученных магматических образованиях ХВПК (часть из них показана на рис. 6), заметно, что для содержаний Al₂O₃, TiO₂, MgO, FeO и CaО наблюдаются четко выраженные негативные линейные тренды, формируемые всеми точками пород вне зависимости от их состава. При этом на диаграммах TiO₂–SiO₂, MgO–SiO₂, FeO–SiO₂ и CaO–SiO₂ эти тренды образованы двумя линейными сегментами, первый из которых (основные породы – трахиты, FC 1) имеет крутой наклон, а второй (трахиты – риолиты, FC 2) является субгоризонтальным. Менее выраженная отрицательная корреляция в магматических образованиях хуламского комплекса наблюдается между содержаниями P₂O₅ и кремнезема. Негативная корреляция заметна также между магнезиальностью пород и содержанием в них SiO₂. Для основных пород, трахитов и части низкокалиевых риолитов заметны общие слабовыраженные положительные корреляции между содержанием в них щелочей и кремнезема.

Рис. 6.

Бинарные диаграммы Харкера для изученных магматических пород хуламского комплекса. FC-тренды показаны условно. Условные обозначения и источники данных см. рис. 3.

Концентрации высокосовместимых элементов (Ni, Co, Cr, V и др.) в породах ХВПК характеризуются четкой отрицательной корреляцией с содержанием в них кремнезема; такая же хорошо проявленная негативная зависимость наблюдается и в отношении Sr (см. рис. 6). При этом, аналогично ситуации с содержаниями TiO₂, MgO, FeO и CaО, отрицательные тренды для перечисленных выше микроэлементов на диаграммах Харкера имеют явный излом в области трахитов с изменением крутого наклона (основные породы – трахиты, см. рис. 6, FC 1) на субгоризонтальный (трахиты – риолиты, FC 2). Концентрации высокозарядных микроэлементов (HSFE – Zr, Y, Nb, Ta, Hf) демонстрируют четкую положительную корреляцию с содержанием SiO₂ в породах (см. рис. 6). Распределение несовместимых элементов (LILE, U, Th, Pb) в породах ХВПК обычно характеризуется в различной степени выраженной положительной корреляцией их концентраций с содержанием кремнезема (см. рис. 6); в наименьшей степени эта зависимость проявлена для Rb. Исключением в этой группе является Ba: его концентрация в изученных породах существенно варьирует и не зависит от их химического состава. Концентрации редкоземельных элементов, как легких (LREE), так и тяжелых (HREE), также демонстрируют положительную зависимость от содержания SiO₂ в породах (см. рис. 6); исключением является Eu, для концентрации которого (аналогично содержанию Al₂O₃) на бинарной диаграмме Харкера виден линейный (без излома) негативный тренд. Рудные элементы (Mo, W, Sn, Zn и др.) присутствуют в породах в заметно варьирующих, но в целом – незначительных количествах вне зависимости от состава образцов; на диаграммах Харкера для этих элементов какие-либо тренды отсутствуют. Исключением является медь, для которой на бинарной диаграмме (см. рис. 6) наблюдается слабо выраженная отрицательная корреляция с содержанием SiO₂ в породах.

На спектрах распределения микроэлементов для основных пород ХВПК (трахиандезибазальтов и габброидов), нормированных по N-MORB (базальты срединно-океанических хребтов), заметно их существенное обогащение LILE (в 10 и более раз), кроме калия, концентрация которого существенно варьирует (рис. 7а). Аналогично, основные породы существенно обогащены U, Th и Pb. Концентрации HSFE в целом превышают значения, характерные для N-MORB, в 5–10 раз. Породы обогащены LREE в среднем от 2 до 10 раз и при этом имеют близкие с N-MORB концентрации HREE. Для спектров заметны явные аномалии по содержаниям Li, Pb, а также Cs (для некоторых пород). В общем, характер распределения микроэлементов для основных образований ХВПК является промежуточным между таковым для базальтов океанических островов (OIB) и обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (E-MORB).

Рис. 7.

Спектры распределения микроэлементов (а – в основных породах, б – в трахитах и риолитах) и REE (в – в основных породах, г – в трахитах и риолитах) для изученных магматических образований хуламского комплекса. Оранжевым цветом показаны спектры трахитов, розовым – риолитов. OIB – базальты островных дуг, океанические острова; N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов, E-MORB – обогащенные базальты срединно-океанических хребтов. Данные для нормирования заимствованы из работ [Sun, McDonough, 1989; Anders, Grevesse, 1989].

Спектры распределения микроэлементов для умеренно-кислых (трахиты) и кислых (риолиты) образований ХВПК (см. рис. 7б), нормированные по N-MORB, показывают еще большее по сравнению с основными разностями их обогащение LILE (в 100 и более раз по сравнению с N-MORB), а также Pb, Th и U (в 500 и более раз), HSFE (от 10 до 100 раз), LREE (от 100 до 1000 раз) и HREE (от 10 до 100 раз). Концентрации Nb и Ta в породах существенно варьируют. В спектрах распределения для риолитов заметны выраженные отрицательные аномалии для Ba, Sr, P, Eu и Ti и положительная – для Pb. Трахиты также характеризуются отрицательными аномалиями по концентрациям Sr, P, Eu и Ti, однако они выражены существенно меньше по сравнению с таковыми для кислых пород.

Спектры распределения REE для основных пород ХВПК, нормированные по хондритовому резервуару, характеризуются отрицательным пологим наклоном с преимущественным обогащением LREE по отношению к HREE (La_N/Sm_N – 1.4–2.7, La_N/Yb_N – 2.0–6.4). Европиевая аномалия отсутствует (Eu/Eu* – 0.9–1.1). Характер распределения REE в основных породах является промежуточным между таковым для OIB и E-MORB (см. рис. 7в). Трахиты ХВПК по сравнению с основными разностями пород характеризуются более заметным обогащением LREE по отношению к хондритовому резервуару, близкими концентрациями HREE и заметной отрицательной европиевой аномалией в спектрах распределения (La_N/Sm_N – 2.0–3.7, La_N/Yb_N – 1.3–6.3, Eu/Eu* – 0.2–0.8) (см. рис. 7г). В секторе LREE (от La до Eu) спектры имеют пологий наклон, в секторе HREE они являются субгоризонтальными. Риолиты демонстрируют широкие вариации концентраций LREE с обогащением по отношению к хондритовому резервуару от 50 до 1000 раз, а также HREE с обогащением от 10 до 100 раз (La_N/Sm_N – 2.4–5.6, La_N/Yb_N – 3.3–9.8). Отрицательная европиевая аномалия в спектрах имеет отчетливый характер (Eu/Eu* – 0.05–0.5). “Излом” в спектрах распределения, отмеченный для трахитов (в секторе LREE – пологий наклон, в секторе HREE – субгоризонтальное положение), отмечается и для кислых разностей пород хуламского комплекса.

Роль кристаллизационной дифференциации в петрогенезисе пород хуламского комплекса

Наличие общих эволюционных трендов на бинарных диаграммах Харкера (как для оксидов, так и для и микроэлементов; см. рис. 6) для одновозрастных, контрастно отличающихся по химическому составу умеренно-щелочных магматических образований, распространенных на ограниченной территории в центральной части северного склона Большого Кавказа (см. рис. 1), свидетельствует о том, что рассматриваемая бимодальная ассоциация пород обоснованно может рассматриваться в качестве единого магматического комплекса (хуламский комплекс). Можно предположить, что эти породы имеют общий источник материнских расплавов и генетически связаны между собой в рамках геохимической эволюции единой магматической системы, в результате которой произошло образование наблюдаемой контрастной ассоциации габбро + трахиандезибазальты – трахиты + риолиты.

Существование упомянутых линейных трендов (с изломом или без него), заметных на большинстве бинарных диаграмм Харкера (см. рис. 6) может свидетельствовать о том, что ведущим процессом в образовании данной бимодальной ассоциации являлась кристаллизационная дифференциация (FC), возможно, как в сочетании с ассимиляцией вмещающих пород (AFC), так и без нее. Для оценки роли FC-процесса и выявления возможного участия в петрогенезисе расплавов коровой ассимиляции (а также смешения расплавов) допустимо использовать бинарные диаграммы, на которых концентрация высокосовместимого элемента (например, Ni, Cr и др.) сопоставляется с концентрацией высоко несовместимого (например, Th, Rb и др.). На графиках подобного вида наличие FC-процесса приведет к появлению тренда, описываемого гиперболой. Степень ее кривизны будет зависеть от различия между значениями коэффициента количественного распределения (K_D) в системе минерал–расплав для обоих компонентов: чем больше разница в значениях K_D, тем степень кривизны должна быть выше. В случае доминирования процессов коровой ассимиляции (или смешения расплавов) точки пород будут формировать линейные тренды между крайними составами; если на разных этапах эволюции магматической системы кристаллизационная дифференциация была проявлена в сочетании с ассимиляцией, точки будут образовывать облако без четких зависимостей. Как видно на рис. 8, на диаграмме Ni–Th большинство точек изученных пород формирует гиперболическую эволюционную зависимость с высокой степенью кривизны линий. Из этого следует, что ведущим процессом в формировании пород ХВПК являлась именно кристаллизационная дифференциация; роль процессов коровой ассимиляции в петрогенезисе, по крайней мере, габбро, трахиандезибазальтов, трахитов и части низкокалиевых риолитов была незначительной.

Рис. 8.

Диаграмма Ni–Th для магматических пород хуламского комплекса, иллюстрирующая ведущую роль FC-процесса в их петрогенезисе. Условные обозначения и источники данных см. рис. 3.

Наиболее примитивным по составу среди изученных пород ХВПК является образец микрогаббро Р-19. Он содержит более 7 мас. % MgO, около 100 г/т Ni и 250 г/т Cr, Mg# – 0.49. На ранней стадии эволюции магматического процесса габбро-порфириты → трахиандезибазальты → трахиты FC-процессы, вероятно, сопровождались выделением в кумулусную фазу оливина и клинопироксена (наличие негативных трендов на диаграммах MgO–SiO₂, FeO–SiO₂, Mg# – SiO₂, Ni–SiO₂ и др.; см. рис. 6), ильменита или титаномагнетита (негативный тренд на диаграмме TiO₂–SiO₂), основного плагиоклаза (негативные тренды для Al₂O₃, CaO, Sr, Eu; см. рис. 6), а также апатита. На поздней стадии магматического процесса (трахиты → низкокалиевые риолиты) ведущей фазой FC-процесса оставался основной плагиоклаз; возможно, вместе с ним в кумулусной ассоциации присутствовал КПШ, что подтверждается приведенными выше петрографическими характеристиками трахитов (см. рис. 4г). Позитивные тренды на диаграммах Y–SiO₂, Zr–SiO₂, Nb–SiO₂, REE–SiO₂ (см. рис. 6) существенно ограничивают участие амфибола и циркона в FC-процессах на всех стадиях геохимической эволюции магматической системы хуламского комплекса.

На спектрах распределения для кислых вулканитов ХВПК (см. рис. 7б, г) заметно их постепенное обогащение в ряду трахиты → низкокалиевые риолиты несовместимыми микроэлементами элементами (LILE – Cs, Rb, Th, Pb, U и др; HSFE – Ta, Nb, Zr и др.), а также REE (кроме Eu) по сравнению с основными разностями пород, с комплементарным заметным обеднением Ti, Eu и в меньшей степени – P и Sr. Описанные закономерности хорошо согласуются с отмеченными выше особенностями протекания FC-процессов на разных этапах эволюции рассматриваемой магматической системы.

Проблема происхождения калиевых риолитов хуламского комплекса

Отдельной проблемой является наличие широкого спектра составов среди кислых образований ХВПК, контрастно отличающихся между собой как по общему содержанию щелочей, так и по соотношению в них K₂O/Na₂O. В соответствии с этими геохимическими параметрами нами выделено 4 группы риолитов: ультракалиевые (K₂O/Na₂O > 40), высококалиевые (K₂O/Na₂O от 15 до 40), калиевые (K₂O/Na₂O от 2 до 15) и низкокалиевые (K₂O/Na₂O < 2) (см. рис. 3б). На бинарных диаграммах Харкера видно, что точки только малой части низкокалиевых риолитов (нормальные “риолиты”, [Коптюх и др., 1985]) тяготеют к общим для рассматриваемой магматической системы эволюционным FC-трендам; точки остальных разностей образуют обширное облако составов (см. рис. 3).

Предыдущими исследователями было предложено несколько принципиально отличающихся концепций, объясняющих широкий спектр составов кислых разностей вулканитов ХВПК. В частности, в работах [Лебедев, 1950; Лезин и др., 1976; Калинин и др., 1979] кислые породы с повышенным отношением K₂O/Na₂O рассматривались в качестве продуктов интенсивного калиевого метасоматоза исходных риолитов – фельзитов, проявленного на постмагматической стадии. Напротив, Ю.М. Коптюх с соавторами [1985] предположили, что специфический состав калиевых риолитов является результатом не вторичных метасоматических процессов, а последовательной дифференциации кислой магмы в условиях повышения активности калия. В работах [Борсук и др., 1973; Цветков, 1977; Дрыжак и др., 1979; Мезенина и др., 1982] предполагается, что изначально кислые магматические образования ХВПК были представлены исключительно калиевыми бескварцевыми трахитами. Масштабные метасоматические преобразования, выразившиеся, в первую очередь, в окварцевании вулканитов, привели к появлению “вторичных риолитов” с наблюдаемыми масштабными вариациями химического состава, в первую очередь щелочей.

В настоящей работе на основании проведенных петрографических исследований, вслед за В.М. Газеевым с соавторами [2019], калиевые разности риолитов хуламского комплекса рассматриваются как продукт различных автометаморфических преобразований исходных низкокалиевых риолитов, которые проявились на поздней стадии магматического процесса и выразились для одной части пород в их окварцевании (с выносом щелочей и других породообразующих оксидов; содержание SiO₂ в результате этого процесса в конечном итоге в некоторых породах достигает 80–85 мас. %), для другой – в избирательном выносе натрия (вплоть до следовых количеств в остатке) и одновременном привносе калия. В то же время, для части риолитов изменение их начального состава, весьма вероятно, было связано с воздействием поздних наложенных гидротермально-метасоматических процессов, проявленных, в том числе, в период формирования золоторудной минерализации в регионе. Во многих случаях, крайне сложно найти видимые петролого-минералогические различия в особенностях воздействия автометаморфизма и калиевого метасоматоза на исходные кислые вулканиты ХВПК, и сделать однозначные выводы об участии того или иного процесса в петрогенезисе конкретных образцов риолитов.

Источники вещества хуламского комплекса

На большинстве известных петрогенетических диаграмм для основных по составу магматических образований точки пород ХВПК чаще всего попадают в поле внутриплитных базальтов (рис. 9а–д). На диаграмме Th–Hf/3–Nb/16 (см. рис. 9г, [Wood, 1980]) они образуют компактное скопление в поле E-MORB (обогащенные базальты срединно-океанических хребтов) и внутриплитных толеитовых базальтов. Точки кислых пород ХВПК на петрогенетических диаграммах обычно сгруппированы в поле внутриплитных гранитоидов (см. рис. 9е, 9ж). На общих диаграммах, используемых для магматических пород различного состава, точки пород ХВПК обычно располагаются в поле внутриплитных вулканических зон (см. рис. 9з, 9к). Таким образом, очевидно, что породы хуламского комплекса по своим геохимическим характеристикам близки континентальным внутриплитным магматическим образованиям.

Рис. 9.

Петрогенетические диаграммы для магматических пород хуламского комплекса. а–д – для основных пород: а – [Pearce, Norry, 1979], б – [Pearce, 1982], в – [Hollocher et al., 2012], г – [Wood, 1980], д – [Meschede, 1986]; е, ж – для кислых магматических пород (трахиты и риолиты): е – [Harris et al., 1986], ж – [Pearce et al., 1984]; з–к – общие петрогенетические диаграммы для магматических пород хуламского комплекса: з – [Pearce, 1982], и – [Schandl, Gorton, 2002], к – [Cabanis, Lecolle, 1989]. WPB – внутриплитные базальты; OAB – лавы островных дуг; CA – континентальные дуги; AA – щелочные дуги; WPT – внутриплитные толеиты; WPA – внутриплитные андезиты; CAB – известково-щелочные базальты; IAT – толеиты островных дуг; VAG – граниты вулканических дуг; WPG – внутриплитные граниты; SCG – синколлизионные граниты; OG – орогенные граниты. Условные обозначения полей для рис. 9д: AI–AII – внутриплитные щелочные базальты, AII–C – внутриплитные толеитовые базальты, B – обогащенные базальты срединно-океанических хребтов (P-MORB), D – нормальные базальты срединно-океанических хребтов, С–В – базальты вулканических дуг. Остальные условные обозначения см. рис. 3 и 7.

На спектрах распределения микроэлементов и REE для основных пород (см. рис. 7) видно, что магматические образования ХВПК по своим геохимическим характеристикам являются промежуточными между обогащенными базальтами срединно-океанических хребтов (E-MORB, источник обычно представлен метасоматизированной астеносферной мантией) и океанических островов (OIB, источник – мантия “горячих точек” или субконтинентальная литосферная мантия). Аномальные повышенные концентрации Pb, Li и для некоторых существенно измененных основных пород – Cs, могут быть объяснены избирательной ассимиляцией этих мобильных элементов из вмещающих терригенных толщ, на фоне их крайне низкого содержания в первичных материнских расплавах.

На диаграмме Th/Yb–Ta/Yb ([Pearce, 1982], рис. 10а) точки изученных основных пород ХВПК фактически целиком располагаются в пределах поля мантийной последовательности, между конечными составами E-MORB и OIB. Заметен параллельный линии мантийной последовательности эволюционный тренд от основных к кислым разностям пород комплекса, подтверждающий ведущую роль FC-процессов в формировании этой бимодальной ассоциации. Отсутствие явного вертикального сдвига точек изученных пород в сторону полей различных верхнекоровых образований Большого Кавказа (терригенных толщ юры и гранитно-метаморфических комплексов палеозоя), широко распространенных на территории рассматриваемого региона, как уже было показано выше, существенно ограничивает роль процессов ассимиляции в петрогенезисе различных по составу образований хуламского комплекса. Положение точек габброидов, наиболее примитивных среди всех изученных пород, в области источника E-MORB на диаграмме (см. рис. 10а) позволяет предположить, что магмогенерация происходила в верхних частях астеносферной мантии, обогащенной в результате ранее протекавшей в регионе в течение длительного времени (J_1‒2) субдукции, вблизи границы раздела астеносфера–литосфера. Как показывают расчеты В.М. Газеева с соавторами [2019], материнские расплавы основных пород ХВПК могли образоваться при частичном плавлении (<3%) шпинелевого перидотита, что свидетельствует в пользу расположения мантийного резервуара на небольших глубинах. При этом следует отметить, что отсутствие заметного Nb‒Ta минимума в спектрах распределения микроэлементов для основных пород (см. рис. 7) одновременно с отсутствием вертикального сдвига точек габброидов (наиболее примитивных образований хуламского комплекса) вверх от линии мантийной последовательности на рис. 10а, существенно ограничивает присутствие субдукционной компоненты в мантийном источнике, генерировавшем расплавы.

Рис. 10.

Геохимические диаграммы для магматических пород хуламского вулкано-плутонического комплекса. а – диаграмма Th/Yb–Ta/Yb [Pearce, 1982] для магматических пород хуламского комплекса; б – AFM диаграмма для юрских магматических комплексов центральной части северного склона Большого Кавказа [Irvine, Baragar, 1971]; в – Pb-изотопная диаграмма для пород хуламского комплекса. Использованы данные из работ [Гурбанов и др, 2017; Газеев и др., 2018; Лебедев и др., 2018]. UСС – средний состав верхней континентальной коры, GLOSS – средний состав морских осадков, PM – примитивная мантия. Остальные условные обозначения – см. рис. 3 и 7.

Интересно отметить, что график Th/Yb–Ta/Yb (см. рис. 10а) наглядно демонстрирует геохимическую эволюцию мантийного источника под центральной частью Большого Кавказа в юрское время, в период от начала развития здесь надсубдукционного магматизма на рубеже триаса–юры (фиагдонский комплекс, 196 ± 4 млн лет, [Гурбанов и др., 2017]) с характеристиками основных пород, соответствующих деплетированным базальтам срединно-океанических хребтов (N-MORB), через этап существования активной континентальной окраины с извержением расплавов с параметрами, промежуточными между N-MORB и Е-MORB и наличием в них субдукционной компоненты (казбекский комплекс, средняя юра, [Газеев и др., 2018]), до появления уже в постколлизионной обстановке обогащенного резервуара с характеристиками магм, близкими Е-MORB и отчасти даже OIB (хуламский комплекс, 167 млн лет). Можно предположить, что в течение всего периода мезозойской тектономагматической активизации Большого Кавказа под регионом существовал единый мантийный источник магматических расплавов, состав которого, однако, постепенно эволюционировал в процессе существования здесь активной континентальной окраины и протекания субдукционных процессов. Магматизм ХВПК, таким образом, относится к заключительной стадии эволюции данного мантийного источника, на которой его химический состав стал максимально обогащенным.

Эволюция геохимических характеристик мантийного источника под центральной частью Большого Кавказа в ранней–средней юре хорошо заметна также и на AFM-диаграмме для основных пород в ряду составов фиагдонский → казбекский → хуламский комплекс (см. рис. 10б) с их сдвигом из поля толеитовой в поле известково-щелочной петрохимической серии. На Pb-изотопной диаграмме (см. рис. 10в), где полученные результаты анализов [Кайгородова и др., 2021в] для пород ХВПК и других магматических и метаморфических образований, известных в пределах рассматриваемого региона, пересчитаны на возраст 167 млн лет, заметна близость характеристик мантийного магмогенерирующего резервуара в периоды образования основных пород казбекского и хуламского комплексов с небольшим его обогащением ураногенным свинцом на заключительном этапе мезозойского вулканизма. Это наблюдение вполне согласуется со сделанным выше выводом о постепенном увеличении степени обогащения мантийного источника во временном диапазоне от ранней к поздней юре. Кроме того, на рис. 10в видно, что Pb в некоторых риолитах ХВПК был частично ассимилирован из палеозойской верхней коры.

Рудная специализация хуламского комплекса

Концентрации большинства рудных элементов (Ni, Co, Cr, V, Mo, W, Sn, Sb, Zn, Cd) в изверженных породах ХВПК, как в кислых, так и основных разностях (см. табл. 1), находятся на уровне кларковых значений [Соловов и др., 1990]. Исключение составляет Ag и Au, концентрации которых превышают кларки на порядок (Ag: в основных породах 0.3–1.3 г/т, в кислых – 0.6–3.6 г/т; Au – 0.1–1.0 г/т), что позволяет предположить генетическую связь минерализации на золоторудных объектах Безенгийского рудного района (месторождение Радужное и др.) с магматизмом хуламского комплекса.

Интересно, что на бинарной диаграмме Харкера Cu–SiO₂ (см. рис. 6п) заметен негативный линейный тренд. Это может свидетельствовать о том, что данный элемент в процессе кристаллизационной дифференциации на ранних стадиях магматического процесса, возможно, входил в состав кристаллизующихся пирротина и халькопирита, которые иногда присутствуют в составе самых основных разностей пород ХВПК (по данным [Коптюх и др., 1985] содержания в них серы иногда достигают 0.24 мас. %). В то же время, низкие концентрации Cu и Zn в кислых породах комплекса могут говорить о том, что халькофильные элементы в рудах Au-сульфидного месторождения Радужное, скорее всего, были заимствованы из вмещающих оруденение верхнекоровых образований.

Бериллиевая специализация, упоминаемая в статье [Газеев и др., 2019], не может считаться спецификой данного комплекса, т.к. в изученных породах содержания Be обычно не превышают кларковых содержаний. Исключение составляют единичные образцы интенсивно метасоматически переработанных риолитов, в которых отмечаются несколько повышенные концентрации этого элемента (до 25 г/т). В.А. Горохов с соавторами [1968] предполагали, что Be входит в состав гадолинита, единичные зерна которого были описаны в протолочках риолитов из Хуламского силла. Однако, содержания Be в гадолините крайне низки, поэтому, вероятнее всего, этот элемент был сконцентрирован в кислом стекле матрицы.

Процессы кристаллизационной дифференциации, игравшие ведущую роль в петрогенезисе пород ХВПК, привели к заметному обогащению некоторыми несовместимыми элементами, в том числе рудными и REE, кислых вулканитов (Zr – до 2600 г/т, Nb – до 300 г/т, Ta – 30 г/т, Ce – до 400 г/т; [Кайгородова и др., 2021б]). Максимальные концентрации данных элементов характерны для горизонта риолитовых лав, перекрывающих трахиты в бассейнах рек Шаудорсу и Шиле. К западу, этот горизонт прослеживается в кровле выхода трахитов в районе горы Мукол-кая. Следует отметить, что аномально высокие концентрации Pb (до 200 г/т) и Th (до 80 г/т) в некоторых единичных образцах кислых вулканитов ХВПК, скорее всего, не связаны с их накоплением в результате кристаллизационной дифференциации магм, а являются следствием воздействия на эти породы гидротермальных процессов.

Таким образом, FC-процессы, сыгравшие основную роль в формировании бимодальной ассоциации хуламского вулкано-плутонического комплекса, определили медную специализацию для основных разностей пород (предположительно) и REE-редкометальную (Zr, Nb, Ta) – для кислых [Кайгородова и др., 2021б].