Геология и Геофизика Юга России

2221-3198

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Федеральный научный центр "Владикавказский научный центр Российской академии наук"

1198

10.46698/VNC.2025.39.34.002

Общая и региональная геология

Граносиениты чучкурского гипабиссального комплекса (Передовой хребет Большого Кавказа): вопросы петрогенезиса, геодинамическая типизация

Газеев

В.М.

Кондрашов

И.А.

Институт геологии рудных месторождений петрографии, минералогии и геохимии РАН, Россия, 119017, г. Москва, Старомонетный пер., 35; Владикавказский научный центр РАН, Россия, 363110, с. Михайловское, ул. Вильямса, 1Институт геологии рудных месторождений петрографии, минералогии и геохимии РАН, Россия, 119017, г. Москва, Старомонетный пер., 35

30062025

2820

2025

Геология и геофизика Юга России

Актуальность работы. Изучение гранитоидов Большого Кавказа сформировавшихся на рубеже позднего палеозоя и мезозоя является важной проблемой в связи с тем, что с ними в регионе ассоциируют золото – полисульфидно – кварцевые рудные объекты. Также оно необходимо для уточнения особенностей магматизма и геодинамического развития региона в пермо-триасе. Целью исследования является получение аналитических данных, уточнение геодинамической позиции и рудной специализации гипабиссальных граносиенитов. Объектами исследований являлись массивы граносиенитов чучкурского комплекса распространенные в восточной части зоны Передового хребта Большого Кавказа. Методы исследования включали: изучение состава отобранных образцов XRF, ISP-MS методами, их петрографическое описание, расчеты геохимических характеристик, анализ дискриминационных диаграмм. Результаты исследования. Установлено, что граносиениты являются умеренно щелочными, высокомагнезиальными, умеренно калиевыми образованиями с калиево-натриевым типом щелочности. Показано, что они относятся к группе высоко Ba-Sr гранитоидов санукитоидного типа с повышенными концентрациями Сr, Ni, Nd, LiLe, LREE, и отношениями Mg#, La/Yb. Предполагается, что их исходные расплавы формировались в литосферной мантии на глубине 52-56 км при плавлении метасоматизированных перидотитов и возможном участии эклогитов деламинированной нижней коры. Отмечено, что с изученными породами ассоциируют сульфидные зоны не колчеданного типа, для которых характерны повышенные концентрации Au.

Greater Caucasuspetrographygeodynamicssanukitoidsgeochemistry

Большой Кавказпетрографиягеодинамикасанукитоидыгеохимия

Введение Петролого – геохимическое изучение гранитоидов Передового хребта (ПХ) Большого Кавказа (БК) сформировавшихся на рубеже позднего палеозоя и мезозоя является важной задачей. Ее актуальность определяется тем, что с ними пространственно ассоциируют мелкие золото – полисульфидно-кварцевые месторождения и рудопроявления. Целью исследования является изучение монцонитов и граносиенитов чучкурского гипабиссального комплекса (ЧК), уточнение условий их формирования, определение геодинамической принадлежности, петрогеохимического типа. Объектами для исследования выбраны гипабиссальные монцониты и граносиениты ЧК распространенные в восточной части ПХ БК, где они образуют субширотный прерывистый пояс протяженностью 60 км, в междуречье Баксан – Малка – Кубань – Теберда. Интрузивы ЧК (рис. 1) залегают в виде даек, штоков и удлиненных, вытянутых тел мощностью от первых десятков метров до 0,5 км, и протяженностью до 4 – 6 км. Их тела прорывают осадки позднекарбонового и раннепермского возраста (кинырчатская, гималдыкская свиты) и с размывом перекрыты раннеюрскими осадками. Возрастной интервал образования пород ЧК по геологическим данным поздняя пермь – ранний триас. Считается, что ЧК является представителем самостоятельного кратковременного этапа магматической активизации, оторванного от раннепермского вулканизма ПХ, плутонических образований Карачаево-Черкесского горст – антиклинория и горст – антиклинория Главного хребта. Предполагается вероятная связь магматитов ЧК с одной из фаз индосинийского тектогенеза – преднорийской (лабинской) либо предплинсбахской. По породам ЧК местами развиваются зоны гидротермальных изменений с сульфидной вкрапленностью [Письменный и др., 2004; Омельченко, 2021]. Материал и методы его исследования Изучена коллекция образцов, собранная в 2019, 2020 и 2023 гг. по долинам рек Суарык, Малка, Кубань, Даут, и на северном фланге Тырныаузского W-Mo месторождения в районе перевала «Сурьма». Аналитические данные получены в ЦКП «ИГЕМ–Аналитика» методами: рентгено – флуоресцентного анализа (XRF) на спектрометре «Респект-100» (23 пробы) и спектроскопии с индукционно-связанной плазмой (IСP-MS) на масс – спектрометре X-Series II (8 проб). Контроль точности анализов осуществлялся с использованием российских и международных стандартов применяемых в ЦКП «ИГЕМ–Аналитика». Потери при прокаливании (ППП) для (XRF) определены обычным весовым методом. Определение содержаний благородных металлов (12 проб) проводилось в Лаборатории физико-химических и химических методов анализа ИМГРЭ методом ICP MS на Elan 6100 DRC с использованием стандартного раствора Perkin Elmer Pure Plus Atomic; Standard № 9300234 с пределами обнаружения (в г/т): Au – 0.002; Ru – 0.001; Pt – 0.01; Pd – 0.01; Ag – 0.01. При построении диаграмм дополнительно использовались силикатные анализы пород ЧК (19 проб) приведенные в отчетах ФГУГП «Кавказгеолсъемка». Изучение образцов включало их петрографическое описание, расчеты геохимических характеристик, построение и анализ диаграмм. Полученные результаты Согласно классификационной диаграмме (Na2O+K2O) – SiO2 (рис. 2) фигуративные точки (ФТ) составов изученных интрузивов ЧК по данным RFA (табл. 1)группируются в зоне умеренно-щелочных пород (Na2O+K2O от 7,01 до 9,28; ∑/n 7,75% n=23), преимущественно в поле граносиенитов. Реже ФТ отмечаются в поле монцонитов и по данным силикатных анализов ФГУГП «Кавказгеолсъемка» в поле гранодиоритов. Граносиениты, граносиенит – порфиры и монцониты имеют порфировидную, сериально- и гломеропорфировую структуру. В наиболее крупных телах структура пород гипидиоморфнозернистая. <img class="frame-8" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/156170.png" alt="156170.png" /> Рис. 1. Схематичная геологическая карта района распространения интрузий чучкурского комплекса в верховьях р. Худес (по материалам ФГУГП «Кавказгеолсъемка», лист К-38-1,VII. 2004 г.) Условные обозначения. 1-5 Разновозрастные толщи, вулканогенных и осадочных пород: 1 – Плиоцен-четвертичные; 2 – Ранне-среднеюрские; 3 – Раннепермские; 4 – Позднекарбоновые; 5 – Ранне-среднедевонские; 6-9 Магматические породы: 6 – Позднепермские граносиениты чучкурского комплекса; 7 – Позднекарбоновые лейкограниты кубанского комплекса; 8 – Среднепалеозойский кызылкольский субвулканический комплекс; 9 – Серпентиниты; 10 – Метаморфические породы; 11 – Геологические границы / Fig. 1. Schematic geological map of the intrusion area of the Chuchkur complex in the upper reaches of the Khudes river (based on the materials of the FSUGE “Kavkazgeols’emka”, sheet K-38-1, VII. 2004). Legend. 1-5 Strata of volcanogenic and sedimentary rocks of different ages: 1 – Pliocene-Quaternary; 2 – Early-Middle Jurassic; 3 – Early Permian; 4 – Late Carboniferous; 5 – Early-Middle Devonian; 6-9 Igneous rocks: 6 – Late Permian granosienites of the Chuchkur complex; 7 – Late Carboniferous leucogranites of the Kuban complex; 8 – Middle Paleozoic Kyzylkol subvolcanic complex; 9 – Serpentinites; 10 – Metamorphic rocks; 11 – Geological boundaries Вкрапленники представлены плагиоклазом (10-20%), амфиболом (3-7%), реже кварцем (1-3%), и иногда калиевым полевым шпатом (КПШ). Плагиоклаз (олигоклаз), присутствует в виде широкотаблитчатых в разной степени серицитизированных кристаллов и их сростков, содержит включения карбоната in situ и роговой обманки. Амфибол (роговая обманка) присутствует в виде удлиненных кристаллов размером до 0,2×2,0 мм, замещается хлоритом (клинохлор) реже эпидотом. Основная масса (ОМ) существенно полевошпатовая, гипидиоморфнозернистая и аллотриаморфнозернистая (70-80%), состоит из альбит-олигоклаза, КПШ, кварца, иногда с примесью роговой обманки, мусковита, хлорита, эпидота. Акцессорные и рудные минералы апатит, сфен, рутил, магнетит, пирит. Иногда в породе отмечаются карбонатные и кварц – хлорит – альбитовые микропрожилки. В позднем альбит-олигоклазе ОМ отмечены расшнурованные расплавные включения и первичные газово-жидкие включения. В некоторых случаях ОМ интенсивно серицитизирована. В случаях с гипидиоморфнозернистой структурой породы состоят из преобладающего серицитизированного плагиоклаза (олигоклаз), КПШ, реже кварца, в промежутках между минералами салического базиса хлорит, мусковит, эпидот, апатит, рудный минерал. <div> <div class="frame-10"> <img class="frame-9" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/156197.png" alt="156197.png" /> </div> <div class="frame-10"> <img class="frame-11" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/156203.png" alt="156203.png" /> </div> </div> Рис. 2. Составы пород на классификационных диаграммах и диаграммах концентраций петрогенных компонентов (в мас. %).Условные обозначения: На диаграмме (Na2O+K2O-CaO)–SiO2 поля гранитоидов: С – известковистых, АС – щелочно-известковистых, СА – известково-щелочных, А – щелочных. 1 – РФА. 2 – Силикатный анализ / Fig. 2. Rock compositions on classification diagrams and diagrams of concentrations of petrogenic components (in wt %). Legend: In the diagram (Na2O+K2O-CaO)–SiO2 fields of granitoids: C – calcareous, AC – alkaline-calcareous, CA – calcareous-alkaline, A – alkaline. 1 – XRF. 2 – Silicate analyzes Таблица 1/ Table 1 Результаты РФА и IСP-MS анализов пород (оксиды в вес. %, элементы в г/т) / Results of XRF and IСP-MS analyzes of rocks (oxides in wt.%, elements in ppm) <table> <colgroup> <col class="Row-Column-12" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> <col class="Row-Column-13" /> </colgroup> <tbody> <tr> <td> Sample </td> <td> 9/19 </td> <td> 10/19 </td> <td> 11/19 </td> <td> 49/19 </td> <td> 51/19 </td> <td> 53/19 </td> <td> 1/23 </td> <td> 3/23 </td> </tr> <tr> <td> SiO2 </td> <td> 65,16 </td> <td> 61,89 </td> <td> 60,94 </td> <td> 63,94 </td> <td> 62,7 </td> <td> 62,98 </td> <td> 64,45 </td> <td> 65,60 </td> </tr> <tr> <td> TiO2 </td> <td> 0,53 </td> <td> 0,53 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,42 </td> <td> 0,43 </td> <td> 0,41 </td> <td> 0,49 </td> <td> 0,46 </td> </tr> <tr> <td> Al2O3 </td> <td> 15,1 </td> <td> 15,85 </td> <td> 15,76 </td> <td> 15,45 </td> <td> 15,45 </td> <td> 15,79 </td> <td> 15,79 </td> <td> 15,98 </td> </tr> <tr> <td> Fe2O3 </td> <td> 4,06 </td> <td> 3,78 </td> <td> 3,91 </td> <td> 3,6 </td> <td> 4,02 </td> <td> 3,65 </td> <td> 3,03 </td> <td> 2,69 </td> </tr> <tr> <td> MnO </td> <td> 0,13 </td> <td> 0,07 </td> <td> 0,08 </td> <td> 0,06 </td> <td> 0,08 </td> <td> 0,06 </td> <td> 0,06 </td> <td> 0,06 </td> </tr> <tr> <td> MgO </td> <td> 2,7 </td> <td> 3,59 </td> <td> 3,79 </td> <td> 3,41 </td> <td> 3,97 </td> <td> 3,42 </td> <td> 2,65 </td> <td> 2,28 </td> </tr> <tr> <td> CaO </td> <td> 1,27 </td> <td> 2,33 </td> <td> 3,05 </td> <td> 2,86 </td> <td> 3,27 </td> <td> 3,31 </td> <td> 2,10 </td> <td> 1,81 </td> </tr> <tr> <td> Na2O </td> <td> 5,42 </td> <td> 5,65 </td> <td> 5,61 </td> <td> 5,06 </td> <td> 5,23 </td> <td> 5,39 </td> <td> 5,74 </td> <td> 5,46 </td> </tr> <tr> <td> K2O </td> <td> 2,7 </td> <td> 3,63 </td> <td> 3,31 </td> <td> 2,52 </td> <td> 2,05 </td> <td> 2,29 </td> <td> 2,01 </td> <td> 2,26 </td> </tr> <tr> <td> P2O5 </td> <td> 0,24 </td> <td> 0,36 </td> <td> 0,36 </td> <td> 0,19 </td> <td> 0,22 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,31 </td> <td> 0,29 </td> </tr> <tr> <td> ППП </td> <td> 2,29 </td> <td> 1,84 </td> <td> 2,07 </td> <td> 2,16 </td> <td> 2,24 </td> <td> 2,21 </td> <td> 2,86 </td> <td> 2,57 </td> </tr> <tr> <td> Сумма / Sum </td> <td> 99,66 </td> <td> 99,59 </td> <td> 99,54 </td> <td> 99,67 </td> <td> 99,66 </td> <td> 99,71 </td> <td> 99,49 </td> <td> 99,46 </td> </tr> <tr> <td> Cr </td> <td> 84 </td> <td> 103 </td> <td> 114 </td> <td> 105 </td> <td> 119 </td> <td> 103 </td> <td> 106 </td> <td> 105 </td> </tr> <tr> <td> V </td> <td> 96 </td> <td> 94 </td> <td> 87 </td> <td> 80 </td> <td> 84 </td> <td> 81 </td> <td> 94 </td> <td> 89 </td> </tr> <tr> <td> Co </td> <td> 17 </td> <td> 12 </td> <td> 14 </td> <td> 11 </td> <td> 18 </td> <td> 15 </td> <td> 14 </td> <td> 13 </td> </tr> <tr> <td> Ni </td> <td> 45 </td> <td> 66 </td> <td> 73 </td> <td> 71 </td> <td> 80 </td> <td> 60 </td> <td> 52 </td> <td> 51 </td> </tr> <tr> <td> Cu </td> <td> 65 </td> <td> 17 </td> <td> 36 </td> <td> 14 </td> <td> <10 </td> <td> 17 </td> <td> 16 </td> <td> 16 </td> </tr> <tr> <td> Zn </td> <td> 50 </td> <td> 57 </td> <td> 87 </td> <td> 59 </td> <td> 51 </td> <td> 50 </td> <td> 60 </td> <td> 57 </td> </tr> <tr> <td> Pb </td> <td> 37 </td> <td> 58 </td> <td> 62 </td> <td> 14 </td> <td> 21 </td> <td> 17 </td> <td> 27 </td> <td> 20 </td> </tr> <tr> <td> Rb </td> <td> 55 </td> <td> 82 </td> <td> 76 </td> <td> 61 </td> <td> 50 </td> <td> 58 </td> <td> 47 </td> <td> 54 </td> </tr> <tr> <td> Sr </td> <td> 366 </td> <td> 686 </td> <td> 973 </td> <td> 838 </td> <td> 864 </td> <td> 732 </td> <td> 760 </td> <td> 634 </td> </tr> <tr> <td> Ba </td> <td> 1228 </td> <td> 1332 </td> <td> 1297 </td> <td> 781 </td> <td> 876 </td> <td> 769 </td> <td> 1306 </td> <td> 1428 </td> </tr> <tr> <td> Zr </td> <td> 159 </td> <td> 183 </td> <td> 173 </td> <td> 120 </td> <td> 120 </td> <td> 124 </td> <td> 193 </td> <td> 196 </td> </tr> <tr> <td> Y </td> <td> 14 </td> <td> 15 </td> <td> 19 </td> <td> 10 </td> <td> 16 </td> <td> 14 </td> <td> 15 </td> <td> 16 </td> </tr> <tr> <td> Li </td> <td> 31 </td> <td> 22,6 </td> <td> 29,2 </td> <td> 21,9 </td> <td> 22,3 </td> <td> 33,5 </td> <td> 17,9 </td> <td> 15,3 </td> </tr> <tr> <td> Be </td> <td> 1,9 </td> <td> 33,0 </td> <td> 3,1 </td> <td> 1,7 </td> <td> 1,8 </td> <td> 2,0 </td> <td> 2,6 </td> <td> 2,5 </td> </tr> <tr> <td> Sc </td> <td> 7,2 </td> <td> 7,4 </td> <td> 8,9 </td> <td> 8,8 </td> <td> 10,6 </td> <td> 9,7 </td> <td> 8,2 </td> <td> 7,1 </td> </tr> <tr> <td> Ti </td> <td> 3047 </td> <td> 2805 </td> <td> 3055 </td> <td> 2852 </td> <td> 2503 </td> <td> 2433 </td> <td> 2930 </td> <td> 2806 </td> </tr> <tr> <td> Nb </td> <td> 7 </td> <td> 9 </td> <td> 10 </td> <td> 6 </td> <td> 7 </td> <td> 5 </td> <td> 10 </td> <td> 10 </td> </tr> <tr> <td> Mo </td> <td> 1,4 </td> <td> 0,6 </td> <td> 0,1 </td> <td> 0,1 </td> <td> 0,1 </td> <td> 0,1 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,3 </td> </tr> <tr> <td> Sn </td> <td> 1,5 </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,6 </td> <td> 1 </td> <td> 1,1 </td> <td> 1,4 </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,2 </td> </tr> <tr> <td> Sb </td> <td> 1,4 </td> <td> 0,3 </td> <td> 0,3 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,3 </td> </tr> <tr> <td> Cs </td> <td> 0,7 </td> <td> 0,9 </td> <td> 1,2 </td> <td> 2,0 </td> <td> 2,3 </td> <td> 2,6 </td> <td> 2,5 </td> <td> 2,6 </td> </tr> <tr> <td> La </td> <td> 30,1 </td> <td> 61,9 </td> <td> 63,2 </td> <td> 25,5 </td> <td> 26,5 </td> <td> 25,7 </td> <td> 45,7 </td> <td> 47,2 </td> </tr> <tr> <td> Ce </td> <td> 63,8 </td> <td> 123,7 </td> <td> 125,8 </td> <td> 52,8 </td> <td> 55,4 </td> <td> 54 </td> <td> 92,1 </td> <td> 89,6 </td> </tr> <tr> <td> Pr </td> <td> 7,9 </td> <td> 14,2 </td> <td> 14,4 </td> <td> 6,5 </td> <td> 6,5 </td> <td> 6,2 </td> <td> 9,8 </td> <td> 9,9 </td> </tr> <tr> <td> Nd </td> <td> 30,6 </td> <td> 52,1 </td> <td> 53,6 </td> <td> 25,2 </td> <td> 26,1 </td> <td> 24,9 </td> <td> 40,3 </td> <td> 39,5 </td> </tr> <tr> <td> Sm </td> <td> 5,5 </td> <td> 8,6 </td> <td> 8,8 </td> <td> 4,6 </td> <td> 4,9 </td> <td> 4,6 </td> <td> 6,9 </td> <td> 6,9 </td> </tr> <tr> <td> Eu </td> <td> 1,4 </td> <td> 2,3 </td> <td> 2,4 </td> <td> 1,3 </td> <td> 1,4 </td> <td> 1,3 </td> <td> 2,0 </td> <td> 2,0 </td> </tr> <tr> <td> Gd </td> <td> 4,3 </td> <td> 6,3 </td> <td> 6,4 </td> <td> 3,9 </td> <td> 4,0 </td> <td> 3,7 </td> <td> 4,9 </td> <td> 5,0 </td> </tr> <tr> <td> Tb </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,7 </td> <td> 0,7 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,6 </td> <td> 0,7 </td> </tr> <tr> <td> Dy </td> <td> 2,4 </td> <td> 3,0 </td> <td> 3,2 </td> <td> 2,3 </td> <td> 2,4 </td> <td> 2,2 </td> <td> 2,7 </td> <td> 2,9 </td> </tr> <tr> <td> Ho </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,4 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,6 </td> </tr> <tr> <td> Er </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,3 </td> <td> 1,4 </td> <td> 1,1 </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,2 </td> <td> 1,3 </td> </tr> <tr> <td> Tm </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> <td> 0,2 </td> </tr> <tr> <td> Yb </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,1 </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,1 </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,1 </td> </tr> <tr> <td> Lu </td> <td> 0,15 </td> <td> 0,16 </td> <td> 0,16 </td> <td> 0,16 </td> <td> 0,16 </td> <td> 0,15 </td> <td> 0,17 </td> <td> 0,16 </td> </tr> <tr> <td> Hf </td> <td> 4,0 </td> <td> 5,4 </td> <td> 6,1 </td> <td> 3,7 </td> <td> 3,6 </td> <td> 3,8 </td> <td> 5,4 </td> <td> 5,9 </td> </tr> <tr> <td> Ta </td> <td> 0,47 </td> <td> 0,45 </td> <td> 0,5 </td> <td> 0,16 </td> <td> 0,27 </td> <td> 0,25 </td> <td> 0,54 </td> <td> 0,51 </td> </tr> <tr> <td> W </td> <td> 1,6 </td> <td> 1,1 </td> <td> 1,5 </td> <td> 0,1 </td> <td> 1,0 </td> <td> 1,3 </td> <td> 4,6 </td> <td> 1,7 </td> </tr> <tr> <td> Bi </td> <td> 0,26 </td> <td> 0,34 </td> <td> 0,97 </td> <td> 0,15 </td> <td> 0,03 </td> <td> 0,04 </td> <td> 0,02 </td> <td> 0,06 </td> </tr> <tr> <td> Th </td> <td> 9,8 </td> <td> 25,58 </td> <td> 26,67 </td> <td> 9,0 </td> <td> 8,96 </td> <td> 8,64 </td> <td> 15,86 </td> <td> 15,72 </td> </tr> <tr> <td> U </td> <td> 3,3 </td> <td> 7,2 </td> <td> 7,8 </td> <td> 2,0 </td> <td> 2,5 </td> <td> 2,5 </td> <td> 4,9 </td> <td> 4,9 </td> </tr> </tbody> </table> Примечание: 9/19, 10/19, 11/19, 49/19, 51/19, 53/19, 1/23, 3/23 ‒ граносиениты. Место отбора образцов: 9/19, 10/19, 11/19 ‒ р. Кубань; 49/19, 51/19, 53/19 ‒ р. Малка; 1/23, 3/23 ‒ р. Даут. / Note: 9/19, 10/19, 11/19, 49/19, 51/19, 53/19, 1/23, 3/23 ‒ granosienites. Sampling sites: 9/19, 10/19, 11/19 ‒ Kuban river; 49/19, 51/19, 53/19 ‒ Malka river; 1/23, 3/23 ‒ Daut river. На диаграмме (Na2O+K2O–CaO)–SiO2 [Frost et al., 2001] (рис. 2) ФТ граносиенитов группируются в поле известково-щелочных и щелочных пород. На диаграммах SiO2 – петрогенные элементы отмечается, что породы относятся к умеренно- и низкотитанистым; умеренно- и высокомагнезиальным Mg# 0,57–0,69 (∑/n = 0,63); умереннокалиевым образованиям K2O от 1,76 до 3,63 (∑/n = 2,36%). Они характеризуются низкими содержаниями CaO от 1,2 до 3,2%, высокими содержаниями Na2O от 4,67 до 6,07 (∑/n = 5,4%). Это пересыщенные глиноземом (CaO+Na2O+K2O)<Al2O3; Al1=1,8–3,4 породы с калиево-натриевым типом щелочности. Na2O/K2O 1,7–3,4. Индикаторные отношения геохимически сходных элементов Zr/Hf = 33. К/Rb = 351 указывают на возможную дифференциацию расплавов. U/Th отношение (0,27-0,43)<1 указывает на неизменность составов пород вторичными процессами. Следует отметить, что для граносиенитов ЧК характерны высокие содержания: Ва 461–1428 (∑/n = 921 ppm); Sr 366–973 (∑/n = 658 ppm); Gr 50–137 (∑/n = 97 ppm); Ni 31–93 (∑/n = 60 ppm); Mg# 0,63. Известно, что с интрузивами ЧК ассоциируют золотосодержащие рудные объекты; в связи с этим в граносиенитах проведено определение содержаний благородных металлов (табл. 2). Содержание Аu в породе варьирует здесь от 0,002 до 0,074 г/т (∑/n = 0,012 г/т). Ag от менее 0,01до 0,074 г/т (∑/n= 0,0435 г/т). Таблица 2/ Table 2 Содержание благородных металлов в граносиенитах (в г/т) / The content of precious metals in granosienites (in ppm) <table> <colgroup> <col class="Row-Column-16" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> <col class="Row-Column-17" /> </colgroup> <tbody> <tr> <td> Sample </td> <td> 5/20 </td> <td> 9/20 </td> <td> 11/20 </td> <td> 11/19 </td> <td> 49/19 </td> <td> 51/19 </td> <td> 52/19 </td> <td> 53/19 </td> <td> 1/23 </td> <td> 2/23 </td> <td> 3/23 </td> <td> 4/23 </td> </tr> <tr> <td> Ru </td> <td> 0,009 </td> <td> 0,011 </td> <td> 0,003 </td> <td> 0,006 </td> <td> 0,001 </td> <td> 0,001 </td> <td> 0,001 </td> <td> 0,007 </td> <td> 0,003 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,002 </td> </tr> <tr> <td> Pd </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> 0,016 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> 0,019 </td> <td> 0,138 </td> <td> <0,01 </td> </tr> <tr> <td> Ag </td> <td> 0,02 </td> <td> 0,02 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> 0,074 </td> <td> 0,065 </td> <td> 0,049 </td> <td> 0,033 </td> </tr> <tr> <td> Pt </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> <td> <0,01 </td> </tr> <tr> <td> Au </td> <td> 0,005 </td> <td> 0,074 </td> <td> 0,022 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,009 </td> <td> 0,002 </td> <td> 0,003 </td> <td> 0,016 </td> <td> 0,006 </td> </tr> </tbody> </table> Место отбора образцов: 5/20, 9/20, 11/20 ‒ р. Суарык; 11/19 ‒ р. Кубань; 49/19, 51/19, 52/19, 53/19 ‒ р. Малка; 1/23, 2/23, 3/23, 4/23 ‒ р. Даут. / Sampling location: 5/20, 9/20, 11/20 ‒ Suaryk river; 11/19 ‒ Kuban river; 49/19, 51/19, 52/19, 53/19 ‒ Malka river; 1/23, 2/23, 3/23, 4/23 ‒ Daut river. На дискриминационной диаграмме (ДД) FeOT/(FeOT+MgO)–SiO2 [Frost et al., 2001] (рис. 3), где показана линия разграничения магнезиальных и железистых гранитоидов ФТ ЧК группируются в области магнезиальных образований, в пограничной зоне между гранитами S и I типа. Сравнение содержаний оксидов и типоморфных элементов с эталонами гранитов М, I, S, А – типа и геохимическими типами гранитоидов по Л.В. Тауссону [Туркина, 2014; Гусев, 2012] показывает, что породы ЧК отличаются от этих стандартов. Отметим, что в настоящее время выделяют и другие типы гранитоидов, с понятной геодинамической позицией и исходным плавящимся субстратом. Наиболее известны – шошониты (SH), адакиты (AD) и санукитоиды (SN) [Гусев, 2012; Martin et al., 2005]. Сравнение с шошонитами показывает, что граносиениты ЧК при равных SiO2, Al2O3 отличаются более высоким MgO и более низкими Na2O+K2O, Rb, Вa, Sr, Th, Zr, Y, и (K2O/Na2O) <1. На ДД Rb/30 – Hf–Ta×3 [Harris et al., 1986] ФТ ЧК группируются в поле VAG гранитов вулканических дуг. На ДД Sr/Y–Y [Defant, Drummond, 1990] в поле адакитов. На ДД Sr–(SiO2/MgO)×100–K/Rb [Martin et al., 2005] в поле высококремнистых адакитов. <table> <colgroup> <col class="Row-Column-19" /> <col class="Row-Column-19" /> </colgroup> <tbody> <tr> <td> <img class="frame-20" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155703_fmt.jpeg" alt="чуч 8 .jpg" /> </td> <td> <img class="frame-21" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155711_fmt.jpeg" alt="чуч 13.jpg" /> </td> </tr> <tr> <td> FeOT/(FeOT+MgO)–SiO2 </td> <td> Rb/30–Hf–Ta×3 </td> </tr> <tr> <td> <img class="frame-24" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155721_fmt.jpeg" alt="чуч 11.jpg" /> </td> <td> <img class="frame-25" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155731_fmt.jpeg" alt="чуч 13.jpg" /> </td> </tr> <tr> <td> Sr/Y–Y </td> <td> Sr–(SiO2/MgO)×100–K/Rb </td> </tr> <tr> <td> <img class="frame-26" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155741_fmt.jpeg" alt="C:\Users\Виктор\Desktop\Чучкурский кс\Черн Чуч\рисунки и графики\чуч 17.jpg" /> </td> <td> <img class="frame-27" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155753_fmt.jpeg" alt="чуч 15.jpg" /> </td> </tr> <tr> <td> LaN/YbN–YbN </td> <td> MgO–SiO2 </td> </tr> <tr> <td> <img class="frame-29" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155763_fmt.jpeg" alt="чуч 24 .jpg" /> </td> <td> <img class="frame-30" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155772_fmt.jpeg" alt="чуч 10.jpg" /> </td> </tr> <tr> <td> K2O–MgO </td> <td> Yb–Eu </td> </tr> </tbody> </table> Рис. 3. Составы пород на петрогенетических диаграммах. Условные обозначения: На диаграммах Rb–(Y+Nb), Rb/30–Hf–Ta×3: VAG – граниты вулканических дуг, syn-COLG – граниты синколлизионные, post-COLG – граниты постколлизионные, WPG – граниты внутриплитные. На Sr–(SiO2/MgO)×100–K/Rb поля адакитов: I – высококремнистых, II – низкокремнистых. На Yb–Eu Р – давление в кбар / Fig. 3. Rock compositions on petrogenetic diagrams. Legend: On the diagrams Rb–(Y+Nb), Rb/30–Hf–Ta×3: VAG – granites of volcanic arcs, syn-COLG – syncollisional granites, post-COLG – postcollisional granites, WPG – intraplate granites. On Sr – (SiO2/MgO)×100–K/Rb adakite fields: I – high-siliceous, II – low-siliceous. On Yb – Eu, P is the pressure in kbar На ДД LaN/YbN – YbN в поле высокоглиноземистых, тоналит – трондъемит – дацитовых адакитов, нанесены тренды плавления исходных пород [Defant, Drummond, 1990; Xu et al., 2000]. Заметно, что ФТ ЧК здесь смещены относительно трендов плавления гранатовых амфиболитов и эклогитов. Это, по-видимому, указывает на иной, более сложный генезис исходных расплавов. На ДД MgO–SiO2 [Gan et al., 2022] ФТ ЧК группируются в поле адакитов, образовавшихся при литосферной деламинации. На ДД K2O–MgO [Martin et al., 2005] ФТ ЧК сконцентрированы в поле санукитоидов. На ДД Yb–Eu [Туркина, 2000] ФТ ЧК расположены вблизи треугольных полей модельных составов, образующихся в результате плавления исходных пород при давлениях ~ 15-16 кбар, что соответствует ориентировочно глубине 52-56 км. Редкие земли (REE) пород ЧК (рис. 4) нормированные к хондриту [Sun, McDonough, 1989] образуют фракционированные тренды распределения, без европиевого минимума. По содержанию и распределению REE, они близки с аналогичными трендами пород фанерозойской Ba-Sr – габбро-гранитной серии и трендами позднеархейских санукитоидов [Егорова, 2013]. Laн/Ybн отношение (показатель степени фракционирования REE) 17,9‒42,3. Laн/Smн 3,4‒4,6. Gdн/Ybн 3,0–5,2. Eu/Eu* где (Eu*=(Smн+Gdн)/2) 0,8–0,9. ∑ REE г/т 126‒513 ∑/n = 188. На мультиэлементных спайдер-диаграммах, где показаны несовместимые элементы, нормированные по N-MORB [Sun, McDonough, 1989], можно отметить следующее: 1 – высокое содержание крупноионных литофильных Rb, Ba, К, Sr и радиоактивных элементов Th, U; 2 – пониженные концентрации тяжелых редкоземельных элементов HREE и Y;3 – негативные аномалии Ta, Nb, P и Ti. <table> <colgroup> <col class="Row-Column-32" /> <col class="Row-Column-33" /> </colgroup> <tbody> <tr> <td> <img class="frame-34" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155807_fmt.jpeg" alt="gr 1a.jpg" /> </td> <td> <img class="frame-35" src="Геол_журн__№2_2025__-web-resources/image/Image155818_fmt.jpeg" alt="рис 20..jpg" /> </td> </tr> </tbody> </table> Рис. 4. Составы пород на спайдер-диаграммах. Примечание. Концентрации несовместимых элементов нормированы по N – MORB, концентрации REE нормированы к хондриту по [Sun, McDonough, 1989]. Содержание и распределение REE в: 1 – санукитоидах Балтийского щита; 2 – породах фанерозойской Ba-Sr-габбро-гранитной серии [Егорова, 2013] / Fig. 4. Compositions of rocks on spider diagrams. Note. Concentrations of incompatible elements normalized to N – MORB, REE concentrations normalized to chondrite according to [Sun, McDonough, 1989]. The content and distribution of REE in: 1 – sanukitoids of the Baltic Shield; 2 – rocks of the Phanerozoic Ba-Sr-gabbro-granite series [Egorova, 2013] Кларки концентрации элементов (Кк≥1,0) рассчитаны по сравнению с кларками кислых пород [Гусев и др., 1999] в связи с тем, что в ЧК ∑/n SiO2 = 64,3%. Ранжированный ряд Кк имеет следующий вид: Ni7,7; Cr7,4; Аu6.0; Sr2,7; Ba1,6; Sb1,6; Pb1,6; Ti1,4; Co1,4; Sc1,2; Ag 1,1; V1,1; Zn1,0. Сравнение концентраций элементов с петрохимическими типами пород 12 эталонных геодинамических обстановок [Гусев и др., 1999] показывает, что ЧК условно можно сопоставить с образованиями коллизионных вулкано-плутонических поясов. Обсуждение результатов Согласно с геодинамической моделью региона [Греков, Пруцкий, 2001] Позднегерцинский структурный ярус (карбон-пермь) выступает в качестве неоавтохтона. Наиболее полно он развит в грабен-синклинории ПХ. Предполагается, что: ранний карбон – это этап коллизии субдукционного типа; карбон–ранняя пермь ‒ активная окраина континента (АКО) «Андийского типа»; нижняя пермь–низы верхней перми ‒ континентальный рифтогенез в пределах АКО; поздняя пермь и триас на Западном Кавказе – эпиконтинентальный морской бассейн. С индосинийской коллизией обычно связывают образование позднетриасового, диорит-гранодиоритового «цейского» комплекса, расположенного в зоне Главного хребта на границе Центрального и Восточного Кавказа [Греков и др., 2006]. Изученные граносиениты ЧК распространены в восточной части зоны ПХ БК, они внедрялись в заключительный период формирования палеозойского фундамента Скифской плиты (СП). Для пород характерны высокие содержания: Ва, Sr, Gr, Ni, Аu, MgO (∑/n Mg# 0,63), LiLe, LREE, La/Yb 18‒42, при пониженных HREE и Rb/Sr 0,08, K2O/Na2O 0,4‒0,6. По содержанию петрогенных оксидов и ряда индикаторных элементов граносиениты ЧК отличаются от гранитов М, I, S, А, SH – типа. На диаграммах ФТ ЧК тяготеют к полям гранитов адакитового и санукитоидного типа. В связи с этим рассмотрим этот момент подробнее. К адакитовому типу гранитов (АД) относят специфические кислые интрузивные породы, обнаруживающие сходство с эффузивными адакитами. Для эффузивных адакитов показательны: высокие – SiO2 > 56%, Al2O3 > 15%,Sr, LiLe, La/Yb; Sr/Y > 40 и низкие – Y < 18 г/т и Yb < 1,8 г/т; HFSE (Nb,Ta) и HREE. Существуют различные представления о происхождении адакитовых расплавов. Это результат: – плавления океанической плиты и последующего взаимодействия расплава с породами мантии и континентальной коры; – плавления мантийного перидотита в безводных условиях; – частичного плавления утолщенной нижней коры; – плавления деламинированной, мафической нижней коры [Defant, Drummond, 1990; Авдеенко и др., 2011; Гусев, 2012, 2014; Gan et al., 2022]. В различных регионах мира с AD ассоциируют порфировые и эпитермальные, медные и различного типа золоторудные месторождения [Гусев, 2014]. Санукитоиды (SN), это специфическая группа высокомагнезиальных магматических пород обогащенных Ba, Sr, LREE, и щелочами. Обычно это поздние и пост кинематические образования. Их внедрение является одним из последних магматических событий в уже кратонизированной континентальной коре. SN выплавляются из мантийного источника – метасоматизированных перидотитов. Геохимические критерии для выделения SN: SiO2 55‒67% (в однофазных комплексах 60%), K20>1,0%, Mg# >0,6, Gr≥200 ppm, Ni≥80 ppm, Ва>1000 ppm, Sr>1000 ppm, La>40 ppm, отсутствие или незначительные Eu аномалии, Rb/Sr<0,1. Умеренно и известково-щелочные SN имеют более низкие LiLe, LREE, Sr 400‒1000 ppm, Nd 28 ppm, K2O/Na2O <0,7 [Martin et al., 2005; Heilimo et al., 2010; Егорова, 2010]. Приведенные выше геохимические данные, указывают на верхне-мантийную (субконтинентальная литосферная мантия) генерацию исходного расплава, за счет метасоматизированных перидотитов, при вероятном участии эклогитов деламинированной нижней коры, на глубине 52–56 км. Следует также отметить, что массивы ЧК распространены в зоне ПХ практически в пределах Транскавказского поперечного поднятия (ТПП), возраст которого считается спорным. Однако, в ее пределах по геофизическим данным отмечается повышенный тепловой поток и приподнятое положение границы Мохоровичича. Субширотная ориентация пояса, по-видимому, следует объяснять близостью регионального «Северного разлома» субширотного простирания. Иными словами, предполагается, что с ТПП связана зона активизированной или «возбужденной» мантии [Шолпо, 1978; Большой Кавказ …, 2007]. Исходя из выше обозначенных особенностей геохимического состава граносиенитов ЧК, их возрастной (заключительный период формирования палеозойского фундамента СП) и геологической позиции (в пределах ТПП) мы считаем, что их следует относить к гранитоидам санукитоидного типа. По данным геологических отчетов ФГУГП «Кавказгеолсъемка» г. Ессентуки с породами ЧК ассоциируют сульфидные зоны не колчеданного типа, в которых присутствует пирит, магнетит, титаномагнетит, лелингит, арсенопирит и незначительные количества < 1% сфалерита, халькопирита, мушкетовита, гематита и блеклых руд. Золото установлено в пирите и в околорудных метасоматитах. Содержание Au в метасоматитах колеблется от 0,1 до 2‒3 г/т. Содержание пирита в сульфидных зонах составляет от 1‒4% до 12‒13% объема породы. В монофракциях пирита, отобранных по сульфидным зонам и в массивах гранодиоритов на удалении от рудных объектов установлены повышенные содержания Au (до 8‒10 г/т) и As. Предположительно – формационный тип рудопроявлений «золото – полисульфидно-кварцевый» с элементами адуляр кварцевого. Заключение Изучены петрохимические особенности позднепермских гипабиссальных граносиенитов распространенных в восточной части Передового хребта Большого Кавказа. Установлено, что они являются умеренно-щелочными, высокомагнезиальными, умеренно калиевыми образованиями с калиево-натриевым типом щелочности. Показано, что они относятся к группе гранитоидов санукитоидного типа и характеризуются повышенными концентрациями Сr, Ni, Nd, LiLe, LREE, Mg#, La/Yb. Предполагается, что исходные расплавы граносиенитов формировались в литосферной мантии на глубине 52–56 км, при плавлении метасоматизированных перидотитов и возможном участии эклогитов деламинированной нижней коры. Отмечено, что с гипабиссальными граносиенитами чучкурского комплекса ассоциируют золотосодержащие сульфидные зоны не колчеданного типа, в которых присутствуют пирит, лелингит и в незначительных количествах < 1% (арсенопирит, сфалерит, халькопирит, блеклые руды).

Авдеенко Г.П., Палуева А.А., Кувикас О.В. Адакиты в зонах субдукции Тихоокеанского кольца: Обзор и анализ геодинамичесих условий образования. // Вестник КРАУНЦ. Науки о земле. – 2011. – Вып. 17. – С. 45–60.

Большой Кавказ в альпийскую эпоху. / Редактор Ю.Г. Леонов. – М: ГЕОС, 2007. – 368 с.

Греков И.И. Пруцкий Н.И. Проблемы геодинамики и металлогении Центрального Кавказа в позднегерцинский – триасовый этап развития Северного Кавказа. // Проблемы геологии и геоэкологии Южно-Российского региона. Новочеркасск: НАБЛА, 2001. – C. 4–15.

Греков И.И., Письменный А.И., Энна Н.Л. Термодинамика Ардонской очаговой зоны на Большом Кавказе. // Региональная геология и металлогения. – 2006. – С. 48–59.

Гусев А.И. Петрология адакитовых гранитоидов. М.: Изд. Академия Естествознания, 2014. – 133 с.

Гусев А.И. Петрология золотогенерирующего магматизма. М.: Изд. Академия Естествознания, 2012. – 126 с.

Гусев Г.С., Кудрявцев Ю.К., Гущин А.В. и др. Геохимическая и металлогеническая специализация структурно-вещественных комплексов. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999. – 514 с.

Егорова Ю.С. Позднеархейские серии умеренно-щелочных пород Карелии на примере санукитоидного Эльмусского и сиенитового Западно-Хижъярвинского массивов. // Сборник трудов молодых ученых ИГГД РАН. – 2010. – С. 134–160.

Егорова Ю.С. Фанерозойские аналоги архейских санукитоидов Балтийского щита. // Материалы XXIV молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Апатиты: K & M, 2013. – С. 92–95.

10.

Омельченко В.Л. Офиолиты Северного Кавказа и некоторые проблемы геологии его древних комплексов. Ессентуки, 2021. – 167 с.

11.

Письменный А.Н., Пичужков А.Н., Зарубина М.А. и др. Государственная геологическая карта РФ. K-38-I, VII (Кисловодск). Издание второе. Кавказская серия. Объяснительная записка. СПб., 2004. – 259 с.

12.

Туркина О.М. Лекции по геохимии магматического и метаморфического процессов: учебное пособие. – Новосибирск: РИЦ НГУ, 2014. – 118 с.

13.

Туркина О.М. Модельные геохимические типы тоналит-трондьемитовых расплавов и их природные эквиваленты. // Геохимия. – 2000. – № 7. – С. 704–717.

14.

Шолпо В.Н. Альпийская геодинамика Большого Кавказа. М.: Недра, 1978. – 160 с.

15.

Defant M.J, Drummond M.S. Derivaion of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. // Nature. – 1990. – Vol. 347. – pp. 662–665.

16.

Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J. et al. A geochemical classification for granitic rocks. // Journal of Petrology. – 2001. – Vol. 42. Issue 11. – pp 2033–2048.

17.

Gan J., Xiong F., Xiao Q., Wang W., Yan D. Petrogenesis and geodynamic implications of late triassic mogetong adakitic pluton in East Kunlun orogen, Northern Tibet: Constraints from zircon U-Pb-Hf isotopes and whole-rock geochemistry. // Frontiers in Earth Science. – 2022. – Vol. 10. Art. No. 845763. DOI: 10.3389/feart.2022.845763.

18.

Harris N.B., Pearce J.A., Tindle A.G. Geochemical characteristics of collision–zone magmatism. // Geological Society. London. Special Publications. – 1986. – Vol. 19. – pp. 67–81.

19.

Heilimo E., Halla J., Hölttä P. Discrimination and origin of the sanukitoid series: geochemical constraints from the Neoarchean western Karelian Province (Finland). // Lithos. – 2010. – Vol. 115. – pp. 27–39.

20.

Martin H., Smithies R.H. Rapp R. et al. An overview of adakite, tonalite – trondhjemite – granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. // Lithos. – 2005. – Vol. 79. – pp. 1–24.

21.

Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts. // Geological Society. London. Special Publications. – 1989. – Vol. 42. – pp. 313–345.

22.

Xu J.-F., Wang Q., Yu X.-Y. Geochemistry of high-Mg andesites and adackitic andesite from the Sanchazi block of the Mian-Lue ophiolitic milang in the Qilling Mountains, central China: Evidence of partial melting of the subducted Paleo-Tethyan crust. // Geochemical Journal. – 2000. – Vol. 34. – pp. 359–377.