Мантийно-плюмовая модель образования орогенного месторождения золота Зун-Холба (Восточный Саян, Россия): результаты минералогических, Rb-Sr и ⁴⁰Ar-³⁹Ar геохронологических и Pb-Pb изотопных исследований

Полный текст

МАНТИЙНО-ПЛЮМОВАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ ОРОГЕННОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА ЗУН-ХОЛБА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН, РОССИЯ): РЕЗУЛЬТАТЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ, Rb-Sr И ⁴⁰Ar-³⁹Ar ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И Pb-Pb ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ¹

ВВЕДЕНИЕ

Крупное месторождение Зун-Холба (Гарганский рудный район, Восточный Саян) с 80-х годов прошлого века является основой сырьевой базы рудного золота Республики Бурятия. Первые штольни были заложены на высоте 2200 м. Сейчас шахта и штольневые горизонты опустились ниже 1000 м. Ежегодная добыча на месторождении составляла от 2 до 1.5 т. Первоначально отрабатывались богатые руды в кварцевых жилах и в углеродистых пирит-содержащих кварц-серицитовых метасоматитах. По состоянию на 2004 г. запасы золота составляли по категориям (C1 + C2) 37 т, при среднем содержании металла 27 г/т. Суммарная добыча из минерализованных зон за все время освоения оценивается в 80 т Au. Объемы добычи и содержание золота в отрабатываемых рудах постепенно снижаются. В настоящий момент эксплуатируются бедные и рядовые руды с содержаниями Au около 6.4 г/т. По состоянию на 2016 г. с учетом последних результатов разведочных работ ОАО “Бурятзолото” (https://nordgold.com/investors-and-media/results-and-reports/annual-technical/ 2016 Integrated report, p. 70) доказанные и вероятные запасы Au (proven + +probable reserves) составили: 4.5 т (145 koz) при среднем содержании 4.53 г/т, а суммарные ресурсы этого металла (M + I + I resources): 19 т (603 koz) со средним содержанием золота 9.53 г/т.

Геологическая история развития Восточного Саяна охватывает продолжительный (около 1 млрд лет) период. Данные о его ранних этапах образования носят пока фрагментарный характер (Федотова и др., 2002; Kuzmichev, 2015), что в определенной степени затрудняет понимание становления региона как крупной золоторудной металлогенической провинции (Гордиенко и др., 2016). Как было отмечено в работах (Kuzmichev, 2015; Гордиенко и др., 2016), начиная с конца неопротерозоя и вплоть до палеозоя, развитие региона происходило в разных последовательно сменяющих друг друга геодинамических обстановках (океанические, островодужные, аккреционно-коллизионные и внутриплитные (плюмовые)), в течение которых образовались основные месторождения полезных ископаемых (включая и золота) региона.

Отметим, что минералогические и геохимические особенности месторождений во многом определяются геодинамическими обстановками, в которых происходило их формирование, а также — ролью в их генезисе коровых и/или мантийных источников вещества. Таким образом, при построении генетических моделей месторождений ключевыми вопросами являются время развития рудообразующих процессов в регионе и идентификация источников металлов и минералообразующего флюида.

Преобладающие точки зрения на генезис месторождения Зун-Холба изложены в работах (Неймарк и др., 1995; Гордиенко и др., 2016; Damdinov et al., 2022). Согласно (Гордиенко и др., 2016), формирование золоторудной минерализации связано с неопротерозойско-раннепалеозойскими тектоно-магматическими процессами, которые развивались в условиях активной континентальной окраины. Источниками золота и других металлов и серы могли служить неопротерозойские рудоносные (сульфидные) ассоциации вулканогенно- осадочных пород и колчеданные руды подводных вулканических построек. Их тектоническая переработка, сопровождавшаяся метаморфическим преобразованием, по мнению этих исследователей, приводила к ремобилизации рудных компонентов и последующему их отложению с повышенными содержаниями золота в виде руд на месторождении Зун-Холба. Отчасти эта точка зрения подтверждается результатами изучения изотопного состава Pb в рудах месторождения и докембрийских гранитоидах региона. На основе полученных Pb-Pb данных Л.А. Неймарк с соавторами (Неймарк и др., 1995) пришли к выводу о позднеордовикском (~450 млн лет) возрасте руд, формирование которых было обусловлено раннепалеозойскими метаморфическими процессами переработки докембрийской коры региона. При этом основным источником поступления металлов в рудообразующую систему являлись породы позднеархейской континентальной коры. Метаморфогенная модель образования руд золота на месторождении Зун-Холба обосновывается и в работе (Damdinov et al., 2022). Обобщение геологических и минералогических особенностей месторождения, а также полученный комплекс данных о составе и распределении элементов-примесей в пирите из рудных тел и результаты изучения вариаций изотопного состава кислорода, углерода и серы в жильных и рудных минералах позволили Б.Б. Дамдинову с соавторами (Damdinov et al., 2022) отнести месторождение Зун-Холба к орогенному типу. Согласно приведенным в работе оценкам, отложение руд золота происходило на глубинах в 3—4 км и температурах 380—433^оC при ведущей роли метаморфогенного флюида. В качестве источника последнего рассматривается океаническая кора, субдуцированная под Тувинско-Монгольский микроконтинент в неопротерозойское время. Собственно, источником серы и большинства металлов, включая и золото, по мнению авторов, являлась сульфидная минерализация, пространственно и генетически ассоциирующая с позднедокембрийскими офиолитовыми комплексами.

Из приведенного выше краткого обзора видно, что определение возраста минерализации месторождения Зун-Холба является ключевым при разработке его геолого-генетической модели, так как эти сведения позволяют связать рудообразующий процесс с историей развития геологических структур (Chen, Pirajno, 2005; Frei et al., 2009; Чернышев и др., 2012; Goldfarb et al., 2014, Taylor et al., 2015; Chugaev et al., 2022a и др.). Выполненное ранее K-Ar и ⁴⁰Ar-³⁹Ar изотопное датирование единичных проб околорудных метасоматитов месторождения дало широкий интервал значений возраста — от 450 до 350 млн лет (Рощектаев и др., 1991; Дамдинов и др., 2018). Свидетельства неоднократного возобновления гидротермальной деятельности на месторождении установлены, но такая ее длительность представляется спорной. Вероятней всего, широкий разброс дат объясняется частичным или полным нарушением замкнутости K-Ar системы в изученных образцах.

Цель настоящей работы заключалась в уточнении модели генезиса золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба. При этом решались задачи по изучению минерального состава руд, определению пространственно-временных соотношений минеральных ассоциаций, а также химического состава метасоматических околорудных пород. При датировании рудообразующих процессов на месторождении Зун-Холба был реализован комплексный подход, основанный на совместном изучении K-Ar и Rb-Sr изотопных систем околорудных метасоматитов. Это позволяет учесть особенности в геохимическом поведении компонентов K-Ar и Rb-Sr изотопных систем в ходе рудообразующих и наложенных (пострудных) процессов и обеспечивает надежность получаемых возрастов (Dodson, 1979; Cliff, 1985; Szczerba et al., 2015; Villa, 1997, 2021). Представленные в настоящей статье результаты изотопных исследований получены при сотрудничестве лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН (Rb-Sr метод) и лаборатории изотопно-аналитической геохимии ИГМ СО РАН (⁴⁰Ar-³⁹Ar метод). Для определения источников металлов, в частности свинца, нами использован современный высокоточный MC—ICP-MS-метод.

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ РЕГИОНА

Месторождение Зун-Холба расположено в Восточном Саяне, который является частью Алтае-Саянской складчатой системы Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). Пояс протягивается от Урала на западе до окраин Тихого океана на востоке. Он состоит из фрагментов древних микроконтинентов, разновозрастных вулканических дуг, аккреционных пластин, офиолитов и осадочных комплексов пассивных континентальных окраин (Берзин и др., 1994; Федотова, Хаин, 2002; Добрецов, 2003; Кузьмичев, 2004; Гордиенко, 2006; Добрецов, Буслов, 2007).

В истории Алтае-Саянской складчатой области (АСО) выделяются три крупные эпохи корообразования, связанные с развитием разновозрастных систем конвергентных границ (Ярмолюк и др., 2006, 2013; Кузьмичев, 2004). Это — венд-кембрийская эпоха, в ходе которой сформировались разнородные структуры Палео-Азиатского океана (океанические острова, островные дуги, задуговые бассейны). Завершилась эпоха около 505—490 млн лет назад аккрецией всех этих структур, а также находившихся в пределах палеоокеана докембрийских террейнов в единый каледонский супертеррейн ЦАСП (Добрецов, Буслов, 2007). Каледонский супертеррейн был аккретирован к Сибири в середине раннего палеозоя, сформировав складчатое обрамление кратона.

Следующим важным этапом в геологической истории Алтае-Саянской окраины Сибирского континента стали процессы преобразования ее коры в среднем палеозое. В раннем девоне (407—392 млн лет) в ее пределах возникла крупная рифтовая система, связанная с активностью мантийного плюма (Ярмолюк и др., 2013; Vorontsov et al., 2021). Ей отвечает тройная система грабенов, образование которой сопровождалось внутриплитным магматизмом, охватившим всю внутриконтинентальную часть АСО (фиг. 1). Одна из ветвей рифтовой системы — Тувинский прогиб — протянулась вглубь континента. На ее окончании (район хребта Кропоткина) возник крупный ареал щелочно-гранитоидного магматизма.

 

Фиг. 1. Схема распределения девонского магматизма в пределах юго-западного обрамления Сибирского палеоконтинента по (Ярмолюк и др., 2013; Vorontsov et al., 2021) с изменениями.

 

В конце раннего девона с рубежа 395 млн лет Алтае-Саянская окраина Сибирского палеоконтинента была вовлечена в процессы конвергенции в режиме активной континентальной окраины. Конвергентные процессы далеко вглубь континента не распространялись, их воздействие ограничивалось Алтайской (приокеанической) частью АСО, в пределах которой образовался краевой вулканический пояс.

Заключительным событием в истории корообразующих процессов стало столкновение Сибирского и Казахстанского континентов в начале позднего палеозоя. Коллизия сопровождалось замыканием Иртыш-Зайсанской ветви палеоокеана и образованием складчатых структур Горного, Рудного и Монгольского Алтая (Берзин и др., 1994; Буслов и др., 2003; Владимиров и др., 2003).

Район месторождения Зун-Холба в структуре АСО занимает внутриконтинентальную позицию, отвечающую территории, граничащей с Сибирским кратоном. Корообразующие процессы в этой части АСО завершились в раннем-среднем ордовике. Однако район месторождения располагается вблизи северо-восточного окончания системы грабенов Тувинского прогиба, возникших в результате раннедевонского рифтогенеза, и представленного здесь магматическим ареалом хр. Кропоткина. С учетом пространственной близости района месторождения к хребту можно предполагать тепловое воздействие ареала на район месторождения, которое могло привести к активизации гидротермальных процессов в его пределах.

Месторождение входит в состав Окинского рудного района, расположенного в юго-восточной части Восточно-Саянского геолого-экономического района. Многочисленные золоторудные месторождения и рудопроявления, известные в нем, залегают в позднеархейских плагиогнейсах, гнейсогранитах, амфиболитах и кристаллических сланцах Гарганской глыбы или в покровах офиолитов, субвулканических и вулканогенно-осадочных образованиях неопротерозойского комплекса (Гордиенко и др., 2016).

ГЕОЛОГИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Месторождение Зун-Холба расположено в Гарганской структурно-металлогенической зоне, входящей в состав Окинского рудного района (Гордиенко и др., 2016). Район включает архей-протерозойскую Гарганскую глыбу, перекрывающие ее слабодеформированные неопротерозойские вулканиты и карбонатные породы, крупные зональные интрузивные массивы диорит-тоналит-плагиогранитовой формации, а также ультрабазиты и осадочные микститы зон тектонического меланжа (фиг. 2).

 

Фиг. 2. Геологическая схема строения золоторудного месторождения Зун-Холба (Восточный Саян, Россия). 1 – гарганский комплекс: диафторированные биотит-амфиболовые гнейсы: 2 – ильчирский комплекс: дуниты, гарцбургиты, перидотиты, тальк-карбонатные породы, 3 – ильчирская толща и иркутная свита: известняки, метапесчаники, кварц-слюдистые сланцы, конгломераты (а), вулканиты кислого и основного состава (б); 4 – барунхолбинский комплекс: габбро, габбро-диориты, габбродиабазы, пироксеновые диориты; 5 – сумсунурский комплекс: диориты (а), гранодиориты (б), биотитовые плагиограниты (в); 6 – лейкограниты, дайки аплитов и лейкогранитов; 7 – дайка керсантитов; 8 – разновозрастные тектонические нарушения и направления смещения по ним; 9 – диафторированные ортогнейсы по гранитоидам сумсунурского комплекса; 10 – березиты и зоны рассланцевания по березитам, березитизированным и скарнированным гранитоидам, известнякам, тальк-карбонатным метасоматитам; 11 – рудоносные минерализованные зоны (а) и рудные тела (б).

 

Рудовмещающими геологическими комплексами месторождения являются:

— гнейсограниты архей-протерозойского возраста;

— доломиты и известняки с прослоями углеродистых сланцев и кварцитов иркутной свиты и залегающие на них с несогласием терригенно-вулканогенными отложения ильчирской свиты, выполняющие грабен-синклинали между блоками гнейсогранитов;

— аллохтонные образования офиолитовой ассоциации, залегающие на осадочных отложениях;

— интрузивные гранитоиды многофазных плутонов сумсунурского комплекса и дайки различного состава, образующие радиальные серии в юго-восточной и южной частях месторождения.

Метасоматические изменения интенсивно проявлены в зоне рудоконтролирующего разлома. Отдельные фрагменты гранитоидов и сам массив на тектоническом контакте с известняками полностью преобразованы в серицит-кварцевые, или хлорит-кварцевые метасоматиты. Такие новообразования могут быть рассечены многочисленными прожилками белого, серого и черного дорудного кварца, часто содержащего крупные чешуйки мусковита. На некотором удалении от тектонических зон рассланцевания и милонитизации обнаружены существенно альбитовые (альбит-кварцевые) или ортоклаз-кварцевые жилы и зоны микроклинизации. В метасоматитах установлены повышенные содержания калия (до 0.5—2 мас. ^%), поэтому они хорошо картируются при гамма-спектрометрической съемке.

Наблюдающиеся в некоторых рудных телах тонкозернистые сланцеватые сажистые породы черного цвета, с вкрапленностью пирита и обособлениями карбонатного, кварцевого и кварц-сульфидного состава, относят к проявлениям углеродистого метасоматоза (Бражник, 1995). Образование таких пород может быть связано с мобилизацией органического вещества из терригенно-карбонатных толщ и его избирательным перераспределением в тектонических зонах. Поскольку эти изменения происходят без привноса вещества, можно считать их проявлениями динамометаморфизма.

Контур промышленных руд близко соответствует границам распространения углеродистых и метасоматически измененных пород.

Месторождение Зун-Холба приурочено к узкому антиклинальному выступу позднеархейских пород Гарганской глыбы среди неопротерозойских гранитоидов сумсунурского комплекса и трем мощным продольным зонам рассланцевания, осложняющим этот выступ (Гордиенко и др., 2016). Рудоконтролирующей и рудовмещающей структурой месторождения является зона сдвига, сопряженная с крупными шарьяжами, выполненными ультрабазитами, ограничивающими Гарганский район с юга и севера. В стержневой части сдвиговой зоны рудовмещающие доломитизированные и мраморизованные известняки смяты в сложные мелкие складки с субвертикальными шарнирами. Внутри сдвиговой зоны обнаружены блоки-будины разных размеров, между которыми развит мелко- и тонкообломочный матрикс. Блоки-будины сложены гранитоидами, массивными обломочными (серцит-кварцевые сланцы, терригенные и вулканогенные породы, кварц) и карбонатными породами. Матрикс представлен интенсивно метаморфизованными пластичными рудовмещающими породами кварц-серицитового, кварц-серицит-хлоритового, хлорит-карбонатного, углеродисто-карбонат-кварцевого, карбонат-талькового состава. В различной степени рассланцованные породы развиваются по березитизированным (т.е. преобразованным в кварц-серицит-пирит-карбонатные метасоматиты) гранитоидам сумсунурского комплекса.

На месторождении выделены два морфологических типа рудных тел:

— минерализованные зоны, под которыми понимаются зоны жильно-прожилково-вкрапленных руд (рудные тела: Сульфидное, Доржи-Банзаровское, Бабкина, Северное-1, Дальнее). В их строении, наряду с сульфидно-кварцевыми телами большой (>5 м) мощности, принимают участие пластичные углеродистые образования на контакте карбонатных пород и гранитоидов и зоны прожилковых и вкрапленных руд.

— жилообразные тела (рудные тела Северное-2, Северное-3 и Вавиловское), которые располагаются в более жестких алюмосиликатных блоках и характеризуются преобладанием жил небольшой мощности с узким ореолом сульфидной вкрапленности на участках кулисообразного расщепления разрывов основной сдвиговой системы.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУД

В целом проведенные исследования позволили идентифицировать следующие рудные минералы: пирит, пирротин, сфалерит, халькопирит, галенит, тетраэдрит, арсенопирит, золото-серебряный твердый раствор (далее, для удобства, мы будем называть золото-серебряные соединения “самородное золото”), гессит (Ag₂Te), петцит (Ag₃AuTe₂), пираргирит, самородный висмут, единичные находки гринокита (CdS) и брейтгауптита (NiSb).

Было выявлено 2 события формирования рудной минерализации. Первое привело к образованию основной массы крупнокристаллического пирита. Более поздняя минерализация представлена полисульфидными ассоциациями.

Исследования показали, что основным минералом рудных зон, за очень редким исключением, является крупнокристаллический пирит, который составляет основу рудных тел. Этот ранний пирит формирует сплошные скопления кристаллов разных размеров (от n до n × 10 мкм), формирующих субвертикальные изогнутые полосы, залегающие согласно с массивными окварцованными карбонатами. Эти полосы имеют конседиментационный облик, т.е. после своего отложения они деформировались вместе с вмещающими породами. Впоследствии этот пирит был катаклазирован в ходе дальнейших тектонических событий, частично растворен и сцементирован более поздними минеральными ассоциациями под действием гидротермального раствора. В результате ранний пирит представлен катаклазированными, перетертыми вдоль трещин (фиг. 3а), резорбированными, насыщенными включениями нерудных минералов и более поздними сульфидами (фиг. 3б) и сцементированными более поздними минеральными агрегатами.

 

Фиг. 3. Ранний крупно-кристаллический пирит (Py). а – разбит трещинами и раздроблен вдоль них с образованием угловатых разноразмерных обломков, Обр. Пр 17/1, горизонт 1318; б – микровключения сфалерита (Sl), галенита (Gn) и халькопирита (Cp), Обр. 22. Горизонт 1490.

 

Ранний пирит из верхних горизонтов отдельных рудных тел часто имеет неоднородное строение, обусловленное чередованием зон пирита с различными содержаниями мышьяка (фиг. 4). Наиболее “мышьяковистые” участки слагают центральную часть кристаллов. Пирит с повышенным содержанием мышьяка наиболее детально изучен в месторождениях типа Карлин. Содержание мышьяка в пирите на этих месторождениях может достигать 13.17 мас. % (Barker et al., 2009).

 

Фиг. 4. Срастание раннего крупно-кристаллического с кристаллами арсенопирита. Сфалерит выполняет межзерновое пространство в нерудной матрице и срастается с пирит-арсенопиритовым агрегатом, образуя коррозионную границу. Обр. 15-1. Горизонт 2090. Рудное тело Вавиловское. а – микрофотография, б–в – BSE изображение.

 

Здесь же отмечается арсенопирит в тесном срастании с ранним пиритом (фиг. 4а). Следовательно, при отложении пирита с описываемых участков активность мышьяка в растворе была максимальной.

За исключением пирита, отобранного на верхних горизонтах, по своему химическому составу он однороден и практически лишен примесей. Присутствие в анализах микроэлементов, возможно, обусловлено неоднородностью изученных кристаллов, содержащих микровключения халькопирита (Cu), галенита (Pb), сфалерита (Zn). В целом содержания химических элементов в анализах пирита попадают в интервалы: Cu — 0—0.05 мас. %, Fe — 45.33—47.59 мас. %, Co — 0—0.22 мас. %, Ni — 0—0.19 мас. %, As — 0—1.07 мас. %, S — 51.1—54.27 мас. %.

Количество остальных рудных минералов значительно варьирует. Так, с уверенностью можно говорить о том, что полиметаллическая минеральная ассоциация (сфалерит + галенит + халькопирит) преобладает на верхних горизонтах и периферических частях месторождения.

Пирротин в различных количествах встречен на всех уровнях месторождения. Степень обогащения этими минералами может быть как значительной, определяющей общий облик рудных тел, так и резко подчиненной. На отдельных участках месторождения, в ассоциации с галенитом, он преобладает в рудах, цементируя округлые выделения полупрозрачного кварца (фиг. 5а–б). Галенит на этом участке тонковолокнистый, что позволяет предположить локальные тектонические события, в результате которых галенит, в силу своей пластичности, приобрел такую текстуру. В то время как пирротин и кварц незначительно изменили свои формы (фиг. 5б). Временное положение пирротина определяется взаимоотношением с остальными сульфидами. Как правило, он образует реликты, в значительной степени растворенные более поздними сульфид-содержащими флюидами. Внутреннее блочное строение пирротина часто подчеркивают сульфиды, занимающие интерстиционное положение по отношению к выделениям пирротина. “Блоки” пирротина характеризуются наличием полисинтетических двойников, пересекающих границы блоков, что характерно для ситуации пострудного сжатия. На некоторых участках объекта по пирротину развиваются агрегаты пирит-марказита, являющиеся, по сути, вторичными минералами в зонах особой проницаемости.

 

Фиг. 5. Пирротин-галенитовый агрегат. а – Пирротин-галенитовый агрегат цементирует округлые “будины” полупрозрачного кварца. б – реликты пирротина (Po) в крупном выделении галенита (Gn). Py – пирит. Обр. 1390кв26. Горизонт 1390.

 

Максимальные количества пирротина отмечаются на нижних горизонтах изученных нами зон. Кроме этого, обнаружено пространственное разобщение основной массы пиритовой минерализации и пирротин-халькопиритовых прожилков (фиг. 6).

 

Фиг. 6. Преимущественно пиритовая руда (слева) и халькопирит-пирротиновый прожилок (справа) во вмещающем метасоматите. Штольня 14, горизонт 1990, Б 110 С. Обр. 19. Полированные штуфы.

 

В эмпирической формуле Fe_1-XS пирротина величина X варьируют от 0.05 до 0.06 — в минерале с нижних горизонтов и от 0.14 до 0.16 — в нем же с верхних уровней. Отмечается постоянная примесь кобальта с вариациями содержаний от 0.04 до 0.43 мас. %. Содержания никеля — низкие (не превышают 0.16 мас. %). Отчетливой корреляции между двумя этими элементами не обнаружено. Состав пирротина контролируется локальными условиями минералообразования и, в целом, вариации химических элементов в его составе попадают в интервалы: Fe 59.1—61.4 мас. %, S — 38.0—39.7 мас. %, Ni — 0.1—0.3 мас. %, Co — 0.1—0.6 мас. %.

В тесных срастаниях с пирротином обнаружен халькопирит, который является более поздним минералом по отношению к первому. Он присутствует в рудах практически во всех минеральных ассоциациях в различных количествах. Именно его наличие определяет повышенные содержания меди в руде. Установлены две основные формы выделений этого минерала: эмульсионная вкрапленность в сфалерите и — в срастании с другими сульфидными минералами в межзерновом пространстве пирита (фиг.7а, б) и нерудной матрицы.

 

Фиг. 7. Агрегаты полиметаллической ассоциации. а – сульфиды представлены галенитом (Gn), халькопиритом (Cp), тетраэдритом (Fhl) и сфалеритом с эмульсионной вкрапленностью халькопирита (Sl + Cp). Обр. Пр 18. Горизонт 2060. б – ранний крупно-кристаллический пирит в срастании с гнездом сфалерита (Sl) и галенита. Галенит выполняет микротрещины в сфалерите, обр. Пр 22. Горизонт 1490.

 

Часто эмульсионная вкрапленность халькопирита в сфалерите трактуется как распад твердого раствора. Но, как было показано ранее, растворимость меди в сфалерите недостаточна для формирования подобных структур (Barton, Bethke, 1987; Wiggins, Craig, 1980; Hutchinson, Scott, 1981; Kojima, Sugaki, 1985). Было предложено несколько вариантов образования подобных структур: замещение в результате взаимодействия сфалерита с растворами, транспортирующими медь и железо; соосаждение сфалерита и халькопирита (Bortnikov et al., 1991). При кристаллизации халькопирит-сфалеритовых агрегатов в рудах месторождения Зун-Холба наиболее вероятно замещение с участием гидротермального флюида. В пользу этого говорят взаимоотношения со сфалеритом: укрупнение выделений халькопирита в районе трещин, коррозия вдоль взаимных границ: т.е. образование микровключений халькопирита происходит под действием гидротермального раствора в порах сфалерита. Халькопирит тесно связан с пирротиновой минерализацией, формирует изометричные выделения, корродируя и замещая минерал-хозяин. С другими сульфидами часто сложно определить временные отношения. Но в некоторых случаях он занимает отчетливо периферийное или секущее положение по отношению к сфалериту.

Халькопирит практически не содержит элементов-примесей в своем составе. В целом он имеет следующий состав: Cu — от 31.15 до 34.93 мас. %, Zn — от 0 до 1.85 мас. %, Fe — от 29 до 31.32 мас. %, Co — от 0 до 0.04 мас. %, Cd — от 0 до 0.07 мас. %, As — от 0 до 0.04 мас. %, S — от 33.93 до 35.97 мас. %. Наличие цинка в составе халькопирита обусловлено аналитической погрешностью из-за тесных срастаний со сфалеритом.

Другим рудным минералом, определяющим состав руд, является сфалерит, количество которого также значительно варьирует на различных участках месторождения. Так же, как другие сульфиды, он выполняет интерстиционные пространства в раннем пирите или пустоты во вмещающей нерудной матрице. В раннем пирите он отмечается в виде ориентированных включений размером менее 1 мкм (фиг. 3б). Наличие этих структур не зависит от глубины залегания рудных образований. В случае более интенсивной проработки раствором ранних агрегатов пирита, упорядоченные включения сфалерита укрупняются и теряют “штрихообразную” форму.

По отношению к пирротину сфалерит является более поздним минералом, т.к. он образует в нем включения неправильной формы, коррозионные границы в случае обрастания. С галенитом взаимоотношения определяются также однозначно. Галенит формирует в сфалерите микропрожилки по трещинам (фиг. 7б).

Наиболее часто сфалерит входит в состав полисульфидных агрегатов наравне с галенитом, халькопиритом и пирротином. Хотя в отдельных случаях выделения сфалерита формируют практически мономинеральные агрегаты, образующие прожилки в нерудной массе.

В химическом составе сфалерита обнаружены постоянные примеси — это железо и кадмий. Количество железа, выраженное в содержании минерала FeS, изменяется в диапазонах 1.9—15.9 мас. %. В целом химический состав сфалерита широко варьирует: Zn — 56.3—65.3 мас. %, Fe — 1.8—8.6 мас. %, Cd — 0.3—2.5 мас. %, In — 0—0.6 мас. %, S — 30.7—37.5 мас. %

Еще одним распространенным сульфидом в рудах месторождения является галенит. Его включения и агрегаты распространены повсеместно, но к верхним горизонтам отмечается тенденция к возрастанию его количества. На участках интенсивного развития полиметаллической ассоциации галенит обнаружен в тесном срастании со сфалеритом и халькопиритом (фиг. 7а). Если со сфалеритом взаимоотношения интерпретируются однозначно, то с халькопиритом эта задача не решается просто. Как правило, в случае срастаний границы между халькопиритом и галенитом взаимопроникающие. На нижних горизонтах широко распространена галенит-пирротиновая минеральная ассоциация.

В химическом составе галенита отмечается часто встречающаяся примесь висмута. В некоторых образцах между висмутом и серебром в галените отмечается положительная корреляция, но в большинстве случаев висмут является единственным элементом-примесью, содержание которого достигает 7.8 мас.% (фиг. 8). Остальные значимые примеси, отмеченные в галените (Cu, Fe), связаны с захватом пучком прибора близлежащих минералов. Содержания химических элементов в галените варьируют: Pb — от 77.83 до 87.94 мас. %, S — от 12.71 до 16.64 мас. %, Ag — от 0 до 1.9 мас. %, Bi — от 0 до 7.8 мас. %, Cu — от 0 до 2.79 мас. %.

 

Фиг. 8. Соотношение серебра и висмута в галените. В условных обозначениях: цифры – горизонт отбора; С – рудное тело Северное, Д – рудное тело Дальнее, Сф – рудное тело Сульфидное.

 

Блеклые руды отмечались в единичных образцах. Изучение взаимоотношений с другими минералами и химического состава минералов этой группы позволило выявить 2 генерации блеклых руд: тетраэдриты, т.е. позицию полуметалла занимает сурьма, с содержанием серебра ниже 9 мас. %, и ряд Ag-тетраэдрит (Fe) (Ag 4—5 apfu) — аргентотетраэдрит (Fe) (Ag ≥ 6 apfu) (Biagioni et al., 2020). Тетраэдрит наблюдался в ассоциации с галенитом, сфалеритом и халькопиритом (фиг. 8а). При этом тетраэдрит корродируется галенитом и сфалеритом. Также галенит пересекает тетраэдрит по микротрещинам и обрастает по периферии (фиг. 9б). Аргентотетраэдрит (Fe) тесно ассоциирует с галенитом, замещая его (фиг. 9а).

 

Фиг. 9. Галенит (Gn) выполняет межзерновые пространства и замещает ранний пирит (Py). В тесном срастании с галенитом находится блеклая руда (Fhl), которая обрастает и пересекается по микротрещинам галенитом. а – микрофотография, б – BSE изображение фрагмента (а). Обр. Пр 18. Горизонт 2060.

 

Некоторые выделения блеклой руды имеют зональное строение (фиг. 10), содержания в паре Ag-Cu варьируют в соседних зонах. Содержание серебра достигает 25.96 мас. %, что позволяет отнести блеклую руду к аргентотетраэдриту (Fe).

 

Фиг. 10. Зональное гнездо блеклой руды (Fhl) в срастании с галенитом (Gn). Обр. шт.7б-2/1, гор. 2040. BSE-изображение.

 

Можно отметить, что содержание серебра в блеклых рудах не зависит от глубины отбора, а зависит от ассоциации, в которую входят минералы этой группы. В составе полиметаллической ассоциации концентрация серебра не превышает 11.9 мас. %. В том случае, если тетраэдрит находится в тесном срастании с галенитом, который образует мелкие включения в пирите или нерудной матрице, содержание серебра варьирует от 19.7 до 26.5 мас. %. Во втором случае анализы не могут считаться количественными, т.к. выделения аргентотетраэдрита крайне малы и неизбежен захват пучком зонда близлежащих сред. В целом химический состав блеклых руд тетраэдрит-аргентотетраэдритовой серии варьирует в достаточно широких пределах: Ag — от 0.8 до 26.5 мас. %, Cu — от 17.5 до 36.8 мас. %, Fe — от 3.7 до 6.9 мас. %, Zn — от 0.1 до 2.5 мас. %, Sb — от 25.9 до 31.9 мас. %, S — от 22.3 до 25.4 мас. %. Из других примесей присутствуют Cd (до 0.72 мас. %), As (до 0.23 мас. %), Bi (до 0.18 мас. %). В минералах ряда блеклых руд соотношение Fe/(Fe + Zn) изменяется от 0.70 до 0.98, Ag/(Ag + Cu) — от 0.06 до 0.45.

Были идентифицированы единичные кристаллы арсенопирита, которые, по-видимому, относятся к ранним минералам. Они отмечены в срастании с ранним пиритом, разбиты трещинами и катаклазированы.

Соединения, представляющие собой твердый раствор золота и серебра, встречаются повсеместно. Для простоты изложения далее такие выделения будут нами называться “самородным золотом”. Размеры выделений самородного золота варьируют от первых до 40 микрон. Следует отметить, что на нижних горизонтах месторождения массовая доля золота в соединениях выше, чем на верхних горизонтах. В виде включений самородное золото встречается в пирите, пирротине и нерудной матрице. Кроме этого, золото присутствует в срастании с различными сульфидами, демонстрируя свое более позднее время формирования.

Обращает на себя внимание тесная связь золота с галенитом. На участках руд, где микроскопически самородное золото выявить не удавалось, это было сделано с помощью электронного микроскопа и, как правило, эти выделения отмечались в виде микровключений именно в галените. В такой ассоциации соединения золота являются самыми низкопробными (от 126 до 607‰). Также самородное золото тесно ассоциирует с теллуридами серебра и золота (гессит, петцит). Как показали наши исследования и результаты, описанные Бражником (Бражник, 1995), соединения золота преимущественно локализуются в интерстициях и микротрещинах.

Были отмечены единичные выделения теллуридов благородных металлов (Au и Ag) и висмута. Предыдущими исследованиями на месторождении были выделены теллуридная (Рощектаев, 1995) и Bi-теллурдиная (Москвитина и др., 2020) ассоциации. Самым распространенным минералом среди теллуридов является гессит (Ag₂Te). Как правило, теллуриды обнаружены в виде мелких включений, слагающих цепочки в пирите в ассоциации друг с другом, самородным золотом и галенитом. В некоторых случаях в срастании с галенитом обнаружен самородный висмут.

Если теллуриды серебра и самородный висмут хотя редко, но встречались при изучении руд, то такие редкие минералы, как гринокит и брейтгауптит, отмечены впервые. Кадмий обычно наблюдается в виде постоянной примеси в сфалерите. Гринокит является его собственным сульфидом. Он образует достаточно крупное выделение на границе пирротина и галенита на краю кварцевой пустотки. Анализ химического состава содержит небольшое количество железа из-за тесного срастания с пирротином. Здесь же обнаружен брейтгауптит — минерал никеля и сурьмы. Если учесть, что никель даже в качестве примеси в пирротине или пирите отмечается редко, то наличие этого минерала в рудной ассоциации является неординарным. Никелевая минерализация на месторождении пространственно связана с ее развитием по гипербазитовым интрузиям. В нашем случае этого не наблюдается и, по-видимому, отражает особенности в условиях минералообразования на локальном уровне. По составу этот минерал соответствует своей идеальной формуле. В химическом анализе обнаруживается примесь свинца, обусловленная “захватом” из-за тесных срастаний с галенитом.

Анализ взаимоотношений между минералами позволил выявить последовательность отложения минеральных ассоциаций. Обобщенная последовательность выглядит следующим образом: Py + Asp + Au (Au/Ag ~ 1.0—3.9) → Po-Sl-Fhl (содержание Ag ~ 0.8—7.9 мас.%) → Cp-Gn + Fhl (содержание Ag ~ 19.7—33.0 мас.%) → Au (Au/Ag 0.2—1.7) → Теллуриды. Отчетливо видно, что в процессе минералообразования к последним стадиям снижается количество железа в растворе и уменьшается фугитивность серы.

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОКОЛОРУДНЫХ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Изученные нами околорудные метасоматиты представляют собой сланцеватую породу зеленого цвета с характерным шелковистым мерцающим блеском на поверхностях сколов (фиг. 11а, б). По составу главных породообразующих минералов, по структурным и текстурным особенностям отобранные образцы оказались близки между собой. Главными породообразующими минералами в них являются кварц и серицит, общая доля которых может достигать 98%. В целом кварц преобладает над серицитом, хотя соотношение этих минералов существенно варьирует от образца к образцу (фиг. 11в, г). В подчиненном количестве присутствуют карбонаты (кальцит, доломит), альбит и, что реже, калиевый полевой шпат и хлорит (фиг. 11д, e). Пирит является единственным рудным минералом, который присутствует в заметных количествах (до 20%). Метасоматиты, как правило, обладают порфиробластовой структурой (фиг. 11в, г). Порфиробласты представлены преимущественно изометричными или линзовидными выделениями кварца и карбонатов, а также — ориентированными в одном направлении лейстами альбита. В метасоматитах, развитых по гранито-гнейсам гарганского комплекса, среди порфиробласт выявлены единичные зерна унаследованного мусковита (фиг. 11е). Крупные зерна кварца нередко деформированы и несут следы поздней перекристаллизации (фиг. 11д, е).

 

Фиг. 11. Макро- и микрофотографии кварц-серицитовых метасоматитов месторождения Зун-Холба (a–д) и рудопроявления Пионерское (е). a–г – метасоматиты по гранитоидам сумсунурского комплекса (образцы: a – ZH-12-132/15; б – 114-110/1; в – ZH-12-131/15; г – ZH-12-132/15) и гранито-гнейсы гарганского комплекса (д – ZH-14-891; е – Gr-1/15b). Порфиробластовые выделения кварца (Qz) с признаками катаклаза, погружены в матрицу из микрозернистого кварца и серицита (Ser). Присутствуют выделения кальцита (Cal), пирита (Py) и реликты мусковита (Ms).

 

Порфиробласты окружены микрозернистым агрегатом, сложенным кварцем, серицитом и реже альбитом (фиг. 11в–е). Чешуйки серицита матрикса, размер которых, как правило, составляет 20—50 микрон, нередко имеют общую ориентировку. Псевдослоистость пород обусловлена чередованием присутствующих в матриксе участков, различающихся между собой по содержанию кварца и серицита. Участки, обогащенные серицитом, несут следы деформации, а сами чешуйки этого минерала, облекая порфиробласты, формируют так называемые текстуры “течения”.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МЕТАСОМАТИТОВ

Химический состав изученных метасоматитов определяется содержанием, главным образом, SiO₂, Al₂O₃ и K₂O. Сумма этих оксидов для большей части образцов составляет 90—97 мас. % (Приложение 2). При этом характерны широкие вариации содержаний Al₂O₃ (от 7 до 25 мас. %), K₂O (от 2.1 до 7.5 мас. %) и SiO₂ (63—86 мас. %). Эти вариации отражают, в первую очередь, изменение соотношения в образцах двух главных породообразующих минералов — кварца и серицита. Во всех образцах также установлено повышенное содержание Fe₂O₃ (0.8—2.7 мас. %), MgO (0.4—4.9 мас. %) и CaO (0.2—4.8 мас .%), что обусловлено, прежде всего, присутствием в незначительном количестве карбонатных минералов, хлорита и, в меньшей степени, пирита.

Метасоматиты показывают высокое содержание Ba (от 300 до 2000 мкг/г) и сильно варьирующее содержание Zr (от 28 до 220 мкг/г). Для них получено относительно низкое содержание Cr (5—27 при среднем 11 мкг/г), Ni (2.1—11 при среднем 5.8 мкг/г) и Co (0.7—8.4 при среднем 2.6 мкг/г). В свою очередь, содержание Cu (5—120 при среднем 35 мкг/г), Zn (9—550 при среднем 88 мкг/г) и Pb (2—270 при среднем 72 мкг/г), присутствующих в составе рудных минералов месторождения Зун-Холба, сильно изменяются и в целом является повышенным. Содержание Y, Nb, Yb, Ta и Th, которые малоподвижны в метасоматических процессах, находится в диапазонах соответственно: от 3 до 21, от 1.7 до 6.1, от 0.3 до 1.6, от 0.1 до 0.75, от 3.3 до 18 мкг/г. При этом устанавливаются широкие вариации Nb/Y (0.2—1.4) и Ta/Yb (0.18—0.51) отношений.

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

⁴⁰Ar-³⁹Ar и Rb-Sr датирование было проведено для кварц-серицитовых метасоматитов, развитых по гранодиоритам сумсунурского комплекса (ZH-12—130/15, ZH-12—131/15 и ZH-12—132/15) и гранито-гнейсам гарганского комплекса (ZH-14—80). Изученные образцы по гранодиоритам были отобраны из одной метасоматической зоны с интервалом отбора проб в 1 м.

⁴⁰Ar-³⁹Ar изотопные данные

Результаты ⁴⁰Ar-³⁹Ar изучения серицита из метасоматитов представлены в Приложении 2, а также на диаграммах в виде возрастных спектров и “обратных” изохрон (фиг. 12). В целом проанализированные температурные фракции для всех образцов демонстрируют широкий разброс значений ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста (от 200 до 440 млн лет). В то же время образцы отличаются между собой по диапазонам, в пределах которых варьируют значения ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста. Наиболее узкие диапазоны ⁴⁰Ar/³⁹Ar возрастов получены для температурных фракций ZH-12—131/15 (290—378 млн лет, 8 ступеней от 500 до 1140^оC, 100% от всего выделенного³⁹Ar), ZH-14—80 (340—430 млн лет, 8 ступеней от 650 до 1070^оC, 99.1% от всего выделенного ³⁹Ar) и ZH-12—132/15 (302—397 млн лет, 7 ступеней от 500 до 1140^оC, 100% от всего выделенного ³⁹Ar), а самый широкий диапазон — для образца ZH-12—130/15 (200—365 млн лет, 8 ступеней от 500 до 1130^оC, 100% от всего выделенного ³⁹Ar).

 

Фиг. 12. ⁴⁰Ar/³⁹Ar возрастные спектры и диаграммы с “обратными” изохронами для серицита из кварц-серицитовых метасоматитов из золоторудного месторождения Зун-Холба (Восточный Саян).

 

Величина отношения Ca/K существенно изменяется (0.02—216) в температурных фракциях аргона. Повышенные значения отношения Ca/K для некоторых образцов объясняются влиянием карбонатных минералов, которые присутствуют в изученных кварц-серицитовых метасоматитах. При этом высокие значения характерны для низкотемпературных фракций, тогда как в средне- и высокотемпературных фракциях значение отношения Ca/K — относительно низкое (<7). Эти вариации не оказывают сколько-нибудь существенного влияния на рассчитываемые значения ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста для фракций этих частей спектров.

Формы полученных возрастных спектров свидетельствуют о нарушении замкнутости K-Ar изотопной системы во всех образцах. Для них установлено последовательное увеличение значений ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста от низкотемпературных к высокотемпературным ступеням. Такая форма спектра определяется как “лестница вверх” (фиг.12a, б, в, ж). Для трех из четырех спектров в их высокотемпературной части (Т > 925^оC) присутствуют субгоризонтальные сегменты различной протяженности от 35.5 до 70.5% от всего выделенного ³⁹Ar. В возрастном спектре образца ZH-14—80 такой сегмент отсутствует. Рассчитанные по этим сегментам значения возраста варьируют в относительно узком диапазоне и составляют для образца ZH-12—130/15—360 ± 6.6 млн лет, для образца ZH-12—131/15—368 ± 6 млн лет и для образца ZH-12—132/15—379 ± 8 млн лет.

Анализ полученных ⁴⁰Ar-³⁹Ar данных для образцов ZH-12—131/15 и ZH-12—132/15 с помощью метода “обратных” изохрон показал, что точки, отвечающие фракциям горизонтальных сегментов, на графиках демонстрируют повышенный разброс и не аппроксимируются линиями с удовлетворительными статистическими параметрами. Так, для образца ZH-12—131/15 рассчитанный возраст составил 366 ± 7 млн лет при СКВО = 1.6, а для образца ZH-12—132/15—375 ± 9 млн лет при СКВО = 5.5. Однако нельзя не отметить, что полученные по “обратным” изохронам значения совпадают в пределах погрешностей со значениями субгоризонтальных сегментов возрастных спектров этих же образцов и согласуются между собой. Особый случай демонстрируют ⁴⁰Ar-³⁹Ar данные для образца ZH-12—130/15, для которого на графике в координатах ³⁹Ar/⁴⁰Ar-³⁶Ar/⁴⁰Ar выделяется два линейных тренда. Наклон одного из них соответствует датировке 366 ± 7 млн лет при СКВО = 0.01 и значению (⁴⁰Ar/³⁶Ar)_trap = 244 ± 64, тогда как второй показывает более молодое значение — 320 ± 7 млн лет при СКВО = 0.01 и величине (⁴⁰Ar/³⁶Ar)_trap = 163 ± 49 существенно ниже, чем в воздушном аргоне.

Rb-Sr изотопные данные

Результаты Rb-Sr изотопного изучения образцов околорудных метасоматитов приведены в Приложении 2 и показаны на Rb-Sr изохронных диаграммах (фиг. 13). Для валовых проб пород и минеральных фракций концентрация Rb и Sr варьирует в широких диапазонах от 0.02 до 211 и от 0.9 до 198 мкг/г соответственно. Значения изотопных отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr также демонстрируют значительные вариации: соответственно от 0.01 до 44.1 и от 0.7101 до 0.9637. При нанесении всех результатов Rb-Sr изучения образцов ZH-12—130/15, ZH-12—131/15 и ZH-12—132/15, которые были отобраны из одной и той же метасоматической зоны, на Rb-Sr диаграмме экспериментальные точки демонстрируют значительный разброс (СКВО = 37) относительно аппроксимирующей их линии, тангенс угла наклона которой отвечает возрасту 371 ± 4 млн лет при величине начального ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.71285 ± 0.00043 (фиг. 13а). Обнаруженный разброс свидетельствует о неоднородности образцов по величине начального изотопного состава Sr. При анализе Rb-Sr данных с помощью Rb-Sr изохронных диаграмм для каждого образца по отдельности экспериментальные точки показывают меньший разброс относительно линий. Величины СКВО изменяются в пределах от 0.5 до 2.6, а погрешность расчета возраста не превышает 1.5% (фиг. 13б–д). Таким образом, можно заключить, что в объеме отдельных образцов в результате развития метасоматических процессов гомогенизация изотопного состава Sr между минералами была достигнута. Для образца ZH-12—130/15 точки лежат на линии с наклоном, соответствующим возрасту 363 ± 2 млн лет (2σ, СКВО = 0.5, фиг. 12б) с начальным отношением⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 0.712826 ± 0.000035. Rb-Sr возраст, полученный для ZH-12—131/15, немного старше Rb-Sr возраста образца ZH-12—130/15 и составляет 371 ± 2 млн лет. Значение СКВО = 1.4, а величина начального ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.713131 ± 0.000035 (фиг. 12в). Для образца ZH-12—132/15 полученные данные показывают несколько больший разброс (СКВО = 2.6) точек на Rb-Sr диаграмме и дают возраст 379 ± 6 млн лет, совпадающий в пределах погрешности с возрастом образца ZH-12—131/15 (фиг. 12г). С учетом всех полученных Rb-Sr данных для образцов ZH-12—130/15, ZH-12—131/15 и ZH-12—132/15 средняя оценка возраста кварц-серицитовых метасоматитов составляет 371 ± 8 млн лет.

 

Фиг. 13. Rb–Sr изохронные диаграммы для кварц-серицитовых околорудных метасоматитов из месторождения Зун-Холба (Восточный Саян).

 

Экспериментальные точки (валовая проба породы, серицит, кислотная вытяжка и две минеральные фракции) для образца ZH-14—80 образуют единый линейный тренд, для которого рассчитанный возраст составляет 411 ± 2 млн лет при разбросе точек СКВО = 1.1 (фиг. 13д). Этот возраст значительно древнее значения, полученного при изучении кварц-серицитовых метасоматитов, образовавшихся по гранитоидам сумсунурского комплекса.

Pb-Pb ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

Pb-Pb данные для сульфидов из руд месторождения, фракций полевых шпатов и валовых проб докембрийских магматических и метаморфических пород района месторождения представлены в Приложении 2 и показаны на Pb-Pb диаграммах (фиг. 14). В Приложении 2 также приведены скорректированные на возраст 410 млн лет значения изотопных отношений Pb в полевых шпатах и породах, а также — параметры (µ₂ = ²³⁸U/²⁰⁴Pb, ω₂ = ²³²Th/²⁰⁴Pb, Тм — модельный возраст) источников рудного свинца, рассчитанные согласно двухстадийной модели (Stacey, Kramers, 1975).

 

Фиг. 14. Pb-Pb изотопные диаграммы для сульфидов из золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба, валовых проб и полевых шпатов докембрийских пород гарганского и сумсунурского комплексов. На диаграмме представлены кривые эволюции изотопного состава Pb по модели Стейси–Крамерса (Stacey, Kramers, 1975), а также показаны тренды изотопного состава Pb (серым цветом).

 

Сульфиды. Изотопный состав свинца проанализирован для 11 образцов сульфидов (пирит и галенит). В целом значения изотопных отношений Pb низкие и варьируют в узких диапазонах: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = = 15.270—15.643,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.086—15.167 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 35.857—36.096. Отчетливой корреляции между местом отбора проб и изотопным составом Pb не обнаруживается. Однако наиболее радиогенные значения изотопных отношений Pb были измерены в пирите (PR-9/1) ранней ассоциации из кварц-серицитовой метасоматической породы (жила Дальняя), в то время как другие образцы, представляющие сульфиды из поздней минеральной ассоциации, имеют менее радиогенный изотопный состав свинца. Если исключить данные по образцу PR-9/1, то масштаб вариаций изотопных отношений Pb существенно меньше: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 15.270—15.383,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.086—15.115 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 35.857—35.983. Традиционно, масштаб вариаций изотопного состава Pb в рудах месторождений принято оценивать коэффициентом вариации (ν,%) (Gulson, 1986). Для месторождения Зун-Холба значения этого параметра составляют ν_6/4 = 0.6%, ν_7/4 = 0.14% и ν_8/4 = 0.17%. Они значительно превышают аналитические ошибки (±2σ = 0.03%) метода MC—ICP-MS и свидетельствуют о начальной неоднородности изотопного состава Pb в гидротермальной системе месторождения. По степени неоднородности месторождение Зун-Холба сходно с другими известными орогенными месторождениями золота, локализованными среди докембрийских пород (Downes et al., 2008; Чернышев и др., 2009; Frei et al., 2009; Chugaev et al., 2022b).

Полевые шпаты. Проанализированные фракции полевых шпатов из докембрийских гнейсов и гранитоидов оказались весьма однородны по содержанию (от 14 до 19 мкг/г) в них Pb. Содержания Th и U низкие и изменяются соответственно от 0.15 до 0.36 и от 0.1 до 0.56 мкг/г. Как следствие, образцы полевого шпата имеют относительно низкие отношения ²³⁸U/²⁰⁴Pb (<1.8) и ²³²Th/²⁰⁴Pb (<1.2). Таким образом, величины коррекции на наличие в образцах радиогенной добавки ²⁰⁶Pb,²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb были максимальными (от 0.1 до 0.7%) только для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, тогда как для отношений²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb они сравнимы или меньше аналитических ошибок. В целом, скорректированные на возраст (T = 410 млн лет) изотопные отношения в полевых шпатах варьируют: (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t от 14.587 до 15.623, (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t от 14.992 до 15.125 и (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_t от 35.896 до 36.375. Существует небольшая, но заметная разница в изотопном составе Pb полевых шпатов из гнейса гарганского комплекса и неопротерозойских гранитоидов сумсунурского комплекса: для последнего получены более высокие величины (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t и (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t.

Валовые пробы пород. Валовые пробы гранитоидов и гнейсов показывают более широкие диапазоны вариаций содержания Pb (4.2—22 мкг/г), по сравнению с полевыми шпатами. В них также обнаружены высокие содержания Th (2.8—8.1 мкг/г) и относительно низкие (за исключением образца S-5—5—248, U = 2.2 мкг/г) содержания U (≤0.8 мкг/г). Для всех изученных образцов пород установлены высокие величины отношений²³⁸U/²⁰⁴Pb и ²³²Th/²⁰⁴Pb, которые изменяются в интервалах соответственно от 1.7 до 9.6 и от 10 до 52. Коррекция измеренных изотопных отношений Pb на возраст значительна и достигает 1% для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и 2.5% для отношения ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb. После коррекции изотопные отношения Pb для валовых проб докембрийских пород составляют: (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t = 14.985—16.115, (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t =15.062—15.179 и (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb)_t = = 36.119—36.874. Видно, что изотопный состав Pb в породах по своим диапазонам перекрывается с диапазоном для свинца полевых шпатов. Хотя в целом изотопный состав Pb в породах является более радиогенным.

ОБСУЖДЕНИЕ

Минералого-геохимические исследования

Минералогия месторождения Зун-Холба изу- чалась на протяжении многих лет различными коллективами исследователей (Бражник, 1993, 1995; Миронов, Жмодик, 1999; Москвитина и др., 2020; Золото Бурятии …, 2004; Damdinov et al., 2022; неопубликованные отчеты). В этой работе мы представили результаты собственных наблюдений. Образцы были отобраны с горизонтов 1290, 1309, 0318, 1390, 1440, 1490, 1640, 1725, 1790, 1840, 1990, 2040, 2060, 2090, т.е. руды месторождения были изучены на глубину 900 м. Следует отметить, что участки, доступные для отбора образцов и проб, были ограничены вследствие того, что центральная часть месторождения была отработана. Для описания полной картины процессов минералообразования привлекались данные, полученные предшественниками.

Всеми исследователями выделяются два типа руд: сульфидный (пиритовый), полиметаллический. Данные наших исследований согласуются с этими результатами. На месторождении без сомнений преобладает сульфидный тип руд, сложенный преимущественно пиритом. Основными минералами в составе полиметаллического типа руд являются галенит, сфалерит, халькопирит. Далее идут некоторые разночтения. М.Н. Москвитиной с соавторами (Москитина и др., 2020) отдельно определена поздняя Bi-теллуридная ассоциация, А.В. Бражником (Бражник, 1995) — поздняя полисульфидная минерализация. Наши исследования не позволили выделить эти типы минерализаций. Возможно, из-за ограниченной доступности материала. Минералы теллура (гессит, петцит) были нами выявлены в единичных случаях и в крайне ограниченных объемах. Висмут большей частью определен в составе галенита, несколько собственных минералов в виде самородного висмута и цумоита (BiTe) обнаружены в одном образце, отобранном из руд, скрытых на горизонте 1990.

На наш взгляд, спорным является утверждение об отнесении пирит-пирротиновых руд к колчеданным образованиям. Нами не отмечались описанные другими исследователями линзовидные обособления, относящиеся к реликтам ранней колчеданной минерализации. В наблюдаемых нами минеральных ассоциациях, содержащих пирротин, отсутствуют глобулярные (округлые) выделения пирита. Химический состав пирита не является надежным индикатором для отнесения к колчеданному типу, так как поля состава примесей в пирите из месторождений различных генетических типов имеют большую зону перекрытия (Damdinov et al., 2022).

Также необходимо отметить, что, в отличие от данных других исследователей, полиметаллические руды нами установлены на всех горизонтах. Скорее, можно говорить о более широком распространении этого типа минерализации к верхним горизонтам и периферическим частям объекта. Но нет оснований утверждать, что руды этого типа распространены только на верхних горизонтах месторождения.

Проведенные исследования не выявили отчетливо зонального распределения ни химического состава рудных образований, ни элементов-примесей в основных рудных минералах. По нашим наблюдениям, к высоким горизонтам и в сторону периферии нарастает доля полиметаллической минерализации, включающей галенит, сфалерит. При этом, по мере расширения аналитических данных и геологического материала по разным рудным телам, отмечалось усложнение распределения ассоциаций, минералов и их элементов-примесей в пространстве. Наиболее сложное строение имеют руды на нижних и средних горизонтах, где по минералогическим и геохимическим признакам можно констатировать наличие условий локальных равновесий, связанных с развитием рудовмещающих структур.

В работе Б.Б. Дамдинова с соавторами (Damdinov et al., 2022) по результатам изучения флюидных включений и различных геотермометрических пар, было установлено закономерное снижение температуры и давления к верхним уровням объекта. Наши минералого-геохимические исследования не согласуются с этими наблюдениями. Наличие термического градиента более чем в 100 градусов и падение давления, вне зависимости от причин изменения этих параметров (направление движения раствора, остывание в приповерхностных условиях, разбавление метеорными водами), должны были отразиться на распределении минеральных ассоциаций и химическом составе минералов, хотя бы в части примесей. Пространственной закономерности изменения концентраций элементов не наблюдается. Можно говорить об изменении концентраций и активностей химических элементов в минералообразующем растворе со временем. В первую очередь — это снижение количества железа во флюиде и уменьшение фугитивности серы.

Возраст золоторудной минерализации

Все изученные образцы серицита из околорудных метасоматитов демонстрируют ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрастные спектры типа “лестница вверх”, что свидетельствует о нарушении замкнутости K-Ar изотопной системы в образцах. Наиболее вероятными объяснениями такой формы спектра являются: 1) присутствие в образце плохо раскристаллизованных минералов с более молодым возрастом; 2) частичная потеря радиогенного ⁴⁰Ar серицитом уже после его кристаллизации в результате позднего термального события (Wijbrans, McDougall, 1986; Ruffet et al., 1997; Iwata, Kaneoka, 2000; Villa, 2021). В случае образца ZH-12—130/15 форма спектра типа “лестница вверх” отражает присутствие в нем двух генераций K-содержащих минералов. На это указывает наличие отрицательной корреляции между значениями отношения Ca/K и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возрастами в низкотемпературной части спектра, а также присутствие двух трендов на графике с обратными изохронами, которые дали два значения возраста — 320 ± 7 и 366 ± 7 млн лет. Для ⁴⁰Ar-³⁹Ar значений этих образцов ZH-12—131/15 и ZH-12—132/15 такие закономерности не установлены. Однако отсутствие возрастного плато для всех температурных фракций аргона, повышенные значения СКВО для обратных изохрон свидетельствуют в пользу того, что форма их Ar-Ar спектров обусловлена частичной потерей ⁴⁰Ar.

Возрастные спектры только для двух образцов (ZH-12—130/15, ZH-12—132/15) имеют относительно протяженные возрастные плато, которые удовлетворяют “внутренним критериям” достоверности ⁴⁰Ar-³⁹Ar метода (Baksi, 1999, 2006). Они объединяют три и более последовательных температурных шагов, которым соответствует более 60% высвободившегося ³⁹Ar. Однако только для образца ZH-12—132/15 наблюдается хорошее согласование между значением возраста плато (379 ± 8 млн лет) и возрастом, рассчитанным по наклону обратной изохроны (375 ± 9 млн лет). Отметим, что для этого же образца получено значение (⁴⁰Ar/³⁶Ar)_trap = 312 ± 63, которое в пределах погрешности совпадает с величиной этого отношения для воздушного аргона (Lee et al., 2006). Кроме того, наблюдается идеальное совпадение для этого образца как ⁴⁰Ar-³⁹Ar возраста, рассчитанного для плато, так и Rb-Sr изохронной датировки (379 ± 6 млн лет). Все эти факты в совокупности дают основание сделать вывод о том, что ⁴⁰Ar-³⁹Ar и Rb-Sr геохронологические данные, полученные для образца ZH-12—132/15, отвечают критериям достоверности и отражают время метасоматического изменения пород Сумсунурского комплекса на месторождении Зун-Холба. С учетом оцененных погрешностей и интервалов, в пределах которых Ar-Ar и Rb-Sr данные согласуются, это событие имело место 379—371 млн лет назад. Что касается ⁴⁰Ar-³⁹Ar и Rb-Sr датировок, полученных по другим образцам метасоматитов, развитых по гранитоидам Сумсунурского комплекса, то они дают несколько более (~15—20 млн лет) молодые датировки. Их “омоложение” обусловлено либо частичным нарушением замкнутости K-Ar и Rb-Sr изотопных систем, либо, как это показано для образца ZH-12—130/15, присутствием нескольких минеральных ассоциаций разного возраста.

Интерес представляют данные, полученные для образца ZH-14—80, который был отобран из околорудных метасоматитов рудного тела Северное 3, расположенного в гранито-гнейсах гарганского комплекса. В этом образце, по сравнению с другими изученными нами образцами околорудных метасоматитов, признаки вторичного преобразования вещества проявлены в меньшей степени, что выражается в более слабом катаклазировании кварца и пластической деформации серицитового матрикса. Как Ar-Ar (интегральный возраст), так и Rb-Sr данные свидетельствуют о более древнем (вероятнее всего, раннедевонском) возрасте метасоматитов. Как было отмечено ранее, ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрастной спектр этого образца имеет форму “лестница вверх” и в нем не выделяется возрастное плато. Это свидетельствует о нарушении замкнутости K-Ar системы образца, что не позволяет корректно интерпретировать полученные для него Ar-Ar данные. В то же время Rb-Sr данные для него демонстрируют хорошую изохронную зависимость (MSWD = 1.1). При этом образующие изохрону точки существенно отличаются между собой как по ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr (0.17—44), так и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.710—0.964) отношениям, надежно определяя наклон изохроны. Отмеченные особенности позволяют рассматривать Rb-Sr изохронную датировку как возраст метасоматитов.

Источники свинца золоторудной минерализации. На диаграмме с “ураногенными” изотопами свинца (фиг. 14a) точки изотопного состава Pb сульфидов и докембрийских пород с большим разбросом лежат в основном ниже среднекоровой эволюционной кривой (µ₂ = 9.74) и выше эволюционной кривой с µ₂ = 8.5 по модели Стейси и Крамерса (Stacey, Kramers, 1975). Точки сульфидов из руд месторождения Зун-Холба располагаются вдоль эволюционной кривой с µ₂ = 8.8 и образуют линейный тренд с тангенсом наклона 0.218. При этом разброс точек относительно этого тренда небольшой (СКВО = 1.5). На этой же диаграмме скорректированные на возраст Pb-Pb данные докембрийских пород также обнаруживают два изотопных тренда, различающихся по положению и наклону. Один из этих трендов образован точками, отвечающими полевым шпатам и валовым пробам пород гарганского комплекса. Он расположен несколько выше тренда рудного свинца и имеет близкий с ним тангенс наклона (tg = = 0.190). Напротив, тренд, образованный точками гранитоидов сумсунурского комплекса, — более пологий (tg = 0.117) и располагается ниже тренда рудного свинца.

На диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (фиг. 14б) точки сульфидов, полевых шпатов и валовых проб пород располагаются значительно выше среднекоровой эволюционной кривой (ω₂ = 36.84) по модели Стейси–Крамерса (Stacey, Kramers, 1975). При этом точки сульфидов из руд месторождения Зун-Холба формируют с небольшим разбросом (СКВО = 32) линейный тренд, который лежит вблизи эволюционной кривой с величиной параметра ω₂ = 42.0. Точки гранитоидов сумсунурского комплекса расположены правее тренда изотопного состава рудного свинца вдоль эволюционной кривой с параметрами ω₂ = 42.0 и Th/U= = 4.94. В свою очередь, точки образцов, представляющих полевые шпаты и валовые пробы пород гарганского комплекса, на диаграмме образуют изометричное поле, находящееся в верхней части диаграммы над эволюционной кривой с ω₂ = 42.0. Повышенный разброс точек образцов пород гарганского комплекса на диаграмме с “торогенным” изотопом ²⁰⁸Pb объясняется, в первую очередь, геохимическими причинами — значительной неоднородностью гнейсов по величине Th/Uотношения, а также их древним (неоархейским) возрастом.

Сопоставление Pb-Pb данных настоящей работы и ранее опубликованных

Сопоставление имеющихся Pb-Pb данных для рудных тел месторождения Зун-Холба, которое приведено на рисунке (фиг. 15), показывает, что изотопный состав Pb рудных тел вблизи поверхности (данные (Неймарк и др., 1995)) и глубоких горизонтов (наши данные) близок. Это дает основание предполагать единый источник вещества и отсутствие вертикальной зональности в вариациях изотопного состава Pb. В то же время для Pb-Pb данных, полученных с помощью метода TIMS (Неймарк и др., 1995), характерен больший разброс, и они в целом лежат несколько выше тренда изотопного состава рудного свинца, который был получен нами с помощью MC—ICP-MSметода. Особенно это хорошо видно по отношению²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, которое наименее вариативно в природе. Эти небольшие, но хорошо проявленные различия обусловлены, прежде всего, аналитическими причинами, а именно значительной разницей (примерно в 10 раз) в точности между методами TIMS и MC—ICP-MS. Таким образом, можно заключить, что одной из причин повышенного разброса Pb-Pb данных, представленных из работы (Неймарк и др., 1995), помимо присутствующих природных вариаций изотопного состава свинца в рудах месторождения, также являлись аналитическая погрешность.

 

Фиг. 15. Pb-Pb диаграммы, на которых приведено сопоставление результатов изучения изотопного состава Pb руд месторождения Зун-Холба (настоящая работа и Неймарк и др., 1995). Величины стандартной аналитической погрешности (2SD) для метода TIMS (±0.05% на единицу разности масс) и метода MC-ICP-MS (±0.03%) представлены в виде бар. На диаграммах показаны эволюционные кривые (S-K) по модели Стейси–Крамерса (Stacey, Kramers, 1975), а также тренды изотопного состава рудного Pb (серым цветом).

 

Как следствие, совместное обсуждение наших данных и данных из работы (Неймарк и др., 1995) представляется затруднительным и в дальнейшем нами не рассматриваются.

Общая характеристика источника рудного свинца

Модель Стейси–Крамерса дает возможность получить общие оценки некоторых параметров (²³⁸U/²⁰⁴Pb= µ₂,²³²Th/²⁰⁴Pb= ω₂, Th/U отношение) источника, в котором происходила эволюция свинца до его отделения в результате рудообразующих процессов. Кроме того, можно оценить время отделения рудного свинца от U-Th-Pb изотопной системы источника. Выполненные расчеты показывают, что эволюция рудного Pb происходила в источнике с низким значением µ₂ = 8.84 ± 0.07 и повышенными относительно среднекоровых (µ₂ = 9.74, ω₂ = 36.84, Th/U = 3.78) величинами ω₂ = 41.7 ± 0.9 и Th/U = = 4.72 ± 0.08 (±SD). В свою очередь, модельные возрасты изменяются в узком интервале значений от 1780 до 1540 млн лет (Тм(ср) = 1690 ± 55 млн лет (±SD)). Они значительно древнее ⁴⁰Ar-³⁹Ar и Rb-Sr геохронологических датировок околорудных метасоматитов, свидетельствующих о среднепалеозойском возрасте рудной минерализации.

Роль пород докембрийской коры как источника минералообразующих компонентов при формировании золоторудной минерализации

Особенностью Pb-Pb данных, полученных для сульфидов золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба, является наличие отчетливых линейных трендов на изотопных диаграммах. Эти тренды, учитывая высокие значения R² и относительно низкие СКВО, могут интерпретироваться как линии двухкомпонентного смешения свинца с разным изотопным составом. Пологий угол наклона тренда на диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и отчетливое следование точек вдоль эволюционной кривой Стейси–Крамерса (µ₂ = 8.8) свидетельствуют в пользу того, что данный тренд представляет собой вторичную изохрону, т.е. смешение обыкновенного и радиогенного Pb (фиг. 16). В этом случае, используя известное уравнение (Ruccell, Farquhar, 1960), можно рассчитать возраст потенциального источника рудного свинца.

 

Фиг. 16. ²⁰⁷Pb-²⁰⁶Pb изохрона для сульфидов из месторождения Зун-Холба.

 

Полученная Pb-Pb датировка (2830 ± 87 млн лет) в пределах погрешности совпала с U-Pb возрастом (2727 ± 6 млн лет) циркона из гранито-гнейсов гарганского комплекса (Анисимова и др., 2009). Этот факт, а также приведенные выше общие Pb-Pb характеристики (µ₂, ω₂ и Th/U отношение) рудного источника позволяют заключить, что свинец в рудообразующую системы месторождения Зун-Холба поступал преимущественно из метаморфических пород гарганского комплекса. Однако на Pb-Pb диаграммах точки сульфидов руд месторождения Зун-Холба не попадают в поле изотопного состава Pb позднеархейских гранито-гнейсов гарганского комплекса. Это может быть следствием неоднородности пород архейского фундамента Гарганской глыбы по начальному изотопному составу Pb и по U/Pb и Th/Pb отношениям. На это также указывает субпараллельность рудного тренда (tg = 0.218) и тренда (tg = 0.190), образованного точками полевых шпатов и валовых проб гранито-гнейсов гарганского комплекса. В то же время точки руд смещены в сторону поля неопротерозойских гранитоидов Сумсунурского комплекса, что не исключает возможность поступления в рудообразующий флюид свинца из этих пород. Однако их роль как источника рудного свинца была минимальной.

МАНТИЙНО-ПЛЮМОВАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТОРУДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗУН-ХОЛБА

Результаты собственных геологических наблюдений, а также имеющиеся в научной литературе геолого-структурные и минералогические данные (Миронов и др., 1995; Бражник, 1995; Жмодик и др., 2006; Гордиенко и др., 2016; Damdinov et al., 2022), позволяют выделить ряд отличительных черт, характеризующих золоторудную минерализацию месторождения Зун-Холба. К ним относятся: 1) приуроченность месторождения к региональной тектонической зоне сдвигового типа; 2) наличие структурного контроля в размещении рудных тел на месторождении; 3) особенности PT-режима отложения золоторудной минерализации; 4) отсутствие ясной вертикальной и горизонтальной геохимической и минералогической зональности как в пределах отдельных рудных тел, так на месторождении в целом; 5) повышенные содержания в рудах висмута и теллура; 6) отсутствие прямых геологических данных о связи золоторудной минерализации с магматизмом. В целом приведенные выше особенности подтверждают обоснованность отнесения месторождения Зун-Холба к орогенному типу (Goldfarb et al., 2001; Damdinov et al., 2022).

В то же время принадлежность месторождения Зун-Холба к орогенному типу не решает в полной мере ряд главных вопросов его генезиса. Как показано в работах (Groves et al., 2003; 2020; Бортников и др., 2006; Mao et al., 2008; de Boorder, 2012; Hronsky et al., 2012), формирование орогенных месторождений золота может происходить в разнообразных геотектонических условиях при поступлении минералообразующих компонентов и флюидов из разных по своей геохимической природе резервуаров. В этой связи полученные нами геохронологические и Pb-изотопные данные в совокупности с опубликованными результатами изучения вариаций изотопного состава кислорода и серы (Damdinov et al., 2022) позволяют конкретизировать модель генезиса месторождения Зун-Холба в отношении геотектонических условий его образования и источников рудного вещества.

Результаты Rb-Sr геохронологического изучения надежно фиксируют раннедевонский (411 ± 2 млн лет) возраст околорудных метасоматитов, который рассматривается как возраст рудообразования на месторождении Зун-Холба. Эта датировка позволяет достоверно соотнести рудообразование с конкретным этапом геологического развития региона. Согласно представлениям (Кузьмичев, 2004; Kroner et al., 2014), к раннедевонскому времени завершился каледонский орогенез (~500—420 млн лет назад), обусловленный коллизией Тувино-Монгольского микроконтинента с Сибирским кратоном. С этим этапом развития региона связывают также образование серии небольших по масштабу раннепалеозойских (480—450 млн лет) месторождений золота магматогенного происхождения (Damdinov et al., 2021).

На раннедевонское время (410—390 млн лет назад) приходится смена (с коллизионной на внутриплитную) тектонических обстановок, что сопровождалось развитием континентального рифтогенеза, активизацией транслитосферных разломов и проявлением внутриплитного магматизма, представленного, в том числе, субщелочными и щелочными вулканитами основного состава. Согласно (Vorontsov et al., 2021), развитие этих процессов обусловлено воздействием мантийного плюма на литосферу Тувино-Монгольского террейна. По данным Rb-Sr изучения базальтов, трахириолитов и комендитов, входящих в состав бимодальной вулканической ассоциации хр. Кропоткина, пик магматической активности в регионе приходится на возраст ~410—400 млн лет (Воронцов и др., 2008). Таким образом, устанавливается синхронность рудообразующих процессов на месторождении Зун-Холба, с одной стороны, и тектонической и магматической активизации в регионе, с другой.

Опубликованные ранее результаты изотопно-геохимических (Pb-Pb, δ¹³C, δ¹⁸O и δ³⁴S) исследований (Неймарк и др., 1995; Damdinov et al., 2022) и наши Pb-Pb изотопные данные не могут быть объяснены в рамках модели, предполагающей наличие единого источника для всех рудообразующих компонентов золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба. Так, представленные в работе (Damdinov et al., 2022) данные о вариациях изотопного состава кислорода в гидротермальном флюиде (δ¹⁸O = 6.0—13.1‰) не позволяют надежно определить природу рудообразующих растворов, поскольку полученные значения близки к флюидам как магматогенного (δ¹⁸O = 6—10‰), так и метаморфогенного (δ¹⁸O = 5—25‰) происхождения (Hoefs, 2009). На вовлечение вещества пород континентальной коры в рудообразующие процессы указывают Pb-Pb изотопные данные, свидетельствующие о преимущественном извлечении Pb флюидом из архейских гранитоидов. В то же время пирит из золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба имеет “легкий” изотопный состав серы, а величины δ³⁴S изменяются в узком диапазоне от –0.9 до +3.6‰, что весьма характерно для рудообразующих систем, в которых ведущим источником серы являются магматические расплавы, в том числе и мантийного происхождения (Ohmoto, Rye, 1979; Hutchison et al., 2020). Это исключает возможность поступления серы из архейских гранитоидов в результате их метаморфического преобразования. Согласно (Damdinov et al., 2022), установленные особенности изотопного состава серы сульфидов на месторождении Зун-Холба объясняются вовлечением в рудообразующие процессы серы из колчеданной минерализации неопротерозойских надсубдукционных комплексов, присутствующих в Восточном Саяне. Как современные, так и древние колчеданные месторождения характеризуются широким разнообразием изотопного состава серы. Например, сульфиды субмаринных гидротермальных систем полей Логачев, Краснов и Рэйнбоу обладают относительно “тяжелым” изотопным составом серы, а величина δ³⁴S изменяется от +2.1 до +9.8‰ (Дубинина и др., 2020). Существенно больший масштаб вариаций (δ³⁴S = = –17… +9‰) установлен в рудах палеозойских колчеданных месторождений Урала (Прокин и др., 1999). В случае колчеданных залежей, присутствующих в офиолитовых комплексах Восточного Саяна, также установлен широкий диапазон значений δ³⁴S = –20.9… +5.0‰ (Дамдинов и др., 2019), в пределах которого находятся данные δ³⁴S для руд месторождения Зун-Холба. Несмотря на перекрытие указанных диапазонов, вопрос вовлечения вещества неопротерозойской колчеданной минерализации в рудообразующие процессы на месторождении Зун-Холба остается дискуссионным. Такое предположение не подтверждается результатами наших Pb-Pb изотопных исследований. Дополнительно отметим, что известные примеры преобразования колчеданных месторождений Урала, Рудного Алтая и Забайкалья гидротермальными и метаморфическими процессами, протекавшими при разных PT-условиях, свидетельствуют о том, что миграция рудных компонентов ограничена объемом рудных тел без масштабного выноса вещества за пределы собственно месторождений (Дистанов и др., 1977; Vikentyev et al., 2017).

В свою очередь, синхронность развития рудообразующих процессов на месторождении Зун-Холба и внутриплитного субщелочного и щелочного мафического магматизма в пределах общего геотектонического блока дает основание предполагать связь серы с глубинным магматическим источником. Отметим, что сближенность по времени и в пространстве основного щелочного магматизма и рудообразующих процессов, с которыми связано формирование золоторудной минерализации орогенного типа (например, на месторождении Нежданинское (Бортников и др., 2007), Наталкинское (Горячев и др., 2008), Олимпиада (Sazonov et al., 2020)) неоднократно отмечалась многими исследователями (McNeil, Kerrich, 1986; Rock et al., 1987; Robert, 2001; Mao et al., 2008; Vielreicher et al., 2010; de Boorder, 2012). Основные расплавы могут быть источником не только серы и СО₂, но и золота. Это подтверждается непосредственно геологическими наблюдениями, свидетельствующими о повышенных концентрациях (вплоть до 100 нг/г) золота в таких породах (Arima, Kerrich, 1988; Zheng et al., 2005; Wang et al., 2022), а также наличием в них собственно золоторудной минерализации (Рябчиков и др., 2016). Кроме того, экспериментальные данные указывают на преимущественное накопление золота в окисленных базитовых расплавах щелочного характера (Li, Audétat, 2012). Большинство исследователей предполагает, что источником таких расплавов с повышенным содержанием золота является либо модифицированная (метасоматизированная) субконтинентальная литосферная мантия (SCLM) (Hronsky et al., 2012; Wang et al., 2022), либо мантийный плюм (Bierlein, Pisarevsky, 2008; Mao et al., 2008; de Boorder, 2012; Webber et al., 2013).

В отношении месторождения Зун-Холба нет достоверных геологических и/или изотопно-геохимических данных, которые позволили бы надежно определить тип мантийного источника. Однако они определенно указывают на тепловое (возможно, и при участии флюида) воздействие плюма на литосферу Тувино-Монгольского террейна, которая включала и модифицированную в результате неопротерозойских субдукционных процессов субконтинентальную литосферную мантию (SCLM). Это подтверждается развитием в это время рифтового субщелочного и щелочного вулканизма основного состава. Можно ожидать, что такое тепловое воздействие приводило не только к частичному плавлению пород SCLM, но и к их дегидратации с отделением от них флюидной составляющей, содержащей H₂S. Наличие H₂S обеспечивало перенос золота в виде гидросульфидных комплексов во флюиде от глубинного источника на верхнекоровые уровни по транслитосферным тектоническим зонам. Предложенный механизм также позволяет объяснить присутствие в рудах месторождения Зун-Холба теллура, а также повышенное содержание в них серебра, которые вместе с золотом могли поступать из мантийного источника. Температурному воздействию также подвергалась и область континентальной коры, что способствовало образованию метаморфогенных гидротермальных растворов и выносу ими из вмещающих архейских гнейсов и гранито-гнейсов свинца, а также, вероятно, цинка, висмута и вольфрама.

Предложенная модель формирования месторождения Зун-Холба, которая представлена в виде схемы на фиг. 17, таким образом, позволяет объяснить синхронность рудообразующих процессов и внутриплитного магматизма Восточного Саяна, а также геохимические и изотопные особенности золоторудной минерализации.

 

Фиг. 17. Модель формирования золоторудной минерализации месторождения Зун-Холба (Восточный Саян).

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Обобщение результатов наших и ранее опубликованных минералого-геохимических исследований, полученных по различным рудным телам на гипсометрических горизонтах от 2090 до 1290 м, позволяет сделать вывод о присутствии на месторождении Зун-Холба двух типов золотосодержащих руд: ранних сульфидных (преимущественно пиритового состава) и поздних полиметаллических. Для месторождения не установлено отчетливо зонального распределения в минеральном составе руд, в химическом составе — основных рудных минералов, а также элементов-примесей в них. Наблюдается лишь относительное повышение доли полиметаллической минерализации на периферии рудных тел и на малоглубинных уровнях месторождения, что, вероятнее всего, отражает изменение температурного режима по периферии рудообразующей системы (Damdinov et al., 2022). Сложный характер распределения минеральных ассоциаций на месторождении и отсутствие корреляционной зависимости между химическим составом основных рудных минералов и элементов-примесей, с одной стороны, и глубиной залегания рудных тел, с другой, указывает на существенную неоднородность минералообразующей системы по своим PT-параметрам и на ведущую роль локальных физико-химических равновесий в отложении минералов из флюидов.

Комплексные Rb-Sr и ⁴⁰Ar-³⁹Ar геохронологические исследования дают основание выделить как минимум два разновозрастных гидротермально-метасоматических события в истории формирования месторождения Зун-Холба. Оба были проявлены в девоне и были разделены временным интервалом около 30 млн лет. С наиболее ранним из них, имевшим место около 410 млн лет назад, связано образование собственно золоторудной минерализации, тогда как в течение позднего события (около 380 млн лет назад), вероятней всего, происходило вторичное перераспределение рудного вещества.

Pb-Pb изотопное изучение рудной минерализации на месторождении, а также вмещающих ее пород, позволило обосновать основной вклад гранитоидных пород докембрийской континентальной коры Тувино-Монгольского террейна в поступление рудного свинца в минералообразующую систему.

С учетом Rb-Sr и ⁴⁰Ar-³⁹Ar геохронологических данных, результатов изотопно-геохимических исследований, а также современных взглядов на геотектоническое развитие Восточного Саяна в палеозойское время, для орогенного месторождения золота Зун-Холба предложена генетическая модель. В соответствии с ней его образование происходило в посторогенный этап развития региона в раннедевонское время и связано с глубинным мантийным источником. В качестве последнего рассматривается мантийный плюм, влияние которого на литосферу Тувино-Монгольского террейна привело к проявлению в это время базитового внутриплитного магматизма повышенной щелочности и активизации транскоровых тектонических зон и заложению внутриконтинентальных рифтов. В результате температурного и (возможно) флюидного воздействия плюма происходило формирование рудоносных растворов за счет дегидратации докембрийских гранитоидов континентальной коры и метасоматизированной субконтинетальной литосферной мантии региона, которые выступали источниками ряда металлов, включая золото.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают признательность В.В. Ярмолюку за рекомендации и помощь при подготовке статьи, а также благодарны Б.Б. Дамдинову за высказанные замечания, что способствовало улучшению итогового варианта статьи. Авторы благодарят Г.В. Моралева, Г.Б. Шуляка (ООО “Нордголд Менеджмент”) за содействие в проведении полевых работ на месторождении Зун-Холба и обсуждение полученных результатов. Выражаем свою признательность геологам рудника “Холбинский” за помощь и сопровождение при проведении полевых работ. Исследование химического состава минералов выполнено в ЦКП “ИГЕМ-Аналитика” (аналитики к.г.- м.н. С.Е. Борисовский, Е.В. Ковальчук).

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена в рамках тематик по Государственным заданиям ИГЕМ РАН, ИГМ СО РАН (⁴⁰Ar-³⁹Ar датирование, проект № 122041400171-5) и при финансовой поддержке Договора №Д/БЗ-15-0000191 (полевые работы).

 

¹ Дополнительная информация для этой статьи доступна doi: 10.31857/S0016777024030053 и 10.31857/S0016777024030062 для авторизованных пользователей.

Об авторах

А. В. Чугаев

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН)

Автор, ответственный за переписку.
Email: vassachav@mail.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

Е. Ю. Аникина

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН)

Email: vassachav@mail.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

Н. С. Бортников

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН)

Email: vassachav@mail.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

В. В. Аристов

ООО “УК Полюс”

Email: vassachav@mail.ru
Россия, Москва, 123056

А. В. Травин

Новосибирский государственный технический университет; Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук (ИГМ СО РАН)

Email: vassachav@mail.ru
Россия, просп. Карла Маркса, к. 1, Новосибирск, 630073; просп. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

Д. Б. Бондарь

Bayerisches Geoinstitut, University of Bayreuth

Email: vassachav@mail.ru
Германия, Universitätsstraße, 30, Bayreuth, 95447

И. В. Рассохина

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН)

Email: vassachav@mail.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

Т. И. Олейникова

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН)

Email: vassachav@mail.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

Список литературы

Дополнительные файлы