Age and relationship between magmatites of a pluton and small intrusions (Sorskoe porphyry Cu–Mo deposit, Khakassia)

Texto integral

Введение

В мире доминируют Cu-Mo-порфировые месторождения кайнозойского и мезозойского возраста. Менее распространены палеозойские месторождения, встречающиеся в основном в пределах Центрально-Азиатского орогенного пояса. В его северо-западном сегменте (Алтае-Саянской складчатой области), на территории Хакасии и Тувы, отмечается ряд Cu-Mo-порфировых месторождений и множество рудопроявлений. Наиболее крупное, Сорское, относится к существенно молибденовому подтипу Cu-Mo-порфировых месторождений. Месторождение разрабатывается открытым способом с 1952 г. По состоянию на 2021 г. балансовые запасы молибдена составляли ~91 тыс. т (О состоянии …, 2021).

Согласно многочисленным исследованиям, Cu-Mo-порфировые месторождения приурочены к центрам долгоживущего известково-щелочного магматизма (Titley, Beane, 1981; Сотников, Берзина, 1986; Villeneuve et al., 2001; Li et al., 2013; Chelle-Michou et al., 2014; D'Angelo et al., 2017; Liu еt al., 2017). Рудная минерализация тесно ассоциирует с малыми интрузиями порфировых пород, часто локализованными в крупных магматических телах (батолитах, массивах, плутонах). Для Cu-Mo порфировых месторождений, магматизм которых представлен только малыми интрузиями порфировых пород, предполагается залегание под ними крупнообъемных магматических камер (Redmond, Einaudi, 2010).

Некоторые батолиты, пространственно ассоциирующие с Cu-Mo-порфировыми месторождениями, — безрудные. Они предшествуют проявлению рудоносных порфиров и, по-видимому, не имеют с ними генетической связи (Hervé et al., 2012; Kobylinski et al., 2020). Вместе с тем исследователи часто рассматривают рудоносные порфиры как фазы, завершающие становление батолитов, предполагая генетическую связь между ними (Whalen et al., 2001; Li et al., 2013; D’Angelo et al., 2017 и др.). Рудоносные малые интрузии, размещенные в крупных массивах, значительно уступают им по объему, что и явилось, по-видимому, одним из оснований для отнесения рядом исследователей порфиров к поздним продуктам (последние фазы, остаточные расплавы и т. д.) развития раннего магматизма. Вместе с тем детальное изучение возможных генетических соотношений между гранитоидами крупных массивов и порфирами на некоторых Cu-Mo-порфировых месторождениях свидетельствует о правомочности и другого подхода к генезису порфиров, когда они рассматриваются в качестве магматических образований, имеющих определенную самостоятельность (Сидоренко, 1961; Сотников, Берзина, 1986).

Впервые этот вопрос был рассмотрен на примере Cu-Mo-порфирового Шахтаминского месторождения, Восточное Забайкалье (Сидоренко, 1961). При изучении пород Шахтаминского гранитоидного массива и локализованных в нем даек порфировых пород установлена идентичность геохимических характеристик, что послужило основанием для предположения о существовании глубинного очага и неоднократного продуцирования магмы, питавшей массив и малые интрузии. К такому заключению пришли также исследователи Cu-Mo-порфирового месторождения-гиганта Цуйлун (Qulong) (Тибет) и ассоциирующего с ним магматизма, представленного плутоном Жунмуцола (Rongmucuola) гранодиорит-монцогранитного состава и малыми интрузиями монцогранит-порфиров (Yang et al., 2009).

Сорское месторождение расположено в Уйбатском гранитоидном плутоне, вмещающем малые интрузии порфировых пород. Промышленное оруденение тесно ассоциирует с гранит-порфирами. В настоящей статье анализируются данные, полученные при проведении геологических, U-Pb изотопно-геохронологических и петролого-геохимических исследований пород Уйбатского плутона и малых интрузий Сорского месторождения с целью выяснения связи в ряду плутон — малые интрузии и оруденение.

Тектоническое положение и характеристика Сорского месторождения

В строении Кузнецкого Алатау принимают участие фрагменты позднерифейских-раннекембрийских офиолитовых ассоциаций, венд-кембрийские островодужные и карбонатно-терригенные образования, формировавшиеся в связи с развитием Палеоазиатского океана (Зоненшайн и др., 1990). В районе выделяются изометричные блоки карбонатных и карбонатно-кремнистых отложений и линейные зоны вулканогенных образований. Предполагается (Зоненшайн и др., 1990), что карбонатный разрез отвечает шельфу континентальной окраины (Томского микроконтинента). В начале среднего кембрия сформировалась аккреционная мозаика из осколков микроконтинента и Кузнецко-Алатауской островной дуги, а перед поздним кембрием произошло столкновение аккреционной мозаики с Сибирским континентом. Столкновение структур сопровождалось массовым становлением батолитов, в одном из которых (Уйбатском) локализовано Сорское месторождение. Широкое проявление раннепалеозойского батолитообразования обусловлено сочетанием аккреционно-коллизионной орогении и масштабной сдвиговой тектоники (Владимиров и др., 1999). В. В. Ярмолюк и В. И. Коваленко (Ярмолюк, Коваленко, 2003) связывают становление гранитоидных батолитов с воздействием мантийного плюма на литосферу каледонид.

На Сорском месторождении проявился магматизм, в развитии которого выделяются три этапа: субдукционный, коллизионный и постколлизионный (Берзина и др., 1994). Субдукционный этап представлен магматическими комплексами островной дуги. В это время на шельфе морского бассейна формировались карбонатные толщи. Совмещение карбонатных и вулканических блоков произошло вследствие надвигания островной дуги на Томский микроконтинент в среднем кембрии (Зоненшайн и др., 1990). Уйбатский плутон прорывает карбонатные породы венд-кембрийского возраста (фиг. 1). Он сформировался в позднем кембрии-ордовике на аккреционно-коллизионном этапе. На постколлизионном этапе в связи с изменением режима сжатия на режим растяжения внедрялись многочисленные дайки малых интрузий средне-позднеордовикского возраста, с которыми ассоциирует Cu-Mo-порфировая минерализация (Перфилова и др., 2004; Секретарев и др., 2015).

 

Фиг. 1. Схема геологического строения Уйбатского плутона. Составлена по материалам (Государственная…, 2002, 2018, 2019; Макаренко, Котельников, 2018) с упрощениями и дополнениями авторов.

1 — вулканогенно-осадочные отложения (D₁), 2 — карбонатные отложения (PR₃–є). Магматические комплексы: 3 — когтахский габбро-монцодиорит-сиенитовый (є₂), 4 — кашпарский габбро-диорит-кварцмонцодиорит-сиенитовый (є₃–O₁), 5 — тигертышский гранитоидный (є₃–O₁), 6 — пункты U-Pb изотопного датирования по цирконам с номерами проб см. ESM_1 (электронное приложение); 7 – цифрами показано местоположение: 1 — Сорского месторождения, 2 — участка Сор-Герет.

 

Уйбатский плутон (около 1500 км²) сложен породами разного состава от габброидов до гранитоидов. На ранней стадии изучения плутон относили к формации батолитов “пестрого состава” (Кузнецов и др., 1971). В настоящее время плутон рассматривается как сложное полихронное и полиформационное образование, сложенное преимущественно породами трех комплексов: когтахского габбро-монцодиорит-сиенитового (є₂), кашпарского габбро- диорит-кварцмонцодиорит-сиенитового (є₃–O₁), тигертышского гранитоидного (є₃–O₁) (Котельников, Макаренко, 2018; Котельников и др., 2018). В пределах плутона доминируют породы кашпарского комплекса. Менее распространены породы тигертышского и редки когтахского комплекса. Тигертышский комплекс двухфазный: первая фаза представлена биотит-роговообманковыми гранитами и гранодиоритами, вторая — лейкогранитами. Доминируют граниты первой фазы.

Некоторые исследователи (Мусатов и др., 1961) вычленяли дайки и мелкие штоки лейкогранитов в северо-восточной части Уйбатского плутона (Сорский рудный узел) из состава тигертышского комплекса и выделяли их в “самостоятельный сорский комплекс лейкократовых гранитов силура”. Другие исследователи относят дайки и штоки лейкогранитов и рудоносные интрузии гранит-порфиров Сорского рудного узла к юлинскому комплексу условно средне-позднеордовикского возраста (Государственная …, 2002, 2018).

Площадь месторождения сложена в основном породами Уйбатского плутона: по периферии монцодиоритами и монцонитами, в центре лейкогранитами (фиг. 2а). Габброиды (монцогаббро, габбро, монцогаббродиориты) встречаются в виде останцов до 4–5 км² среди монцонитоидов. Лейкограниты проявлены в виде многочисленных даек и ветвящихся тел, пронизывающих монцонитоиды.

 

Фиг. 2. Схемы геологического строения: а — Сорского месторождения, б — участка Сор-Герет по (Покалов, Пастухова, 1961) с упрощениями и дополнениями авторов.

Магматиты Уйбатского плутона (1–3): 1 — габброиды, 2 — монцонитоиды, 3 — лейкограниты; 4 — калишпатовые метасоматиты; малые интрузии (5–7): 5 — предрудные дайки основного-среднего состава, 6 — гранит-порфиры I, 7 — гранит-порфиры II; интрузии раннего девона (8–9): 8 — дайки диабазов, 9 — шток кварцевых монцонит-порфиров; 10 — кварц-молибденитовые жилы; 11 — эксплозивные брекчии, 12 — контур брекчиевых руд; 13 — разломы; 14 — пункты изотопного U-Pb датирования по цирконам с номерами проб (см. электронное приложение ESM_1).

 

Малые интрузии представлены штоками и дайками предрудных монцогаббро- и монцодиорит-порфиритов, рудоносных гранит-порфиров и пострудных мелкозернистых гранитов. Предрудные дайки пересекают монцонитоиды и лейкограниты плутона и, в свою очередь, пересекаются дайками гранит-порфиров. В центральной части месторождения расположено штокообразное тело гранит-порфиров I. К северо-западу от него находится дайкообразное тело аналогичных по составу и структуре, но более поздних по времени внедрения гранит-порфиров II. На расположенном юго-западнее от месторождения участке Сор-Герет (фиг. 2б) гранит-порфиры I полого перекрывают эродированную поверхность гранитов и диоритов (Покалов, Пастухова, 1961). Выше по склонам горы Сор-Герет гранит-порфиры I сменяются вулканической агломератовой брекчией, которая перекрывается гранит-порфирами II, переходящими в эффузивы. Эти исследователи предполагают, что внедрению порфиров предшествовал подъем, денудация кровли и частично пород плутона. Пострудные дайки мелкозернистых гранитов проявлены за пределами месторождения. Самые молодые образования в рудном узле представлены многочисленными дайками диабазов и интрузией кварцевых монцонит-порфиров, рассматриваемыми как подводящие каналы нижнедевонских эффузивов, выполняющих впадины в соседних районах (Покалов, Пастухова, 1961).

Рудная минерализация, пространственно приуроченная к участку развития штоко- и дайкообразных тел порфировых пород, проявилась в несколько этапов. Наиболее ранними являются крупные метасоматические кварц-биотит-калишпатовые тела и зоны интенсивной калишпатизации с рассеянной вкрапленностью халькопирита и молибденита. Эти образования связываются с развитием лейкократового магматизма (Сотников и др., 1977). Основное оруденение, представленное брекчиевыми, прожилково-вкрапленными и жильными рудами, проявилось после внедрения умереннощелочных гранит-порфиров I. Рудная минерализация сопровождается интенсивной калишпатизацией, альбитизацией и относительно более слабым проявлением серицитизации и окварцевания. Наиболее продуктивны прожилково-вкрапленные и брекчиевые руды.

Брекчиевые руды представлены остроугольными обломками вмещающих пород (калишпатизированных и альбитизированных), сцементированными кварц-флюоритовыми агрегатами с молибденитом, пиритом и халькопиритом. Жилы мощностью более 0.5 м несут редкую вкрапленность молибденита. Завершается рудный процесс проявлением кварц-флюорит-галенит-сфалеритовой ассоциации, тяготеющей к зонам серицитизации.

Менее крупные месторождения медно-молибден-порфирового типа в Кузнецком Алатау известны в Улень-Туимском рудном районе (Ипчульское, Агаскырское). Медно-молибденовое оруденение присутствует также в медно-молибден-вольфрамовых рудах скарновых месторождений (Юлия Медная, Глафиринское, Киялых-Узень, Туимское), которые формировались несколько ранее медно-молибден-порфировых. В результате недавних геохронологических исследований (U-Pb, LA-ICPMS) установлен позднекембрийско-раннеордовикский возраст интрузий, вмещающих скарновое оруденение (Soloviev et al., 2021, 2022).

Геохронологическая изученность

По ранее опубликованным результатам U-Pb геохронологических исследований пород Уйбатского плутона датировки (млн лет) составляют: габброиды и монцонитоиды когтахского комплекса — 470 ± 4, 483 ± 4, 489 ± 10 (Врублевский и др., 2018, Котельников и др., 2019), сиениты кашпарского комплекса — 483 ± 4, 480 ± 2 (Макаренко, Котельников, 2018), гранитоиды тигертышского комплекса — 495 ± 8, 493 ± 8 (Врублевский и др., 2016).

На Государственной геологической карте масштаба 1 : 200000 второго поколения (Государственная …, 2002) малые интрузии Сорского месторождения отнесены к юлинскому комплексу. В соответствии с легендой Минусинской серии листов геологической карты РФ м-ба 1 : 200000 возраст юлинского сиенит-граносиенитового комплекса условно принят как средний-поздний ордовик (Махлаев, 2007). Однако результаты геологических и геохронологических исследований магматических пород Кузнецкого Алатау последних лет показали, что возраст интрузивов, относимых к юлинскому комплексу, варьирует от кембрия до девона. Так, например, по Юлинскому массиву, петротипу комплекса, недавно получены позднекембрийские датировки (U-Pb, LA-ICPMS) в интервале ~505–485 млн лет (Soloviev et al., 2022). Позднеордовикские датировки (от 455 до 449 млн лет, U-Pb, SHRIMP II) отмечаются по дайкам сиенитов на периферии и за пределами Сорского рудного узла (Котельников и др., 2018). По ряду массивов, относимых ранее к юлинскому комплексу в юго-западной части Уйбатского плутона и ее обрамлении, установлен раннесилурийский возраст (U-Pb, SHRIMP II) для гранитоидов Гольцового массива (429 млн лет), массива г. Кызель (432 млн лет), раннесилурийский–раннедевонский — для интрузий Карлыгановского массива (431, 425, 409, 402 млн лет) и раннедевонский — для магматитов Улугзасского массива (412 млн лет) (Врублевский и др., 2016; Котельников и др., 2019).

Опубликованные к настоящему времени геохронологические данные о возрасте рудоносных интрузий и оруденения Сорского месторождения противоречивы. С учетом геологических данных В. Т. Покалов и Е. С. Пастухова (Покалов, Пастухова, 1961) относили рудоносные порфиры к позднему силуру или раннему девону. При изучении ряда минералов из карьера Сорского месторождения была получена Rb-Sr изохронная датировка 452 ± 9 млн лет (Рихванов и др., 1990). По калиевому полевому шпату определен⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст рудоносных порфировых интрузий ~390 млн лет (Травин, 1994; Сотников и др., 2001). По штокам граносиенитового состава Сорского рудного узла приводится U-Pb датировка по циркону 455 ± 7 млн лет (Руднев и др., 2004). А. Д. Котельников с соавторами (Котельников и др., 2018) выделяют в рудном узле интрузивные тела с U-Pb (циркон) возрастом 455 ± 3 млн лет, которые, наряду с рудоносными малыми интрузиями Сорского месторождения, они относят к юлинскому комплексу, развитому в ряде рудных узлов Кузнецкого Алатау (Перфилова и др., 2004).

При датировании Re-Os методом молибденита из руд Сорского месторождения (Berzina et. al, 2003) были установлены следующие датировки. По крупночешуйчатым молибденитам из кварцевых прожилков и калишпатизированных пород получен возраст 468 ± 2 и 470 ± 2 млн лет соответственно. Эти Re-Os датировки c учетом погрешностей определения немного древнее U-Pb возраста (463 ± 2 млн лет) циркона из рудоносных гранит-порфиров, приводимого авторами далее в разделе “U-Pb геохронология по циркону”. Более древний Re-Os возраст был получен по пробе мелковкрапленного молибденита из интенсивно калишпатизированных и серицитизированных гранитоидов. Два определения по одной этой пробе показали совпадающий с учетом погрешностей Re-Os возраст 502 ± 2 и 506 ± 2 млн лет (Berzina et al., 2003). Эти Re-Os датировки значительно древнее не только U-Pb возраста рудоносных гранит-порфиров, но также и вмещающих их магматитов плутона. Более древние Re-Os датировки молибденита относительно возраста вмещающих их магматитов отмечаются и на других месторождениях. При этом предполагается, что молибденит с более древними относительно вмещающих магматитов датировками был вынесен из пород нижних горизонтов (Li et al., 2013).

Аналитические методы

Для геохронологических исследований были использованы мономинеральные фракции циркона из магматических пород в районе Сорского месторождения. Изучение цирконов проведено в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А. П. Карпинского, г. Санкт-Петербург (аналитик Н. В. Родионов). Определения U-Pb изотопных составов выполнены по единичным зернам циркона на вторично-ионном масс-спектрометре высокого разрешения SHRIMP-II по стандартной методике (Williams, 1998; Larionov et al., 2004). В качестве стандарта использованы цирконы TEMORA (Black et al., 2003) и 91500 (Wiedenbeck et al., 1995). Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА. Обработка полученных данных осуществлялась с помощью программ SQUID и ISOPLOT (Ludwig, 2009, 2012). Погрешности единичных анализов приводятся на уровне 1σ, а рассчитанных конкордантных возрастов — на уровне 2σ. Катодолюминесцентные изображения получены на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500S.

Содержания петрогенных, pедкиx, pедкоземельныx элементов и изотопного состава Sr определены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Измерения петрогенных элементов выполнены рентгенофлюоресцентным методом на pентгеновском спектрометре ARL-9900XP (аналитик Н. Г. Карманова). Погpешноcти опpеделения не пpевышают 5%. Концентpации pедкиx и pедкоземельныx элементов определены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения Finnigan Element (аналитики И. В. Николаева, С. В. Палесский). Пределы обнаружения микроэлементов и стандартное отклонение составляют 0.005–0.100 г/т и 2–7% соответственно. Измерения изотопных составов Rb и Sr выполнены на масс-спектрометре МИ 1201АТ с использованием стандартов ВНИИМ и ИСГ-1 с ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношением 0.70800 ± 7 и 0.71732 ± 10 соответственно (аналитики В. Ю. Киселева, Г. А. Докукина). Измеренные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr скорректированы на масс-фракционирование 0.1194. Погрешность отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr составляет менее 1%.

Изучение Sm-Nd изотопной системы проведено в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты) на семиканальном масс-спектрометре Finnigan-MAT-262 (RPQ) в статическом режиме по методике (Баянова, 2004) (аналитики Т. Б. Баянова, П. А. Серов). Среднее значение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512081±13 (N = 11). Точность определений концентраций Sm, Nd и изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd составляет ±0.2% (2σ). При расчете ε_Nd и T_Nd(DM) использованы следующие значения современных изотопных отношений однородного хондритового резервуара (CHUR) :¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = =0.1967 (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) :¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151 и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.21365 (Goldstein, Jacobsen, 1988).

Вещественный состав магматитов плутона и малых интрузий

Минеральный состав

Минеральный состав габброидов и монцонитоидов плутона варьирует в широких пределах. В целом с увеличением содержания SiO₂ уменьшаются содержания пироксена, амфибола, магнетита, увеличивается количество плагиоклаза, калиевого полевого шпата, биотита, кварца. Характерны высокие содержания амфибола, часто составляющие около 50 об. %. Акцессорные минералы — магнетит, сфен, циркон, апатит.

Среди гранитов выделяются крупнозернистые биотитовые граниты и среднезернистые до мелкозернистых лейкограниты. Породы сложены (об. %) альбит-олигоклазом (30–60), калиевым полевым шпатом (20–50), кварцем (20–30), биотитом (до 5–10 в крупнозернистых гранитах, 0–2 в лейкогранитах). Акцессорные минералы — апатит, гематитизированный магнетит, циркон. Отмечаются флюорит и пирит.

Предрудные дайки представлены мелкозернистыми габбро-, монцогаббро-, монцодиорит-порфиритами, сложенными плагиоклазом и амфиболом, и монцонит-порфирами, содержащими приблизительно одинаковые количества плагиоклаза, калиевого полевого шпата и амфибола. Содержание амфибола в габбро-, монцогаббро-порфиритах часто достигает 40–50%.

В рудоносных гранит-порфирах вкрапленники представлены плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, кварцем, размер которых варьирует от 0.3 до 2–3 мм. Их содержание, как и в породах плутона, часто составляет 40–60 об. %. Среди вкрапленников доминирует плагиоклаз, представленный альбитом. Калиевый полевой шпат иногда замещает плагиоклаз, но часто встречается с ним в виде гломеропорфировых срастаний. Акцессорные минералы — циркон, апатит, рутил. Присутствуют флюорит и пирит.

Пострудные мелкозернистые граниты сложены плагиоклазом, калиевым полевым шпатом и кварцем, которые присутствуют в породе примерно в равных количествах. Содержание биотита обычно не превышает 1 об.%. Апатит, магнетит, циркон присутствуют в незначительных количествах.

Петрохимический состав

Породы Уйбатского плутона и малых интрузий относятся по химическому составу преимущественно к умеренно-щелочной серии. На TAS диаграмме плутон и малые интрузии представлены самостоятельными рядами пород от габбро, монцодиоритов и монцонитов до гранитов (фиг. 3). В районе месторождения среди них доминируют монцодиориты, монцониты и граниты. Среди последних преобладают лейкограниты.

 

Фиг. 3. Диаграмма SiO₂ — (Na₂O + K₂O) (мас. %) для магматических пород Сорского рудного узла.

1, 2, магматические комплексы: 1 — плутоногенный, 2 — малых интрузий. Штриховыми линиями показаны границы серий по (Middlemost, 1997). Содержания оксидов (мас. %) пересчитаны на 100% сухого остатка.

 

Для изотопно-геохимического изучения были отобраны образцы из наименее измененных пород с невысокими величинами потерь при прокаливании (<2–3%), которые предварительно изучались в прозрачных шлифах с целью установления степени наложенных гидротермальных изменений.

Содержания петрогенных оксидов и редких элементов в породах плутона и малых интрузий приведены в ESM_2 (электронное приложение) и на фиг. 4, 5. Содержание SiO₂ (мас. %) для габброидов и монцонитоидов плутона и малых интрузий составляет 48.53–58.16, а для гранитоидов 67.20–72.66. При этом содержания Al₂O₃, MgO, FeO_t, TiO₂, CaO, P₂O₅ уменьшаются, а Na₂O и K₂O возрастают с ростом содержания SiO₂ (фиг. 4). Породы в целом характеризуются повышенными содержаниями K₂O, по которым они относятся к высококалиевой известково-щелочной (фиг. 4) серии. По отношению щелочей породы плутона и малых интрузий характеризуются натриевым до калиево-натриевого типом щелочности (Na₂O/K₂O для габброидов составляет соответственно 2.2–3.4 и 2.1–2.5; для монцонитоидов 1.1–2.6 и 1.5–3.7; для гранитоидов 0.9–1.6 и 1.2–1.5). По железистости габброиды и монцонитоиды относятся к магнезиальному, а гранитоиды — к железистому типу (фиг. 6а), по глиноземистости соответственно — к мета- и перглиноземистому типам (фиг. 6б). По этим характеристикам лейкограниты и гранит-порфиры соответствуют гранитам I-типа.

 

Фиг. 4. Диаграммы SiO₂ — петрогенные оксиды (мас. %) для магматических пород Сорского рудного узла.

Уйбатский плутон (1–3): 1 — габбро, монцогаббро, монцодиориты, монцониты, 2 — крупнозернистый биотитовый гранит, 3 — лейкограниты; малые интрузии (4–6): 4 — габбро-, монцогаббро-, монцодиорит-порфириты, монцонит-порфиры, 5 — гранит-порфиры, 6 — пострудный мелкозернистый гранит. На диаграмме SiO₂ — K₂O поля магматических серий приведены по (Rickwood, 1989): I — толеитовой, II — известково-щелочной, III — высоко-K известково-щелочной, IV — шошонитовой.

 

Фиг. 5. Диаграммы SiO₂ (мас. %) — микроэлементы (г/т) для магматических пород Сорского рудного узла. Усл. обозн. см. фиг. 4.

 

Фиг. 6. Диаграммы: а — SiO₂ (мас. %) — FeO_t/(FeO_t+MgO), б — A/CNK — A/NK для магматических пород Сорского рудного узла.

Уйбатский плутон (1–4): 1 — габбро, монцогаббро, 2 — монцодиориты, монцониты, 3 — крупнозернистый биотитовый гранит, 4 — лейкограниты; малые интрузии (5–8): 5 — габбро-, монцогаббро-порфириты, 6 — монцодиорит-порфириты, монцонит-порфиры, 7 — гранит-порфиры, 8 — пострудный мелкозернистый гранит.

 

В целом содержания редких элементов однотипных пород плутона и малых интрузий близки (фиг. 5, ESM_2 (электронное приложение)). Габброиды и монцонитоиды плутона и малых интрузий характеризуются высокими содержаниями Sr и Ba и пониженными Rb. Общий интервал содержаний (г/т) Sr составляет 517–2333, Ba — 305–1498, Rb — 16–72. В лейкогранитах и гранит-порфирах содержания Sr не превышает 1000, Ba — 1380, а Rb повышается до 119 г/т. В целом содержания Zr, Hf и Nb в породах месторождения (за исключением образца k-87) варьируют (г/т) от 70 до 260, от 2.1 до 6.3 и от 4.5 до 19.9 соответственно, при этом их содержания в породах малых интрузий относительно плутона несколько повышены. Содержания Ta (за исключением двух образцов k-87 и k-81b) и Pb в породах плутона и малых интрузий близки. Для пород плутона характерен более широкий интервал содержаний U, при этом в среднем они незначительно повышены в сравнении с породами малых интрузий. Габброиды и монцонитоиды относительно гранитоидов обогащены Y и обеднены Th.

Мультиэлементные спектры габброидов плутона и малых интрузий (фиг. 7а) характеризуются низкими нормированными по примитивной мантии содержаниями высокозарядных и тяжелых редких земель относительно крупноионных (Rb, Ba, Sr) и легких редкоземельных элементов (La, Ce) и отрицательными аномалиями Nb, Ta, Zr, Hf и Ti. Им аналогичны спектры монцонитоидов (фиг. 7б). На спектрах гранитоидов отсутствуют аномалии Ba и Th, но хорошо выражены положительные аномалии Zr и Hf (фиг. 7в).

 

Фиг. 7. Спектры распределения редкоземельных элементов и микроэлементов в породах Сорского рудного узла: а — габброидах, б — монцонитоидах, в — гранитоидах. Содержания REE и микроэлементов нормированы к хондриту и примитивной мантии соответственно (McDonough, Sun, 1995). Номера проб соответствуют приведенным в ESM_2 (электронное приложение).

 

В целом в породах содержания редкоземельных элементов (REE) умеренные до высоких. В габброидах их сумма варьирует (г/т) от 110 до 230, в монцонитоидах от 133 до 372, в гранитоидах от 65 до 169. Для пород характерны фракционированные спектры REE (фиг. 7а–в) с обогащением в легкой и обеднением в тяжелой части с отсутствующей или слабо выраженной отрицательной Eu-аномалией. Отношение (La/Yb)_n в габброидах варьирует от 6 до 15, в монцонитоидах от 9 до 32, в гранитоидах от 18 до 32.

Nd-Sr изотопный состав

Данные по Nd-Sr изотопному составу пород плутона и малых интрузий приведены в табл. 1, 2 и на фиг. 8. Для магматитов Сорского месторождения характерны положительные значения ε_Nd(T) и низкие значения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i. В однотипных породах плутона и малых интрузий отмечаются близкие интервалы значений ε_Nd(T) и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i. В габброидах плутона и малых интрузий значения ε_Nd(T) варьируют от +2.2 до +4.5 и от +3.4 до +6.4, при этом отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i не превышают 0.7045, в монцонитоидах значения ε_Nd(T) составляют от +4.2 до +6.4 и от +1.1 до +4.5, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i 0.7039–0.7041 и 0.7037–0.7043 соответственно. В гранитоидах плутона значения ε_Nd(T) и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i составляют соответственно: в биотитовом граните +4.6 и 0.7039, лейкограните +1.7 и 0.7033; в рудоносных гранит-порфирах +1.8 — +4.8 и 0.7035–0.7053, в пострудном мелкозернистом граните +6.6 и 0.7043. В целом интервалы изотопных составов ε_Nd(T) и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i в породах плутона (+6.4 — +1.7 и 0.7033–0.7045) и малых интрузий (+6.6 — +1.1 и 0.7034–0.7052) близки. По распределению величин ε_Nd(T) среди магматитов Сорского рудного узла выделяются три группы пород: +1.1 — +2.2, +3.4 — +4.8 и +6.4 — +6.6. Им отвечают Nd модельные возрасты 1.03–0.87, 0.88–0.69 и 0.69–0.60 млрд лет соответственно.

 

Фиг. 8. Диаграмма (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i – e_Nd(T) для магматических пород Сорского рудного узла. Положение резервуаров: DM – деплетированная мантия (Liew, Hofmann, 1988; Rehkaemper, Hofmann, 1997), CHUR – однородный хондритовый резервуар (Jacobson, Wasserburg, 1984; Faure, 1986). Штриховыми линиями условно показан мантийный тренд. Усл. обозн. см. фиг. 6.

 

Таблица 1. Результаты Sm-Nd изотопных исследований магматических пород Сорского рудного узла

Номер пробы	Порода		Sm	Nd	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd ±2s	ɛNd(T)	возраст, млн лет	T(DM), млрд лет
			г/т
		Уйбатский плутон
k-75	габбро		7.942	43.737	0.109766	0.512478±19	2.2	480*	0.99
k-101b	монцогаббро		8.073	38.572	0.126507	0.512650±10	4.5	480*	0.88
k-69v	монцодиорит		6.560	33.248	0.119266	0.512609±7	4.2	480*	0.88
k-87	монцонит		10.303	68.562	0.090829	0.512631	6.4	480*	0.65
k-62	биотитовый гранит		2.361	16.079	0.088751	0.512538±10	4.6	478	0.75
k-82	лейкогранит		1.639	10.610	0.093367	0.512400±26	1.7	478	0.95
		Малые интрузии
k-93i	габбро-порфирит		4.644	22.929	0.122429	0.512741±5	6.4	467	0.69
k-100	монцогаббро-порфирит		11.224	63.878	0.106210	0.512537±13	3.4	467	0.87
k-81v	монцодиорит-порфирит		8.913	52.028	0.103562	0.512407±23	1.1	467	1.03
k-104	монцонит-порфир		8.731	56.549	0.093322	0.512550±11	4.5	467	0.76
k-90d	кварцевый монцонит-порфир		3.186	23.664	0.081390	0.512472±8	3.6	463	0.78
k-60	гранит-порфир		2.231	17.451	0.077274	0.512498±14	4.3	463	0.73
k-84	гранит-порфир		1.885	15.289	0.074540	0.512480±9	4.1	463	0.74
k-98	гранит-порфир		1.448	12.620	0.069372	0.512473±14	4.3	463	0.72
k-98g	гранит-порфир		1.336	11.633	0.069439	0.512497±13	4.8	463	0.69
k-99b	гранит-порфир		1.766	14.276	0.074762	0.512501±16	4.5	463	0.71
k-94v	гранит-порфир		3.177	18.918	0.101506	0.512566±11	4.7	463	0.80
k-95b	гранит-порфир		4.082	22.631	0.109033	0.512604±11	4.5	463	0.80
k-64	гранит-порфир		1.643	13.206	0.075198	0.512361±22	1.8	463	0.87
k-70	гранит-порфир		1.234	10.844	0.068779	0.512453±18	4.0	463	0.74
k-87b	мелкозернистый гранит		0.936	7.117	0.079508	0.512623±13	6.6	457	0.60

Примечание. В столбце “возраст” датировки приведены по результатам U-Pb датирования по цирконам (настоящая статья), * – отмечены датировки, полученные с учетом Ar-Ar датирования (Сотников и др., 2001).

 

Таблица 2. Результаты Rb-Sr изотопных исследований магматических пород Сорского рудного узла

Номер пробы	Порода	Rb	Sr	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr±2s	(87Sr/86Sr)i*
		г/т
Уйбатский плутон
k-75	габбро	18.3	2092	0.02534	070402±3	0.70385
k-101b	монцогаббро	69.3	603	0.33245	0.70679±4	0.70452
k-69v	монцодиорит	57.9	823	0.20363	0.70531±2	0.70392
k-87	монцонит	73.9	993	0.21543	0.70556±4	0.70409
k-62	биотитовый гранит	109.0	552	0.57047	0.70781±4	0.70392
k-82	лейкогранит	54.5	251	0.62882	0.70762±4	0.70334
Малые интрузии
k-93i	габбро-порфирит	41.9	559	0.21657	0.70483±6	0.70339
k-100	монцогаббро-порфирит	109.7	1274	0.24906	0.70564±2	0.70398
k-81v	монцодиорит-порфирит	26.1	1368	0.05510	0.70405±3	0.70368
k-104	монцонит-порфир	65.1	923	0.20394	0.70564±3	0.70428
k-90d	кварцевый монцонит-порфир	54.5	628	0.25037	0.70603±7	0.70438
k-60	гранит-порфир	104.8	545	0.55612	0.70820±4	0.70453
k-84	гранит-порфир	54.6	259	0.61052	0.70929±8	0.70526
k-98	гранит-порфир	71.8	224	0.92755	0.70966±4	0.70354
k-98g	гранит-порфир	59.7	273	0.63196	0.70948±2	0.70531
k-99b	гранит-порфир	79.5	348	0.65984	0.70869±3	0.70434
k-94v	гранит-порфир	66.1	497	0.38472	0.70643±6	0.70383
k-95b	гранит-порфир	66.5	580	0.33145	0.70637±3	0.70418
k-64	гранит-порфир	98.1	415	0.68365	0.70801±5	0.70350
k-70	гранит-порфир	63.4	275	0.66706	0.70846±4	0.70406
k-87b	мелкозернистый гранит	81.3	718	0.32772	0.70639±8	0.70426

Примечание. * – Значения рассчитаны на возрасты, приведенные в Табл. 1.

 

U-Pb геохронология по циркону

Для исследования были отобраны цирконы из девяти представительных образцов магматических пород в районе Сорского месторождения. Пять из них характеризуют наиболее распространенные магматиты Уйбатского плутона: монцодиориты (k-69v), монцониты (k-74g, k-87), крупнозернистые биотитовые граниты (k-62), лейкограниты (s-557), три представляют магматиты малых интрузий: предрудные дайки монцодиорит-порфиров (k-81v), рудоносные гранит-порфиры I (k-64), пострудные дайки мелкозернистых гранитов (k-87b) и один — девонские кварцевые монцонит-порфиры (k-86). Результаты изучения U-Pb изотопной системы цирконов из 9 проб магматитов плутона и малых интрузий приведены в ESM_1 (электронное приложение) и на фиг. 9, 10. Места отбора проб отмечены на схемах (фиг. 1, 2а).

 

Фиг. 9. Катодолюминесцентные изображения цирконов из магматических пород Сорского рудного узла.

Магматиты Уйбатского плутона: а, б – монцониты, в – монцодиорит, г – крупнозернистый биотитовый гранит, д – лейкогранит. Малые интрузии рудоносного порфирового комплекса: е – монцодиорит-порфирит, ж – гранит-порфир I, з – мелкозернистый гранит. Интрузии раннего девона: и – кварцевый монцонит-порфир. Показан ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (млн. лет). Шкала 100 мкм. Номера кристаллов соответствуют ESM_1 (электронное приложение).

 

Уйбатский плутон

Монцонит (k-87) отобран в ~12 км к юго-востоку от карьера Сорского месторождения. Циркон представлен идиоморфными короткопризматическими кристаллами или обломками кристаллов размером 250–500 мкм. Для внутреннего строения циркона характерна тонкая магматическая зональность (фиг. 9a). Вариации U в цирконе составляют 315–596 г/т, Th 144–554 г/т, Th/U — 0.45–0.96. По 10 точкам получен конкордантный U-Pb возраст 472 ± 2 млн лет (СКВО = 0.016, вероятность конкордантности 0.90, фиг. 10а).

 

Фиг. 10. U-Pb изотопные диаграммы с конкордией для цирконов из магматических пород Сорского рудного узла.

Магматиты Уйбатского плутона: а, б – монцониты, в – монцодиорит, г – крупнозернистый биотитовый гранит, д – лейкогранит. Малые интрузии рудоносного порфирового комплекса: е – монцодиорит-порфирит, ж, з – гранит-порфир I, и – мелкозернистый гранит. Интрузии раннего девона: к – кварцевый монцонит-порфир.

 

Монцонит (k-74g) отобран за пределами месторождения в ~7 км к северо-востоку от Сорского карьера. Циркон образует преимущественно идиоморфные кристаллы размером 250–350 мкм, по морфологии сходные с цирконом монцонитов пробы k-87 (фиг. 9б). Для их внутреннего строения характерна не очень четко проявленная тонкая зональность с элементами секториального строения. Содержание U и Th составляет соответственно 183–572 и 115–291 г/т, величина Th/U меняется от 0.53 до 0.86. По 10 точкам установлен конкордантный U-Pb возраст 473 ± 2 млн лет (СКВО = 0.73, вероятность конкордантности 0.39, фиг. 10б).

Монцодиорит (k-69v) отобран в карьере Сорского месторождения. Акцессорный циркон, выделенный из этой пробы, представлен главным образом кристаллами и обломками кристаллов размером 200–300 мкм призматического габитуса. Некоторые кристаллы имеют гетерогенное внутреннее строение, их центральные части характеризуются практически полным отсутствием люминесценции в катодных лучах и отсутствием зональности. При этом краевые части кристаллов, как правило, интенсивно трещиноваты, обладают повышенной интенсивностью люминесценции и грубой фрагментарной зональностью (фиг. 9в, кристаллы 1, 2, 5–7, 9). Как в центральных, так и краевых частях отмечаются участки перекристаллизации с высокой люминесценцией. Кроме того, в монцодиоритах присутствуют единичные субидиоморфные кристаллы циркона призматического габитуса, в которых наблюдается почти полное исчезновение магматической структуры (фиг. 9в, кристаллы 3, 4). Морфологические особенности и внутреннее строение этих кристаллов позволяют предполагать, что их образование обусловлено перекристаллизацией цирконов магматического происхождения под воздействием более поздних расплавов и флюидов. Измеренные содержания U и Th в цирконах монцодиоритов составляют соответственно 102–917 и 41–1217 г/т, величина Th/U варьирует от 0.29 до 1.36. Наиболее высокие концентрации U (917 г/т) и Th (1217 г/т) характерны для центральных незональных низколюминесцентных участков кристаллов (фиг. 9в, точка 7.2). По 10 точкам конкордантный U-Pb возраст составил 457 ± 2 млн лет (СКВО = 0.13, вероятность конкордантности 0.72, фиг. 10в).

Крупнозернистый биотитовый гранит (k-62) отобран в ~3 км к востоку от Сорского карьера. Циркон представлен в основном призматическими и длиннопризматическими идиоморфными кристаллами размером 200–600 мкм с хорошо проявленной концентрической зональностью (фиг. 9г). Содержания U и Th умеренные (148–507 и 84–466 г/т соответственно), при вариации Th/U от 0.42 до 0.78. По 10 точкам получен конкордантный возраст 478 ± 2 млн лет (СКВО = 0.0015, вероятность конкордантности 0.97, фиг. 10г).

Лейкогранит (s-557) отобран в ~6 км к северо-востоку от Сорского карьера. Циркон представлен кристаллами и их обломками, как правило, короткопризматического и призматического габитуса размером 200–350 мкм с зональным внутренним строением (фиг. 9д). По кристаллу 2 получен молодой возраст 163 ± 2 млн лет (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U). Происхождение этого кристалла циркона неясно. Субидиоморфный кристалл 6 призматического габитуса характеризуется зональным внутренним строением и пониженной интенсивностью люминесценции. Содержание U и Th в нем составляет соответственно 413 и 554 г/т, Th/U = 1.39. По участку этого кристалла с проявленной неконтрастной тонкой осцилляционной зональностью получен возраст 607 ± 3 млн лет (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U). Источником этого циркона, по-видимому, могли быть породы ранней коры, в частности, глубинные аналоги позднерифейских образований кульбюрстюгского вулканического комплекса, представленные в районе вулканитами преимущественно основного-среднего состава и силлами мелкозернистых габбро (Секретарев и др., 2015). В остальных девяти кристаллах содержания U составляют 61–596 г/т, Th 20–563 г/т, при вариации Th/U0.35 –1.17. По 9 точкам конкордантный возраст составил 479 ± 2 млн лет (СКВО = =0.059, вероятность конкордантности 0.81, фиг. 10д).

Малые интрузии

Монцодиорит-порфирит (k-81v) отобран в карьере Сорского месторождения. Циркон представлен кристаллами и обломками кристаллов размером от 200 до 400 мкм, габитус которых меняется от коротко- до длиннопризматического (фиг. 9е). В катодных лучах цирконы характеризуются пониженной люминесценцией. В некоторых кристаллах наблюдаются зоны перекристаллизации, которые отличаются высокой люминесценцией. В отличие от цирконов из пород плутона, для цирконов монцодиорит-порфиритов характерны значительные вариации U и Th, с преобладанием повышенных концентраций этих элементов. Измеренные содержания U и Th в 10 зернах составили соответственно 206–1471 г/т (среднее 768 г/т) и 99–2290 г/т (среднее 1152 г/т). Отношение Th/U также варьирует в широких пределах от 0.49 до 2.20. По неизмененным участкам в кристаллах циркона получен конкордантный возраст 467 ± 2 млн лет (СКВО = 0.27, вероятность конкордантности 0.6, фиг. 10е).

Гранит-порфир (k-64) отобран в карьере Сорского месторождения. Цирконы, выделенные из гранит-порфиров, относятся к двум морфологическим типам. Циркон первого типа (фиг. 9ж, кристаллы 2–7, 9, 10) представлен идиоморфными призматическими кристаллами или их обломками размером 200–300 мкм. Для внутpеннего cтpоения xаpактеpна тонкая магматичеcкая зональноcть. Концентрации U (528–1321 г/т) и Th (191–964 г/т) относительно высокие. Отношение Th/U составляет 0.37–0.77. По восьми кристаллам первого типа получен конкордантный возраст 463 ± 2 млн лет (СКВО = 0.96, вероятность конкордантности 0.33, фиг. 10ж). Второй тип представлен длиннопризматическими кристаллами длиной 300–400 мкм (фиг. 9ж, кристаллы 1, 8). Кристалл 1 характеризуется слегка окатанной формой, во внутренней части проявлена ростовая зональность, а внешняя часть представлена оторочкой с неясной зональностью, неровными контурами и высокой люминесценцией по краям. Измеренная концентрация U во внешней части кристалла 1 составила 437 г/т, Th — 36 г/т, при низком отношении Th/U 0.08. Кристалл 8 содержит незональное ядро неправильной формы со следами перекристаллизации. Во внешней части кристалла проявлена нечеткая магматическая ростовая зональность, содержания U и Th в ней относительно высокие — 1471 и 756 г/т соответственно; отношение Th/U составляет 0.53. Оценки возраста циркона второго типа характеризуется древними значениями 3147 ± 6 и 2790 ± ± 8 млн лет (по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) при высокой степени дискордантности U-Pb возрастов (фиг. 10з, ESM_1 (электронное приложение)).

Мелкозернистый гранит (k-87b) отобран в ~12 км к юго-востоку от Сорского карьера. Циркон представлен в основном кристаллами призматического облика или их обломками размером 120–300 мкм (фиг. 9з). В пробе статистически выражены две возрастные группы циркона. К первой группе отнесены цирконы 1, 4, 7 и внутренняя часть гетерогенного циркона 6. Они представлены кристаллами, внутреннее строение которых характеризуется магматической зональностью и пониженной интенсивностью люминесценции. Содержания U и Th в цирконах первой группы умеренные и составляют соответственно 277–791 и 206–670 г/т. Величина Th/U варьирует от 0.42 до 0.87. ²⁰⁶Pb/²³⁸U датировки составляют от 476 ± ± 4 до 483 ± 5 млн лет. Цирконы первой группы, по-видимому, являются ксеногенными. В краевой части кристалла 4 (фиг. 9з) фиксируются зоны перекристаллизации с высокой люминесценцией и волнистыми границами, предположительно связанные с воздействием на ксеногенный кристалл гранитоидного расплава, из которого кристаллизовались мелкозернистые граниты. Конкордантный возраст по четырем точкам (1, 4, 6.1, 7) составил 478 ± 5 млн лет (СКВО = 0.59, вероятность конкордантности 0.44, фиг. 10и). Цирконы второй группы представлены в основном кристаллами призматического габитуса с хорошо проявленной магматической зональностью. Во вторую группу также включена краевая часть гетерогенного кристалла 6 (точка 6.2, фиг. 9з). По сравнению с цирконами первой группы содержания U (142–278 г/т) и Th (56–170 г/т) в цирконах второй группы ниже. Отношение Th/U составляет 0.25–0.96, ²⁰⁶Pb/²³⁸U датировки по единичным зернам варьируют от 447 ± 7 до 468 ± 6 млн лет. Конкордантный возраст по семи точкам цирконов второй группы (2, 3, 5, 6.2, 8–10) составил 457 ± 5 млн лет (СКВО = 0.84, вероятность конкордантности 0.36, фиг. 10и), который, по-видимому, отражает возраст кристаллизации расплавов, родоначальных для рассматриваемых мелкозернистых гранитов.

Интрузии раннего девона

Кварцевый монцонит-порфир (k-86) отобран в карьере Сорского месторождения. Цирконы представлены короткопризматическими кристаллами размером 200–300 мкм с тонкой неконтрастной осцилляционной зональностью (фиг. 9и). Содержания U (376–563 г/т) и Th (171–337 г/т) варьируют незначительно. Отношение Th/U составляет 0.39–0.62. Датировки единичных зерен (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U) варьируют от 409 ± 2 до 416 ± 2 млн лет. По десяти кристаллам получен конкордантный возраст 412 ±1 млн лет (СКВО = 0.03, вероятность конкордантности 0.86, фиг. 10к).

Обсуждение

Геохронология магматических событий в Сорском рудном узле

Развитие магматизма Сорского рудного узла обусловлено проявлением длительной эндогенной активности, на фоне которой произошло становление Уйбатского плутона (поздний кембрий–ранний ордовик) и малых интрузий среднеордовикского (рудоносных), позднеордовикского и раннедевонского возраста. Полученные геохронологические данные позволяют восстановить длительность и временные рубежи магматических событий в Сорском рудном узле.

В районе Сорского месторождения к настоящему времени геохронологически охарактеризованы следующие магматиты Уйбатского плутона. Ранее при ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировании по амфиболу возраст габброидов составил 481 ± 2 млн лет (Сотников и др., 2001). Нами получены следующие U-Pb датировки по цирконам: для монцонитов — 472 ± 2 и 473 ± 2, монцодиоритов — 458 ± 2, гранитов — 478 ± 2 и 479 ± 2 млн лет. Данные по U-Pb возрасту монцонитоидов занижены относительно возраста, полученного по цирконам из гранитов, и не согласуются с геологическими взаимоотношениями этих пород. Такое занижение U-Pb возраста, возможно, обусловлено частичной потерей радиогенного свинца вследствие влияния поздних магматических и гидротермальных процессов. По-видимому, наиболее близки к времени формирования монцонитоидов самые древние U-Pb (²⁰⁶Pb/²³⁸U) оценки возраста (480 ± 2 и 479 ± 4 млн лет), полученные по единичным кристаллам циркона (ESM_1 (электронное приложение): k-74g (кристалл 1), k-87 (кристалл 9)). Они хорошо согласуются с ⁴⁰Ar/³⁹Ar возрастом (479 ± 4 млн лет) амфибола из монцонита (k-87) (Сотников и др., 2001). Близкие значения U-Pb возраста цирконов (480 ± 2 и 483 ± 4 млн лет) приводятся для сиенитов кашпарского комплекса Сорского рудного района (Макаренко, Котельников, 2018). Учитывая эти данные и геологические взаимоотношения с гранитоидами тигертышского комплекса, для монцонитоидов кашпарского комплекса предполагается возраст формирования около ~480 млн лет.

U-Pb датировки биотитовых гранитов и лейкогранитов (478 ± 2 и 479 ± 2 млн лет) с учетом погрешностей в целом перекрываются с вышеприведенными ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировками габброидов и монцонитоидов. Однако это не дает основания рассматривать граниты как конечный продукт дифференциации мафической магмы во внутрикоровом очаге. Геологические, геохимические и изотопные данные (Берзина и др., 2010; 2011) свидетельствуют о том, что магма гранитов — продукт плавления коры, вызванного воздействием на нее мантийной мафической магмы.

Для рудоносного порфирового комплекса получены три группы U-Pb датировок. Согласно им, становление малых интрузий связано с несколькими импульсами магматизма (формирование предрудных, рудоносных и пострудных интрузий) во временном интервале ~467–457 млн лет. С первым предрудным импульсом связано внедрение даек габбро-, монцогаббро-, монцодиорит-порфиритов и монцонит-порфиров (467 ± 2 млн лет), cо вторым (рудоносным) — становление гранит-порфиров (463 ± 2 млн лет), с третьим (пострудным) — образование мелкозернистых гранитов (457 ± 5 млн лет). Датировки, близкие к возрасту пострудных мелкозернистых гранитов (455 ± 3 и 449 ± 4 млн лет, U-Pb, циркон) были получены ранее В. Д. Котельниковым с соавторами для даек сиенитов в Сорском рудном районе, которые эти исследователи относят к юлинскому комплексу (Котельников и др., 2018). На завершающем этапе развития магматизма Сорского рудного узла формировались девонские дайки и штоки кварцевых монцонит-порфиров (412 ± 1 млн лет).

Механизмы формирования и источники монцонитоидных, кислых магм и металлов

Габброиды и монцонитоиды плутона и малых интрузий Сорского месторождения характеризуются отрицательными аномалиями Ta, Nb, Ti, высокими содержаниями Ba и низкими Th на спектрах (фиг. 7а–б), что свидетельствует о том, что они являются производными источников, метасоматизированных субдукционными флюидами.

Магматиты Сорского месторождения характеризуются несколько повышенными содержаниями высокозарядных элементов относительно рассмотренных нами ранее Cu-Mo-порфировых месторождений (Берзина и др., 1999), что, возможно, связано с воздействием глубинных флюидов, поступавших из астеносферы (Врублевский и др., 2016, 2018; Soloviev et al., 2022). При этом геохимические характеристики свидетельствуют о том, что источником начальной (мафической) магмы была литосферная мантия, метасоматизированная субдукционными флюидами. Отсутствие гранитоидов А-типа и содержания HFSE (Zr+Nb+Ce+Y) ниже 350 г/т, по-видимому, свидетельствует о незначительной роли астеносферного источника относительно литосферной мантии при формировании магматитов Сорского месторождения. Предполагается, что астеносфера выступала как источник, который мог поставлять тепло и флюиды, способствующие развитию крупнообъемного и долгоживущего магматизма Сорского месторождения.

Распределение элементов относительно SiO₂ в породах плутона и малых интрузий (фиг. 4) свидетельствует об однонаправленности эволюции магматических процессов на этапах формирования плутона и малых интрузий. Корреляция содержаний SiO₂ с другими оксидами позволяет предположить существенную роль процессов фракционирования в эволюции мафической и монцонитоидной магмы.

Однако составы габброидов и монцонитоидов несколько отклоняются от тренда фракционной кристаллизации (фиг. 11), что, по-видимому, обусловлено проявлением наряду с фракционной кристаллизацией других механизмов (предположительно, ассимиляции субстрата) при эволюции расплава. Между монцонитоидами и лейкогранитами/гранит-порфирами фиксируется разрыв в содержании SiO₂ (58–67 мас. %) (фиг. 3). Лейкограниты и гранит-порфиры образуют самостоятельные от монцонитоидов кластеры. Все это указывает на отсутствие единого эволюционного тренда и генетической связи лейкогранитов и гранит-порфиров с мафической/монцонитоидной магмой. На фиг. 11 точки составов лейкогранитов и гранит-порфиров прослеживаются вдоль тренда плавления. Предполагается, что лейкограниты и гранит-порфиры являются производными самостоятельного относительно мафической магмы кислого расплава — продукта плавления корового материала.

 

Фиг. 11. Диаграмма La/Sm – La для магматических пород Сорского рудного узла. Векторы частичного плавления и фракционной кристаллизации приведены по (Allegre, Minster, 1978). Усл. обозн. см. фиг. 6.

 

Исследователи (Roberts, Clemens, 1993; Whalen, 2001) полагают, что высоко-K гранитоидные магмы I-типа (как, например, на месторождении Эндако, Канада) могут образоваться только при частичном плавлении водосодержащих известково-щелочных до высоко-K известково-щелочных метаморфических пород основного и среднего состава в нижней-средней коре. Sr-Nd изотопные данные, а также отрицательные аномалии Nb, Ta и Ti на мультиэлементных спектрах гранитоидов (фиг. 7в) позволяют предположить, что источником кислых магм при формировании лейкогранитов плутона и малых интрузий Сорского рудного узла могли быть островодужные метаморфизованные образования кульбюрстюгского вулканического комплекса, залегающего в основании коры. Комплекс представлен вулканическими и субвулканическими образованиями преимущественно основного-среднего состава, включающими базальты, трахибазальты, андезибазальты, андезиты, андезидациты, риолиты, туфы, габбро. Возраст комплекса считается позднерифейским с учетом геологических взаимоотношений (Секретарев и др., 2015). Породы кульбюрстюгского комплекса проявлены за пределами Сорского рудного узла в экзоконтакте Уйбатского плутона к западу от месторождения. О возможном вовлечении в процессы магмогенерации позднерифейских образований при формировании кислых пород косвенно может свидетельствовать ксеногенный кристалл циркона с U-Pb датировкой 607 ± 3 млн лет, установленный в лейкогранитах Уйбатского плутона (обр. s-557, см. выше).

Высококалиевые известково-щелочные габбро-монцодиорит-монцонитовые и гранитоидные ассоциации широко проявлены и в других интрузивных массивах кембро-ордовикского возраста в Кузнецком Алатау (Врублевский и др., 2016, 2018; Макаренко, Котельников, 2018 и др.). По совокупности геохимических и изотопных данных исследователи (Врублевский и др., 2016, 2018) рассматривают эти интрузивные массивы как продукты магматизма, проявившегося в аккреционно-коллизионной обстановке при активном мантийно-коровом взаимодействии с участием мантийного плюма.

Положительные значения ɛ_Nd(T) магматитов плутона и малых интрузий указывают на их связь с резервуаром, обедненным легкими редкими землями, таким как деплетированная мантия (Whalen, 1987). В формировании производных мантийной мафической магмы (габброидов и монцонитоидов плутона и малых интрузий) доминирует прямой вклад мантийного компонента. Положительные значения ɛ_Nd(T) гранитоидов плутона и малых интрузий свидетельствуют о том, что они являются продуктом плавления ювенильной коры. В лейкогранитах и гранит-порфирах отсутствуют признаки взаимодействия кислой и мафической магм при их формировании. Предполагается, что мантийная мафическая магма функционировала как источник тепла, контролировавший плавление коры и образование кислой магмы. Из этого следует, что при образовании кислой магмы прямой вклад мантийного компонента был незначительным, его вклад опосредован через ювенильную кору. Связь рудоносной магмы с ювенильной корой также отмечалась для Mo-порфировых месторождений Эндако, Канада (Whalen, 2001) и Чалукоу (Chalukou), Северо-Восточный Китай (Li et al., 2014), в отличие от многочисленных месторождений, например, молибденовых рудных поясов Колорадо, США (Stein, Crock, 1990) и Цинлин (Qinling), Китай (Zhu et al., 2010), характеризующихся существенным вкладом древней коры в магмообразование.

Широкие вариации значений ɛ_Nd(T) (+1.1 — +6.6) и более древний Nd модельный возраст магматитов относительно их радиогенных возрастов (табл. 1) предполагают некоторый вклад древнего корового материала при формировании пород.

Магматизм Сорского рудного узла проявился после завершения субдукции в аккреционно-коллизионной (плутон) и постколлизионной (малые интрузии) обстановках. При субдукции металлы вместе с продуктами плавления метасоматизированной мантии (гидратированная мафическая магма, обогащенная летучими), транспортируются в кору (Keith еt al., 1997; Richards, 2011). Часть из них сохраняется в продуктах кристаллизации магмы в низах коры. Другая часть переносится вместе с движущейся вверх и эволюционирующей мафической магмой. После завершения субдукции прекращается поступление в область магмообразования летучих и металлов из слэба. Однако, поскольку отмечается большое сходство геохимических параметров субдукционных и постсубдукционных магм, ассоциирующих с Cu-Mo-порфировым оруденением, исследователи предполагают опосредованную связь (через метасоматизированную мантию) последних с субдукционым процессом.

Фигуративные точки изотопных составов Pb сульфидов (пирита, молибденита, халькопирита), полевых шпатов из пород Уйбатского плутона и малых интрузий Сорского рудного узла (Берзина и др., 2011) располагаются вблизи изотопного состава Pb метасоматизированной мантии (фиг. 12). Эти данные позволяют предположить, что первичным источником Pb (металлов, в том числе молибдена) является мантия, преобразованная субдукционными флюидами, что согласуется с предположением о преобладании мантийного молибдена на медно-молибден-порфировых месторождениях (Audétat, 2010; Pettke et al., 2010, Соловьев, 2014).

 

Фиг. 12. Диаграмма ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb для полевых шпатов и сульфидов из магматических пород Сорского рудного узла.

Полевые шпаты из: 1 – габбро (k-75), 2 – монцодиорит (k-69v), 3 – лейкогранит (k-74d, k-82), 4 – монцодиорит-порфирит (k-81v), 5 – гранит-порфир (k- 70); Сульфиды: 6 – молибденит, 7 – халькопирит, 8– пирит. Изотопный состав свинца приведен по данным (Берзина и др., 2011). Положение резервуаров: DM – деплетированная мантия (Hofmann, 2003), MM – метасоматизированная мантия (Kelemen et al., 2003), OR – ороген (Zartman, Doe, 1981), UC – верхняя кора (Zartman, Doe, 1981).

 

Для постсубдукционных Cu-Mo-порфировых месторождений выделяются два пути поступления флюидов и металлов из метасоматизированной мантии при формировании потенциально рудоносной магмы: 1 — при плавлении нижней коры (продуктов островодужного магматизма) образующийся расплав в благоприятных условиях (повышенные окисленность и содержание S) мобилизует летучие и металлы из сульфидсодержащих амфиболовых кумулятов и транспортирует их на верхние горизонты коры (Richards, 2009; Wang et al., 2018), 2 — летучие и халькофильные элементы мигрируют в кислую магму при инъекции в нее горячего мафического расплава (Keith et al., 1997; Hou et al., 2013).

Предполагается, что внедрение гидратированной мафической магмы в нижнекоровый резервуар Сорской рудно-магматической системы вызвало плавление ювенильной коры и формирование в верхней части резервуара кислого расплава.

По-видимому, нельзя исключать возможности усвоения кислым расплавом летучих и халькофильных элементов, поступавших из мафической магмы нижней части резервуара и, возможно, из расплава сульфидсодержащих кумулятов нижней коры, что способствовало формированию рудоносной магмы.

Связь магматизма плутона, малых интрузий и оруденения

По вопросу связи магматитов Уйбатского плутона и рудоносных порфиров Сорского месторождения существуют альтернативные представления. Согласно В. Л. Хомичеву и В. Г. Ломаеву (Хомичев, Ломаев, 2013), лейкограниты являются производными остаточного расплава, сформировавшегося в процессе внутрикамерной дифференциации мантийной магмы, а гранит-порфиры и рудоносный флюид рассматриваются как сопряженные во времени конечные продукты эволюции лейкогранитной магмы. По мнению этих исследователей, связь гранит-порфиров и рудоносных флюидов с лейкогранитами генетическая, а между собой — парагенетическая. При этом пространственную приуроченность рудной минерализации к гранит-порфирам авторы объясняют их общими путями миграции на верхние уровни магматической системы.

Другие исследователи, рассматривая геологические взаимоотношения, такие как пересечение лейкократовых гранитов и предрудных даек монцогаббро-порфиритов и монцодиорит-порфиритов дайками рудоносных гранит-порфиров, предполагали, что лейкограниты и гранит-порфиры генетически не связаны между собой (Кузнецов и др., 1971). Такой же точки зрения придерживается и А.Г. Рублёв (Рублёв, 1995).

Большинство медно-порфировых месторождений образуются на глубинах от 1 до 6 км от поверхности (Seedorff, 2005). Предполагается, что верхние части рудообразующих Cu-Mo порфировых систем находятся на глубине 1.5–3 км от поверхности и их вертикальная протяженность может достигать 8 км (Sillitoe, 1973). В современных моделях развития гранитоидного магматизма и Cu-Mo-порфировых месторождений предполагается образование крупных батолитов и очагов, питающих рудоносные малые интрузии, в средней-верхней коре на глубине 3–5–10 км (Annen et al., 2006; Richards, 2011). При этом подразумевается, что магма в очаги верхних горизонтов поступает из нижней коры, где широко проявлены процессы взаимодействия горячей мантийной мафической магмы и корового материала. Эта область выделяется как “горячая зона” (Annen et al., 2006) с интенсивным проявлением в ней процессов плавления, ассимиляции, аккумуляции и гомогенизации и, как следствие, формирования гибридной магмы (Hildreth, Moorbath, 1988; Richards, 2003, 2005, 2011).

С учетом современных моделей формирования гранитоидных пород и развития Cu-Mo-порфировых рудно-магматических систем (Annen et al., 2006; Richards, 2011) и петрогеохимических и изотопных характеристик пород плутона и малых интрузий предполагается, что исходные для монцонитоидов и гранитоидов магмы формировались в “горячей зоне” (фиг. 13): монцодиоритовая магма формировалась, по-видимому, вследствие фракционной кристаллизации мафической магмы и ассимиляции ювенильной коры, а кислая — в результате частичного плавления ювенильной коры при тепловом воздействии мафической магмы. Отсутствие следов взаимодействия мафической/монцонитоидной и кислой магм в лейкогранитах и рудоносных гранит-порфирах свидетельствует о том, что их области генерации и пути перемещения на верхние горизонты пространственно разделены. Формирование магм происходило, по-видимому, на разных глубинных уровнях “горячей зоны”: монцодиоритовой на нижнем, а гранитной магмы - на верхнем. В средне-верхнекоровых камерах магмы эволюционировали по составу до монцонитовой и потенциально рудоносной лейкогранитной соответственно.

 

Фиг. 13. Упрощенный разрез Сорской рудно-магматической системы на время внедрения малых интрузий.

 

Между становлением плутона и внедрением малых интрузий отмечается значительный временной разрыв (не менее 7 млн лет по U-Pb изотопным данным с учетом погрешностей измерения), которому соответствует период затухания магматической активности. Ее возобновление фиксируется внедрением предрудных даек габброидов и монцонитоидов.

Внедрению гранит-порфиров предшествовал подъем и денудация кровли и частично пород плутона (Покалов, Пастухова, 1961). Перемещение плутона на верхний уровень привело к пространственному совмещению в рудном поле магматитов, формировавшихся на гипабиссальном и субвулканическом глубинных уровнях (более и менее 3 км) (Сотников и др., 1977).

Подобная ситуация отмечалась при формировании Cu-Mo-порфирового месторождения Цуйлун (Тибет), которое ассоциирует c интрузиями монцогранитов и гранодиоритов миоценового возраста: плутоном Жунмуцола и штоками и дайками рудоносных порфиров (Yang et al., 2009). По данным авторов, быстрый подъем и эрозия региона произошли в интервале от 19.5 до 17.6 млн лет. В результате безрудный плутон был перемещен к поверхности с глубины более 3 км на уровень менее 1 км и частично эродирован. Поднятие плутона и плавление источника порфировой магмы связываются с глубинным динамическим процессом, который проявился в южном Тибете на фоне подъема астеносферы в миоцене (Qu et al., 2006).

Несмотря на различия в возрасте и разные глубины образования, Уйбатский плутон и малые интрузии Сорского месторождения сложены породами однотипных ассоциаций с близкими геохимическими характеристиками. Как было отмечено выше, содержания породообразующих оксидов (фиг. 4), редких элементов (фиг. 5) в породах плутона и малых интрузий в основном перекрываются. Их мультиэлементные и редкоземельные спектры аналогичны (фиг. 7), и изотопные составы Nd, Sr, Pb (фиг. 8, 12) близки. С породами плутона и малых интрузий ассоциируют однотипные гидротермальные изменения. В них проявлена общая металлогеническая специализация. Близкие петрогеохимические и изотопные характеристики позволяют предполагать, что породы плутона и малых интрузий являются производными магм близкого состава. Принимая во внимание, что образование крупных Cu-Mo-порфировых месторождений во многом определяется такими факторами, как размер питающего магматического очага и длительность его функционирования (Сотников, Берзина, 1986; Richards, 2005), предполагается, что расплавы, формировавшие плутон и малые интрузии, генерировал крупнообъемный долгоживущий глубинный магматический резервуар.

Внедрение даек габброидов после становления Уйбатского плутона предполагает активизацию мантийного мафического магматизма. Присутствие габброидов в составе плутона и малых интрузий и временной разрыв между их проявлением (согласно геохронологическим датировкам) позволяют предполагать неоднократное продуцирование магмы в нижнем очаге, которая питала очаги, локализованные в средней-верхней коре. На месте раннего из них кристаллизовались породы Уйбатского плутона (фиг. 13). Штоки и дайки малых интрузий питала магма позднего очага. Все вышесказанное свидетельствует об отсутствии прямой генетической связи между плутоном и малыми интрузиями. Связь между ними опосредована через общий глубинный очаг. Подобные взаимоотношения между плутоном и дайками отмечались на месторождениях Шахтама (Сидоренко, 1961) и Цуйлун (Yang et al., 2009) и, по-видимому, при детальном изучении могут быть выявлены и на других месторождениях.

На Сорском месторождении с лейкогранитами плутона связана бедная Cu-Mo минерализация, а с гранит-порфирами — богатое оруденение. В качестве благоприятного фактора формирования Cu-Mo-порфировых месторождений исследователи рассматривают изменение тектонического режима (Cooke et al., 2005). Изменение тектонического режима в рассматриваемом регионе привело к быстрому подъему плутона, эрозии его кровли, а также относительному перемещению расположенного под плутоном магматического очага, питавшего рудоносные гранит-порфиры, на более высокий уровень. Эти процессы сопровождались снижением литостатического давления в этом очаге. В условиях декомпрессии происходит быстрая кристаллизация остаточного расплава, снижение растворимости воды и насыщение расплава рудоносными флюидами (Burnham, 1979; Yang et al., 2009). О высокой флюидонасыщенности магматического очага свидетельствует широкое развитие на Сорском месторождении эксплозивных брекчий, брекчиевых руд, гидротермально измененных пород (преимущественно серицитизированных) в зонах повышенной трещиноватости и проницаемости (Сотников, Берзина, 1986). Отделение рудоносных флюидов от расплава привело к развитию богатого оруденения, ассоциирующего с гранит-порфирами.

Заключение

Уйбатский плутон и локализованные в нем малые интрузии сложены однотипными породами, варьирующими по составу от габбро/габбро-порфиритов до гранитов/гранит-порфиров. Выделяются две генетически несвязанные ассоциации пород: монцонитоидная и гранитоидная. Предполагается, что монцодиоритовая магма, исходная для монцонитоидов, и гранитная магма поступали в средне-верхнекоровые камеры из нижнекорового резервуара, зоны взаимодействия горячей мафической магмы и ювенильной коры.

Согласно полученным U-Pb геохронологическим данным, становление плутона завершилось около 478 млн лет назад. Малые интрузии эпизодически внедрялись в интервале от ~467 до ~457 млн лет. Основное промышленное оруденение связано с интрузиями гранит-порфиров, возраст которых составляет ~463 млн лет.

U-Pb датировки, содержания породообразующих и редких элементов и изотопные составы Nd, Sr, Pb в однотипных породах плутона и малых интрузий свидетельствуют об их связи со средне-верхнекоровыми очагами разного возраста, но близкими по составу магм. Формирование этих очагов происходило, по-видимому, на фоне неоднократного поступления расплава из нижнекорового резервуара. Предполагается, что породы малых интрузий являются самостоятельными образованиями относительно пород плутона. Связь между ними опосредована через общий глубинный нижнекоровый резервуар.

С лейкогранитами ассоциирует бедная Cu-Mo минерализация. Проявлению богатого оруденения, связанного с гранит-порфирами, благоприятствовало изменение тектонического режима в период между завершением становления плутона и внедрением малых интрузий.

Благодарности

Авторы выражают глубокую признательность анонимным рецензентам за рассмотрение статьи, сделанные замечания и предложения, которые были учтены при редактировании и способствовали улучшению изложения. Авторы благодарны О. М. Туркиной и С. Н. Рудневу (ИГМ СО РАН, Новосибирск) за обсуждение и полезные замечания, а также Т. Б. Баяновой, П. А. Серову (КНЦ РАН, Апатиты), Н. В. Родионову (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург), Н. Г. Кармановой, И. В. Николаевой, С. В. Палесскому, В. Ю. Киселевой и Г. А. Докукиной (ИГМ СО РАН, Новосибирск), принимавшим участие в аналитических исследованиях.

Финансирование

Работа выполнена по государственному заданию ИГМ СО РАН (№ 122041400237–8) при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 16–05–00921).

Sobre autores

A. Berzina

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Email: berzina@igm.nsc.ru
Rússia, просп. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

A. Berzina

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Autor responsável pela correspondência
Email: berzina@igm.nsc.ru
Rússia, просп. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

V. Gimon

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Email: berzina@igm.nsc.ru
Rússia, просп. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

Bibliografia

Arquivos suplementares