U–Pb ages and whole-rocks and zircon geochemistry of granitoids from the Zhireken Mo-porphyry deposit, Eastern Transbaikalia: new insights into the link to mineralization

Full Text

Введение

Медно-молибден-порфировые месторождения генетически связаны с гранитоидными интрузиями I-типа, продуцируемыми (высоко-K) известково-щелочными — шошонитовыми магмами в субдукционных и постсубдукционных геодинамических обстановках. Эти гранитоидные интрузии обычно являются составной частью многофазных плутонов, сложенных несколькими сближенными по времени внедрения магматическими фазами. Они являются производными специфических расплавов, отличающихся высокими содержаниями воды, высокой окисленностью и высокими содержаниями летучих компонентов, в первую очередь, хлора и серы (Richards, 2011; Pizarro et al., 2020; Groves et al., 2022). Эти расплавы широко известны в международном научном сообществе под термином “фертильные” магмы, а сами рудопродуцирующие гранитоиды получили название “фертильные”. Выявление фертильных интрузий имеет первостепенное значение для региональных геолого-поисковых работ, а определение отличительных особенностей состава фертильных магм критически важно для совершенствования генетических моделей формирования порфировых месторождений и выработки их поисковых критериев. Для этих целей в последние несколько десятилетий эффективное развитие получили методы выявления рудогенерирующих интрузий с помощью геохимических валовых и минеральных индикаторов фертильности (Cooke et al., 2017; Wells et al., 2020; Nevolko et al., 2021; Groves et al., 2022; Светлицкая, Неволько, 2023).

Восточное Забайкалье является одним из старейших горнорудных провинций России. Регион охватывает Забайкальский сектор Монголо-Охотского складчатого пояса и характеризуется существенными запасами молибдена, меди, золота, серебра, свинца и цинка, связанными с мезозойскими порфировыми, скарновыми, порфирово-скарновыми и эпитермальными месторождениями и многочисленными россыпными месторождениями золота (Коваленкер и др., 2011; Берзина и др., 2015; Коваленкер и др., 2016; Прокофьев и др., 2017; Savichev et al., 2021). По состоянию на 2021 г., в Забайкальском крае заключено ок. 30.6% запасов молибдена России, сосредоточенных, главным образом, в двух месторождениях — Бугдаинском и Жирекенском (Государственный …, 2021). Бугдаинское месторождение является самым крупным (599.7 тыс. т Mo по категории A+B+C₁+C₂; доля в запасах РФ ок. 27%). Жирекенское месторождение содержит 61.6 тыс. т Mo по категории A+B+C₁, что составляет 2.8% от запасов молибдена РФ, однако отличается высоким средним содержанием Mo в рудах (0.11%). Оба месторождения ассоциируют с гранитоидами средне-позднеюрского возраста и рассматриваются как Mo-порфировые.

Жирекенское молибденовое месторождение было открыто в 1958 г., разведывалось в 1959–1966 гг., и, начиная с 1988 г., разрабатывается с перерывами открытым способом Жирекенским горно-обогатительным комбинатом. В 2003 г. контрольный пакет акций Жирекенского ГОКа приобрел холдинг АО “УК “СОЮЗМЕТАЛЛРЕСУРС”. На сегодняшний день Жирекенское месторождение сохраняет статус разрабатываемого, хотя добыча не ведется с 2014 г. Несмотря на длительную историю освоения, месторождение остается слабо изученным. В частности, в настоящее время существуют как минимум две схемы геологического строения месторождения, отражающие разные взгляды на взаимоотношения между интрузивными фазами; данные по химическому составу и U-Pb возрасту магматических пород крайне ограничены; генетическая связь между Mo минерализацией и конкретными интрузиями в пределах многофазного Жирекенского плутона не установлена. В данном исследовании представлены новые U-Pb цирконовые возрасты, геохимический состав цирконов и магматических пород Жирекенского месторождения. Эти данные, сопряженные с полевыми наблюдениями, используются для уточнения геологического строения месторождения, возраста оруденения и оценки рудного потенциала гранитоидов разных фаз внедрения с помощью геохимических валовых и минеральных (цирконы) индикаторов фертильности. Данная статья является частью авторского научно-исследовательского проекта по выявлению и верификации геохимических и минеральных индикаторов продуктивных интрузий, связанных с порфировыми и скарновыми системами в России (Nevolko et al., 2021; Svetlitskaya, Nevolko, 2022).

Региональное геологическое положение

Жирекенское месторождение расположено в Чернышевском районе Забайкальского края России, в ~270 км на северо-восток от г. Читы и в 5 км к северо-востоку от пос. Жирекен. Оно находится в пределах Пришилкинского блока Западно-Станового террейна, который входит в состав Селенга–Станового супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса (фиг. 1). Регион сложен докембрийским (архей–протерозойским) фундаментом и ограниченно развитыми палеозойско–мезозойскими супракрустальными комплексами и рассматривается в составе складчатого обрамления Сибирской платформы (Байкало-Становая складчатая область) (Гусев, Хаин, 1995). Западно-Становой террейн испытал несколько этапов тектономагматической активизации, которые продолжались вплоть до кайнозоя. Одним из наиболее интенсивных считается юрско–меловой этап, который связывают с эволюцией Монголо-Охотского океана (Зорин и др., 1998; Парфенов и др., 2003). Регион отличается крайне сложным геологическим строением и специфической геоморфологией (сильно расчлененная таежная область с широкими водоразделами, разделенными заболоченными речными долинами). Эти особенности, наряду с недостаточными U-Pb возрастными определениями магматических пород, привели к многочисленным путаницам и нестыковкам в номенклатуре и объемах выделяемых интрузивных комплексов.

Фиг. 1. Позиция района Жирекенского Mo порфирового месторождения на упрощенной тектонической схеме Восточного Забайкалья (Nevolko et al., 2021; Svetlitskaya, Nevolko, 2022). 1 — перидотиты (офиолиты); 2 — меланж; 3 — месторождения порфирового семейства, связанные с гранитоидами средне–позднеюрского шахтаминского комплекса: I — Бугдаинское Mo порфировое месторождение, II — Шахтаминское Mo ± Cu порфировое месторождение, III — Быстринское Cu-Au-Fe порфирово-скарновое месторождение, IV — Ново-Широкинское Au-Pb эпитермальное месторождение; 4 — Жирекенское Mo порфировое месторождение. Селенга–Становой супертеррейн (часть Центрально-Азиатского складчатого пояса): SS-I — Пришилкинский блок Западно–Станового террейна, SS-II — Витимско–Урюмский блок Селенгино–Яблонового террейна. Аргунский террейн (часть Керулено–Аргуно–Мамынского (Амурия–Северный Китай) композитного супертеррейна): AR-I — Борщовочный блок, AR-II — Газимурский блок, AR-III — Урулюнгуйский (Заурулюнгуйский) блок, AR-IV — Калга–Орочинский (Кадинско–Уровский) блок. Структурно-тектонические подразделения приведены в соответствии со схемами структурно-тектонического районирования Российской Федерации масштабов 1 : 5 000 000 и 1 : 2 500 000.

Район Жирекенского месторождения характеризуется широким развитием магматических пород (фиг. 2а). Осадочные и вулканогенно-осадочные толщи развиты крайне ограниченно и представлены средне-верхнеюрскими вулканитами среднего и кислого состава и юрско-меловыми вулканогенно-терригенными отложениями. Большая часть территории сложена палеозойскими порфировидными биотит-амфиболовыми гранитами, которые представляют собой часть крупного батолита, разобщенного на отдельные блоки (массивы) разломами и более молодыми интрузиями (Геологическая …, 1964). Среди петрографических разностей также отмечаются порфировидные биотит-амфиболовых гранодиориты, биотитовые граниты и лейкограниты. Гранитоиды прорывают протерозойские кристаллические сланцы, гнейсы, мраморизованные известняки и амфиболиты и содержат крупные ксенолиты метаморфических и магматических (габбро-диориты, диориты) пород. Последние рассматриваются как более ранняя интрузивная фаза гранитоидов. Палеозойские граниты прорваны мезозойскими магматическими комплексами, включающими: (i) интрузии лейкократовых гранитов, (ii) интрузии биотит-амфиболовых гранитов и гранодиоритов и (iii) мелкие порфировые интрузии кислого состава (гранодиорит-, гранит-, граносиенит-порфиры и кварцевые порфиры) (Геологическая …, 1964) (фиг. 2а). Палеозойские и мезозойские гранитоиды рассечены дайками основных и кислых пород.

Фиг. 2. а — Схематическая геологическая карта района Жирекенского месторождения (Геологическая …, 1964, с упрощениями и дополнениями) с вынесенным контуром карьера месторождения Жирекен. 1 — протерозойские мигматизированные кристаллические сланцы, гнейсы, мраморизованные известняки, амфиболиты; 2–3 — палеозойские интрузивные комплексы: габбро-диориты и диориты (2), порфировидные биотитовые и биотит-амфиболовые граниты (3); 4–6 — мезозойские (юрские) интрузивные комплексы: лейкократовые граниты (4), биотит-амфиболовые граниты и гранодиориты (5), гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры, граносиенит-порфиры, кварцевые порфиры (6); 7 — мезозойские (средне-верхнеюрские) вулканиты среднего и кислого состава; 8 — мезозойские (юрско-меловые) вулканогенно-терригенные отложения (конгломераты, песчаники, алевролиты, вулканиты, туфы); 9 — дайки основных (диоритовые порфириты, лампрофиры) (а) и кислых (гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры, кварцевые порфиры, аплиты, пегматиты) (б) пород; 10 — неоген-четвертичные аллювиальные отложения; 11 — разломы, включая надвиги; 12 — контур карьера Жирекенского месторождения; б — Схема геологического строения Жирекенского месторождения с разрезом (Покалов, 1978). 1 — дайки диоритовых порфиритов; 2 — дайки гранит-порфиров; 3 — мелкозернистые лейкократовые граниты; 4–5 — мелкозернисты порфировидные (4) и средне- крупнозернисты (5) биотитовые и биотит-амфиболовые граниты; 6 — разломы; в — Схема геологического строения Жирекенского месторождения (Берзина и др., 2015). 1 — гранитоиды амананского комплекса (J_2–3); 2–3 — граниты (2) и порфиры (3) рудоносного комплекса; 4 — контур рудного штокверка; 5 — разломы.

На геологической карте масштаба 1 : 200 000 первого поколения возраст палеозойских интрузий определен как ранне-среднепалеозойский (Геологическая …, 1964). Мезозойские биотит-амфиболовые граниты и гранодиориты (ii) и лейкократовые граниты (i) представлены как первая и вторая фазы амананского комплекса триасового возраста соответственно. Мезозойские порфировые интрузии (iii) отнесены к амуджиканскому комплексу средней-поздней юры. В соответствии с этой картой, Жирекенская интрузия сложена триасовыми гранитоидами амананского комплекса, прорванными штоком юрских кварцевых порфиров амуджиканского комплекса. Согласно региональной геологической карте масштаба 1 : 1000 000 последнего поколения, палеозойские граниты, мезозойские граниты и гранодиориты (ii) и мезозойские лейкограниты (i) отмечены как первая, вторая и третья фазы амананского комплекса позднепермского возраста соответственно (Геологическая …, 2010₁). Порфировые интрузии гранитоидного состава (iii) либо включены в состав второй фазы амананского комплекса, либо выделены как субвулканические образования джилиндинской свиты раннего триаса. В соответствии с этой картой, Жирекенская интрузия сложена позднепермскими гранитоидами второй фазы амананского комплекса, прорванными штоком раннетриасовых порфиров субвулканического комплекса джилиндинской свиты. Однако в объяснительной записке к данной геологической карте эти порфиры отнесены к нерчуганскому комплексу раннего триаса (Геологическая …, 2010₂). Причиной этому послужил тот факт, что при ГДП-200 новой серии была обоснована генетическая связь молибденового оруденения Жирекенского рудного узла именно с этим комплексом. В то же время более поздними исследованиями было показано, что возраст гранитоидов, вмещающих Жирекенскую интрузию, палеозойский (355–358 млн лет; Ковач и др., 2018; авторские неопубликованные данные), тогда как возраст гранитоидов самой интрузии составляет 159–163 млн лет (Берзина и др., 2015), т. е. соответствует поздней юре. Обзор имеющихся данных по изотопно-геохронологическому датированию показывает, что U-Pb цирконовые возрасты для гранитоидов амананского комплекса в регионе варьируют от 215–260 до 120–160 млн лет (http://geochron.vsegei.ru). Такой разброс значений указывает на то, что в состав комплекса включены разновозрастные интрузии.

Геологическое строение и минерализация Жирекенского месторождения

Жирекенское Mo месторождение приурочено к апикальной части одноименной крупной многофазной интрузии, обнажающейся на площади ок. 80 км² (фиг. 2а) (Геологическая …, 1964). Интрузия ограничена с севера и юга крутопадающими сбросами и сложена разнозернистыми порфировидными биотит-амфиболовыми гранитами (основная фаза Жирекенской интрузии). В западной части они переходят в гранодиорит- и гранит-порфиры краевой фации. Биотит-амфиболовые граниты прорываются дайками гранит-порфиров (кварцевых порфиров по (Геологическая …, 1964)) мощностью до 20–30 м, формирующими конусовидную структуру диаметром около 1 км. Также на месторождении установлены диорит- и монцонит-порфиры, развитые в виде даек, секущих биотит-амфиболовые граниты основной фазы, и лейкограниты, геологическое положение которых остается неопределенным. Установлены факты взаимного пересечения даек диорит-порфиров и гранит-порфиров, свидетельствующие о многократном внедрении контрастных по составу магм (Покалов, 1978; Сотников и др., 2006; Берзина и др., 2015).

Некоторая путаница существует относительно названия многофазной интрузии, к которой приурочено Жирекенское месторождение. В опубликованных исследованиях отмечается, что Жирекенское месторождение располагается в пределах Бушулейского массива (плутона) (Berzina et al., 2005; Сотников и др., 2006; Берзина и др., 2015). Однако на региональных геологических картах месторождение приурочено к Жирекенскому массиву (Геологическая …, 1964). Бушулейский массив расположен ~7 км на юг от Жирекенского, около пос. Бушулей, и сложен габбро-диоритами палеозойского возраста (Геологическая …, 1964; Геологическая …, 2010₁). В данной статье, вслед за первоисточниками, мы будет придерживаться названия “Жирекенская интрузия” для многофазного массива, в пределах которого располагается Жирекенское месторождение.

В настоящее время имеются две схемы геологического строения Жирекенского месторождения (фиг. 2б–в). Согласно (Покалов, 1978), биотит-амфиболовые граниты основной фазы имеют средне-позднеюрский возраст и прорываются дайками гранит-порфиров и диорит-порфиров (фиг. 2б). Мелкозернистые лейкократовые граниты на поверхности не обнажаются и вскрыты скважинами среди биотит-амфиболовых гранитов. Согласно (Берзина и др., 2015), гранитоиды основной фазы относятся к средне-позднеюрскому амананскому комплексу и сложены биотитовыми кварцевыми монцонитами и гранитами, содержащими ксенолиты диоритов и габбро. Гранитоиды прорываются “рудоносным комплексом”, включающим штокообразное тело мелкозернистых биотит-содержащих лейкогранитов и секущие дайки порфиров, варьирующие по составу от монцонит- до гранит-порфиров (фиг. 2в). В более ранних исследованиях (Berzina et al., 2005; Сотников и др., 2006), при такой же схеме геологического строения месторождения, в рудоносный комплекс были включены только дайки гранит-порфиров, а шток лейкогранитов рассматривался совместно с вмещающими биотитовыми гранитами в составе основной фазы амананского комплекса.

Жирекенское Mo-месторождение представляет собой кварцевый штокверк, сопряженный с зонами вкрапленной минерализации, в метасоматически измененных биотит-амфиболовых гранитах основной фазы. Дайки гранит-порфиров минерализованы слабо и неравномерно. Среди типов руд преобладают вкрапленные и прожилково-вкрапленные, в меньшей мере развиты брекчиевые руды. Рудные минералы представлены молибденитом, халькопиритом и пиритом, слагающими ок. 90–95%. Среди второстепенных и редких минералов отмечаются галенит, сфалерит, шеелит, пирротин, арсенопирит, магнетит, гематит, марказит, гаусманит, блеклые руды, борнит, халькозин, энаргит и самородная медь (Геологическая …, 1964; Покалов, 1978; Berzina et al., 2005; Геологическая …, 2010₂). Минералообразование проходило в четыре стадии: микроклин-кварцевую (калишпатизация), молибденит-халькопирит-кварцевую (серицитизация, окварцевание), сфалерит-галенит-халькопирит-кварцевую (аргиллизация, окварцевание), кварц-карбонатную (окварцевание, карбонатизация) (Геологическая …, 2010₂). На флангах развиты хлоритовые и хлорит-кальцитовые метасоматические изменения. Основной объем промышленных руд сосредоточен в калишпатизированных гранитах в центральной части месторождения. Дайки гранит-порфиров в одних случаях калишпатизированы и рассечены молибденит-кварцевыми прожилками, в других случаях отмечаются пересечения молибденит-кварцевых прожилков дайками гранит-порфиров. Взаимоотношения рудной минерализации с дайками диорит-порфиров аналогичны (Покалов, 1978).

U-Pb возраст (цирконы) гранитоидов основной фазы Жирекенской интрузии составляет 162.6 ± 1.4 млн лет (амананский комплекс; Берзина и др., 2015). Он был оценен по сборной пробе, включающей цирконы из кварцевого монцонита, взятого за пределами месторождения, и цирконы из кварцевого монцонита и гранита, взятых в пределах месторождения. U-Pb возраст (цирконы) гранитов “рудоносного комплекса” составляет 159.0 ± 1.6 млн лет (Берзина и др., 2015). Он также был оценен по сборной пробе, состоящей из цирконов из двух образцов гранита, отобранных за пределами и в пределах месторождения. U-Pb возраст (цирконы) монцонит-порфира “рудоносного комплекса”, отобранного в пределах месторождения, был оценен в 157.5 ± 2.0 млн лет (Берзина и др., 2015). Следует отметить, что в более позднем исследовании (Berzina et al., 2016), со ссылкой на статью (Берзина и др., 2015), авторы приводят уже другие значения U-Pb возраста: 161–164 млн лет для гранитоидов основной фазы Жирекенской интрузии и 161 ± 1.6 млн лет и 157.5 ± 2.0 млн лет для “рудоносного порфирового комплекса”. Результаты Re-Os датирования трех образцов молибденита из Жирекенского месторождения показали возраст 162 ± 1 млн лет, 163 ± 1 млн лет и 163 ± 1 млн лет (Berzina et al., 2003).

Образцы и методика исследования

Образцы магматических пород для проведения U-Pb изотопных и геохимических исследований были отобраны из отвалов Жирекенского месторождения. Полевые геологические наблюдения были проведены на отвалах месторождения и в природных обнажениях в пределах Жирекенской интрузии и ее окрестностей. Для лабораторных исследований были отобраны 17 образцов, включающих биотит-амфиболовые граниты и гранодиориты (образцы Zh-1 — Zh-6), биотитовые лейкограниты (образцы Zh-7 — Zh-10), гранит- и лейкогранит-порфиры (образцы Zh-11 — Zh14), кварцевые диорит-порфиры (образцы Zh-15 и Zh-16) и кварцевый монцонит-порфир (образец Zh-17).

Аналитические исследования были выполнены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ЦКП МИИ СО РАН) (г. Новосибирск). Содержания породообразующих окислов определялись методом силикатного рентгенофлуоресцентного анализа с помощью рентгеновского спектрометра ARL-9900-XP фирмы Thermo Electron Corporation (аналитик Н.Г. Карманова) Валовые содержания редких и рассеянных элементов определялись методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT фирмы Finnigan Mat (Germany) (аналитики И.В. Николаева и С.В. Палесский) по методикам (Николаева и др., 2008; Николаева и др., 2012). Цирконы для U-Pb датирования и геохимических исследований были отобраны из 8 проб магматических пород. Изучение морфологии и внутреннего строения цирконов проводилось под бинокуляром и на сканирующих электронных микроскопах JEOL JSM 6510LV и LEO 1430VP с катодолюминесцентной приставкой Detector Centaurus. Изотопное U-Pb датирование и анализ геохимического состава цирконов были выполнены методом LA-ICP-MS с помощью масс-спектрометра высокого разрешения Element XR (“Thermo Fisher Scientific”) (аналитик А.В. Карпов) по методике, детально описанной в (Nevolko et al., 2021). Диаметр лазерного пучка составил 35 мкм. Точки анализов располагались в краевых частях зерен цирконов. Ошибки изотопных отношений и возрастов даны для уровня 1σ. Для построения U-Pb диаграмм с конкордией использовался макрос Isoplot R.

Результаты исследований

Геологические взаимоотношения между магматическими породами и минерализацией

Полевые геологические наблюдения, сопряженные с последующими лабораторными исследованиями, позволили уточнить некоторые геологические взаимоотношения между разными типами магматических пород Жирекенского месторождения, а также соотношения между породами и рудной минерализацией (фиг. 3, 4, 5). Наиболее распространенными породами являются порфировидные биотит-амфиболовые граниты (Bt-Amp-граниты), слагающие основную фазу Жирекенской интрузии. Они представлены массивными крупно-средне-зернистыми породами буровато-серого до розовато-зеленоватого цвета. Породы характеризуются выраженной порфировидной структурой, обусловленной крупными (0.5–5.0 см длиной) кристаллами калиевого полевого шпата (5–25 об. %) (фиг. 3а, б). Среди петрографических вариаций гранитоидов также отмечаются порфировидные среднезернистые Bt-Amp-гранодиориты и порфировидные мелкозернистые Bt-Amp-граниты. В изученных отвалах месторождения порфировидные Bt-Amp-граниты основной фазы Жирекенской интрузии в разной степени минерализованы. Породы содержат вкрапленность, гнезда и прожилки сульфидов (пирит, халькопирит, молибденит), секутся биотит-калишпатовыми, кварцевыми и кварц-молибденитовыми жилами и прожилками (фиг. 4а, б).

Фиг. 3. Разновидности магматических пород Жирекенского месторождения. а, б — порфировидные Bt-Amp граниты, слагающие основную фазу Жирекенской интрузии; в — порфировидный Bt лейкогранит; г — резкий контакт между порфировидным Bt-Amp гранитом основной фазы Жирекенской интрузии и порфировидным Bt лейкогранитом; д — плавная извилистая граница между порфировидным Bt лейкогранитом и порфировидным Bt гранитом; е, ж — Bt-Amp гранит- и лейкогранит-порфиры; з — кварцевый диорит-порфир; и — обломки лейкогранит-порфира в кварцевом диорит-порфире; к — Bt-Amp кварцевый монцонит-порфир.

Фиг. 4. Соотношения между разными типами магматических пород и сульфидной минерализацией на Жирекенском месторождении. а, б — порфировидные Bt-Amp граниты основной фазы Жирекенской интрузии содержат гнезда и вкрапленность пирита (Py), халькопирита (Ccp) и молибденита (Mol) (а) и рассекаются кварц–молибденитовыми (Qz-Mol) жилами (б); в — порфировидный Bt гранит, рассеченный биотит-кварц-калишпатовой (Bt-Qz-Kfs) жилой с молибденитом и пиритом; г — порфировидный Bt лейкогранит c молибденит-пирит-халькопиритовой вкрапленностью; д — брекчия, сложенная обломками порфировидного Bt лейкогранита и тонкозернистым молибденит-биотит-кварцевым цементом; е — брекчия, сложенная обломками порфировидного Bt лейкогранита, сцементированными кварц-биотит-магнетит-сульфидным (халькопирит, пирит, молибденит) (Qz-Bt-Mag-Ccp-Py-Mol) агрегатом; ж — брекчия, сложенная обломками лейкогранит-порфира и порфировидного Bt-Amp гранита и рассеченная кварц-калишпатовым (Qz-Kfs) прожилком с молибденитом; з, и — обломок порфировидного Bt-Amp гранита в кварцевом диорит-порфире. Bt-Amp гранит содержит вкрапленность молибденита, пирита и халькопирита (Mol+Py+Ccp), кварцевый диорит-порфир — вкрапленность пирита и халькопирита (Py+Ccp).

Фиг. 5. Выходы магматических пород к западу от месторождения Жирекен, в пределах Жирекенской интрузии (а) и за пределами Жирекенской интрузии, в окрестностях устья ручья Лукжен (б). а — порфировидные Bt-Amp граниты основной фазы Жирекенской интрузии рассекаются дайкой кварцевых диорит-порфиров и вмещают блок порфировидных Bt лейкогранитов; б — порфировидные Bt лейкограниты палеозойского возраста рассекаются дайками гранит-порфиров и кварцевых диорит-порфиров.

Все остальные типы пород развиты очень ограниченно. Порфировидные биотит-содержащие лейкограниты (Bt-лейкограниты) представляют собой массивные мелко-среднезернистые буровато-серые породы с порфировыми вкрапленниками полевых шпатов и кварца размером 0.3–1.0 см (5–20 об. %) (фиг. 3в). Количество биотита в породе, как правило, не превышает 3 об. %. Наблюдаемые контакты между лейкогранитами и Bt-Amp-гранитами основной фазы Жирекенской интрузии довольно резкие, прямые (фиг. 3г). Среди петрографических вариаций лейкогранитов отмечаются порфировидные Bt-граниты, характеризующиеся повышенным содержанием биотита (до 5–7 об. %) и плавными извилистыми границами с Bt лейкогранитами (фиг. 3д). Порфировидные Bt-граниты и Bt-лейкограниты в разной степени минерализованы и формируют обломки в минерализованных брекчиях (фиг. 4в–е). В пределах Жирекенской интрузии, в окрестностях месторождения Жирекен, Bt-лейкограниты отмечаются в виде блока в Bt-Amp-гранитах основной фазы (фиг. 5а).

Гранит-порфиры представлены массивными неравномернозернистыми породами, сложенными вкрапленниками полевых шпатов, кварца, биотита и амфибола размером от 0.5 мм до 2.5 см (15–40 об. %), погруженными в афанитовую основную массу (фиг. 3е). Породы варьируют от буровато-серых Bt-Amp-гранит-порфиров до бежево-серых Amp-содержащих Bt- и Bt-лейкогранит-порфиров (фиг. 3ж). В пределах отвалов Жирекенского месторождения гранит-порфиры отмечаются очень редко, в виде небольших самостоятельных обломков. Они часто содержат рассеянную вкрапленность пирита, халькопирита и молибденита и рассекаются тонкими кварц-карбонатными и кварц-серицитовыми прожилками с молибденитом. Геологические взаимоотношения гранит-порфиров с другими типами пород остаются неясными. Только в одном случае была обнаружена минерализованная брекчия, сложенная обломками лейкогранит-порфиров и порфировидных Bt-Amp-гранитов основной фазы Жирекенской интрузии (фиг. 4ж). За пределами Жирекенской интрузии, в окрестностях устья ручья Лукжен, Bt-Amp-гранит-порфиры формируют дайку видимой мощностью ок. 2 м, рассекающую палеозойские лейкограниты (фиг. 5б).

Кварцевые диорит-порфиры представляют собой массивные темно-серые до черно-серых породы, состоящие из вкрапленников плагиоклаза, кварца, биотита и амфибола размером 0.5–7.0 мм (10–20 об. %) и мелко- тонкозернистой основной массы (фиг. 3з). В породах отмечаются обломки (ксенолиты) порфировидных Bt-Amp-гранитов и Bt-лейкогранит-порфиров (фиг. 3и, 4з–и). На контакте с ксенолитами в диорит-порфирах часто присутствуют ксенокристы полевых шпатов (фиг. 3и). Ксенолиты гранитоидов содержат прожилково-вкрапленную молибденит-пирит-халькопиритовую минерализацию, тогда как в кварцевых диорит-порфирах отмечается рассеянная пирит-халькопиритовая вкрапленность. Дайки кварцевых диорит-порфиров рассекают Bt-Amp-граниты в пределах Жирекенской интрузии (фиг. 5а) и палеозойские лейкограниты за пределами интрузии (фиг. 5б).

Кварцевые монцонит-порфиры представлены массивными серыми породами, сложенными вкрапленниками плагиоклаза, кварца, биотита и амфибола размером от 0.5 до 8.0 мм (10–15 об. %) и мелкозернистой основной массой (фиг. 3к). В отвалах Жирекенского месторождения, они отмечаются в виде небольших самостоятельных обломков. Породы содержат тонкую вкрапленность пирита, халькопирита и молибденита, количество сульфидов варьирует от единичных зерен до 0.5 об. %.

Краткая петрографическая характеристика магматических пород

Порфировидные Bt-Amp-граниты основой фазы Жирекенской интрузии (образцы Zh-1 — Zh-5) сложены вкрапленниками полевых шпатов (плагиоклаз < калиевый полевой шпат), погруженными в мелко-среднезернистую (1.0–3.0 мм) амфибол-биотит-кварц-полевошпатовую основную массу. Вкрапленники калиевого полевого шпата часто находятся в срастании с более мелкими зернами кварца и плагиоклаза и содержат включения плагиоклаза, амфибола, биотита и кварца. Минеральный состав пород: амфибол (5–10 об. %), биотит (2–7%), плагиоклаз (20–30%), калиевый полевой шпат (30–43%) и кварц (25–30%) (фиг. 6а). Среди акцессорных минералов отмечаются магнетит, титанит, циркон и апатит. В порфировидных Bt-Amp-гранодиоритах (образец Zh-6) количество плагиоклаза увеличивается до 40%, а количество калиевого полевого шпата и кварца снижается до 25 и 20% соответственно. Порфировидные мелкозернистые Bt-Amp-граниты (образец Zh-3) сложены вкрапленниками полевых шпатов (плагиоклаз > калиевый полевой шпат), кварца и единичных кристаллов биотита и амфибола, погруженными в мелко- среднезернистую (0.1–2.0 мм) амфибол-биотит-полевошпат-кварцевую основную массу. Минеральный состав пород: амфибол (5%), биотит (7%), плагиоклаз (35%), калиевый полевой шпат (23%) и кварц (30%).

Фиг. 6. Микрофотографии, показывающие петрографические характеристики основных типов магматических пород Жирекенского месторождения (николи скрещены, проходящий свет). а — порфировидный Bt-Amp гранит основной фазы Жирекенской интрузии (образец Zh-1); б — порфировидные Bt лейкогранит (образец Zh-9); в — Bt-Amp гранит-порфир (образец Zh-11); г — Bt лейкогранит-порфир (образец Zh-13); д — Bt-Amp кварцевый диорит-порфир (образец Zh-16); е — Bt-Amp кварцевый монцонит-порфир (образец Zh-17). Amp — амфибол; Bt — биотит; Pl — плагиоклаз; Kfs — калиевый полевой шпат; Qz — кварц; Mag — магнетит; Ap — апатит; Zr — циркон; Ttn — титанит.

Фиг. 7. U-Pb диаграммы с конкордиями для зерен цирконов из гранитоидов основной фазы Жирекенской интрузии. Погрешности вычисленных конкордантных возрастов T приведены на уровне 2σ. Сплошные черные эллипсы — результаты частных анализов, по которым рассчитывался U-Pb возраст. Пунктирные красные эллипсы — результаты частных анализов, показавшие дискордантные значения. Сплошные цветные эллипсы — результаты частных анализов ксеногенных возрастных популяций цирконов. Диаграммы средневзвешенных ²⁰⁶Pb-²³⁸U возрастов приведены для выборки цирконов, по которым рассчитывался U-Pb возраст (сплошные черные эллипсы). Длина масштабной линейки — 100 мкм.

Порфировидные Bt-лейкограниты (образцы Zh-7, Zh-8, Zr-9) состоят из вкрапленников полевых шпатов (плагиоклаз > калиевый полевой шпат) и кварца и мелкозернистой (0.1–1.0 мм) биотит-полевошпат-кварцевой основной массы. Вкрапленники кварца часто находятся в срастании с калиевым полевым шпатом. Минеральный состав пород: биотит (ок. 3%), плагиоклаз (17–22%), калиевый полевой шпат (35–40%) и кварц (ок. 40%) (фиг. 6б). Акцессорные минералы: титанит, циркон, апатит и магнетит-ильменитовые срастания. Порфировидные Bt-граниты (образец Zr-10) характеризуются более высоким содержанием биотита (до 7%), меньшим количеством кварца (ок. 33–35%) и преобладанием плагиоклаза над калиевым полевым шпатом.

Bt-Amp-гранит-порфиры (образцы Zh-11 и Zh-12) и Bt-лейкогранит-порфиры (образцы Zh-13 и Zh-14) характеризуются выраженной сериально-порфировой структурой, с несколькими генерациями вкрапленников, погруженными в мелко- тонкозернистую основную массу. В гранит-порфирах вкрапленники представлены полевыми шпатами, кварцем, биотитом и амфиболом, основная масса имеет биотит-полевошпат-кварцевый состав (фиг. 6в). Вкрапленники калиевого полевого шпата развиты в виде мономинеральных или калишпат–плагиоклазовых гломер-порфировых сростков, содержат включения плагиоклаза и биотита. Породы сложены амфиболом (ед. зерна до 3%), биотитом (4–10%), плагиоклазом (25–30%), калиевым полевым шпатом (30–33%) и кварцем (30–35%). Лейкогранит-порфиры состоят из вкрапленников полевых шпатов, кварца и биотита, погруженных в полевошпат-кварцевую основную массу (фиг. 6г). Минеральный состав пород: биотит (ок. 7%), плагиоклаз (23–25%), калиевый полевой шпат (27–30%) и кварц (ок. 40%), редко среди вкрапленников отмечаются единичные зерна амфибола. В обоих петрографических разностях акцессорные минералы представлены титанитом, апатитом, магнетитом и цирконом.

Кварцевые диорит-порфиры (образцы Zh-15 и Zh-16) состоят из вкрапленников плагиоклаза, кварца, биотита и амфибола и мелкозернистой (0.1–0.6 мм) основной массы (фиг. 6д). Основная масса содержит разноориентированные лейсты плагиоклаза, биотита и амфибола, с небольшим количеством кварца в интерстициях. Минеральный состав пород: амфибол (5–10%), биотит (15–20%), плагиоклаз (65–68%) и кварц (7–10%). Акцессорные минералы представлены титанитом, апатитом и магнетитом.

Кварцевый монцонит-порфир (образец Zh-17) состоит из вкрапленников плагиоклаза (с пертитовыми каймами), кварца, биотита и амфибола, погруженных в мелко- среднезернистую (0.1–1.5 мм) основную массу (фиг. 6е). Основная масса сложена лейстами плагиоклаза и игольчатыми и длиннопризматическими зернами амфибола, в интерстициях между которыми находятся калиевый полевой шпат и кварц. Минеральный состав пород: амфибол (20%), биотит (8%), плагиоклаз (50%), калиевый полевой шпат (15%) и кварц (7%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и магнетитом с ламеллями ильменита.

Результаты U-Pb датирования

Результаты U-Pb изотопного датирования цирконов представлены в табл. 1 и иллюстрированы на фиг. 7, 8 и 9. Выделенные цирконы обладают коротко- или длиннопризматическим габитусом, размер кристаллов варьирует от 90 до 300 мкм. Большая часть зерен характеризуется отчетливо выраженной осциляторной зональностью, часто со слабо зональными центральными частями (фиг. 7–9). Во всех гранитоидах отмечаются зерна цирконов с выраженными слабо зональными/незональными более темными или более яркими ядрами (фиг. 7б, 8а, 9а). Величина Th/U отношения варьирует в диапазоне 0.55–1.16 для всех изученных зерен, в единственном случае достигая значения 1.8 (табл. 1). Значения Th/U отношений, совместно с особенностями внутреннего строения, сопоставимы с характеристиками цирконов магматического генезиса (Belousova et al., 2002; Ni et al., 2020).

Фиг. 8. U-Pb диаграммы с конкордиями для зерен цирконов из Bt лейкогранитов. Погрешности вычисленных конкордантных возрастов T приведены на уровне 2σ. Сплошные черные эллипсы — результаты частных анализов, по которым рассчитывался U-Pb возраст. Пунктирные красные эллипсы — результаты частных анализов, показавшие дискордантные значения. Сплошные цветные эллипсы — результаты частных анализов ксеногенных возрастных популяций цирконов. Диаграммы средневзвешенных ²⁰⁶Pb-²³⁸U возрастов приведены для выборки цирконов, по которым рассчитывался U-Pb возраст (сплошные черные эллипсы). Длина масштабной линейки — 100 мкм. На диаграмме (а), возрастные популяции ксеногенных цирконов не отображены и представлены по данным табл. 1.

Фиг. 9. U-Pb диаграммы с конкордиями для зерен цирконов из Bt-Amp гранит-порфиров и кварцевого монцонит-порфира. Погрешности вычисленных конкордантных возрастов T приведены на уровне 2σ. Сплошные черные эллипсы — результаты частных анализов, по которым рассчитывался U-Pb возраст. Пунктирные красные эллипсы — результаты частных анализов, показавшие дискордантные значения. Сплошные цветные эллипсы — результаты частных анализов ксеногенных возрастных популяций цирконов. Диаграммы средневзвешенных ²⁰⁶Pb-²³⁸U возрастов приведены для выборки цирконов, по которым рассчитывался U-Pb возраст (сплошные черные эллипсы) (а–б), или для всех возрастных популяций цирконов (в). Длина масштабной линейки — 100 мкм.

Таблица 1. Результаты U–Pb изотопных исследований цирконов из гранитоидов Жирекенского месторождения

Примечание. Rho – коэффициент корреляции погрешностей ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁶Pb/²³⁸U изотопных отношений. В столбце “CM” указаны анализы, показавшие дискордантные возрастные значения (DA) или наличие нерадиогенного свинца (²⁰⁴Pb), а также отмечены возрастные популяции ксеногенных цирконов (P-I-I – популяция I-I, P-I – популяция I, P-II – популяция II, P-III – популяция III, P-IV – популяция IV). Результаты U-Pb датирования, показавшие наличие нерадиогенного свинца или значимую дискордантность, отмечены зачеркиванием.

Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст порфировидного Bt-Amp-гранита (образец Zh-2), рассчитанный по 13 точкам, составил 161.9 ± 1.2 млн лет (фиг. 7a). Из 15 проанализированных точек одно значение было исключено из-за высокой дискордантности, еще одно показало более древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (166.1 ± 2.4 млн лет) (табл. 1). Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст порфировидного Bt-Amp-гранита (образец Zh-5), рассчитанный по 14 точкам, составил 160.9 ± 1.2 млн лет (фиг. 7б). Из 15 проанализированных точек одно значение было исключено из-за наличия нерадиогенного свинца (табл. 1). Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст порфировидного Bt-Amp-гранодиорита (образец Zh-6), рассчитанный по 9 точкам, составил 162.8 ± 1.5 млн лет (фиг. 7в). Из 15 проанализированных точек четыре значения были исключены из-за высокой дискордантности или наличия нерадиогенного свинца, а два циркона показали более древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (166.8 ± 2.2 млн лет и 167.6 ± 2.3 млн лет) (табл. 1).

Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст порфировидного Bt-лейкогранита (образец Zh-8), рассчитанный по 8 точкам, составил 165.9 ± 1.6 млн лет (фиг. 8а). Из 12 проанализированных точек одно значение было исключено из-за высокой дискордантности, а три анализа показали более древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (180.4 ± 2.4 млн лет, 182.0 ± 2.5 млн лет и 186.5 ± 2.5 млн лет) (табл. 1). Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст порфировидного Bt-лейкогранита (образец Zh-9), рассчитанный по 10 точкам, составил 164.1 ± 1.3 млн лет (фиг. 8б). Из 15 проанализированных точек четыре значения были исключены из-за высокой дискордантности, а один анализ показал более древний²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (168.4 ± 2.2 млн лет) (табл. 1).

Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст Bt-Amp-гранит-порфира (образец Zh-11), рассчитанный по 8 точкам, составил 162.7 ± 1.5 млн лет (фиг. 9а). Из 15 проанализированных точек одно значение было исключено из-за высокой дискордантности, а шесть анализов показали более древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (от 165.0 ± 2.3 млн лет до 166.2 ± 2.2 млн лет и от 168.8 ± 2.3 млн лет до 169.2 ± 2.3 млн лет) (табл. 1). Конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст Bt-Amp-гранит-порфира (образец Zh-12), рассчитанный по 11 точкам, составил 161.5 ± 1.3 млн лет (фиг. 9б). Из 15 проанализированных точек четыре анализа показали более древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (от 164.1 ± ± 2.1 млн лет до 167.2 ± 2.2 млн лет) (табл. 1).

Из 15 точек, проанализированных из Bt-Amp-кварцевого монцонит-порфира (образец Zh-17), два значения были исключены из-за высокой дискордантности, а десять анализов показали древний ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст (от 164.6 ± 2.1 млн лет до 166.0 ± 2.2 млн лет и от 159.0 ± 2.1 млн лет до 163.3 ± 2.1 млн лет) (табл. 1). Три оставшихся анализа показали конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст 158.0 ± 2.5 млн лет (фиг. 9в). По результатам проведенных U-Pb изотопных исследований, в гранитоидах Жирекенской интрузии были установлены следующие возрастные популяции ксеногенных цирконов: ок. 186.5 млн лет (популяция I–I в Bt-лейкогранитах); ок. 180–182 млн лет (популяция I в Bt-лейкогранитах); ок. 166–169 млн лет (популяция II в Bt-лейкогранитах, Bt-Amp-гранитах и гранит-порфирах); ок. 164–166 млн лет (популяция III в Bt-Amp гранит-порфирах и монцонит-порфире); ок. 159–163 млн лет (популяция IV в Bt-Amp-монцонит-порфире).

Краткая петролого-геохимическая характеристика гранитоидов

Содержания породообразующих окислов и редких и рассеянных элементов в гранитоидах Жирекенского месторождения представлены в табл. 2 и иллюстрированы на фиг. 10. Полученные данные по породообразующим окислам были пересчитаны на сухой остаток, и эти пересчитанные значения были использованы при обсуждении петрохимических характеристик пород. Все изученные породы характеризуются невысокими значениями ППП < 3.5 мас. % (0.21–2.9 мас. %) и низким содержанием SO₃. Наложенные изменения представлены преимущественно слабой серицитизацией плагиоклаза, частичной хлоритизацией амфибола и биотита. Иногда отмечаются малочисленные карбонатные гнезда, единичные тонкие кварц-карбонатные прожилки и единичные тонкие зерна сульфидов. Степень вторичных изменений изученных образцов низкая, количество новообразованных минералов не превышает 3–5 об. %.

Таблица 2. Содержания породообразующих окислов (мас. %) и редких и рассеянных элементов (г/т) в гранитоидах Жирекенского месторождения

Примечание. BAGr – порфировидный Bt-Amp гранит; BAGd – порфировидный Bt-Amp гранодиорит; BLGr – порфировидный Bt лейкогранит; BGr – порфировидный Bt гранит; BAGr-p – Bt-Amp гранит-порфир; BLGr-p – Bt лейкогранит-порфир; BAQD-p – Bt-Amp кварцевый диорит-порфир; BAQM-p – Bt-Amp кварцевый монцонит-порфир. ППП – потери при прокаливании.

Фиг. 10. Петрохимические характеристики гранитоидов Жирекенского месторождения. а — диаграмма Na₂O + K₂O — SiO₂ (по Middlemost, 1994; Шарпенок и др., 2013); б — диаграмма K₂O — SiO₂ (по Peccerillo, Taylor, 1976); в — диаграмма A/NK–A/CNK (по Maniar, Piccoli, 1989). A/CNK — молекулярные отношения Al₂O₃/(CaO + Na₂O + +K₂O), A/NK — молекулярные отношения Al₂O₃/(K₂O + Na₂O); г — диаграмма FeO/(FeO + MgO) — SiO₂. Граница железистых — магнезиальных разностей (линия Fe*) дана по Frost, Frost (2008); д — диаграмма (K₂O + Na₂O)/CaO — (Zr + Nb + Ce + Y) (по Whalen et al., 1987). Ранее опубликованные составы пород амананского и рудоносного комплексов Жирекенского месторождения (Берзина и др., 2015) представлены для сравнения.

Порфировидные Bt-лейкограниты и Bt-граниты представлены умеренно-щелочными породами с высокими содержаниями SiO₂ (72.1–76.6 мас. %) и щелочей (4.7–5.6 мас. % K₂O; 2.9–3.5 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 1.4–2.0) (табл. 2, фиг. 10а). Порфировидные Bt-Amp-граниты и гранодиориты характеризуются более низкими содержаниями SiO₂ (65.1–69.3 мас. %) и варьируют по составу от умеренно-щелочных гранитов (3.9–4.7 мас. % K₂O; 3.7–4.3 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 0.9–1.3) до гранодиоритов (~2.4 мас. % K₂O; ~4.7 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 0.5). Bt-Amp-гранит-порфиры отличаются высокими, сопоставимыми с лейкогранитами, содержаниями SiO₂ (71.5–75.4 мас. %) и варьируют по составу от субщелочных двуполевошпатовых гранитов (4.4–5.8 мас. % K₂O; 2.9–3.7 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 1.2–2.0) до субщелочных двуполевошпатовых лейкогранитов (4.3–4.8 мас. % K₂O; 3.4–3.5 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 1.2–1.4). Bt-Amp-кварцевые диорит-порфиры показывают низкие содержания SiO₂ (59.6–60.5 мас. %) и щелочей (2.6–2.9 мас. % K₂O; ~ 3.5 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 0.7–0.8). Для сравнения, Bt-Amp кварцевый монцонит-порфир показывает более низкие содержания SiO₂ (~ 59.1 мас. %) и более высокие концентрации щелочей (~3.5 ас. % K₂O; ~4.3 мас. % Na₂O; K₂O/Na₂O = 0.8). Изученные гранитоиды относятся к высоко-K известково-щелочной — шошонитовой сериям, они представлены в основном магнезиальными разностями и располагаются в поле метаалюминиевых — слабопералюминиевых гранитоидов I-типа (индексы A/ CNK = 0.86–1.14 и A/NK = = 1.21–1.59) (фиг. 10б–г). Лейкограниты показывают петрохимические характеристики фракционированных гранитоидов, лейкогранит-порфиры группируются на границе фракционированных и нефракционированных разностей, остальные породы относятся к нефракционированным гранитоидам (фиг. 10д).

Изученные породы характеризуются умеренно-фракционированными спектрами распределения редкоземельных элементов (REE), с преобладанием легких REE (LREE: La — Nd) над тяжелыми REE (HREE: Er — Lu) ((La/Yb)_CN = = 10–25), и показывают разную степень обеднения средними REE (MREE: Sm — Ho) ((Dy/Yb)_CN = = 0.45–1.60) и варьирующие значения Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.40–0.87) (фиг. 11а). При этом все гранитоиды показывают сходный характер распределения редких и рассеянных элементов, выраженный в обогащении пород крупноионными литофильными элементами (LILE: Rb, Ba), Th и U и обеднении Ta, Nb и Ti (фиг. 11б). Лейкограниты и лейкогранит-порфиры деплетированы Ba и Sr относительно остальных гранитоидов.

Фиг. 11. Распределения редкоземельных элементов, нормированных на состав хондрита (а) и спайдерграммы редких и рассеянных элементов, нормированных на состав примитивной мантии (б) для гранитоидов Жирекенского месторождения. Ранее опубликованные составы пород амананского и рудоносного комплексов Жирекенского месторождения (Берзина и др., 2015) представлены для сравнения. Состав хондрита и примитивной мантии по Sun, McDonough (1989).

Геохимические характеристики цирконов

Результаты геохимического изучения цирконов из гранитоидов Жирекенского месторождения представлены в табл. 3 и иллюстрированы на фиг. 12. Для выявления составов цирконов, измененных в результате захвата минеральных или флюидных включений во время анализа (Rayner et al., 2005; Duan et al., 2019), геохимические данные, показавшие обогащение LREE (La > 0.1 г/т (Zou et al., 2019; Ni et al., 2020); Pr_СN > 10 (Cavosie et al., 2006)), а также Ti > 50 г/т (Lu et al., 2016), Ca и P, были исключены из рабочей выборки (табл. 3). Оставшиеся составы показывают типичные для магматических цирконов хондрит-нормированные спектры распределения REE, обедненные LREE (La – Eu) и обогащенные HREE (Gd – Lu), с выраженными положительными Ce и отрицательными Eu-аномалиями (Hoskin, Schaltegger, 2003) (фиг. 12а). Все они, за исключением одного состава циркона из кварцевого монцонит-порфира, соответствуют составам автокристов и показывают эволюционный тренд, обусловленный фракционированием расплава (фиг. 12б).

Фиг. 12. Геохимические характеристики цирконов из гранитоидов Жирекенского месторождения. а — хондрит-нормированные спектры распределения редкоземельных элементов в цирконах. Состав хондрита по Sun, McDonough (1989); б — диаграмма Фактор фракционирования (Th_(zircon/rock)/U_{(zircon/rock)}) — температура насыщения циркона (T^{Ti–in–Zircon} (^oC)) (Olierook et al., 2020) для выявления автокристов и унаследованных цирконов (антекристы, ксенокристы, реститовые цирконы). Фактор фракционирования рассчитан по методу Kirkland et al. (2015); в — диаграмма Dy/Yb — T^{Ti–in–Zircon} (^oC). Стрелками показаны векторы увеличения и снижения содержания воды в магмах; в — диаграмма Eu/Eu^* — T^{Ti–in–Zircon} (^oC). Стрелками показаны векторы увеличения и снижения степени окисленности магм. Отношения Eu/Eu^* рассчитаны как (Eu)_CN/[(Sm)_CN×(Gd)_CN]^0.5, где “CN” обозначает содержание элемента, нормированное на состав хондрита по (Sun, McDonough, 1989). Температуры кристаллизации цирконов (T^{Ti–in–Zircon} (^oC)) рассчитаны с помощью Ti-in-zircon термометра (Ti-in-Zr) по методу Watson et al. (2006). Группа I — цирконы ранней популяции из всех изученных гранитоидов. Группа II — цирконы поздней популяции из Bt-Amp гранитов, Bt-Amp гранит-порфиров и кварцевого монцонит-порфира. Группа IIа — цирконы поздней популяции из Bt лейкогранитов.

Таблица 3. Содержания редких и рассеянных элементов (в г/т) в цирконах из гранитоидов Жирекенского месторождения