Морозкинское золоторудное месторождение (южная Якутия): возраст и источники рудного вещества

Введение

Алданский щит – крупнейший выступ фундамента Сибирской платформы, в пределах которого в позднемезозойское время широко проявился калиевый магматизм, сформировавший Алданскую высококалиевую щелочную провинцию [18]. Одним из девяти золоторудных районов этой провинции является Центрально-Алданский [6, 7, 11], в состав которого входит и интрузивный массив сиенитов горы Рудная с недавно открытым Морозкинским золоторудным месторождением с запасами 17,3 т золота. Оруденение приурочено к зонам березитизации (Qz-Ser-Ank-Py) и представлено прожилково-вкрапленной и жильной минерализацией, локализованной в крутопадающих субмеридиональных зонах дробления внутри интрузии. История изучения, изотопно-геохимические исследования сиенитов и частично петрографо-геохимические особенности гидротермально-метасоматических образований месторождения приведены в ранее опубликованных работах [8, 10, 13]. Несмотря на высокую степень изученности объекта, некоторые принципиальные вопросы, касающиеся возраста рудной минерализации и источника вещества, остаются нерешенными. В работе [13] на основании локального уран-свинцового датирования цирконов (SHRIMP-II) было установлено время магматической кристаллизации сиенитов горы Рудная ~130 млн лет назад. Образование рудоносных метасоматитов (березитов) происходило на завершающем этапе кристаллизации по мере остывания интрузии. При этом нельзя исключать того, что рудная минерализация в березитах могла быть связана с более поздними процессами и накладывалась на уже сформированные ранее метасоматиты.

Для уточнения возраста непосредственно гидротермальных процессов и источника рудного вещества авторами проведены комплексные изотопно-геохимические и геохронологические (Re-Os, Pb и δ³⁴S) исследования рудоносных метасоматитов. Результаты этих исследований позволяют подойти к решению вопроса о возрасте рудообразования, источнике минерального вещества и эволюции процессов рудообразования и магматизма горы Рудная.

Геологическая характеристика месторождения

Рудные тела Морозкинского месторождения локализованы в сиенитовом массиве горы Рудная, который расположен в пределах Центрально-Алданского рудного района вблизи поселка Лебединый (рис.1). Подробно геологическое строение территории горы Рудная рассмотрено в работах [8, 10, 13].

В структурно-тектоническом плане массив совпадает с Томмотской магмо- и рудоконтролирующей зоной разломов, которая выступала в роли подводящих каналов для магматических расплавов в позднемезозойское время [9]. Интрузия прорывает породы федоровской толщи (амфиболовые, гиперстен-амфиболовые, двупироксеновые гнейсы и кристаллические сланцы) и гранитоиды раннепротерозойского возраста (рис.2) и частично подстилается маломощными пластами венд-нижнекембрийских доломитов [6, 15]. Интрузия имеет форму лакколита, максимальная мощность которого достигает 180 м [10]. Сложен массив позднемезозойскими и порфировидными сиенитами. Породы массива прорваны более поздними дайками и силлами сиенит-порфиров и известково-щелочных лампрофиров, протяженность которых достигает 1 км при мощности в несколько метров.

Внедрение сиенитового расплава привело к образованию контактово-метасоматических и гидротермально-метасоматических ассоциаций. По структурно-вещественным характеристикам и минеральным парагенезисам все метасоматиты разделены на пять групп: фельдшпатолиты, пропилиты, скарноиды, гумбеиты и березиты. Образование метасоматитов происходило на всех этапах становления массива: от момента внедрения сиенитового расплава (фельдшпатолиты, скарноиды, пропилиты) до его кристаллизации (березиты и гумбеиты) как во вмещающих породах, так и в породах самой интрузии. Промышленное золотое оруденение приурочено к зонам березитизации (Qz-Ser-Ank-Py) на участках интенсивной метасоматической переработки пород вдоль крутопадающих разломных структур внутри интрузии [8]. Наиболее протяженные и мощные зоны, заключающие не менее 90 % ресурсов золота на месторождении: Крутая-Коллективная, Возрождение и Гранитная-Рудная-I, II (рис.2). В пределах рудоносных зон развита сульфидная (пирит, халькопирит и арсенопирит) прожилково-вкрапленная и жильная минерализация, с которой парагенетически связано золото.

Согласно опубликованным данным [10], запасы месторождения 17,3 т золота при среднем содержании 1,6 г/т. По химическому составу золото представляет собой золото-серебряный сплав, пробность которого в среднем составляет 870 ‰. Гидротермально-метасоматический характер рудной минерализации, наличие зон дробления и вторичного обогащения в окислительных условиях гипергенеза, прожилково-вкрапленная текстура метасоматитов – все свидетельствует о полистадийном формировании Морозкинского месторождения, которое авторами отнесено к золото-медно-порфировому типу [8].

Методика и методы исследования

Аналитические исследования были выполнены в Центре изотопных исследований ФГБУ «ВСЕГЕИ» (Санкт-Петербург). Re-Os датирование рудоносных березитов проводилось по монофракциям пирита из двух представительных образцов ГР-1 и ГР-2. Образцы отобраны в 300 м друг от друга из центральной части наиболее крупной и протяженной рудоносной зоны (Крутая-Коллективная) Морозкинского месторождения, где распространена золоторудная минерализация. Образцы представляют собой кварц-серицит-анкеритовые метасоматиты с пиритом и халькопиритом, развитые по брекчированному сиениту. Пирит встречается в сульфидных прожилках в ассоциации с халькопиритом и в рассеяной форме в кварц-анкеритовом агрегате матрицы метасоматита. Из образцов вручную под бинокулярной лупой были отобраны пробы монофракций пирита. При изучении пирита особое внимание уделялось выявлению включений; если они были, сульфиды из монофракции удалялись. Из каждого образца отбиралось по пять навесок сульфида от 190 до 255 мг. Растворение минералов осуществлялось в прямой и обратной царской водке с последующей сепарацией осмия и рения с использованием бромовой экстракции, микродистилляции и жидкостной экстракции с изоамиловым спиртом [20]. Определение концентраций Re и Os и отношения ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os производилось методом изотопного разбавления с использованием калиброванного изотопного¹⁸⁵Re-¹⁹⁰Os индикатора, который добавлялся к навеске сульфида до разложения пробы. Измерения изотопного состава проводили в динамическом режиме регистрации: осмия – на ионном счетчике масс-спектрометра Triton (Thermo Scientific) в отрицательно заряженных ионах, а рения – из трехпроцентного раствора HNO₃ при низком разрешении на электронном умножителе масс-спектрометра с индуктивно связанной плазмой Neptune (Thermo Scientific).

Измерения изотопного состава Pb выполнены на масс-спектрометре Triton в статическом многоколлекторном режиме регистрации ионных токов и одноленточном варианте ввода пробы в источник. Каждый анализ изотопного состава свинца состоял из последовательного измерения изотопных отношений (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb) 50 блоков по 10 сканов при температуре 1300°С и токе на ленте испарителя 2,2-2,3 А. Измерительная сессия начиналась с измерения стандарта – 50 нг SRM-981 (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – 16,9374; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – 15,4916; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb – 36,7219), по составу которого осуществлялась последующая коррекция измеренных отношений в пробах на приборное масс-фракционирование. Величина бланка Pb (холостой опыт) во время проведения анализов не превышала 0,2 нг, а его состав был следующим: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – 18,120; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – 15,542; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb – 37,354. Соотношение свинца бланка и пробы не превышало 1/200000, поэтому поправка на состав и содержание холостого свинца для выполненных анализов не вводилась.

Определение изотопного состава серы в сульфидах выполнено с использованием процедур, описанных в статье [14]. Образец сульфида (20-30 мг) смешивали с V₂О₅ и толченым кварцем в пропорции 1:10:10 и помещали в реактор из плавленого кварца. Окисление серы производилось при температуре 850 °С. Изотопный состав серы измерялся на масс-спектрометре Thermo Finnigan Delta в режиме двойного напуска. Контроль корректности измерений проводился по стандартным образцам с известным изотопным составом в диапазоне δ³⁴S от –15,1 до +21,8 ‰ относительно троилита из Canyon Diablo (CDT) (включая международные стандарты: NBS-123 – δ³⁴S = +17,44; и NBS-127 – δ³⁴S = +21,8). Воспроизводимость измеренного изотопного состава серы, включая подготовку образца, не хуже 2σ ± 0,1 ‰ для δ³⁴S. Величины δ³⁴S рассчитаны относительно стандарта CDT.

Результаты и обсуждение

Re-Os датирование

Результаты Re-Os изотопного анализа пирита образцов ГР-1 и ГР-2 рудоносных березитов Морозкинского месторождения приведены в табл.1.

Таблица 1

Результаты Re-Os изотопного анализа монофракций пирита из рудоносных березитов Морозкинского месторождения

Изученные монофракции пирита двух образцов характеризуются значительными различиями как в содержании рения и осмия, так и в их соотношении. Если содержание рения в пирите ГР-1 изменяется от 0,938 до 1,722 мг/т, а осмия от 0,027 до 0,182 мг/т, то пирит ГР-2 обогащен этими элементами в 2-10 раз больше: содержание рения варьирует от 10,4 до 12,9, а осмия – от 0,236 до 0,379 мг/т. По содержанию осмия изученные пириты сопоставимы с пиритом золоторудных месторождений, ассоциирующих с конгломератами, и отличаются на порядок от пирита гидротермальных сульфидных месторождений золота (в большую сторону) и месторождений золота в коматиитах (в меньшую сторону) (рис.3).

Изотопный состав осмия изученных монофракций пирита также значительно различается для двух образцов метасоматитов. Так, если в пирите ГР-1 величина измеренного отношения ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os находится в интервале 0,37-0,99 и отличается как от коровых (>1,0 [28]), так и от мантийных (≈ 0,1286 [24, 27]) величин, то для пирита образца ГР-2 оно изменяется от 9,4 до 27,3 и соответствует типично коровым значениям. Высокие величины изотопного отношения ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os являются следствием накопления радиогенного изотопа ¹⁸⁷Os за счет радиоактивного распада рения in situ в матрице сульфида, а также первично радиогенного характера изотопного состава осмия источника вещества, за счет которого формировались сульфиды гидротермальных метасоматитов (например, коровые породы). Соответственно, смешение вещества различных по составу и содержанию осмия источников (например, коры и мантии) в процессе формирования рудоносных березитов также будет сказываться на величине начального отношения изотопов осмия пирита [31].

На изохронных диаграммах в координатах ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Оs-¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os изотопные составы пирита образцов ГР-1 и ГР-2 образуют линейные тренды (рис.4). Так, для образца ГР-2 по трем из пяти анализов (рис.4, а) можно рассчитать линейную корреляцию, наклон которой соответствует возрасту 1468 ± 4 млн лет при величине СКВО (средний квадрат взвешенных отклонений) 1,7 и начальном изотопном отношении осмия (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os)₀, равном 0,6320 ± 0,057. Рассчитанный возраст значительно отличается от известных датировок рудной минерализации и магматизма в пределах Центрально-Алданского рудного района и не подтверждается прямыми геологическими наблюдениями структурно-текстурных особенностей руд. По составу и содержанию рения и осмия пирит образца ГР-2 относится к группе так называемых высокорадиогенных с низким содержанием обычного (нерадиогенного) осмия (low-level-high-radiogenic, LLHR [31]) сульфидов. Происхождение таких сульфидов до сих пор не ясно, однако, учитывая высокую величину Re/Os отношения, присущую этим сульфидам, и используя их рений-осмиевую изотопную систематику, часто можно получить очень точные датировки минерализации (аналогично применению рений-осмиевой системы в молибденитах), но при этом, как правило, с высокой неопределенностью начального изотопного состава осмия в момент образования изотопной системы [31].

Все это в полной мере относится к изотопной систематике осмия пирита образца ГР-2: содержание ¹⁸⁷Os, в котором варьирует в пределах 0,17-0,21 мг/т, а содержание обычного осмия составляет меньше половины этого значения. При этом неопределенность начального изотопного отношения осмия по построению изохроны составляет 10 %, но даже при изменении на 10-20 % этой величины оценка возраста меняется незначительно, в пределах ±10 млн лет.

Если предположить, что состав осмия пирита в момент образования соответствовал мантийным характеристикам (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os ≈ 0,1286), то максимальный возраст системы увеличится до 1565 млн лет. Более того, если использовать для расчета линейного тренда все пять анализов пирита данного образца, то наклон полученной эрохроны будет соответствовать 1451 ± 96 млн лет при начальном изотопном составе осмия (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os)₀ 0,8 ± 1,2 и СКВО, равном 33.

Дополнительным аргументом в пользу значимости полученного линейного тренда на изохронной диаграмме служит и величина модельного Re-Os возраста изученных монофракций относительно хондритового резервуара (T_MA): от 1473 до 1564 млн лет (см. табл.1). В 20 км на северо-восток от изучаемого объекта [26] ранее были зафиксированы сходные проявления магматизма c апатитовыми рудами (Селигдарское месторождение), возраст которых на основании K-Ar метода датирования находится в интервале 1400-1500 млн лет. Возможно, рудообразующий флюид, поступивший в зону разгрузки в основную стадию мезозойского магматизма около 130 млн лет назад, формировался как за счет остаточного вещества магматического расплава сиенитов, так и за счет ремобилизации вещества из вмещающих пород венд-нижнекембрийского платформенного чехла или гнейсов и кристаллосланцев фундамента. При этом основным источником осмия сульфидной минерализации был материал корового происхождения [31]. В этом случае начальный изотопный состав осмия (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os)₀ фракций пирита должен был варьировать в пределах 25,00-8,63 в момент кристаллизации пирита 130 млн лет назад, или в среднем 15,554 ± 6,4. Столь высокая величина изотопного отношения (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os)₀ для верхней коры – 1,2, для нижней – 0,8 [24]) могла сформироваться в источнике с Re/Os соотношением 120-530 за 500-700 млн лет. В качестве источника осмия могли выступать сульфиды вмещающих пород платформенного чехла, для которых характерен фракционированный характер рений-осмиевого отношения вплоть до 10⁶ и более в случае присутствия в них молибденита. Кроме того, и высокая вариативность начального изотопного отношения осмия для изученных фракций пирита хорошо согласуется с осадочным происхождением сульфидов, при котором отсутствует предварительная гомогенизация изотопного состава рений-осмиевой системы.

Для пирита образца ГР-1 Re-Os изохрона построена по всем пяти выполненным анализам, величина среднеквадратичного отклонения (СКВО) равна 2,1, начальное изотопное отношение осмия (¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os)₀ 0,3176 ± 0,0052, наклон изохроны соответствует возрасту 129 ± 3 млн лет (рис.4, б). Несмотря на относительно высокую величину СКВО, эта оценка близка возрасту кристаллизации сиенитов горы Рудная, который был получен авторами работы [13] на основе датировок циркона уран-свинцовым локальным методом (SHRIMP-II). В этой работе на основании анализа редкоэлементного состава было выделено два контрастных по составу и облику (магматический и гидротермально-метасоматический), но одновозрастных, типа циркона, и сделан вывод о близкоодновременном характере магматической кристаллизации сиенитов горы Рудная и их флюидной переработке. Полученная оценка возраста сульфидов хорошо согласуется и с возрастом рудоносных гумбеитов Рябинового месторождения (129 ± 1 млн лет), и временем основной рудопродуктивной стадии магматизма в пределах Центрально-Алданского рудного района [16]. Таким образом, Re-Os изохронный возраст (129 ± 3 млн лет) пирита образца ГР-1 можно рассматривать как геологически значимый, а магматическую кристаллизацию сиенитов горы Рудная и формирование рудной минерализации в березитах – субсинхронными.

Изотопный состав Pb

Изотопный состав свинца был изучен в четырех образцах сиенита и в трех монофракциях пирита из рудоносных березитов Морозкинского месторождения. Результаты измерений изотопного состава свинца, модельный возраст и параметры источника свинца по модели Стейс – Крамерса [30] приведены в табл.2, а начальные изотопные характеристики, рассчитанные на время предполагаемой кристаллизации интрузии ~130 млн лет, – в табл.3.

Измеренные величины изотопных отношений сиенитов варьируют в диапазонах: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb от 16,775 до 17,399; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – от 15,308 до 15,444; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb – от 36,743 до 37,686. Свинец пирита характеризуется существенно меньшими вариациями изотопного состава и более радиогенным составом по сравнению с сиенитами: ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – от 17,369 до 17,521; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – от 15,450 до 15,537; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb – от 37,680 до 38,178. В координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (рис.5) точки изотопного состава свинца изученных образцов находятся ниже линии эволюции изотопного состава свинца Земли по двухстадийной модели Стейси – Крамерса [30] и левее геохроны, образуя отчетливый линейный тренд (за исключением образца пирита ГР-1), который может иметь как геохронологическое значение (если он образован преимущественно за счет распада урана и накопления радиогенного свинца in situ), так и свидетельствовать о смешении вещества как минимум двух источников с различным изотопным составом в процессе кристаллизации пород и формирования сульфидов. Рассчитанные тренды указывают на позднеархейский возраст формирования свинцовой изотопной системы сиенитов и пиритов – около 2,6 млрд лет назад (на рис.5 показана сверочная изохрона с возрастом 2589 ± 110 млн лет, рассчитанная по четырем точкам при СКВО = 13). Альтернативным объяснением может быть формирование изотопной системы 130 млн лет назад за счет смешения корового свинца ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb 18,505, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 15,619 и нижнекорового-мантийного с возрастом 2400 млн лет и составом 13,88 и 14,82 соответственно (рис.5). При этом очевидно, что доля нижнекорового-мантийного свинца должна составлять в смеси не менее 20 % (до 40-60 %), принимая во внимание преимущественное концентрирование свинца в верхнекоровых породах (средняя концентрация в четыре раза выше, чем в мантии [28]) и содержание свинца в изученных образцах (15-20 г/т). Уран-свинцовые отношения μ₂ в изученных образцах сиенитов варьируют в относительно узком диапазоне 8,87-9,36, но сама величина отношения существенно ниже 9,74 (среднее значение для силикатной Земли модели Стейси – Крамерса [30]), что может указывать на относительное истощение ураном магматического источника сиенитов. В то же время для пирита величина μ₂ существенно выше, достигая 9,70 в образце ГР-1, что позволяет оценить модельный возраст уран-свинцовой системы этого пирита в 790-800 млн лет (рис.5) согласно двухстадийной модели эволюции изотопного состава свинца Стейси – Крамерса. Значения ω₂ и χ₂ в сиенитах варьируют в широких пределах: 15,0-31,0 и 1,51-3,52 соответственно, что отражает повышенную подвижность урана и тория относительно свинца в источнике расплавов и при кристаллизации пород за счет влияния флюидной компоненты.

Таблица 2

Изотопный состав свинца (измеренный) в сиенитах и монофракциях пирита Морозкинского месторождения

^* Модельный возраст и параметры μ (²³⁸U/²⁰⁴Pb), ω (²³²Th/²⁰⁴Pb), χ (²³²Th/²³⁸U) рассчитаны по двухстадийной модели [30] с использованием Isoplot, Version 3.70*.

Таблица 3

Начальные изотопные характеристики изученных образцов Морозкинского месторождения, расчитанные на время предполагаемой кристаллизации ~130 млн лет

* Ludwig K.R.User’s manual for Isoplot.Version 3.70. A geochronological toolkit for Microsoft Excel.Berkeley GeochronologyCenter, Special Publication, 4,2008. 77 p.

На диаграмме в координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис.6, а) точки начального изотопного состава свинца (с поправкой на накопление радиогенного свинца за 130 млн лет с момента образования) образцов сиенита (образцы 1212, 1213, 1214) образуют компактную группу вблизи кривой эволюции мантии и поля обогащенной мантии типа EM I [32]. Точка, отвечающая изотопному составу свинца образца Г-1, расположена значительно ниже и соответствует кривой эволюции нижней коры. Эти результаты не противоречат выводам, полученным при изучении стронций-неодимовой изотопной систематики Центрально-Алданского района [4, 33]. Начальный изотопный состав свинца двух образцов пирита (ГР-1/1 и ГР-2) близок составу сиенитов и на диаграмме располагается на кривой эволюции мантии в поле изотопных составов базальтов MORB [34]. Фигуративная точка монофракции пирита ГР-1 сдвинута относительно состава других изученных образцов и расположена непосредственно у кривой развития изотопного состава свинца Стейси – Крамерса или «Ороген» модели плюмботектоники [23] и соответствует составу свинца возраста 790-800 млн лет.

На диаграмме в координатах ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис.6, б) точки изотопных составов Pb сиенитов и пирита (ГР-2) образуют линейный тренд между трендами эволюции нижней коры (НК) и коры Стейси – Крамерса (С-К). Все точки изотопных составов, за исключением нескольких образцов (1213, Г-1), расположены в поле кратонизированной континентальной коры [3]. Начальные изотопные характеристики свинца сиенитов горы Рудная сходны с аналогичными характеристиками магматических пород Кет-Капского золоторудного района (расположен в 400 км юго-восточнее Центрально-Алданского района), для которых мантийный источник типа PREMA (преобладающая мантия [32]), как установлено в работе [3], играл важную роль. Отличительной особенностью магматитов Кет-Капского района является также участие вещества с изотопными характеристиками верхнекорового источника в формировании магматических расплавов, в то время как его роль для генезиса сиенитовых магм горы Рудная незначительна.

Таким образом, изучение изотопного состава свинца в сиенитах и монофракциях пирита Морозкинского месторождения позволяет идентифицировать источник вещества магматических расплавов и сопутствующих им рудных компонентов. Линейный тренд, показанный на Pb-Pb изотопных диаграммах (рис.6), свидетельствует о гетерогенном изотопном составе свинца и существенной роли в формировании магматических пород свинца мантии и нижней коры. Изотопный состав свинца пирита имеет близкий к сиенитам мантийный источник вещества, что позволяет предполагать доминирующую роль магматических флюидов в формировании оруденения. В то же время в составе пирита присутствует свинец, изотопный состав которого указывает на верхнекоровый источник вещества (или источник типа «Ороген») при генезисе рудного минерала.

Изотопный состав серы

Изотопный состав серы изучен в сульфидах Морозкинского месторождения рудоносных березитов, было выполнено 16 анализов: 10 – пирита (Ру), 3 – халькопирита (Сср), 3 – арсенопирита (Ару) (табл.4). Несмотря на ограниченное количество определений δ³⁴S, полученные результаты позволили охарактеризовать условия формирования сульфидной минерализации на изучаемом месторождении.

Таблица 4

Изотопный состав серы в сульфидах месторождения Морозкинское

Значения δ³⁴S сульфидов изменяются от –2,3 до +0,6 ‰, при этом интервал вариаций δ³⁴S пирита от –2,3 до +0,6 ‰, халькопирита от –0,9 до +0,3 ‰, и арсенопирита от –0,4 до +0,5 ‰ (рис.7, а). Очевидно, что интервал значений δ³⁴S пирита шире, но, возможно, это обусловлено и большим числом измерений состава пирита. В целом, вариации изотопного состава серы в изученных сульфидах незначительны. И это говорит в пользу гомогенного состава очага рудоносных магм и о магматическом источнике серы в рудах. Однако полностью исключить влияние осадочной компоненты за счет мобилизации серы из венд-нижнекембрийских доломитов при контаминации расплава нельзя, но изотопный состав серы подстилающих доломитов остался пока не изученным.

Изотопный состав серы из сульфидов месторождений Центрально-Алданского рудного района ранее неоднократно изучался [2, 5, 17]. Сравнительный анализ различных объектов в пределах Центрально-Алданского рудного района показал значительные вариации изотопного состава серы в сульфидах (рис.7, б). Считается, что вариации δ³⁴S сульфидов из гидротермально-метасоматических месторождений являются следствием проявления различных магматических и постмагматических процессов: контаминации магмы веществом вмещающих пород, миграции подвижных компонентов, изменения окислительно-восстановительного потенциала минералообразующего флюида, обменными реакциями в процессе рудообразования и др. Кроме того, в одном и том же магматическом цикле могли принимать участие «специализированные» по изотопному составу серы различные участки магмы, формирующие, собственные гидротермальные растворы [1, 22, 29]. Несмотря на существенные вариации изотопного состава серы в сульфидах месторождений Центрально-Алданского рудного района, очевидно, что в пределах изучаемой территории сера в значительной степени имеет магматическое происхождение (δ³⁴S ± 5‰, рис.7, б). Однако, геологическая обстановка и структурно-текстурная особенность руд указывают, что формирование золоторудных месторождений происходило в приповерхностных условиях с вовлечением в процесс минералообразования и серы осадочного происхождения. Так, изотопный состав серы сульфидов из руд Куранахского местор ождения (δ³⁴S от +11 до +30 ‰) подтверждает преимущественное заимствование серы рудоносными растворами из терригенных и карбонатных пород. По условиям формирования рудной минерализации (прожилково-вкрапленные оруденелые березиты зон дробления сиенитов) Морозкинское месторождение занимает промежуточное положение среди золоторудных объектов Центрально-Алданского рудного района, что определяет и состав участвующей в процессе минералообразования серы, и преимущественно магматический характер ее источника.

Заключение

Результаты проведенных исследований позволяют сформулировать следующие выводы и наметить направления дальнейших исследований.

Re-Os изотопное датирование сульфидной минерализации золоторудного месторождения Морозкинское впервые позволило получить надежную оценку возраста собственно золотого оруденения ℘129 ± 3 млн лет. Таким образом, гидротермальный рудный процесс в березитах месторождения Морозкинское и внедрение магматических расплавов сиенитов горы Рудная (℘130 млн лет назад) происходили практически синхронно.

Начальный изотопный состав осмия изученных сульфидов указывает на смешанный, мантийно-коровый, источник вещества сульфидной минерализации.

Изотопный состав свинца сиенитов свидетельствует о присутствии свинца мантийной природы, причем сама мантия должна быть древней − палеопротерозойской или даже неоархейской, тогда как роль свинца нижней коры незначительна. Изотопный состав свинца пирита указывает на близкий по составу мантийный источник, но с участием верхнекорового вещества при генезисе рудного минерала.

Изотопный состав серы сульфидов (от –2,3 до +0,6 ‰) имеет отчетливо магматогенный характер.

Вся совокупность полученных изотопно-геохимических характеристик сульфидных минералов рудных метасоматитов указывает на близкий состав источника сиенитовых расплавов массива горы Рудная и рудоносных флюидов. Однако, преимущественная концентрация золота в окисленных зонах минерализованных метасоматитов указывает на значимость процессов вторичного обогащения, и для оценки их роли необходимо дальнейшее изучение сульфидной минерализации, включая характеристику изотопного состава меди и железа, чувствительной к окислительно-восстановительным условиям образования.

Литература

1. Аникина Е.Ю. Изотопный состав серы сульфидов сереброрудного месторождения Мангазейское (восточная Якутия, Россия) / Е.Ю.Аникина, Г.Н.Гамянин, Н.С.Бортников // Геология рудных месторождений. 2010. Т. 52. № 6. С. 534-552. URL
2. Бойцов В.Е. Модель формирования комплексных золотоурановых месторождений Центрально-Алданского рудного района / В.Е.Бойцов, Г.Н.Пилипенко, Л.А.Дорожкина // Известия вузов. Геология и разведка.2006. № 2. С. 23-31. URL
3. Вариации изотопного состава свинца в полиформационных магматитах Кеткапско-Юнской магматической провинции Алданского щита как свидетельство мантийно-корового взаимодействия / В.Ф.Полин, С.И.Дриль, А.И.Ханчук и др. // Доклады Академии наук. 2016. Т. 468. № 5. С. 566-571. DOI: 10.7868/S0869565216170229
4. Васюкова Е.А. Петролого-геохимическая характеристика и возраст пород Ыллымахского массива (Алданский щит, южная Якутия) / Е.А.Васюкова, А.В.Пономарчук, А.Г.Дорошкевич // Геология и геофизика. 2020. Т. 61. № 4. С. 489-507. DOI: 10.15372/GiG2019147
5. Добровольская М.Г. Золоторудное месторождение Лебединое (Центральный Алдан): минеральные парагенезисы, стадии и условия образования / М.Г.Добровольская, М.В.Разин, В.Ю.Прокофьев // Геология рудных месторождений. 2016. Т. 58. № 4. С. 346-366. DOI: 10.7868/S001677701604002X
6. Золоторудные месторождения Центрального Алдана / В.Г.Ветлужских, В.И.Казанский, А.Я.Кочетков, В.М.Яновский // Геология рудных месторождений. 2002. Т. 44. № 6. С. 467-499.
7. Казанский В.И. Уникальный Центрально-Алданский золото-урановый рудный район (Россия) // Геология рудных месторождений. 2004. Т. 46. № 3. С. 195-211. URL
8. Лебединский золоторудный узел (особенности геологического строения, метасоматиты и оруденение) / А.В.Молчанов, А.В.Терехов, В.В.Шатов и др. // Региональная геология и металлогения. 2013. № 55. С. 99-110. URL
9. Максимов Е.П. Центрально-Алданская золото-урановорудная магматогенная система (Алдано-Становой щит, Россия) / Е.П.Максимов, В.И.Уютов, В.М.Никитин // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29. № 2. С. 3-26. URL
10. Морозкинское золоторудное месторождение (особенности геологического строения и краткая история открытия) / О.В.Петров, А.В.Молчанов, А.В.Терехов, В.В.Шатов // Региональная геология и металлогения. 2018. № 75. С. 112-116. URL
11. Парфенов Л.М. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Л.М.Парфенов, М.И.Кузьмин. М.: Наука/Интерпериодика, 2001. 571 с.
12. Первичная природа, возраст и геодинамическая обстановка формирования протолитов метаморфических пород федоровской толщи, Алданский щит / С.Д.Великославинский, А.Б.Котов, Е.Б.Сальникова и др. // Петрология. 2006. Т. 14. № 1. С.25-43. URL
13. Первые данные о U-Pb возрасте и составе циркона из рудоносных сиенитов горы Рудная (южная Якутия) / В.Е.Гузев, А.В.Терехов, С.Г.Скублов, В.И.Леонтьев, А.В.Молчанов // Тихоокеанская геология. 2021. Т. 40. № 6. С.85-99.
14. Пиритизированные двустворчатые моллюски из верхнего триаса орогенного золото-сурьмяного месторождения Сентачан (восточная Якутия): минеральный состав и изотопный состав серы / Г.А.Пальянова, Е.С.Соболев, В.Н.Реутский, Н.С.Бортников // Геология рудных месторождений. 2016. Т. 58. № 6. С. 513-521. DOI: 10.7868/S0016777016060071
15. Раннедокембрийские гранитогнейсовые комплексы центральной части Алданского щита / С.Д.Великославинский, А.Б.Котов, Е.В.Толмачева и др. // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 399-416. URL
16. Рябиновое медно-золото-порфировое месторождение (Южная Якутия): геологическое строение, геохимия изотопов благородных газов и изотопное (U-Pb, Rb-Sr, Re-Os) датирование околорудных метасоматитов и оруденения / Н.В.Шатова, А.В.Молчанов, А.В.Терехов и др. // Региональная геология и металлогения. 2019. № 77. С. 75-97. URL
17. Физико-химические условия формирования руд Самолазовского месторождения золота (Центральный Алдан) / И.Д.Борисенко, А.А.Боровиков, А.С.Борисенко, И.В.Гаськов // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 12. С. 1915-1927. DOI: 10.15372/GiG20171205
18. Хомич В.Г. Природа позднемезозойских рудномагматических систем Алданского щита / В.Г.Хомич, Н.Г.Борискина // Литосфера. 2016. № 2. С.70-90. URL
19. A major Archean, gold- and crust-forming event in the Kaapvaal Craton, South Africa / J.Kirk, J.Ruiz, J.Chesley et al. // Science. 2002. Vol. 297. Iss. 5588. P. 1856-1858. DOI: 10.1126/science.1075242
20. Birck J.L. Re-Os isotopic measurements at the femtomole level in natural samples / J.L.Birck, M.R.Barman, F.Campas // Geostandards Newsletter. 1997. Vol. 20. № 1. Р. 19-27. DOI: 10.1111/j.1751-908X.1997.tb00528.x
21. Chang Z. Sulfur isotopes in sediment-hosted orogenic gold deposits: Evidence for an early timing and a seawater sulfur source / Z.Chang, R.R.Large, V.Maslennikov // Geology. 2008. Vol. 36. Iss. 12. Р. 971-974. DOI: 10.1130/G25001A.1
22. Geochemistry of porphyry deposits / D.R.Cooke, P.Hollings, J.J.Wilkinson, R.M.Tosdal // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 357-281. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01116-5
23. Halla J. Pb isotopes – a multi-function tool for assessing tectonothermal events and crust-mantle recycling at late Archaean convergent margins // Lithos. 2018. Vol. 320-321. P. 207-221. DOI: 10.1016/j.lithos.2018.08.031
24. Harvey J. Mantle sulfides and their role in Re-Os and Pb isotope geochronology / J.Harvey, J.M.Warren, S.B.Shirey // Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2017. Vol. 81. Iss. 1. P. 579-649. DOI: 10.2138/rmg.2016.81.10
25. Hattori К.H. Contribution of mafic melt to porphyry copper mineralization: evidence from Mount Pinatudo, Philippines and Bingham Canyon, Utah, USA / К.H.Hattori, J.D.Keith // Mineralium Deposita. 2001. Vol. 36. Iss. 8. Р. 799-806. DOI: 10.1007/s001260100209
26. Mineralogy, age and genesis of apatite-dolomite ores at the Seligdar apatite deposit (Central Aldan, Russia) / I.R.Prokopyev, A.G.Doroshkevich, A.V.Ponomarchuk, S.A.Sergeev // Ore Geology Reviews. 2017. Vol. 81. Part 1. P. 296-308. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2016.10.012
27. Reisberg L. Osmium isotope contraints on formation and refertilization of the non-cratonic continental mantle lithosphere // Chemical Geology. 2021. Vol. 574. № 120245. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2021.120245
28. Rudnick R. Composition of the continental crust / R.L.Rudnick, S.Gao // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 4. P. 1-51. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00301-6
29. Shanks W.C.P. III. Stable isotope geochemistry of mineral deposits // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 59-85. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01103-7
30. Stacey J.S. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model / J.S.Stacey, I.D.Kramers // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. Iss. 2. P. 207-221. DOI: 10.1016/0012-821X(75)90088-6
31. Stein H.J. Dating and tracing the history of ore formation // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 13. P. 87-118. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.01104-9
32. Stracke A. Earth’s heterogeneous mantle: a product of convection-driven interaction between crust and mantle // Chemical Geology. 2012. Vol. 330-331. P. 274-299. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2012.08.007
33. Trace element and Sr-Pb-Nd-Hf isotope evidence for ancient, fluid-dominated enrichment of the source of Aldan Shield lamproites / G.R.Davis, A.J.Stolz, I.L.Mahotkin et al. // Journal of Petrology. 2006. Vol. 47. Iss. 6. P. 1119-1146. DOI: 16.1093/petrology/ egl1005
34. White W.M. Composition of the oceanic crust / W.M.White, E.M.Klein // Treatise on Geochemistry. 2nd edition. Elsevier, 2014. Vol. 4. P. 457-498. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00315-6