New data on isotopic U-Pb age (LA-ICP-MS method) of zircon from intrusive rocks of the Kuru-Tegerek gold-copper-molybdenum skarn deposit (Middle Tien Shan, Kyrgyzstan)

全文:

ВВЕДЕНИЕ

Крупнейший медно-молибден-вольфрам-золоторудный металлогенический пояс Тянь-Шаня протягивается более чем на 3000 км, включая его продолжение в Китае (рис. 1), и объединяет многочисленные крупные месторождения золота, меди и вольфрама (рис. 1) [1, 2]. Среди таких месторождений наиболее известны гигантские и крупные месторождения золота плутоногенного и/или орогенного типов – Мурунтау, Зармитан (Чармитан), Кумтор и др. [2], а также гигантские порфировые Cu–Mo–Au-месторождения Алмалыка [3, 4]. Все эти месторождения ассоциируют с интрузивными массивами монцонитоидов и/или гранитоидов позднепалеозойского (позднекаменноугольного-раннепермского) возраста, становление которых происходило как в субдукционных условиях при конвергенции Казахстан-Северо-Тяньшаньского и Таримского (а также Каракумского) палеоконтинентов, так и в пост-коллизионной обстановке после закрытия разделявшего эти континентальные структуры Туркестанского палеоокеана [2‒4].

 

Рис. 1. Схема позднепалеозойского металлогенического пояса Тянь-Шаня. 1 – разломы разных порядков, 2 – позднепалеозойская активная континентальная окраина (Срединный Тянь-Шань), 3 – континентальные блоки основания Таримского и Каракумского кратонов, 4 – террейны аккреционного клина, надвинутые на пассивную континентальную окраину с возможным кратонным фундаментом, 5 – главные (а) и второстепенные (b) месторождения золота, 6 – золото-медно-молибден-вольфрамовые месторождения, 7 – молибден-вольфрамовые месторождения, 8 – полиметально-вольфрамовые месторождения, 9 – олово-вольфрамовые месторождения, 10 – месторождения олова, 11 – главные (а) и второстепенные (b) медно-молибденовые и золото-медные порфировые месторождения, 12 – государственные границы.

 

Вместе с этим, хотя по многим интрузиям Тянь-Шаня, сопровождаемым плутоногенными золотыми рудами, в последнее время было опубликовано значительное число изотопных определений возраста, возрастные датировки многих рудоносных интрузивов, в том числе сопровождаемых рудной минерализацией в скарнах, фрагментарны и не дают полной картины особенностей генерации и кристаллизации магмы в определённых тектонических обстановках. Ещё менее изученными по составу указанного металлогенического пояса Тянь-Шаня являются крупные месторождения золота (часто с попутными медью, молибденом и др.) скарнового типа несмотря на то, что именно месторождения скарнового типа наиболее отчётливо генетически связаны с магматизмом. Между тем, изотопное датирование продуктивных интрузий этих месторождений способствует как более глубокому пониманию их тектонической и металлогенической позиции, так и выявлению генезиса плутоногенных рудных месторождений в региональном и глобальном аспектах. Поскольку возрастное датирование и понимание генезиса таких месторождений является ключевым аспектом современного металлогенического анализа, настоящая работа служит частичному восполнению этого пробела на примере крупного скарнового Au‒Cu‒Mo-месторождения Куру-Тегерек.

ХАРАКТЕРИСТИКА МЕСТОРОЖДЕНИЯ И ПРОДУКТИВНОГО ИНТРУЗИВНОГО МАССИВА

Скарновое медно-золотое (с попутным молибденом) месторождение Куру-Тегерек находится в Чаткальском сегменте Срединного Тянь-Шаня (рис. 2 А). Этот сегмент расположен к северо-востоку от Кураминского сегмента, который вмещает многочисленные порфировые Cu–Au–Mo- и эпитермальные Au–Ag-месторождения, связанные с позднепалеозойским (позднекаменноугольным) магматизмом высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий ([1, 3–6] и др.). Однако в отличие от Кураминского сегмента, в Чаткальском сегменте наиболее распространены Au–Cu- и Au-месторождения в скарнах и иных зонах карбонатного замещения, внутри- и околоинтрузивных жильных и штокверковых зонах. Эти месторождения связаны главным образом с позднекаменноугольным магматизмом умеренно-калиевой известково-щелочной серии. Данные интрузии прорывают нео- и мезопротерозойский орогенный фундамент, перекрывающие его ордовикские и нижнесилурийские островодужные комплексы, и среднедевонские до раннекаменноугольных обломочные и карбонатные толщи, мощность которых достигает 4–5 км, с преобладанием доломитов и эвапоритовых пачек, свойственных пассивным континентальным окраинам ([7] и др.).

 

Рис. 2. Геологические схемы Чаткальского и Кураминского сегментов Срединного Тянь-Шаня (А) и месторождения Куру-Тегерек (Б) (по данным [8, 10, 12]). А: 1 – пермские гранитоиды, 2 – позднекаменноугольные гранитоиды (сандалашский комплекс в Чаткальском сегменте), 3 – ранне-позднекаменнноугольные гранитоиды, 4 – преимущественно кислые каменноугольные-пермские вулканиты, 5 – преимущественно основные каменноугольные-пермские вулканиты и угленосные молассы, 6 – девонские-каменноугольные известняки, доломиты, конгломераты, песчаники, 7 – силурийские и более древние карбонатные и кремнистые породы, 8 – разломы, 9 – месторождения золота, 10 – медно-золотые месторождения, 11 – эпитермальные серебро-золотые месторождения, 12 – молибден-золото-медно-порфировые месторождения, 13 – скарновые молибден-вольфрамовые месторождения, 14 – полиметаллические (Pb–Zn, Ag–U–Co–Ni–As и др.) месторождения. Б: 1 – кайнозойские отложения, 2 – нижнекаменногольные доломиты и известняки, 3 – тоналиты, 4 – габбро-диориты, 5 – скарны, 6 – рудные тела, 7 – зоны карбонат-филлизитовых метасоматитов, 8 ‒ места отбора проб для изотопного датирования цирконов.

 

Месторождение Куру-Тегерек ассоциирует с небольшим многофазным интрузивным штоком пород тоналитового состава (габбро-диоритов и тоналитов), который прорывает нижнекаменноугольные доломитовые и кальцитовые мраморы (рис. 2 Б). Зоны минерализованных скарнов образуют прерывистую “кайму” изменчивой мощности вдоль крутопадающих контактов штока. Общие ресурсы месторождения (по категориям C₁+C₂) составляют 97 т Au, 1 млн т Cu и 372 т Ag при средних содержаниях 0.60% Cu, 0.56 г/т Au и 2.15 г/т Ag (бортовое содержание 0.2% Cu). Кроме того, установлены ресурсы порядка 4.9 тыс. т Мо при содержаниях от 0.003 to 0.03% Mo, местами до 0.16% Мо, и 2.8 т Re при содержаниях 0.6–4.0 г/т Re [8 и др.].

Скарны представлены магнезиальными и известковыми разновидностями, с преобладанием форстерит-кальцитового, форстерит-диопсидового, диопсидового и шпинель-диопсидового (магнезиальные скарны), магнетитового, пироксен-плагиоклазового, пироксен-гранатового, гранат-везувианового и везувиан-волластонитового (известковые скарны) минеральных типов [9, 10]. Послескарновые метасоматиты представлены в основном существенно гранатовыми (с андрадитовым гранатом) разновидностями, замещающими существенно гранатовые скарны, и пироксеновыми разновидностями, замещающими существенно пироксеновые скарны. В них распространен халькопирит, часто в ассоциации с магнетитом. В интрузивных породах вблизи скарнов развиты небольшие штокверки кварц-калишпатовых прожилков, содержащих также плагиоклаз (олигоклаз) и биотит, местами гранат (андрадит) и эпидот, а также халькопирит. Развиты также линейные зоны пропилитовых метасоматитов, в составе которых преобладают кварц, плагиоклаз (альбит), скаполит, амфибол, хлорит и эпидот в ассоциации с халькопиритом, магнетитом, пирротином (местами образующим мономинеральные линзы), молибденитом и пиритом, а также ранним самородным золотом высокой пробности [8–10]. Наиболее поздними являются жилы и прожилки, относимые к карбонат-филлизитовым метасоматитам, в которых развиты кварц, карбонаты (включая Fe-карбонаты), серицит и барит. Кроме халькопирита и молибденита, в них присутствуют и другие сульфиды и сульфосоли, включая пирит, арсенопирит, халькопирит, пирротин, сфалерит и подчинённые минералы группы тетраэдрита, минералы Bi, Co–Ni, а также самородное золото [8–10]. Эти карбонат-филлизитовые метасоматиты в виде линейных зон замещают также породы интрузивного штока, где с ними связана рассеянная (порфирового типа) минерализация (рис. 2 Б). В совокупности, состав скарнов и ранних послескарновых метасоматитов, с широким развитием в них андрадитового граната и магнетита подчёркивает довольно окисленные условия минералообразования. Вместе с этим, ряд признаков, в частности, широкое распространение пирротина в более поздних послескарновых метасоматитах, является довольно необычным для скарновых Au–Cu(-Mo)-месторождений, обычно относимых к весьма окисленному типу, и сближает данное месторождение с представителями так называемого “восстановленного” золото-медно-порфирового семейства [11]. Примечательно, что и для интрузивных пород штока месторождения Куру-Тегерек, несмотря на присутствие акцессорного магнетита, свойственны пониженные содержания Fe₂O₃ и соответственно довольно низкие значения отношения Fe₂O₃/FeO [8, 12].

Габбро-диориты и тоналиты слагают основной объём интрузивного штока (рис. 2 Б). Эти породы имеют много сходных черт, включая присутствие двух темноцветных минералов (амфибола и биотита), обилие плагиоклаза при лишь редком калиевом полевом шпате, умеренное содержание кварца. Однако габбро-диориты содержат больше темноцветных минералов (порядка 40–45 об. %) и обычно являются равномернозернистыми (лишь местами с небольшими фенокристаллами плагиоклаза), тогда как тоналиты более лейкократовые (цветной индекс 25–35 об. %) и содержат обильные (10–25 об. %) фенокристаллы амфибола и биотита (размером до 3×1 см). В них присутствуют также крупные фенокристаллы плагиоклаза (зональный андезин-лабрадор с 50–30 мол. % анортита) и гломерокристаллические агрегаты мелких фенокристаллов плагиоклаза. Акцессорные минералы в габбро-диоритах и тоналитах включают апатит, циркон, магнетит, титанит и рутил. Отмечаются тонкие прожилки (микродайки) гранодиоритов, пересекающих тоналиты – равномернозернистых лейкократовых пород и образованных биотитом (3–5 об. %), плагиоклазом (олигоклазом с 25–30 мол. % анортита), калиевым полевым шпатом (5–15 об. %) и кварцем (25–30 об. %). Распространены также поздние дайки и небольшие штоки кварцевых монцогаббро, которые образованы плагиоклазом (55–65 об. %), клинопироксеном (20–25 об. %), магнетитом (5–10 об. %), с небольшим количеством калиевого полевого шпата, биотита и амфибола, а также редкими округлыми (резорбированными) фенокристаллами кварца.

Породы в целом относятся к переходной магнетитовой-ильменитовой (габбро-диориты и тоналиты) или магнетитовой (кварцевые монцогаббро) сериям, умеренно-калиевой известково-щелочной серии (кварцевые монцогаббро – к шошонитовой серии) и гранитоидам вулканических дуг, сформированным в связи с субдукционными процессами ([8] и др.). Они характеризуются небольшим обогащением лёгкими РЗЭ, при обычном отсутствии аномалий Eu или слабом дефиците Eu в более дифференцированных породах ([8] и др.). Известные изотопные данные по возрасту интрузивных пород Чаткальского сегмента включают U–Pb-датировки порядка 316–301 млн лет ([3, 4] и др.). Однако для интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек была получена более древняя изотопная U–Pb-дата (326±3 млн лет); близкая изотопная Re–Os-дата (323±2 млн лет) была получена для одной из генераций молибденита с этого месторождения [12]. Были получены также гораздо более древние (протерозойские) значения изотопного U–Pb-возраста ядерных областей кристаллов циркона (1896–1938 млн лет) [12].

ИЗУЧЕННЫЕ ОБРАЗЦЫ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Пробы для U–Pb-изотопного датирования циркона были отобраны из габбро-диоритов (3 пробы) и тоналитов (2 пробы) интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек (рис. 2 Б). Состав породообразующих компонентов и элементов-примесей изученных пород приведен в табл. 1. Изотопные U–Pb-исследования выделенных кристаллов циркона выполнены в Центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) с помощью масс-спектрометра высокого разрешения Element XR (“Thermo Fisher Scientific”) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (“Teledyne Cetac”), оснащённой двухкамерной ячейкой HelEx II. Морфология и внутреннее строение зёрен циркона изучены по катодолюминесцентным изображениям. Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной интенсивности сигнала ²⁰⁸Pb при минимальном значении ²⁴⁸ThO⁺/²³²Th⁺ (менее 2%), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по массам ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb+Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, ²³²Th, ²³⁸U. Съёмка проводилась в режиме E-scan. Детектирование сигналов проводилось в режиме счёта для всех изотопов, кроме ²³⁸U и ²³²Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 30 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчёт изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы “Glitter” [13]. ²³⁵U рассчитывался из ²³⁸U на основе отношения ²³⁸U/²³⁵U = 137.818 [14]. Для учёта элементного и изотопного фракционирования U–Pb-изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов Plesovice [15]. Диаграммы с конкордией построены с помощью программы Isoplot [16]. Для контроля качества использован стандартный циркон Temora-2 [17], для которого получен возраст 418±3.7 млн лет (2σ, n = 11).

 

Таблица 1. Содержания главных компонентов (вес. %) и элементов-примесей (ppm) в изученных пробах пород интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек

№ проб	КТР-034	КТР-035	КТР-030	КТР-007	КТР-027		КТР-034	КТР-035	КТР-030	КТР-007	КТР-027
породы	габбро-диорит	габбро-диорит	габбро-диорит	тоналит	тоналит		габбро-диорит	габбро-диорит	габбро-диорит	тоналит	тоналит
SiO2	53.94	54.85	56.18	61.19	63.12	Nb	8.12	7.42	7.10	8.11	6.21
TiO2	0.90	0.86	0.85	0.41	0.39	Y	14.3	17.1	16.4	15.8	16.0
Al2O3	17.47	17.77	16.96	18.64	16.88	Sn	0.93	0.84	1.01	1.12	1.33
Fe2O3	3.93	2.79	2.05	1.64	1.96	Mo	2.72	3.54	2.69	4.11	3.50
FeO	4.58	4.99	6.14	3.76	3.46	W	0.81	0.92	1.14	0.90	1.01
MnO	0.13	0.13	0.14	0.17	0.10	Cs	1.10	1.68	1.50	2.32	2.11
MgO	4.37	4.09	4.01	2.00	1.97	Hf	3.79	3.56	3.64	3.88	3.92
CaO	6.88	6.69	6.54	6.42	5.10	Ta	0.54	0.49	0.50	0.55	0.59
Na2O	2.91	2.91	3.00	2.78	3.18	Th	3.49	3.30	3.74	4.50	4.32
K2O	1.59	1.63	1.60	1.28	2.18	U	0.69	0.79	0.77	0.68	0.74
P2O5	0.14	0.11	0.12	0.11	0.15	Cu	122	168	156	197	111
F	0.041	0.063	0.054	0.026	0.046	Zn	34.0	41.4	32.6	44.0	30.7
CO2	<0.20	<0.20	<0.20	<0.20	<0.20	Pb	14.8	6.43	16.0	8.19	7.56
S total	<0.10	<0.10	<0.10	0.11	<0.10	La	32.9	25.3	28.4	27.0	26.5
H2O–	0.31	0.37	0.29	0.19	0.28	Ce	52.4	42.3	49.7	55.5	56.1
H2O+	2.25	2.25	2.18	1.64	1.56	Pr	5.18	6.52	7.25	6.42	7.72
Total	99.74	99.80	100.41	100.55	100.67	Nd	23.4	18.2	17.5	18.3	16.0
Ba	611	526	507	525	480	Sm	4.02	3.69	4.30	4.27	4.16
Sr	432	381	304	347	314	Eu	1.32	1.26	1.21	1.15	1.18
Co	39.2	30.6	28.0	8.84	7.43	Gd	2.93	3.11	3.56	3.02	3.17
Ni	36.0	27.4	34.1	22.4	17.4	Tb	1.05	0.81	0.74	0.52	0.69
V	354	298	253	138	98.4	Dy	2.84	3.13	2.81	2.83	3.04
Cr	10.4	11.8	9.30	6.19	6.29	Ho	0.58	0.55	0.53	0.57	0.55
Li	15.2	14.7	13.0	10.1	14.6	Er	1.59	1.63	1.73	1.60	1.63
Rb	19.5	21.6	23.4	16.1	26.8	Tm	0.26	0.28	0.30	0.25	0.29
Be	0.69	0.74	0.71	0.88	0.92	Yb	2.41	2.52	2.44	2.31	2.56
Zr	149	131	144	119	153	Lu	0.38	0.44	0.38	0.35	0.38

Примечание. Анализы породообразующих оксидов выполнены рентгенофлюоресцентным методом, FeO – волюмометрическим методом, F – методом ионной хроматографии, СО₂ – методом кислотного титрования, S_общ. – методом йодного титрования, Н₂О⁺ – гравиметрическим методом, рассеянных, редких и редкоземельных элементов – методом ICP-MS в лабораториях ВИМСа и ЦНИГРИ.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ

Результаты изотопного анализа зерен циркона, извлечённых из проб габбро-диоритов и тоналитов интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек, представлены в табл. 2. Эти зёрна прозрачные до полупрозрачных, с редкими микровключениями непрозрачных минералов, бледно-розовые (до розовых и розово-жёлтых), характеризуются таблитчатой до призматической формой длиной 70–200 мкм с коэффициентом удлинения от 1:1 до 1:3 (рис. 3). В CL-изображении во многих кристаллах циркона наблюдаются небольшое тёмное (реже светлое) неяснозональное до незонального ядро призматической формы, наиболее часто с непрозрачными включениями, и грубо- или тонкозональная светлая оболочка.

 

Таблица 2. Результаты изотопных U–Pb-исследований циркона из пород интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек

№ точки анализа	Содержание, г/т		Th/U	Изотопные отношения				Rho	Возраст, млн. лет				D, %
	206Pb	U		207Pb/235U	1s%	206Pb/238U	1s%		207Pb/235U	2s	206Pb/238U	2s
КТ-034
1	6	128	0.42	0.37489	2.5	0.05111	1.6	0.6	323	14	321	10	–0.6
2	8	172	0.40	0.38325	2.2	0.05198	1.5	0.7	329	12	327	10	–0.8
3	7	151	0.46	0.37320	2.1	0.05130	1.5	0.7	322	11	323	10	0.2
4	10	216	0.48	0.37246	2.1	0.05113	1.5	0.7	322	11	321	10	0.0
5	60	204	0.85	5.59275	1.6	0.34577	1.5	0.9	1915	27	1914	49	0.0
6	9	211	0.52	0.37568	2.0	0.05142	1.5	0.8	324	11	323	10	–0.2
7	7	157	0.46	0.37896	2.1	0.05159	1.5	0.7	326	12	324	10	–0.6
8	75	256	0.40	5.36951	1.5	0.33790	1.5	1.0	1880	26	1877	48	–0.2
9	6	140	0.41	0.37765	2.4	0.05134	1.6	0.7	325	13	323	10	–0.8
10	5	102	0.63	0.37581	3.3	0.05143	1.7	0.5	324	18	323	11	–0.2
11	11	245	0.50	0.37790	2.2	0.05148	1.5	0.7	326	13	324	10	–0.6
12	7	163	0.42	0.38362	2.5	0.05205	1.6	0.6	330	14	327	10	–0.8
13	7	152	0.43	0.37555	2.0	0.05166	1.5	0.8	324	11	325	10	0.3
14	7	149	0.52	0.37203	3.2	0.05130	1.7	0.5	321	18	323	11	0.4
15	7	160	0.39	0.37414	2.2	0.05090	1.5	0.7	323	12	320	10	–0.8
16	7	149	0.51	0.37756	2.2	0.05182	1.5	0.7	325	12	326	10	0.2
17	8	184	0.46	0.37488	3.1	0.05115	1.7	0.5	323	17	322	10	–0.5
КТ-035
1	39	129	1.03	5.91741	1.6	0.35582	1.5	0.9	1964	28	1962	50	–0.1
2	109	361	0.75	5.80673	1.5	0.35092	1.5	1.0	1947	26	1939	49	–0.4
3	121	357	0.19	7.20827	1.5	0.39233	1.5	1.0	2138	27	2134	53	–0.2
4	9	208	0.65	0.38103	2.6	0.05139	1.6	0.6	328	14	323	10	–1.4
5	7	153	0.46	0.37461	2.1	0.05137	1.5	0.7	323	12	323	10	–0.1
6	243	728	0.36	6.98649	1.5	0.38605	1.5	1.0	2110	27	2105	52	–0.2
7	58	190	0.70	5.81498	1.5	0.35302	1.5	1.0	1949	26	1949	49	0.0
8	734	2347	0.36	6.04722	1.5	0.36088	1.5	1.0	1983	26	1986	50	0.2
КТ-030
1	69	221	0.34	5.89030	1.5	0.35547	1.5	1.0	1960	27	1961	50	0.0
2	65	213	1.20	5.75693	1.6	0.35009	1.5	0.9	1940	27	1935	49	–0.3
3	9	201	0.68	0.37202	2.0	0.05111	1.5	0.8	321	11	321	9	0.1
4	22	72	0.69	5.76906	1.6	0.35111	1.5	0.9	1942	28	1940	50	–0.1
5	3	60	0.54	0.37435	2.9	0.05078	1.6	0.6	323	16	319	10	–1.1
6	4	83	0.60	0.37695	3.8	0.05160	1.8	0.5	325	21	324	11	–0.2
7	6	133	0.48	0.37452	3.0	0.05142	1.7	0.5	323	17	323	10	0.1
8	3	73	0.28	0.37945	3.4	0.05168	1.7	0.5	327	19	325	11	–0.6
9	42	135	0.90	5.74722	1.6	0.35095	1.5	0.9	1939	28	1939	49	0.0
10	4	82	0.66	0.37149	2.8	0.05079	1.6	0.6	321	15	319	10	–0.5
КТ-007
1	2	50	0.58	0.37782	3.1	0.05135	1.6	0.5	325	17	323	10	–0.8
2	2	46	0.56	0.37308	2.7	0.05102	1.6	0.6	322	15	321	10	–0.3
3	6	127	0.63	0.37932	2.2	0.05138	1.5	0.7	327	12	323	10	–1.1
4	5	110	0.66	0.37847	3.2	0.05167	1.7	0.5	326	18	325	11	–0.3
5	5	108	0.78	0.37088	2.2	0.05064	1.5	0.7	320	12	319	10	–0.6
6	36	115	0.61	5.96418	1.6	0.35727	1.5	0.9	1971	27	1969	50	–0.1
7	36	113	0.63	6.00947	1.6	0.35872	1.5	0.9	1977	27	1976	50	–0.1
8	2	54	0.50	0.37242	3.0	0.05101	1.6	0.5	321	17	321	10	–0.2
9	2	47	0.54	0.37139	3.8	0.05063	1.8	0.5	321	21	318	11	–0.7
10	84	282	0.47	5.52851	1.5	0.34008	1.5	0.9	1905	26	1887	48	–0.9
КТ-027
1	28	660	2.58	0.36130	1.7	0.04943	1.5	0.9	313	9	311	9	–0.7
2	38	890	2.53	0.36152	1.7	0.04949	1.5	0.9	313	9	311	9	–0.6
3	35	824	0.86	0.36042	1.7	0.04928	1.5	0.9	313	9	310	9	–0.8
4	36	833	2.60	0.35790	1.7	0.04939	1.5	0.9	311	9	311	9	0.1
5	32	751	1.81	0.35677	1.7	0.04900	1.5	0.9	310	9	308	9	–0.5

Примечание. Rho – коэффициент корреляции ошибок изотопных отношений. D – дискордантность.

 

Рис. 3. Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона (окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в таблице 2) и диаграммы с конкордией для цирконов из пород интрузивного штока месторождении Куру-Тегерек (тонкие сплошные эллипсы – результаты единичных анализов, пунктирный эллипс соответствует конкордантному значению; погрешности единичных анализов и вычисленных конкордантных возрастов приведены на уровне 2σ). А – диаграмма с конкордией с учетом возраста автокристов и ксенокристов циркона. B-F – участки диаграммы с конкордией для автокристов циркона.

 

Результаты анализов циркона (табл. 2) на диаграмме Везерилла располагаются вблизи конкордии, с конкордантными значениями изотопного U‒Pb-возраста: 323.5±2.5 млн лет (СКВО = 0.63) (габбро-диориты), 323.2±6.8 млн лет (СКВО = 0.27) (габбро-диориты), 322.0±4.2 млн лет (СКВО = 0.08) (габбро-диориты), 321.4±3.8 млн лет (СКВО = 0.82) (тоналиты) и 311±3.8 млн лет (СКВО = 0.82) (тоналиты) (табл. 2; рис. 3). Призматический габитус и осцилляторная зональность кристаллов циркона указывают на их формирование при кристаллизации магмы. Судя по отсутствию значительной дисперсии значений изотопного возраста, изученные кристаллы циркона могут быть отнесены к “автокристам”, т.к. кристаллам, которые кристаллизуются из финальных (заключительных) и наиболее дифференцированных порций магматического расплава соответствующих интрузивных фаз [18]. Как следствие, полученные конкордантные значения изотопного U–Pb-возраста, отвечающие интервалу времени порядка 323–311 млн лет, могут рассматриваться как возраст становления интрузивных фаз штока месторождения Куру-Тегерек. Кроме того, также на линии конкордии расположены значительно более древние (порядка 1.9–2.1 млрд лет) значения изотопного U–Pb-возраста отдельных зёрен циркона и ядер зональных кристаллов (табл. 2; рис. 3 А). Эти древние зёрна ядра кристаллов циркона, по-видимому, являются ксеногенными (“ксенокристами”, по [18]), или “унаследованными”, захваченными из пород, через которые внедрялась магма габбро-диоритов и тоналитов или её материнские расплавы.

ОБСУЖДЕНИЕ

Полученные данные подтверждают позднекаменноугольный возраст становления интрузивного штока на месторождении Куру-Тегерек. При этом сравнительно более древние (порядка 323–322 млн лет) значения изотопного возраста кристаллов циркона из габбро-диоритов этого интрузивного штока весьма близки таковым, ранее полученным другими авторами (порядка 326 млн лет; [12]), однако полученные значения изотопного возраста из тоналитов этого штока обнаруживают как близкие (около 321 млн лет), так и существенно более молодые значения (порядка 311 млн лет) (табл. 2; рис. 3). Это указывает на присутствие, по крайней мере среди тоналитов, нескольких фаз внедрения, а в целом – заметно “удлиняет” продолжительность внедрения пород продуктивного интрузивного штока и существенно “омолаживает” возраст магматического процесса по сравнению с данными, ранее полученными другими авторами [12]. Более того, присутствие микродаек гранодиоритов-гранитов, пересекающих тоналиты, с вероятностью указывает на наличие (на глубине ?) ещё более молодых дифференцированных интрузивных пород, внедрение которых могло быть наиболее сближенным во времени с проявлением рудной минерализации. Последние, в свою очередь, сопровождались поздними дайками и штоками кварцевых монцогаббро. Всё это может быть интерпретировано в пользу длительной, многоэтапной (многофазной) кристаллизации пород штока, таким образом, протекавшей в течение не менее 11–12 млн лет, в том числе, возможно, с наличием обособленных, но пространственно сближенных и прорывающих друг друга штоков интрузивных пород ряда последовательных (хотя и близких по составу) фаз внедрения. Именно длительная магматическая дифференциация и кристаллизация явилась необходимым условием для аккумуляции флюидов и металлов в остаточных расплавах, приводящей к формированию крупных плутоногенных (“intrusion-related”) месторождений золота и ассоциирующих металлов (меди, молибдена и др.). Это согласуется с длительной историей магматогенно-рудной эволюции месторождения Куру-Тегерек, где наиболее ранними является различные скарны, а основные концентрации золота и сульфидов связаны с более поздними жильно-штокверковыми системами низкотемпературных пропилитовых и карбонат-филлизитовых метасоматитов.

Полученные значения изотопного U–Pb-возраста циркона (порядка 323–311 млн лет) из пород интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек весьма близки значениям изотопного U–Pb-возраста циркона из интрузивных пород порфировых Cu–Au–Mo-месторождений смежного Кураминского сегмента Срединного Тянь-Шаня (Алмалыкский рудный район), также связанных с позднепалеозойским магматизмом [1–4]. В частности, изотопный U–Pb-возраст циркона 326.1±3.4 млн лет и 315.2±2.8 млн лет был установлен для кварцевых монцонитов и гранодиорит-порфиров месторождения Кальмакыр, и возраст циркона 337.8±3.4 млн лет и 313.2±2.5 млн лет – для кварцевых монцонитов и гранодиорит-порфиров месторождения Сарычеку [5]. Похожие значения изотопного U–Pb-возраста циркона интрузивных пород Алмалыкского рудного района были получены и другими авторами, в том числе 327.2±5.6 млн лет (монцониты) и 313.6±2.8 (гранодиорит-порфиры) [6]. Это подчёркивает временную близость формирования месторождения Куру-Тегерек и указанных гигантских порфировых Cu–Au–Mo-месторождений. Вместе с этим, эти порфировые Cu–Au–Mo-месторождения Кураминского сегмента связаны с позднепалеозойским высококалиевым известково-щелочным и шошонитовым магматизмом, а месторождение Куру-Тегерек, как и другие месторождения Чаткальского сегмента – преимущественно с умеренно-калиевым известково-щелочным (тоналитовым) магматизмом. Это отличие объясняется крутым наклоном субдуцируемой плиты в Кураминском сегменте, и пологим – в Чаткальском сегменте [8, 12]. Сравнительно более молодой (порядка 311 млн лет) магматизм в Чаткальском сегменте, вероятно, отвечал обстановке зрелой (“mature”) субдукции, возможно – увеличению угла наклона субдуцируемой плиты, с появлением более высококалиевых известково-щелочных (и шошонитовых) пород, но с последующим затуханием супра-субдукционного магматизма [8, 12]. Тем не менее, в обоих сегментах этот магматизм соответствовал субдукционному этапу и предшествовал более молодому (моложе 295 млн лет [3, 4]) пост-коллизионному магматизму. С этим согласуются и геохимические особенности пород интрузивного штока месторождения Куру-Тегерек, в том числе невысокие содержания Zr (обычно <150 ppm), Nb (<8 ppm), Y (<20 ppm) и Ta (<0.70 ppm) (табл. 1; см. также [8, 12]), что характерно для магм, связанных с субдукцией [19]. В обстановке надсубдукционного магматизма могли возникать условия для плавления литосферной мантии, модифицированной при субдукции, а также формирование магматических очагов в коровом субстрате, с возможным смешением мантийных основных и коровых кислых магм.

В этом аспекте, участию коровых магматических очагов в магмогенезисе отвечает почти постоянное присутствие в изученных породах ксенокристов “древнего” циркона, датируемых изотопным U‒Pb-возрастом порядка 1.9–2.1 млрд лет (табл. 2; рис. 3) и, по-видимому, унаследованных из субстрата этих коровых очагов. Данный возраст согласуется с возрастом (1.8–2.3 млрд лет), который был отмечен для метаморфических и гранитоидных коровых субстратов основания Таримского кратона [20], отдельные блоки которого, вероятно, образуют фундамент террейнов Срединного Тянь-Шаня ([3] и др.).

Благодарности

Авторы благодарны А.В. Тышкевич (ЦНИГРИ) за отбор и подготовку проб циркона.

Источники финансирования

Исследование выполнено при финансовой поддержке научных программ ИГЕМ РАН и ИГМ СО РАН.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы подтверждают отсутствие у них конфликта интересов.

作者简介

S. Soloviev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

编辑信件的主要联系方式.
Email: serguei07@mail.ru
俄罗斯联邦, Moscow

S. Kryazhev

Central Research Institute of Geological Prospecting for Base and Precious Metals

Email: serguei07@mail.ru
俄罗斯联邦, Moscow

D. Semenova

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences

Email: serguei07@mail.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk

Y. Kalinin

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences

Email: serguei07@mail.ru
俄罗斯联邦, Novosibirsk

N. Bortnikov

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Email: serguei07@mail.ru

Academician of the RAS

俄罗斯联邦, Moscow

参考

补充文件