Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 5, стр. 423-450

Методы изучения химического состава пород и минералов

Данные о химическом составе пород (породообразующие оксиды) получены рентгено-флуоресцентным методом в ЦКП “ИГЕМ-аналитика” с использованием спектрометра Axios mAX (PANalytical) (аналитик – А.И. Якушев). Содержания редкоземельных и рассеянных элементов в породах определены масс-спектрометрическим методом с ионизацией вещества в индуктивно-связанной плазме (ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре Thermo XII – Series (ЦКП “ИГЕМ-аналитика”, аналитик – Я.В. Бычкова).

Химический состав сульфидов и самородного золота был изучен на микрозонде JEOL JXA-8200 (EPMA) с пятью волновыми дисперсионными спектрометрами (ЦКП “ИГЕМ-Аналитика”, аналитик – Е.В. Ковальчук) при следующих условиях: ускоряющее напряжение – 20 кВ, ток в образце − 20 нА, экспозиция 10−20 с. Аналитическими линиями служили: Kα-линия (Cu, Co, Ni, Mn, Fe, S, Zn), Lα-линия (As, Sb, Cd, Mo, Au, Ag, Te, Se, In), Mα-линия (Pb, Bi, Hg). В качестве стандартов применялись чистые элементы, минералы и соединения известного состава. Расчет поправок осуществлялся по методу ZAF с использованием программы фирмы JEOL. Пределы обнаружения 0.01−0.05 мас. %.

Химический состав жильных минералов, минералов зоны окисления и других сопровождающих минералов анализировался с использованием энергодисперсионного микроанализа на приборе СЭМ JSM-5610LV (JEOL) с ЭДС INCA (Oxford Instruments Analytical) с программным обеспечением INCA Energy 450 (ИГЕМ РАН, аналитики – А.В. Мохов и П.М. Карташов). Ускоряющее напряжение – 25 кэВ, время измерения – 100 с, время обработки рентгеновского сигнала – 6 с. Внутренние стандарты – минералы и соединения с известным составом. Коррекция учета матрицы проводилась по процедуре ХРР, учитывающей достоинства методов ZAF и Phi-Rho-Z. Предел обнаружения: ~0.n мас. % для легких химических элементов, и 0.0n мас. % – для тяжелых.

Метод изотопного анализа Pb

Изотопный состав Pb анализировался в микропробах галенита массой 0.007–0.01 г. Химическая подготовка заключалась в растворении зерен в капле концентрированной азотной кислоты. Полученный препарат в дальнейшем использовался для приготовления рабочего раствора (3% HNO₃) с концентрацией свинца 200–400 нг/мл. Валовые пробы магматических и метаморфических пород, навеска которых составляла 30–60 мг, разлагались в смеси концентрированных кислот HF + HNO₃ (3 : 1) при атмосферном давлении и температуре около 130°С в течение 24 часов. Хроматографическое выделение Pb проводилось по одностадийной методике (Чугаев и др., 2013а) и выполнялось в тефлоновых микроколонках, заполненных 0.1 мл анионита BioRadAG-1×8 (200–400 меш). Величина холостого опыта в полной химической процедуре выделения Pb не превышала 0.1 нг.

Измерения изотопного состава Pb проводились на 9-коллекторном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой NEPTUNE согласно методике (Чернышев и др., 2007), предполагающей коррекцию эффекта приборной масс-дискриминации изотопов свинца по опорному изотопному отношению ²⁰⁵Tl/²⁰³Tl = 2.3889 ± 1. Правильность получаемых данных контролировалась по результатам параллельных анализов стандарта изотопного состава Pb SRM-981 и стандартных образцов горных пород AGV-2 и BCR-1 Геологической службы США. Итоговая погрешность (±2SD) измерения отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb при анализе галенита не превышала ±0.02%, а для горных пород ±0.03%.

Для коррекции измеренных отношений Pb в породах на возраст рудной минерализации были получены данные о концентрациях Pb, Th и U в тех же навесках, в которых анализировался изотопный состав Pb. Измерения содержаний этих элементов проведены методом ICP-MS из растворов на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой iCAP Qс ICP-MS (Thermo Scientific) в лаборатории изотопного и элементного анализа ИГиНТ КФУ. Погрешность определения содержания Pb, Th и U в пробах, оцененная по результатам систематических анализов стандартных образцов горных пород BHVO-2 и AGV-2 Геологической службы США, не превышала ±3% (±2SD).

Тектоника

Основными тектоническими структурами района являются разломы СЗ–ЮВ простирания (южная и северная ветвь Саурданской системы, фиг. 2), которые рассматриваются в качестве главных рудоконтролирующих структур Безенгийского рудного района и магмоподводящих для вулканических пород хуламского комплекса. В районе месторождения Радужное присутствуют также разломы субмеридионального простирания (Бодулинский и Гипсовый), которые, по-видимому, являлись локальными магмоподводящими структурами, т.к. к ним приурочены корневые зоны двух крупных лакколитообразных построек хуламского комплекса (участки “зона Орлиная” и “Вторая рудная зона”), подсеченных разведочными скважинами.

Фиг. 2.

Схематическая геологическая карта с вынесенными контурами рудных участков и разрезом месторождения Радужное. Карта составлена по материалам Качурин и др., 1991ф; Платков и др., 1991ф. 1 – гранитоиды белореченского комплекса (ранний–средний карбон); 2–4 – юрский осадочный чехол (2 – безенгийская свита, 3 – джигиатская свита, 4 – джорская свита); 5 – риолиты хуламского комплекса; 6 – жерловые фации риолитов; 7 – трахиты хуламского комплекса; 8 – четвертичные отложения; 9 – контуры рудных тел, не выходящих на поверхность; 10 – рудные тела на разрезе и на дневной поверхности; 11 – разрывные нарушения (а – установленные, б – предполагаемые); 12 – поисково-разведочные скважины (а – Au >1 г/т; б – Au 0.5–1 г/т; в – Au <0.5 г/т).

Вмещающие породы

Месторождение Радужное расположено на левом борту Хуламо-Безенгийского ущелья на высоте 1900–2300 м в районе, где образования палеозойского фундамента (гранитоиды белореченского комплекса γPZ₃bl) погружаются под чехол из ранне-среднеюрских терригенных образований (фиг. 2). Гранитоиды в основном представлены крупно- и среднезернистыми двуслюдяными и биотитовыми разностями.

Юрские осадочные отложения в районе месторождения Радужного – это песчаники, аргиллиты и алевролиты плинсбахского, тоарского, ааленского и байосского ярусов. Согласно принятой региональной стратиграфической схеме района (Безносов и др., 1973), они подразделены на три свиты (снизу вверх): безенгийскую, джигиатскую и джорскую.

Прорывающие нижне-среднеюрские осадочные толщи вулканические породы хуламского комплекса относятся к габбро-трахиандезибазальт – трахит-риолитовой контрастно-дифференцированной бимодальной ассоциации (Кайгородова, Лебедев, 2022). В районе месторождения наиболее широко распространены риолиты и трахиты, которые, главным образом, слагают субвулканические тела силло- и лакколитоподобной формы (наблюдаются на участках Орлиная, Кишлык-су и Вторая рудная зона), некки (в зоне Саурданского разлома, фиг. 3в), а также сложные постройки многоактного внедрения. Наиболее крупным среди них является так называемый “Хуламский силл” (фиг. 3б). Его мощность достигает 200 м, а протяженность – 4.5 км. Менее распространены породы основного состава (базальтоиды), слагающие небольшие субвулканические тела (фиг. 3а).

Фиг. 3.

Выходы вулканических тел пород хуламского комплекса в пределах Безенгийского рудного района. а – силл базальтоидов хуламского комплекса с подводящей дайкой, правый берег р. Кардан; б – “Хуламский силл” (трахиты и риолиты); в – некк риолитов в зоне Саурданского разлома, рудная зона Лагерная (а – фото Кайгородовой Е.Н., б, в – фото Давиденко В.П.).

Петрографическая характеристика пород хуламского вулкано-плутонического комплекса

Риолиты представлены двумя разностями – афировыми (белые и беловато-серые) и порфировыми (светло-серые до серых). В порфировых породах количество вкрапленников составляет 3–10%; среди них преобладает ортоклаз, реже встречается санидин. Текстура риолитов массивная или флюидальная. Фельзитовая основная масса афировых и порфировых риолитов сложена микрокристаллами плагиоклаза (30–35 об. %), калиевого полевого шпата (до 10–15 об. %) и кварца (35–60 об. %). Стекло матрицы полностью замещено минералами группы иллит–смектита и каолинитом. Риолиты хуламского комплекса содержат 68.2–84.6 мас. % SiO₂²², 2.3–12.3 мас. % K₂O + Na₂O (при 0.3–12.1 мас. % К₂О) и относятся к умеренно-щелочной и известково-щелочной петрохимическим сериям (фиг. 4). Они характеризуются существенными вариациями по соотношению кремнезема и суммы щелочей, а также отношений SiO₂/K₂O и K₂O/Na₂O. Последний параметр позволяет разделить риолиты на четыре подгруппы: ультракалиевые (K₂O/Na₂O > 40), высококалиевые (K₂O/Na₂O от 15 до 40), калиевые (K₂O/Na₂O от 2 до 15) и низкокалиевые (K₂O/Na₂O < 2) (Кайгородова, Лебедев, 2022).

Фиг. 4.

Классификационные петрологические диаграммы для изученных магматических образований хуламского комплекса (по данным автора и из работ Газеев и др., 2019; Горохов и др., 1968ф; Григорчук и др., 1980ф; Давиденко и др., 1993ф; Калинин и др., 1979ф; Коптюх и др., 1985ф; Спасский и др., 1982ф). а – SiO₂–Na₂O+K₂O (Le Bas et al., 1986), б – Nb/Y – Zr/Ti (Pearce, 1996). 1 – основные магматические породы хуламского комплекса; 2 – трахиты хуламского комплекса; 3–6 – риолиты хуламского комплекса (3 – ультракалиевые, 4 – высококалиевые, 5 – умеренно-калиевые, 6 – низкокалиевые); 7–10 – поля различных типов риолитов хуламского комплекса (7 – ультракалиевые, 8 – высококалиевые, 9 – умеренно-калиевые, 10 – низкокалиевые); 11 – поле магматических пород среднеюрского казбекского комплекса (Газеев и др., 2018); 12 – поле магматических пород раннеюрского фиагдонского комплекса (Гурбанов и др., 2017).

Трахиты имеют розовато-серую, розовато-зеленую, нередко пятнистую окраску. Они содержат большое количество вкрапленников темно-розового калиевого полевого шпата, который, по данным (Борсук и др., 1977), представлен нерешетчатым микроклином, заместившим первичный ортоклаз. Структура трахитов гломеропорфировая при трахитовой структуре основной массы. Трахиты хуламского комплекса содержат 59.7–65.5 мас. % SiO₂, 7.7–12.2 мас. % K₂O + Na₂O (при 2.1–7.2 мас. % К₂О) и относятся к умеренно-щелочной петрохимической серии (фиг. 4). Это высокодифференцированные (Mg# от 0.19 до 0.55, Ni < 20 г/т, Cr < 25 г/т и Co < 20 г/т) образования, по соотношению K₂O/SiO₂ – высококалиевые.

Основные породы хуламского комплекса, широко развитые на флангах месторождения, представлены массивными полнокристаллическими габбро (мелко-, средне- и крупнозернистыми), реже интенсивно измененными базальтоидами.

Метасоматические изменения вмещающих пород

На месторождении Радужное на основании проведенных авторами геологических наблюдений, петрографического изучения шлифов и минерального состава смешанно-слойных фаз методом рентгеновской дифракции из метасоматически изменeнных пород были выделены дорудная, предрудная и синрудная стадии развития метасоматических формаций. Дорудная стадия характеризуется широким развитием низкотемпературной пропилитизации (безэпидотовые хлоритовые пропилиты) во всей зоне развития вулканитов хуламского комплекса (междуречье рек Чегем и Черек Балкарский), а также площадное окварцевание в зоне развития разломов Саурданской системы.

Предрудная стадия проявлена более локально в центральной части Безенгийского рудного района (месторождение Радужное, Карданское и Правобережное рудные поля) широким развитием аргиллизитов. Исходя из общепринятых представлений (Метасоматизм…, 1998), нами предполагается, что растворы на этой стадии отличались близнейтральным характером, высокой концентрацией кремнезема и содержали повышенные количества калия.

Синрудная стадия проявляется в локальном развитии наложенных процессов окварцевания (кварц, как правило, халцедоновидный) и карбонатизации вмещающих оруденение пород. Метасоматические карбонаты представлены кальцитом, железистым доломитом, доломитом, сидеритом.

Рудные тела

Месторождение Радужное представлено несколькими пространственно сближенными рудными телами, которые выделяются как отдельные участки или рудные зоны месторождения (фиг. 2). Они разнообразны по своей морфологии, однако преимущественно имеют линзовидную в разрезе и изометричную в плане формы.

Размеры рудных тел, оконтуренных по бортовому содержанию золота 0.5 г/т, характеризуются следующими параметрами (по данным Барановский и др., 2014ф): Первая рудная зона – размеры в плане 365 × 60 м, глубина залегания от 0 до 155 м, средняя мощность 17 м; Гипсовая зона (два рудных тела) – размеры 135 × 95 м, глубина залегания от 0 до 19.0 м, средняя мощность 4.4 м и 155 × 65 м, глубина залегания от 3.0 до 25.5 м, средняя мощность 4.7 м; Лагерная зона – размеры 95 × 35 м, глубина залегания от 0 до 17.0 м, средняя мощность 12.5 м. Размеры рудных тел, залегающих внутри силлов риолитов, достигают 330 × 240 м при средней мощности 4.3 м и глубине залегания залежи от 204 до 376 м (зона Орлиная).

Рудная минерализация на месторождении Радужное локализуется, как правило, в цементе и обломках флюидно-эксплозивных брекчий, развитых среди вмещающих их юрских терригенных толщ и вулканитов хуламского комплекса. В пределах Безенгийского рудного района в связи с процессами среднеюрской тектоно-магматической активизации, развиты брекчии различного происхождения: тектоногенные (фиг. 5а), эруптивные магматогенные (фиг. 5б, в) и флюидно-эксплозивные гидротермальные (фиг. 5г, д, е). Эруптивные магматогенные брекчии развиты как в экзоконтактах субвулканических тел кислых и умеренно-кислых вулканитов, представляя собой угловатые обломки риолитов и трахитов, заключенных в интенсивно передробленные осадочные породы, так и в центральных частях сложных субвулканических построек. Нередко на эруптивные брекчии накладываются флюидно-эксплозивные гидротермальные брекчии с рудной минерализацией. Флюидно-эксплозивные брекчии образуют трубки неправильной формы и линзовидные межпластовые тела в зонах максимальной проницаемости вмещающих пород. Флюидно-эксплозивные гидротермальные брекчии месторождения Радужное по классификации (Шарпенок и др., 2018) могут быть отнесены к флюидогенным криптоэксплозивным брекчиям, которые представляют наибольший промышленный интерес, поскольку обычно вмещают рудную минерализацию.

Фиг. 5.

Различные генетические типы брекчий, развитых в пределах Безенгийского рудного района и месторождения Радужное. а – тектоногенная брекчия; б, в – эруптивные магматогенные брекчии; г, д, е – флюидно-эксплозивные гидротермальные брекчии: г – брекчия по окварцованным аргиллитам на кварц-барит (Brt)-сульфидном (Ccp+Py) цементе; д – брекчия по аргиллитам на карбонат(Cb)-баритовом (Brt) цементе с гематитом (Hem), красноватый цвет вызван примесью гематита; е – брекчии по аргиллизированным риолитам на гематитовом (Hem) цементе.

Для флюидно-эксплозивных брекчий месторождения Радужное характерна крайняя неоднородность состава обломков и цемента. Обломки представлены окварцованными аргиллитами, алевролитами, песчаниками, кислыми вулканитами, редко сульфидными рудами. Цемент карбонатно-кремнистый, кварцевый (фиг. 5г), карбонат-баритовый (фиг. 5д), гематитовый (фиг. 5е), редко сульфидный. Присутствуют признаки многократного брекчирования; при этом не наблюдается сортировки обломков по размеру. Рудная минерализация локализуется как в цементе брекчий, так и в обломках пород.

Содержание Au в рудах колеблется от 0.1 до 215 г/т и Ag от 1 до 4000 г/т. Главные рудные минералы: самородное золото и серебро, акантит, пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, блеклые руды. Самородное золото, как правило, находится в ассоциации с халькопиритом или галенитом (фиг. 11).

В пределах рудных тел минерализация развита крайне неравномерно. Поэтому подсчет запасов на месторождении проводился с учетом коэффициента рудоносности, который для самых богатых блоков руды составлял 0.83 (Калинин и др., 1979ф).

Полиметаллическое оруденение по данным предыдущих исследований (Мезенина и др., 1982ф) установлено на всех участках месторождения, достигая в скважинах Первой рудной зоны суммарных содержаний полиметаллов от 1.0 до 21.2 мас. %, при раздельном содержании свинца до 6.5 мас. %, цинка до 17.2 мас. % и меди до 5.8 мас. %. Учитывая недостаточную степень изученности попутных компонентов, ресурсы меди, свинца и цинка на рудных зонах Первая, Гипсовая и Лагерная поставлены на учет как некондиционные прогнозные ресурсы в количестве: медь – 5.96 тыс. т, цинк – 12.55 тыс. т; свинец – 8.57 тыс. т (Барановский и др., 2014ф).

Представления о возрасте месторождения Радужное основываются на геологических данных – пространственной связи рудоносных флюидно-эксплозивных брекчий с силлами и некками риолитов хуламского комплекса. Это дало основание исследователям-предшественникам предполагать синхронность развития рудообразования и среднеюрского вулканизма (Лезин и др., 1976ф; Коптюх и др., 1985ф).

Текстуры и структуры руд

Руды имеют массивную, пятнистую, вкрапленную (фиг. 6в), прожилковую и брекчиевую текстуры. Текстуры руд, как правило, зависят от строения и соотношения различных по составу минеральных агрегатов и вмещающих пород. Прожилковые текстуры (фиг. 6д, з) характерны для руд, локализованных в гранитах. Брекчиевые текстуры (фиг. 6б) являются наиболее распространенными в связи с широким развитием флюидно-эксплозивных брекчий на месторождении.

Фиг. 6.

Текстурные особенности руд и соотношение рудных и жильных минералов на месторождении Радужное. а – брекчии аргиллитов, цемент карбонат-баритовый с халькопиритом, скв. 3001 (инт. 69.2–69.4 м); б – брекчии риолитов на кварц-сульфидном цементе, скв. 3010 (инт. 27.5–27.8 м); в – брекчии окварцованных аргиллитов на кварц-сульфидном цементе, скв. 3010 (инт. 66.5 м); г – брекчии аргиллитов на кварц-сульфидном цементе с прожилками гипса, скв. 3016 (инт. 102–102.2 м); д – галенит-халькопиритовая жила в гранитах белореченского комплекса, скв. 3012 (инт. 21.6–21.8 м); е – гематит-карбонатный прожилок в флюидно-эксплозивных брекчиях, видны теневые обломки аргиллитов, замещенные баритом и карбонатом, скв. 3014 (инт. 45.0 м); ж – брекчии окварцованных аргиллитов на ангидрит-гипсовом цементе с вкрапленностью пирита, скв. 3021 (инт. 111.3–111.4 м); з – брекчии по окварцованным алевролитам на кварц-барит-сульфидном цементе, скв. 3012 (инт. 17.8–18.6 м).

Метаколлоидных и полосчатых текстур, характерных для классических золото-серебряных эпитермальных месторождений LS-типа, на месторождении Радужное не встречено.

Структуры руд, как правило, равномернозернистые, иногда встречаются структуры смятия (хорошо различимые в галените). В Au-сульфидных рудах наблюдаются кокардовые текстуры, хорошо различимые лишь при микроскопическом изучении шлифов (фиг. 8в).

Жильные и метасоматические минералы

Наиболее распространенным нерудным минералом на месторождении является кварц. С дорудным окварцеванием связано образование метасоматического кварца, который развивается как по осадочным, так и по магматическим породам. Кварц этого типа образует зерна с неправильными зубчатыми очертаниями. Для жильного кварца можно выделить три разновидности: 1) мутно-серый жильный кварц с гранобластовой структурой, ассоциирующий с рудными минералами Au-сульфидной (фиг. 6б, в) и полиметаллической ассоциаций (фиг. 7а); 2) халцедоновидный кварц (фиг. 7б); 3) поздний белый и бесцветный кварц, образующий секущие прожилки, не содержащие сульфидную минерализацию.

Фиг. 7.

Жильные и метасоматические минералы месторождения Радужное. а – сфалерит (Sp)-кварцевые (Qz) прожилки в брекчиях по окварцованным алевролитам, зона Лагерная, образец Р-22, николи скрещены; б – халцедоновидный кварц (Qz) в цементе брекчированных аргиллизированных риолитов; зона Орлиная, образец Р-3/2-181, николи параллельны; в – сноповидные кристаллы барита (Brt) в доломит (Dol)-кальцитовой (Cal) основной массе, образец 3009/15; г – ангидрит (Anh) и гипс (Gp) с более поздним наложенным кальцитом (Cal), Первая рудная зона, образец 3001/6, николи скрещены; д – наложенный доломит (Dol), замещающий вкрапленники КПШ (Kfs) в риолитах, рудная зона Орлиная, образец Р-3/2-181, николи скрещены; е – смешанно-слойные иллит-смектиты (Ilt-Sme), развивающиеся по основной массе аргиллизированных риолитов, образец Р-6, николи скрещены.

Карбонаты представлены Mn-содержащим кальцитом (фиг. 7г), жильным (фиг. 7в) и метасоматическим (фиг. 7д) доломитом и Fe-доломитом, реже сидеритом. В кальците и железистом доломите, по данным РСМА, присутствуют примеси MnO до 2.04 мас. %. Кальцит (фиг. 6е) и доломит, наряду с баритом являются основными минералами Au–Ag малосульфидной ассоциации.

Барит (фиг. 7в) является типичным минералом цемента флюидно-эксплозивных брекчий (Au–Ag малосульфидная ассоциация) и рудных прожилков. По данным рентгеноспектрального микроанализа, для него характерна примесь стронция (SrO до 7 мас. %). Во флюидно-эксплозивных брекчиях Au–Ag малосульфидной ассоциации барит, наряду с кальцитом (фиг. 6а), доломитом и гематитом, ассоциирует с самородным золотом, халькопиритом, сфалеритом и акантитом; а в прожилках полиметаллической ассоциации (фиг. 6з) – с пиритом и сфалеритом.

Ангидрит и гипс (фиг. 7г) широко развиты на месторождении Радужное (Первая рудная зона, Гипсовая и Орлиная зоны). Как правило, они встречаются в зонах дробления в перемятых рассланцованных аргиллитах, реже алевролитах. Эти породы пронизаны прожилками, содержат гнезда или сцементированы белым, иногда розовато-белым ангидрит-гипсовым материалом. Гипс образует как единичные прожилки, так и сеть довольно мощных прожилков. Суммарная мощность гипсоносных толщ по данным бурения достигает 65–80 метров. Характерна ассоциация гипса с первичными неизменeнными сульфидами (фиг. 6г, ж), как правило, пиритом Au-сульфидной ассоциации.

Смешаннослоистые и глинистые минералы широко развиты в пределах всего месторождения. Каолинит развивается по полевым шпатам в песчаниках безенгийской свиты и гранитах фундамента в зонах интенсивной гидротермальной проработки. Каолинизированные породы, как правило, имеют очень светлый, практически белый цвет. Серицит встречается в измененных гранитах фундамента и песчаниках безенгийской свиты. Минералы группы иллит-смектитов широко развиты в вулканических породах хуламского комплекса, где в результате низкотемпературной аргиллизации они замещают как основную массу пород (фиг. 7е), так и вкрапленники К-полевого шпата. Монтмориллонит образует тонковолокнистые агрегаты, развиваясь по плагиоклазу и остаткам стекла в аргиллизированных риолитах. Селадонит развивается в контактовых частях тел риолитов и трахитов с вмещающими их аргиллитами, часто придавая породам изумрудно-зеленую окраску.

Рудные минералы

Пирит присутствует практически во всех минеральных ассоциациях месторождения и весьма разнообразен по форме и размерам выделений, что, вероятно, указывает на его принадлежность к нескольким генерациям. Условно, на основе морфологии выделений, особенностей состава и условий нахождения, нами было выделено четыре генерации пирита (фиг. 8).

Фиг. 8.

Пирит различных генераций в микрофотографиях аншлифов. а – пирит-I и пирит-II, образец Р-18; б – пирит-II в окварцованных аргиллизированных песчаниках безенгийской свиты, образец 3/2-210; в – глобулярные образования пирита-III в срастании с халькопиритом (Ccp), сфалеритом (Sp) и галенитом из сульфидных руд, участок “Первая рудная зона”, образец 3001/4; г – пирит-IV в флюидно-эксплозивных брекчиях по алевролитам, обломки алевролитов окварцованы, наблюдается рассеянная вкрапленность пирита-I и пирита-II, в сульфидно-кварцевом цементе брекчий помимо пирита наблюдается халькопирит (Ccp) и сфалерит (Sp), обр. Р-17.

Пирит-I (осадочно-диагенетический) образует послойную или рассеянную вкрапленность в осадочных породах юрского возраста (фиг. 8а). Он представлен фрамбоидами и мелкими кубическими кристаллами размером до 20 мкм. Для пирита-I характерно крайне низкое содержание примесей Cu (0.2 мас. %), отмечаются примеси As 0.06–2.16 мас. %, Sb 0.05–0.23 мас. %, Ni 0.11–0.16 мас. % и Co 0.06–0.11 мас. %.

Пирит-II присутствует в серицитизированных и пропилитизированных гранитах, осадочных породах и вулканитах юрского возраста. Для него характерна пентагон-додекаэдрическая форма кристаллов, размеры достигают 200 мкм (фиг. 8б). Рассеянная вкрапленность пирита-II развита в ассоциации с серицитом, хлоритом, анатазом. Для пирита-II установлена примесь As (0.46–2.17 мас. %); наблюдается ее зональное распределение в различных зонах роста единого кристалла. Отмечены также незначительные примеси Cu (0.10–0.26 мас. %), Sb (0.06–0.07 мас. %) и Co (0.06–0.07 мас. %).

Пирит I и пирит II являются дорудными.

Пирит-III является основным минералом Au-сульфидной ассоциации; он, как правило, образует гипидиоморфные выделения в сульфидных и кварц-сульфидных рудах в ассоциации со сфалеритом, халькопиритом, блеклой рудой и галенитом (фиг. 8в). Для данного морфологического типа характерны примеси (мас. %): As 0.06–0.19, Cu 0.06–1.25, Co 0.06–0.07 и Ni 0.06–0.09; примесей Sb не отмечено.

Пирит-IV образует идиоморфные кристаллические выделения в кварц-сульфидном цементе и прожилках флюидно-эксплозивных брекчий (фиг. 8г). Этот тип пирита имеет тесные агрегатные срастания с кварцем, баритом, сфалеритом, халькопиритом и галенитом. Для пирита-IV характерны примеси As 0.23–3.55 мас. %, Cu 0.13–0.42 мас. % и незначительные примеси Co (0.08 мас. %), Ni (0.09 мас. %) и Sb (0.10–0.20 мас. %).

Сфалерит. Большинство выделений сфалерита находится в срастании с галенитом, халькопиритом, пиритом, образуя агрегаты неправильной формы (фиг. 8г; 10в, е; 11в, е).

Сфалерит месторождения Радужное характеризуется низким содержанием железа (≤0.22 мас. % Fe) и отнесен к клейофану. С помощью РСМА (35 анализов) был изучен состав сфалерита из различных ассоциаций. Для Au-сульфидной и Au–Ag-малосульфидной ассоциаций, согласно полученным данным, характерны два незначительно различающихся по составу сфалерита.

Сфалерит-I ассоциирует с пиритом, халькопиритом и галенитом в сульфидных рудах и кварц-сульфидных жилах. Состав сфалерита-I: Zn 59.19–66.58 мас. %; S 31.26–33.29 мас. %. Сфалерит-I характеризуется следующими примесями: Fe 0.11–0.98 мас. %; Cd 0.11–1.04 мас. %; Cu 0.05–0.36 мас. %, In 0.09–0.11 мас. %, Hg 0.06 мас. %.

Сфалерит-II ассоциирует чаще всего с баритом и карбонатами (доломитом, кальцитом). Зерна сфалерита данного типа часто покрыты тонкой пленкой акантита. Состав сфалерита-II: Zn 63.31–67.31 мас. %; S 32.43–33.21 мас. %. Сфалерит-II характеризуется следующими примесями: Fe 0.01–0.05 мас. %; Cd 0.24–0.62 мас. %; In 0.07–0.09 мас. %, Sn 0.04–0.05 мас. %, Cu 0.06 мас. %.

Сфалерит Au–Ag-малосульфидной ассоциации характеризуется минимальными содержаниями Fe (менее 0.1 мол. % FeS) по сравнению со сфалеритом Au-сульфидной ассоциации (0.2–1.1 мол. % FeS). При этом концентрации Cd в обеих ассоциациях лежат почти в одном диапазоне 0.1–0.6 мол. % CdS (фиг. 9а), хотя отмечаются единичные анализы сфалерита Au-сульфидной ассоциации, в которых они достигают 0.8–1.0 мол. % CdS).

Фиг. 9.

Соотношение некоторых изоморфных элементов в твердых растворах месторождения Радужное. а – соотношение CdS и FeS (в мол. %) в сфалерите из золото-сульфидной (1) и золото-серебряной малосульфидной ассоциаций (2). б – соотношение Sb/(Sb + As) и Fe/(Fe + Zn) в блеклой руде. в – соотношение Sb и As (в ф.к. (apfu)) в бурноните. Номера в кружках (1–9) соответствуют анализам, представленным в табл. 3.

Галенит наблюдается как в виде единичных кристаллов, так и агрегатов зeрен. Образует тесные срастания с халькопиритом. Размеры кристаллов обычно от десятых мм до 1–3 мм, в цементе флюидно-эксплозивных брекчий – от первых микрон до 0.1 мм, в мономинеральных выделениях встречены кристаллы до 2 см. В Au-сульфидной ассоциации галенит встречается со сфалеритом, пиритом, халькопиритом (фиг. 8в). Исследование состава галенита с помощью РСМА показало, что состав его стехиометричен и в большинстве случаев содержания элементов-примесей (Cd, As, Se) ниже предела обнаружения. По данным 48 анализов, лишь в единичных образцах отмечено присутствие Ag 0.07 мас. %, Sb 0.13 мас. %, Bi 0.09–0.13 мас. %, Cu 0.19–0.60 мас. % и Fe 0.06–3.77 мас. %.

Халькопирит встречается на всех участках месторождения Радужное. Наблюдается в срастании со сфалеритом, галенитом, окаймляет кристаллы пирита, галенита, выполняет интерстиции в катаклазированном пирите, сфалерите. Совместно со сфалеритом, галенитом, и блеклыми рудами ассоциирует с самородным золотом.

Сульфосоли на месторождении представлены в основном блеклой рудой и редко бурнонитом, которые обнаружены практически во всех рудных зонах и встречаются в незначительном количестве в виде спорадических выделений в ассоциации с халькопиритом, сфалеритом, галенитом и пиритом (фиг. 10). Их содержание в рудах не превышает 1 об. %. Нами были изучены образцы сульфидных руд зон Орлиная и Кишлык-су и впервые приведен состав сульфосолей, диагностированный с помощью РСМА.

Фиг. 10.

Взаимоотношение сульфосолей с другими минералами в сульфидных рудах участков “Орлиная зона” и Кишлык-су. а – срастание сфалерита (Sp), тетраэдрита (Td), галенита (Gn) и халькопирита (Ccp). Тетраэдрит нарастает на сфалерит и образует взаимные срастания с галенитом. Халькопирит выполняет интерстиции между зернами указанных минералов, замещая и проникая в сфалерит и галенит; б – срастание халькопирита, тетраэдрита и пирита (Py). Тетраэдрит развивается по контакту халькопирита и кварца (Qz). В халькопирите присутствуют кольцевые выделения, сложенные мелкими зернами пирита по периферии и кварцем в центральной части; в – срастание сфалерита, пирита, галенита и халькопирита. Пирит содержит мелкие изометричные включения теннантита (Tn); г – срастание галенита и тетраэдрита, в котором наблюдаются ксеноморфные выделения бурнонита (Brn); д – ксеноморфные включения бурнонита и цепочки мелких округлых включений в галените; е – срастание сфалерита, халькопирита, галенита и тетраэдрита. Тетраэдрит и галенит развиваются по контакту сфалерита и халькопирита. Номера точек анализов на рисунке соответствуют номерам анализов в таблице 3. Образец А-2/2-187 (а, б, в, е) и КС-2/4 (г, д). Фотографии в отраженном свете (а–б) и BSE-фото (в–е).

Блеклая руда обнаружена в срастании со сфалеритом, галенитом, халькопиритом и бурнонитом и присутствует в пирите в виде мелких изометричных включений (фиг. 10).

Содержание основных элементов (по данным 17 анализов) в блеклой руде следующее (мас. %): Cu 33.64–39.47, Ag 0.39–3.56, Zn 4.09–6.83, Fe 1.26–4.81, Pb до 0.13, Cd до 0.17, Sb 12.39–27.64, As 1.77–11.57, Bi до 0.17, S 25.52–27.95, Se до 0.11 (табл. 3, ан. 1–6). Соотношения Sb/(Sb + As) и Fe/(Fe + Zn) варьируют соответственно от 0.40 до 0.91 и от 0.58 до 0.18. В блеклой руде отмечается обратная зависимость между соотношениями Sb/(Sb + As) и Fe/(Fe + Zn) (фиг. 9б). Согласно последней номенклатуре (Biagioni et al., 2020), блеклая руда на месторождении Радужное представлена, главным образом, Ag-содержащим тетраэдритом-(Zn), реже Ag-содержащими теннантитом-(Fe) и теннантитом-(Fe,Zn). Предшествующими исследователями блеклая руда была отнесена по рентгенометрическим данным к серебросодержащему тетраэдриту (Коптюх и др., 1985ф; Кряжев, Двуреченская, 2014ф).

Бурнонит на месторождении, впервые описанный нами, обнаружен в виде ксеноморфных выделений в галените и тетраэдрите (фиг. 10г–д). Вероятно, бурнонит замещает последние, поскольку наблюдаются мельчайшие цепочки его выделений в галените (фиг. 10д) и тонкие и короткие просечки – в тетраэдрите (фиг. 10г). По результатам рентгеноспектральных микроанализов (8 анализов), содержание элементов в бурноните варьирует (мас. %): Pb 39.87–46.79, Cu 11.47–14.21, Sb 17.90–26.09, As 0.29–3.10, S 19.74–20.24, Zn 0.43–1.84, Fe 0.23–0.82; Ag, Hg, Cd, Bi, Se – ниже предела обнаружения (табл. 3, ан. 7–9). Таким образом, на месторождении Радужное встречен бурнонит-зелигманитовый твердый раствор с непрерывным изоморфизмом в интервале соотношений Sb/(Sb + As) от 0.98 до 0.79 (фиг. 9в).

Была предпринята попытка применения рудной геотермометрии к сульфидным твердым растворам на месторождении Радужное. Блеклая руда (тетраэдрит) и сфалерит имеют ровные взаимные границы и отсутствие следов коррозии (фиг. 10а, е), что может свидетельствовать о парагенезисе этих минералов. Состав сфалерита, сосуществующего с тетраэдритом (табл. 3, ан. 3), следующий (в мас. %): Zn – 61.64, Fe – 0.57, S – 37.79; 0.96 мол. % FeS. Температура, рассчитанная для этой пары минералов по геотермометру (Sack, Loucks, 1985), составила 162 ± 25°С. Температура кристаллизации сфалерит-тетраэдритового парагенезиса не противоречит условиям отложения этих минералов, поэтому могла бы считаться достоверной и характеризовать условия отложения этой ассоциации на месторождении.

Взаимоотношения блеклой руды и бурнонита в рудах месторождения не установлены. Включения бурнонита в тетраэдрите могут свидетельствовать как об одновременном отложении этих минералов (захват зерен бурнонита при кристаллизации тетраэдрита), так и о более позднем образовании бурнонита относительно тетраэдрита (замещение тетраэдрита бурнонитом, приуроченное к мелким порам и трещинкам). Температура отложения бурнонит-блеклорудных ассоциаций, рассчитанная по геотермометру (Sack, Ebel, 1993), оказалась нереальной. Это свидетельствует о том, что равновесие между этими твердыми растворами не было достигнуто или было нарушено и подтверждает предположение о более позднем отложении бурнонита.

Гематит образует тонкодисперсные массы и встречается не только в зоне окисления месторождения, но и на его глубоких горизонтах в цементе флюидно-эксплозивных брекчий (фиг. 5г, 6е).

Самостоятельные минеральные фазы Au и Ag на месторождении представлены низкопробным самородным золотом и серебром, акантитом и кераргиритом. Кераргирит является редким гипергенным минералом, развивающимся по акантиту.

Акантит – основной серебросодержащий минерал Au–Ag-малосульфидной ассоциации; встречается в флюидно-эксплозивных брекчиях со сфалеритом, галенитом, карбонатами и баритом. Содержание акантита во флюидно-эксплозивных брекчиях колеблется от долей до 5 об. %.

Самородное золото встречается в основном в халькопирите и галените (фиг. 11), образует выделения неправильной формы размером от 5 до 15 мкм, его пробность невысокая (419–670‰ по 10 анализам на микрозонде). В золоте отмечены примеси Hg – до 4.6 мас. % (табл. 4). Состав твердого раствора системы Au–Ag–Hg для месторождения Радужное может быть представлен формулой (Au_{0.571–0.791}Ag_{0.207–0.390}Hg_{0.002–0.062}) при содержаниях Au 41.91–67.02 мас. %, Ag 32.05–51.98 мас. % и Hg 0.15–4.64 мас. %. Детальное рассмотрение твeрдых растворов данной системы и термодинамических условий их образования приведено в работе (Chudnenko, Palyanova, 2016). В виду относительно низкого содержания Hg, самородное золото месторождения Радужное не может быть отнесено к ртутистому золоту, а, как известно (Наумов, 2007), для близповерхностных месторождений, где широко проявлены процессы вскипания растворов, свойственно именно золото с низкими содержаниями ртути. Самородное серебро (единичное измерение, табл. 4) отмечено по литературным данным (Коптюх и др., 1985ф) в рудах Au–Ag-малосульфидной ассоциации Первой рудной зоны. Нахождение в рудах самородного серебра (формула твердого раствора может быть представлена в виде Au_0.285Ag_0.566Hg_0.149), содержащего 19.32 мас. % Au и 9.93 мас. % Hg, требует дополнительного изучения, поскольку оно может говорить как об изменении термодинамических условий рудообразования на самых поздних стадиях рудоотложения, так и о развитии экзогенных процессов.

Фиг. 11.

Самородное золото в халькопирите (Ccp) и галените (Gn), золото-сульфидная ассоциация (халькопирит, пирит Py, галенит, сфалерит Sp). Участок “Первая рудная зона”, скважина 3001. Полированные шлифы. Цифры – пробность золота. а – обр. 3001/2; б, в, г, ж – обр. 3001/4; д, е – обр. 3001/5.

Гипергенные минералы

В зоне окисления месторождения, мощность которой составляет первые метры, выявлены минералы надгруппы алунита, малахит, азурит, халькозин, лимонит, ярозит, церуссит, англезит. Вторичные минералы свинца представлены церусситом, англезитом и пироморфитом, образующимися по галениту. На месторождении Радужное впервые описаны минералы надгруппы алунита, встречающиеся исключительно в маломощной зоне окисления. Плюмбоярозит встречается в зоне окисления выходящих на дневную поверхность рудных тел. Минералы ряда плюмбоярозит–кинтореит образуют корочки и рыхлые массы, выполняющие полости растворения сульфидов в кварцевом цементе флюидно-эксплозивных брекчий в срастании с лимонитом, реже сростки ромбоэдрических кристаллов. Высокогорные условия в сочетании с аридным климатом и непосредственным выходом сульфидных рудных тел на поверхность способствовали высокой скорости испарения, понижению pH, что привело к образованию минералов надгруппы алунита в относительно маломощной зоне окисления сульфидных руд. Изученные минералы содержат Pb (14.84–33.46 мас. % PbO), Cu (0.13–2.27 мас. % CuO) и As (0.0–7.68 мас. % As₂O₅), по составу могут быть отнесены к рядам плюмбоярозит–бедантит и плюмбоярозит–кинтореит. Существенные примеси Cu, Pb, As в минералах надгруппы алунита в зоне окисления сульфидных руд месторождения Радужное говорят о том, что они возникли при окислении сульфидных руд, а не являются эндогенными, синхронными рудоотложению. В пользу гипергенной природы алунита и ярозита свидетельствует и отсутствие этих минералов в экзоконтактовой зоне неокисленных частей рудных тел.

Изотопный состав свинца в рудах месторождения Радужное

Pb-изотопные данные получены для 10 образцов галенита, которые были отобраны из всех описанных выше трех минеральных ассоциаций месторождения Радужное. Измеренные значения изотопных отношений Pb изменяются в диапазонах: для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb от 18.205 до 18.360, для ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb от 15.593 до 15.665 и для ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb от 38.466 до 38.599 (табл. 5). В целом масштаб выявленных вариаций изотопного состава Pb на месторождении является небольшим. Максимальное значение коэффициента вариации (ν_6/4 = 0.24%) получено для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, тогда как для отношений ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb величины этого параметра почти в два раза меньше (ν_7/4 = 0.14% и ν_8/4 = 0.13%) и близки между собой. При этом корреляция между изотопным составом Pb в образце, с одной стороны, и местом его отбора или его принадлежности к минеральной ассоциации, с другой, отсутствует. Таким образом, месторождение Радужное обладает достаточно однородным изотопным составом Pb. Такой особенностью, как правило, характеризуются золотоносные рудообразующие системы, генетически связанные с проявлениями магматической активности (Чугаев и др., 2013б, 2021; Лебедев и др., 2016, 2018; Чернышев и др., 2018).

Изотопный состав свинца в породах

Изотопный состав Pb был изучен в магматических и осадочных породах, которые наиболее широко распространены в районе месторождения. Они представлены среднеюрскими субвулканическими породами различного состава хуламского комплекса (4 пробы) и черными сланцами (4 пробы). Содержания Pb, Th и U, а также изотопный состав Pb анализировались в валовых пробах (табл. 6).

Содержания Pb, Th и U в изученных породах варьируют в широких пределах: от 2.6 до 25.5 мкг/г, от 1 до 13 мкг/г и от 0.25 до 2.6 мкг/г соответственно. Образцы характеризуются высокими как ²³⁸U/²⁰⁴Pb, так и ²³²Th/²⁰⁴Pb отношениями, которые изменяются в диапазонах от 2.3 до 42 и от 9.3 до 253. При этом минимальные значения ²³⁸U/²⁰⁴Pb и ²³²Th/²⁰⁴Pb отношений получены для габброидов хуламского комплекса (образец Р-19), а максимальные – для черных сланцев. Вследствие столь высоких и сильно варьирующих ²³⁸U/²⁰⁴Pb и ²³²Th/²⁰⁴Pb отношений величина коррекции ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb на возраст 167 млн лет (U–Pb возраст пород хуламского комплекса; Кайгородова, Лебедев, 2022) была значительной и достигала величины 6.4% для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и 4.5% для отношения ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb. В целом, скорректированные на возраст изотопные отношения Pb в породах лежат в относительно узких диапазонах. Для юрских вулканитов хуламского комплекса ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.06–18.37, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = = 15.60–15.64 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.00–38.32, тогда как для черных сланцев ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.23–18.40, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.61–15.63 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 37.96–38.344 (табл. 6).

Сопоставление Pb-изотопных данных для галенитов месторождения Радужное, а также скорректированного на возраст месторождения изотопного состава Pb юрских вулканитов и черных сланцев приведено на изотопных диаграммах (фиг. 12). На них также показаны кривые эволюции изотопного состава Pb в глобальных резервуарах Земли – “верхняя кора” и “ороген” по модели Зартмана-Доу (Zartman, Doe, 1981) и эволюционные кривые по модели Стейси-Крамерса (Stacey, Kramers, 1975).

Фиг. 12.

Pb-изотопные диаграммы для галенита из золоторудной минерализации Au-сульфидного месторождения Радужное, а также вмещающих руды палеозойских магматических и метаморфических образований, юрских вулканических пород хуламского комплекса и черных сланцев. Для палеозойских пород кристаллического фундамента тектонической зоны Главного Кавказского хребта использованы данные (Лебедев и др., 2010, 2018).

На диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/ ²⁰⁴Pb большинство точек галенита находятся существенно выше среднекоровой эволюционной кривой Стейси-Крамерса и вблизи кривой, описывающей эволюцию изотопного состава Pb в верхнекоровом геохимическом резервуаре, что свидетельствует о высоком значении U/Pb отношения в источнике рудного свинца (фиг. 12а). Исключением является лишь точка образца X-2 (галенит из трахитов хуламского комплекса), которая лежит ниже основной группы рядом с кривой “орогена”. В целом, точки галенита с большим разбросом (СКВО = 75) образуют субвертикальный тренд, отражающий наличие положительной корреляционной (r = 0.82) зависимости между величинами ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb. В свою очередь, изученным нами юрским породам соответствуют два самостоятельных поля, лежащих вблизи среднекоровой эволюционной кривой. Одно из них образовано точками вулканитов хуламского комплекса, часть из которых попадают на тренд изотопного состава Pb галенита. Второе поле, отвечающее черным сланцам, смещено правее относительно тренда как рудного свинца, так и свинца вулканитов.

На диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁸Pb/ ²⁰⁴Pb точки галенита расположены между среднекоровой (ω₂ = 36.84) эволюционной кривой и кривой со значением ω₂ = 42 по модели Стейси-Крамерса. Это указывает на повышенные Th/Pb и Th/U отношения в источнике рудного свинца (фиг. 12б). Как и на диаграмме с ураногенными изотопами ²⁰⁶Pb и ²⁰⁷Pb, точки галенита с большим разбросом (СКВО = 66) лежат вдоль линейного тренда. Величина коэффициента корреляции между отношениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb составляет 0.81. Поля изотопного состава Pb вулканитов хуламского комплекса и черных сланцев лежат несколько ниже тренда и тяготеют к среднекоровой эволюционной кривой. При этом поле вулканитов расположено на нижнем продолжении тренда рудного свинца.

О возрасте месторождения Радужное

В рамках настоящей работы не проводилось прямого датирования рудно-метасоматических образований Au-сульфидного месторождения Радужное, однако заключение о его возрасте можно сделать на основе сопоставления полученных нами ранее изотопно-геохронологических данных и опубликованных результатов геолого-стратиграфических исследований региона.

Недавно проведенное нами U–Pb датирование умерено-кислых и кислых образований хуламского вулкано-плутонического комплекса, широко распространенных в пределах Безенгийского рудного района (Кайгородова, Лебедев, 2022), позволило установить, что они были извержены в период с байоса по келловей (167 ± 3 млн лет). Отметим, что интрузии хуламского комплекса повсеместно прорывают терригенные отложения байоса, но нигде не встречаются среди толщ келловея, также присутствующих на месторождении. В течение батского века территория региона была приподнята выше уровня моря, и осадочные отложения этого времени здесь отсутствуют (Гаврилов, 2005). В совокупности стратиграфические и геохронологические данные позволяют сузить возрастной диапазон проявления магматизма хуламского комплекса до позднего байоса–бата, т.е. 169–166 млн лет.

Как было отмечено выше, рудная минерализация на Au-сульфидном месторождении Радужное непосредственно наложена на палеозойские гранитоиды, терригенные толщи байоса и трахиты–риолиты гипабиссальных интрузий хуламского комплекса. Следовательно, нижний возрастной предел для возраста месторождения также должен быть принят как поздний байос–бат. С другой стороны, отложения келловея, присутствующие на территории региона, не затронуты метасоматическими преобразованиями. Соответственно, формирование руд месторождения Радужное произошло до келловейского века.

Таким образом, можно сделать вывод о том, что месторождение Радужное образовалось в позднем байосе–бате, синхронно с проявлением умеренно-щелочного магматизма хуламского комплекса или непосредственно сразу после его окончания.

Тип рудной минерализации

Существуют различные точки зрения на генезис месторождения Радужное. Согласно (Лезин и др., 1976ф; Курбанов и др., 2004ф), месторождение отнесено к золото-серебряному эпитермальному типу. Одним из главных критериев отнесения к данному типу было нахождение в аргиллизированных риолитах адуляра. Проведенные нами петрографические исследования не выявили наличие гидротермального адуляра в рудах месторождения. Также от типичных золото-серебряных месторождений, относимых в настоящее время к LS-типу, месторождение Радужное отличает довольно широкое распространение сульфидов в рудах (для LS-типа <2 об. %) и отсутствие типичных колломорфных структур.

Интенсивное развитие гипс-ангидритовой минерализации, существенно сульфидный состав руд и субпластовая форма рудных тел позволяют некоторым авторам (Кряжев, Двуреченская, 2014ф) отнести Радужное к колчеданно-полиметаллическому типу Куроко. Однако колчеданные месторождения на северном склоне Большого Кавказа (Уруп, Худес и др.), относимые Г.В. Рябовым и И.А. Богушем (Рябов, Богуш, 2012) к уральскому типу, пространственно и генетически связаны исключительно с девонским вулканизмом и расположены севернее Тырныауз-Пшекишской шовной зоны в тектонической зоне Передового хребта. Также известно, что ангидрит (Hedenquist et al., 2000) относится к типичным жильным минералам IS-типа месторождений.

Отсутствие среди метасоматитов минералов, характерных для высокосульфидизированного (HS) типа месторождений (пирофиллит, алунит и др.), признаки замещения безэпидотовых хлоритовых пропилитов эпитермальными аргиллизитами и широкое развитие смешанно-слойных минералов типа иллит-смектита позволяет отнести околорудные метасоматиты месторождения Радужное к эпитермальным аргиллизитам, характерным для большинства месторождений низкосульфидизированного (LS) и промежуточно-сульфидизированного (IS) типов (Einaudi et al., 2003).

Учитывая минеральный состав руд (пирит, халькопирит, сфалерит, галенит, Ag-содержащие тетраэдрит-(Zn) и теннантит-(Fe,Zn)), пространственно-временные и, как показано ниже, генетические связи с бимодальным континентальным постколлизионным магматизмом, а также низкую пробность самородного золота, месторождение Радужное может быть отнесено к промежуточно-сульфидизированному (IS) эпитермальному типу (Sillitoe et al., 2003). Подобные объекты, как правило, характеризуются более низкими содержаниями золота, чем месторождения низкосульфидизированного (LS) типа (Wang et al., 2019).

По классификации (Wang et al., 2019) месторождения IS-типа подразделяются на два подтипа: NC (Neutral-Compressional)-подтип и E (Extensional)-подтип. NC-подтип в основном образуется в условиях сжатия или в обстановках околонейтральных напряжений, которые представлены магматическими дугами субдукционной стадии (особенно континентальными дугами и зрелыми островными дугами). Для E-подтипа характерна тесная связь с высокодифференцированными кислыми магматическими породами (что характерно и для Безенгийского рудного района, где оруденение связано с кислыми магматическими породами хуламского комплекса), в то время как NC-подтип ассоциирует с более мафическими вулканическими породами. Таким образом, можно предположить, что Безенгийский рудный район и месторождение Радужное в частности относятся к E-подтипу промежуточно-сульфидизированных месторождений.

Согласно существующим представлениям (Корольков, 2007), для постколлизионной геотектонической обстановки, в которой предположительно формировалось месторождение Радужное, характерно проявление блоковых перемещений по зонам разломов и активная вулканическая деятельность с формированием рудоносных умеренно-щелочных магматических комплексов различного состава. Тектоническое развитие в этот этап обычно описывается как тектоника смещений (strike-sleep), при которой складчатые деформации имеют подчиненное значение; в некоторых случаях возникают локальные зоны растяжения с начальной рифтогенной обстановкой. К примеру, постколлизионный высококалиевый магматизм описан (Nie et al., 2015) в металлогенической провинции Улан-Джиавула (Восточная Азия); с ним парагенетически связаны крупные Ag–Pb–Zn месторождения (например, месторождения Цав, Нойон-Тологой и др. (Гантумур и др., 2010; Чугаев и др., 2013)). Месторождение Цав можно назвать наиболее близким по генетическому типу, характеру магматизма и минералогическому составу руд к месторождению Радужное.

Источники свинца золоторудной минерализации месторождения Радужное

Наличие для свинца галенита корреляционных зависимостей между отношениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, с одной стороны, и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, с другой, которые на Pb–Pb диаграммах (фиг. 12) выражаются в виде коротких трендов, указывает на участие как минимум двух источников, отличающихся по своим Pb-изотопным характеристикам. Наиболее отчетливо эти различия выражены по величинам ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и параметру µ₂.

В рамках двухстадийной модели Стейси–Крамерса, полученные для галенитов Pb-изотопные данные позволяют дать оценку некоторых параметров источников свинца золоторудной минерализации месторождения Радужное.

Согласно этим оценкам, основной источник обладал повышенными (относительно среднекоровых) величинами µ₂ = ²³⁸U/²⁰⁴ Pb = 9.91–9.99, ω₂ = ²³²Th/²⁰⁴Pb = 38.9–40.5 и Th/U = 4.00–4.05 (табл. 5). Приведенные характеристики типичны для пород сиалической континентальной коры. В свою очередь, Pb–Pb модельный возраст (Tм), отражающий время отделения свинца от U–Th–Pb изотопной системы источника, оказался почти в 2 раза более древним (Tм = 302–381 млн лет), чем предполагаемый по геологическим данным возраст месторождения. Это расхождение свидетельствует о сложной (многостадийной) эволюции рудного свинца в данном резервуаре, в течение которой происходило изменение (понижение) U/Pb отношения в нем. В целом полученные величины модельных параметров µ₂, ω₂, Th/U и Tм дают основание предполагать поступление свинца в рудообразующую систему из источника корового типа.

Рассматриваемый источник рудного Pb, отличающийся высокими значениями параметров ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (≥15.67) и µ₂ (≥9.9), по своим характеристикам близок к палеозойскому верхнекоровому резервуару, согласно модели Зартмана-Доу (фиг. 12). Черные сланцы по своим свинцово-изотопным характеристикам существенно отличаются от предполагаемого источника. Поле этих пород на обеих Pb-диаграммах лежит в стороне (правее) от тренда точек галенита из рудных образований (фиг. 12), что позволяет исключить их из дальнейшего обсуждения.

В пределах тектонической зоны Главного Кавказского хребта широко распространены выходы гранитных и метаморфических пород палеозойского возраста, которые, по мнению ряда исследователей (Леонов и др., 2007), относятся к кристаллическому фундаменту эпигерцинской Скифской плиты. По геофизическим данным, в районе месторождения Радужное под чехлом из вулканических и осадочных комплексов юры палеозойские образования слагают верхнюю кору и имеют среднюю мощность около 30 км (Шемпелев и др., 2005), что позволяет рассматривать их в качестве потенциального источника рудного свинца. Для оценки роли этого резервуара в генезисе Au-сульфидной минерализации, на Pb-диаграммы (фиг. 12) были вынесены ранее полученные нами данные об изотопном составе свинца в палеозойских гранитоидах и метаморфических сланцах зоны Главного Кавказского хребта (Лебедев и др., 2010, 2018), скорректированные на возраст 167 млн лет назад. На диаграммах отвечающие им точки демонстрируют существенный разброс, что свидетельствует о неоднородности пород кристаллического фундамента по изотопному составу Pb, а также по Th/U и, в меньшей степени, по U/Pb отношению (фиг. 12). На диаграмме с ураногенными изотопами Pb (фиг. 12) поле палеозойских пород вытянуто вдоль верхнекоровой эволюционной кривой модели Зартмана-Доу и расположено на верхнем продолжении тренда изотопного состава Pb галенита золоторудной минерализации. На диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb точки палеозойских пород образуют широкое поле между эволюционными кривыми Стейси-Крамерса с параметрами ω₂ = 36.84 при Th/U = 3.78 и ω₂ = 42 при Th/U = 4.31. В пределах этого поля также находятся все точки галенита, а также большая часть точек вулканитов хуламского комплекса и черных сланцев. Таким образом, наблюдаемое на графиках соотношение изотопного состава Pb руд и пород палеозойского фундамента дает основание рассматривать последние в качестве ведущего источника свинца на месторождении Радужное.

В пользу такого вывода также свидетельствуют отмеченные выше характеристики источника рудного свинца – высокие µ₂ ≥ 10, ω₂ ≥ 41 и Th/U ≥ 4.1, а также более древние, чем возраст месторождения, Pb–Pb модельные датировки. Эти особенности характерны для континентальной коры, претерпевшей метаморфическое преобразование, а также частичное плавление, сопровождавшееся генерацией гранитоидных расплавов. В результате этих процессов в коре происходит повышение Th/U и Th/Pb отношений и снижение U/Pb отношения (Taylor, McLennan, 1985). Понижением U/Pb отношения в коре незадолго до развития рудообразующих процессов объясняются позднепалеозойские модельные Pb–Pb возрасты, полученные для данного источника свинца.

Другой, второстепенный по своему значению источник рудного Pb обладал относительно низкими величинами отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (≤15.60) и параметра µ₂ (≤9.7). Ближе всего к этому источнику по указанным характеристикам соответствуют вулканиты хуламского комплекса. Кроме того, как отмечено выше, на обеих диаграммах отвечающие им поля лежат на нижнем продолжении тренда рудного свинца. В совокупности отмеченные особенности соотношения изотопного состава Pb руд и вулканитов позволяют заключить, что при формировании золоторудной минерализации и магматических расплавов хуламского комплекса мог принимать участие один и тот же источник свинца.

Наблюдаемый повышенный разброс точек вдоль тренда смешения на Pb-изотопных диаграммах (фиг. 12), прежде всего, является следствием первичной свинцово-изотопной неоднородности пород кристаллического фундамента и, в меньшей степени, вулканитов хуламского комплекса, рассматриваемых в качестве двух основных источников рудного свинца. Такое объяснение не предполагает поступление свинца из других дополнительных резервуаров.

Геохимические данные согласуются с результатами Pb-изотопных исследований: из табл. 7 видно, что из всех возможных геохимических резервуаров – потенциальных источников рудного Pb, присутствующих на месторождении Радужное, повышенными концентрациями этого элемента (по сравнению с кларковыми значениями) характеризуются только палеозойские гранитно-метаморфические образования и некоторые кислые разности пород хуламского комплекса.

Роль среднеюрского вулканизма хуламского комплекса в генезисе золоторудной минерализации

Как показано выше, во многих случаях в пределах Безенгийского рудного района Au-сульфидная минерализация наложена непосредственно на кислые породы субвулканических тел хуламского комплекса (как на риолиты, так и на трахиты) и образовалась или синхронно, или сразу после окончания эндогенной активности в регионе. Нередко оруденение локализовано именно в контактовых зонах интрузий, что может указывать, по крайней мере, на парагенетические связи процессов формирования Au-сульфидной минерализации с вулканической деятельностью. Наконец, полученные нами и детально рассмотренные изотопно-геохимические данные демонстрируют, что рудный свинец на месторождении Радужное имеет смешанное происхождение (фиг. 12). При этом не исключено единство источника Pb для магматических пород хуламского комплекса и руд, что позволяет с большой долей уверенности говорить именно о синхронности образования Au-сульфидной минерализации с проявлениями среднеюрского магматизма хуламского комплекса (около 167 млн лет назад).

Как показано нами (Кайгородова, Лебедев, 2022), по своим петролого-геохимическим характеристикам магматические породы (как кислые, так и основные разности) хуламского комплекса близки к типичным внутриплитным континентальным образованиям. Концентрации в них большинства рудных элементов (Ni, Co, Cr, V, Mo, W, Sn, Sb, Zn, Cd) находятся на уровне кларковых значений (Соловов и др., 1990). Исключение составляют Ag и Au (табл. 7), содержание которых существенно (Ag в основных породах 0.3–1.3 г/т, в кислых – 0.6–3.6 г/т; Au 0.1–1.0 г/т) превышает кларки для пород соответствующего состава. Это позволяет нам рассматривать магматизм хуламского комплекса в качестве рудоносного. Роль черных сланцев в образовании месторождения спорна, поскольку, по результатам изучения вмещающих черных сланцев, которые могли быть потенциальным источником Au, содержания этого элемента в них оказались ниже предела обнаружения метода ICP-MS (0.001 ppm). Однако вопрос о роли черных сланцев в образовании месторождения требует дальнейшего исследования.

Из табл. 7 видно, что наиболее вероятным потенциальным источником Cu в сульфидной минерализации месторождения Радужное, аналогично ситуации со свинцом, могли являться палеозойские образования, в первую очередь – кристаллические сланцы. В свою очередь, для Zn таким источником, скорее всего, являлись юрские черные сланцы (в которых концентрации этого элемента заметно превышают кларки), но нельзя также исключать и участие других геохимических резервуаров – палеозойского верхнекорового и юрского, магматогенного.

Кристаллизационная дифференциация (FC), игравшая ведущую роль в петрогенезисе пород хуламского вулкано-плутонического комплекса (Кайгородова, Лебедев, 2022), привела к заметному обогащению некоторыми несовместимыми REE элементами кислых вулканитов (Zr – до 2600 г/т, Nb – до 300 г/т, Ta – 30 г/т, Ce – до 400 г/т). Таким образом, FC-процессы, приведшие к формированию бимодальной ассоциации хуламского вулкано-плутонического комплекса, определили REE-редкометалльную (Zr, Nb, Ta) специализацию трахитов и риолитов.

Проведенный анализ петролого-геохимических характеристик изученных изверженных пород, в связи с предполагавшейся ранее некоторыми исследователями (Калинин и др., 1979ф, Коптюх и др., 1985ф и др.) генетической связью Au-оруденения на месторождении Радужное с магматической активностью хуламского вулкано-плутонического комплекса, подтверждает, что данный комплекс должен рассматриваться как рудоносный. Можно предположить, что кислые магмы, вероятно, были значительно обогащены летучими компонентами (о чем, в том числе, говорят масштабные автометаморфические преобразования риолитов), инициировав значительную гидротермальную активность в пределах ареала вулканической деятельности. На это указывает пространственная и структурная связь оруденения с магматическими образованиями хуламского комплекса.