Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 496, № 2, стр. 169-175

В Бодайбинском осадочном палеобассейне сосредоточены крупные коренные и россыпные золоторудные объекты Ленской провинции, включая уникальное месторождение золота и ассоциирующих металлов платиновой группы Сухой Лог [1, 2]. Генетические модели золоторудных месторождений Бодайбинского рудного района в углеродистых карбонатно-терригенных толщах предусматривают длительную историю их формирования, охватывающую период от неопротерозоя до кайнозоя ([1, 3–5] и др.) с образованием промышленного золотого оруденения в палеозое – на рубежах 447 ± 6 и 321 ± 14 млн лет [6]. Эти этапы рудообразования могут коррелировать с гранитоидным магматизмом и генерацией рудоносных флюидных систем в каледонскую [7] и/или герцинскую эпохи ([3, 4] и др.). Однако достоверные геохронологические свидетельства каледонского гранитообразования в Бодайбинском регионе не установлены, а возрастной диапазон становления внутриплитных гранитоидов герцинской эпохи, включая мамско-оронские пегматоидные граниты и массивы Ангаро-Витимского батолита, остается дискуссионным ([5, 8, 9] и др.).

Константиновский шток – единственный небольшой выход крупнозернистых порфировидных гранитов в пределах отрицательной гравитационной аномалии, обусловленной гранитоидами Угаханского криптобатолита, в которой и находится золоторудное месторождение Сухой Лог [10]. Согласно геофизическим данным [11], Константиновский шток связан подводящими каналами с магматическим очагом предполагаемого Угаханского гранитоидного массива неизвестного возраста (рис. 1). Надежные данные о возрасте гранитоидов Константиновского штока также отсутствуют, а резкое расхождение между собой оценок возраста по циркону (530–650 млн лет) и сфену (290 ± 20 млн лет) [3, 5] рассматривалось как свидетельство унаследованного или захваченного циркона из вмещающих пород [5]. Учитывая неопределенность геохронологических данных, полученных (TIMS) ранее по большим навескам циркона, исключавших возможность учета их сложного строения, мы вернулись к изучению циркона гранитоидов Константиновского штока SIMS-методом локального U–Pb-изотопного датирования единичных зерен и отдельных элементов их внутренней структуры. Помимо оценки возраста гранитоидов, находящихся в 6 км от месторождения Сухой Лог, задача состояла в выявлении и получении возрастной информации для ксеногенного циркона, захваченного расплавом из фундамента или вмещающих пород Бодайбинского прогиба.

Рис. 1.

Тектоническая позиция гранитоидов Константиновского штока в структуре Байкало-Патомского складчатого пояса. 1 – четвертичные отложения; 2 – позднепалеозойские образования: гранитоиды чивыркуйского (а) и конкудеро-мамаканского (б) комплексов (по [10]), высокотемпературные бластомилониты (в); 3 – раннепалеозойский чехол; 4 – вендские осадочные палеобассейны; Байкало-Патомский складчатый пояс (5–8): 5 – неопротерозойские осадочные палеобассейны Чуя-Нечерского палеоподнятия в краевых (а) и погребенных (б) зонах; 6 – Мамско-Бодайбинский венд-неопротерозойский структурный блок; 7 – Сухоложская рудоконтролирующая сдвиговая зона; 8 – Олокитская зона прогибов и палеоподнятий раннего неопротерозоя; 9 – неопротерозойские вулкано-плутонические комплексы Байкало-Муйского пояса; Ранний докембрий (10–12): 10 – гранитоиды; 11 – выступы фундамента кратона; 12 – Чарская глыба; 13 – местоположение Константиновского штока и месторождения Сухой Лог; 14 – нерасчлененные тектонические границы и швы: установленные (а) и предполагаемые (б).

По данным исследования в проходящем свете и в режиме катодолюминесценции (КЛ) циркон, выделенный из гранитов Константиновского штока, представлен двумя морфологическими типами. Преобладают идиоморфные и субидиоморфные зональные кристаллы, состоящие из ядер и оболочек с К_у от 3 до 5 и длиной 150–500 мкм (рис. 2 I–VI) и значительно реже (не более 10%) наблюдаются длиннопризматические кристаллы с К_у, равным 5–6, и длиной около 250–300 мкм (рис. 2 VII–VIII).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из гранита Константиновского штока. I, III, V, VII – в режиме катодолюминесценции; II, IV, VI и VIII – в проходящем свете.

Ядра в зональном цирконе (I тип) составляют от 10 до 50% объема зерен, трещиноватые, часто бурые, пятнистые, с корродированной поверхностью. В режиме КЛ они светло-серые, часто с тонкой зональностью (рис. 2 I, V). Большинство этих ядер имеет несомненно ксеногенную природу, однако часть из них, возможно, была сформирована на ранней стадии кристаллизации расплава.

Оболочки на ядрах в проходящем свете прозрачные, не трещиноватые, идиоморфные (рис. 2 II, VI). В режиме КЛ в них наблюдается грубая осцилляторная зональность, в которой темно-серая окраска оболочек вблизи ядер сменяется черной на периферии (рис. 2 I, III) за счет высокого содержания урана (в среднем около 1680 г/т).

В ядрах наблюдаются полностью раскристаллизованные расплавные включения (РВ 1 на рис. 2 VI), что свидетельствует об их магматической природе. Во внешней части оболочек иногда наблюдается тонкая зона субмикроскопических флюидных включений (рис. 2 IV), связанная, вероятно, с дегазацией расплава на завершающей стадии кристаллизации.

Длиннопризматический циркон (II тип) прозрачный, бесцветный, ядер не содержит, среднее содержание урана 750 г/т. В режиме КЛ видна грубая зональность с темно-серой внутренней и черной периферической зонами. Наблюдаются единичные полностью раскристаллизованные расплавные включения (РВ-2 на рис. 2 VIII), свидетельствующие о магматической природе длиннопризматического циркона.

Изотопное датирование отдельных зерен циркона осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP–II в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике [12]. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, диаметр кратера 25 мкм при глубине 2 мкм. Обработка полученных данных производилась с использованием программы SQUID [13]. Уран-свинцовые отношения нормализовались на значении 0.0668, соответствующем стандартному циркону TEMORA, содержания Pb, U и Th – относительно стандартного циркона 91 500. Погрешности индивидуальных датировок приведены на уровне 1 сигмы.

Всего исследовано 37 зерен циркона, для которых получено 62 оценки возраста. В таблице приведены результаты исследования за исключением зерен с высоким содержанием обычного свинца и дискордантных оценок возраста (табл. 1). Средневзвешенное значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста семи длиннопризматических кристаллов составляет 301 ± 8 млн лет (СКВО = 0.48) (рис. 3‒I). Оценки ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста магматических оболочек зональных цирконов I типа и длиннопризматических кристаллов II типа в пределах ошибок не отличаются друг от друга – 305 ± 5 млн лет (СКВО = = 0.48, n = 12) (рис. 3–II). Для 11 ядер зональных цирконов I типа получены оценки ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста, совпадающие в пределах ошибок с возрастом оболочек и длиннопризматических кристаллов (средневзвешенное значение 301 ± 8 млн лет (СКВО = 1.6) (рис. 3–III), что подтверждает формирование этих ядер на ранней стадии кристаллизации циркона. Средневзвешенное значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста для длиннопризматических кристаллов, оболочек и ядер ранней стадии кристаллизации зональных цирконов (n = 30), имеющих сравнимые средние содержания урана (1245 г/т), составляет 303 ± 3 млн лет (СКВО = = 0.84) и интерпретируется как возраст кристаллизации гранитов Константиновского штока. Полученная оценка возраста подтверждает принадлежность гранитоидов Константиновского штока к герцинской эпохе внутриплитного магматизма. Вместе с гранитоидами северной части Тельмамского массива, имеющими те же оценки возраста [9], формирование Константиновского штока коррелирует с процессами становления Ангаро-Витимского батолита в период 312 ± 3–300 ± 2 млн лет [8].

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для длиннопризматических кристаллов (I), магматических оболочек (II) и ядер ранней стадии кристаллизации циркона (III) из гранита Константиновского штока по данным табл. 1.

Для 9 ядер зональных цирконов второго типа, в которых содержания U значительно меньше, чем в длиннопризматических кристаллах и оболочках (в среднем 255 г/т), получены конкордантные оценки возраста (табл. 1), варьирующие в широком интервале от 352 до 2446 млн лет, подтверждая ксеногенную природу этих ядер циркона. Источником палеозойских ксеногенных ядер зонального циркона (²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст – 352 ± 4, 367 ± 4, 389 ± 5 млн лет) могли являться мамско-оронские пегматоидные граниты, образованные в результате зонального метаморфизма, наложенного на фундамент и перекрывающие осадочные толщи Бодайбинского прогиба. Присутствие пегматоидных гранитов отмечалось в ксенолитах даек аглан-аянского комплекса в бассейне реки Кадали [14].

Циркон с палеопротерозойскими (1846 ± 25, 1863 ± 16, 1869 ± 16, 2048 ± 12 млн лет) и архейскими (2673 ± 9) оценками ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-возраста типичен для гранитоидов и метаморфических комплексов Чуя-Нечерского палеоподнятия – фрагмента выступа фундамента Сибирского кратона в структуре Байкало-Патомского складчатого пояса. Эти образования являются источником детритового циркона для хомолхинской свиты, вмещающей месторождение Сухой Лог [7], и эдиакарских осадочных серий Патомского прогиба [15], и также могут рассматриваться в качестве источника для гранитоидов Константиновского штока.

Таким образом, в основании сдвиговой зоны латеральных деформаций, контролирующей золоторудное месторождение Сухой Лог, выявлены палеопротерозойские и девонские гранитоиды, типичные для палеоподнятий Чуя-Нечерской и Мамско-Бодайбинской структур Байкало-Патомского пояса (см. рис. 1). Новые данные позволяют полагать, что сдвиговая зона является граничной между этими структурами древней коры Сибирского кратона, претерпевшими масштабные процессы внутриплитной тектоно-термальной переработки в палеозое.