Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 2, стр. 187-193

Месторождение Кутын расположено в Тугуро-Чумиканском районе Хабаровского края России, в южной части Тугурского полуострова между Тугурским и Ульбанским заливами Охотского моря. Это месторождение находится в 113 км к северо-востоку от Албазинского рудного поля с промышленной добычей золота [1]. Месторождение Кутын было открыто геологами Дальневосточного территориального геологического управления в 1970-е годы как перспективное для разработки на золото. С 2011 г. на месторождении проводились масштабные геологоразведочные работы, которые подтвердили его перспективность [2]. Месторождения Албазинское и Кутын размещены в одной тектонической структуре – Ульбанском террейне Монголо-Охотского орогенного пояса, а золоторудные тела локализованы в серицит-карбонат-кварцевых метасоматитах.

Формирование крупных промышленных месторождений золота, меди, вольфрама, олова в Сихотэ-Алине и сопредельных территориях связано с обстановкой трансформной континентальной окраины в альб-сеноманское время 110–95 млн лет назад [3]. Несмотря на то что месторождение Кутын является важным сырьевым объектом ресурсной базы Хабаровского края, публикации о нем крайне ограничены [4], а попытки оценить его возраст изотопно-геохронологическими методами ранее не предпринимались. В этой работе мы представляем результаты изотопно-геохронологического изучения гранодиоритов Биранджинского массива и карбонат-серицит-кварцевых метасоматитов, с которыми пространственно связана золоторудная минерализация месторождения Кутын.

Месторождение Кутын находится в северо-западной части Ульбанского террейна, образование которого произошло в юрско-раннемеловое время в результате аккреции юрских окраинно-континентальных шельфовых и турбидитовых комплексов к Северо-Азиатскому кратону и Монголо-Охотскому поясу в условиях сдвиговых перемещений в трансформной обстановке калифорнийского типа юрской континентальной окраины региона [3]. Терригенные отложения Ульбанского террейна перекрыты с угловым несогласием верхнемеловыми вулканическими породами Ульбанского, Талимо-Алгатинского и Эвурского полей, представляющих периферию Восточно-Сихотэ-Алинской вулканической провинции [5]. Вулканиты принадлежат андезибазальтовой и риодацитовой подформациям наземно-вулканогенной (субаэральной) порфировой формации и распространены в пределах восточной части Ульбанского террейна [2]. Возраст вулканитов определен K–Ar-методом и составляет 103 млн лет [6]. Юрские терригенные породы и меловые вулканиты в районе месторождения Кутын прорываются интрузивами ульбанского комплекса, который принадлежит к Хингано-Охотскому вулкано-плутоническому поясу [3].

Рудные зоны месторождения Кутын локализованы в эндо- и экзоконтактах трехфазного Биранджинского массива (рис. 1). Первая фаза представлена габбродиоритами, диоритами и диоритовыми порфирами. Вторая фаза – кварцевыми диоритами, гранодиоритами и гранодиорит-порфирами. Третья фаза – гранитами, гранит-порфирами и дайками аплитов. Наибольшее распространение получили гранодиориты второй фазы, которыми на территории месторождения сложен штокообразный массив площадью около 12.5 км². Дайковый комплекс представлен породами основного и кислого состава. Прожилково-вкрапленное оруденение локализовано в кварц-карбонат-серицитовых метасоматитах, развивающихся по гранодиоритам и песчаникам и соответствующих березитовой формации. В центральных частях зон метасоматитов размещаются линейные штокверки прожилков кварц-серицит-карбонатного состава и брекчии с кварцевым цементом, характеризующиеся высоким содержанием золота [2]. Содержание золота в руде достигает 76 г/т, в среднем составляя 3 г/т. На месторождении Кутын выделено 10 основных рудных зон, расположенных в эндо- и экзоконтактах Биранджинского массива. В серицит-кварцевых метасоматитах, развивающихся по песчаникам, локализованы рудные зоны Седловинная, Итыльская, Юбилейная, Южная, Открытая, Родниковая и Дельинская, а по гранодиоритам – Геофизическая, Джуаты и Перевальная.

Рис. 1.

Схематическая карта месторождения Кутын (по [2], с дополнениями авторов). 1 – аллювиальные отложения Qal, 2 – пролювиальные отложения Qpr, 3 – андезиты К₂, 4 – терригенные образования J₁, 5 – терригенные образования D₂; 6–9 – интрузивные образования К₂: 6 – диориты и габбродиориты, 7 – гранодиориты и гранодиорит-порфиры, 8 – граниты, 9 – дайки андезитов, 10 – разломы: крупные (а) и менее крупные (б); 11 – рудные зоны; 12 – ореолы околорудных березитовых изменений. Звездочками указаны места отбора проб.

На основе изучения петрографии и минералогии рудных зон на месторождении Кутын нами были выделены четыре последовательные рудные парагенетические ассоциации: пирит-арсенопиритовая, золото-тетраэдрит-арсенопиритовая, золото-пиритовая и теллуридная, отвечающие двум стадиям минералообразования – метасоматической и жильной. В зоне окисления развита гетит-арсенатная ассоциация гипергенного этапа. Наиболее распространенными рудными минералами являются пирит и арсенопирит, для которого характерны примеси Sb и Te. Самородное золото характеризуется пробностью 650–780‰, реже – 810–890‰. Значительное количество золота содержится в арсенопирите. Другие минеральные формы благородных металлов представлены Ag-содержащим тетраэдритом, акантитом, теллуридами: гесситом, петцитом и штютцитом. Помимо перечисленных выше теллуридов Au и Ag, в рудах присутствуют алтаит, теллурантимон и колорадоит [7].

Наиболее ранние метасоматические изменения гранодиоритов привели к хлоритизации роговой обманки и биотита с образованием шамозита и реже клинохлора. Температура кристаллизации хлорита, рассчитанная по минеральному геотермометру [8], варьирует в интервале 230–280°С. Рудоносный метасоматический процесс проявляется в карбонатизации роговой обманки и плагиоклаза (№ 40), серицитизации плагиоклаза, биотита, калиевого полевого шпата, хлорита и окварцевании. Слюды представлены тонкочешуйчатым серицитом, в котором отсутствует парагонитовая составляющая, реликтовые слюды отвечают магнезиальным аннитам [7]. Температура гомогенизации двухфазных флюидных включений в кварце березитов предполагает, что серицит образовался в интервале от 240 до 370°С.

Для определения возраста Биранджинского массива из биотит-роговообманковых гранодиоритов (обр. К-348) был выделен циркон, а также биотит и калиевый полевой шпат. Для определения возраста рудной минерализации из карбонат-серицит-кварцевого с сульфидной вкрапленностью метасоматизированного гранодиорита (обр. К-558/5, рудная зона Джуаты, содержание Au 4.8 г/т) были выделены альбитизированный калиевый полевой шпат с низким содержанием рубидия (125 г/т Rb) и серицит.

Циркон из гранодиоритов Биранджинского массива представляет собой бесцветные или слабоокрашенные призматические, реже игольчатые идиоморфные кристаллы размером 120–250 мкм, отвечающие морфотипу G1 [9]. Коэффициент удлинения меняется от 2 до 7. Примесь Hf варьирует от 0.7 до 1.5 мас. %, составляя в среднем 1.1 мас. %. На CL-изображениях зерен циркона наблюдается тонкая ритмичная, реже грубая магматическая зональность, иногда секториальность (рис. 2). В некоторых цирконах присутствуют унаследованные ядра. Минеральные включения в цирконе не обнаружены.

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из гранодиоритов Биранджинского массива. Окружностями обозначены области изотопного датирования, номера точек соответствуют таковым в табл. 1.

U–Pb-возраст циркона из гранодиоритов II фазы Биранджинского массива был определен на вторично-ионном масс-спектрометре SHRIMP II (ЦИС ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург) по методике [10]. Rb–Sr- и Sm–Nd-изотопные исследования проводились в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (Санкт-Петербург). Выделение Rb, Sr, Sm и Nd из пород и минералов для изотопных исследований проводилось согласно методике [11]. Изотопный состав Nd и Sr определялся на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton TI. Определение концентраций Rb, Sr, Sm и Nd и отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd проводились методом изотопного разбавления. Воспроизводимость определения концентраций Rb, Sr, Sm и Nd, вычисленная на основании многократных анализов стандарта BCR-1, соответствует ±0.5%. Величина холостого опыта составляла: 0.05 нг для Rb, 0.2 нг для Sr, 0.3 нг для Sm, 0.5 нг для Nd. В период измерений среднее значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в стандарте SRM-987 соответствовало 0.710241 ± 15 (2σ, 10 измерений), а величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNdi-1 – 0.512098 ± 8 (2σ, 12 измерений). Погрешность измерения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr составляла ±0.007% (2σ), ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr – ±1% (2σ). При расчете возраста использовано значение λ⁸⁷Rb = 1.3972 × 10^–11 год^–1 [12]. Расчет проведен в программе Isoplot R.

U–Pb-конкордантный возраст циркона из гранодиоритов Биранджинского массива равен 90.7 ± 1.7 млн лет (9 точек, СКВО = 0.26) (рис. 3). Полученный U–Pb-возраст древнее опубликованных K–Ar-датировок пород ульбанского комплекса, к которому относится Биранджинский массив (70–84 млн лет [13]).

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для зерен циркона из гранодиоритов Биранджинского массива в координатах ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U. Эллипсы – погрешность каждого анализа на уровне 1σ. Погрешности вычисленных значений возраста – 2σ.

Одно зерно циркона с тонкой ритмичной зональностью имеет возраст 335.9 ± 4.6 млн лет (ранний карбон). Вероятно, это зерно является захваченным из вмещающих пород, что согласуется с возрастом детритового циркона из алевролитов раннеюрской соруканской свиты и из песчаников среднеюрской налдындинской свиты Ульбанского террейна [14].

Rb–Sr-изотопные данные для породы в целом и минералов (КПШ, K-Na полевой шпат и биотит) из образца К-348 образуют эрохронную зависимость, отвечающую возрасту 93 ± 1 млн лет (рис. 4 а), который хорошо согласуется с возрастом, определенным по циркону из этих же пород – 90.7 ± 1.7 млн лет.

Рис. 4.

Породно-минеральная эрохрона (а) по биотиту, КПШ и породе в целом для гранодиорита (К-348) и породно-минеральная изохрона (б) по мусковиту (серициту), КПШ и валу для карбонат-серицит-кварцевого метасоматита (К-558/5).

Минералы (серицит и альбитизированный калиевый полевой шпат) и валовая проба образца К-558/5 из метасоматита, развитого по гранодиориту, образуют изохронную зависимость с возрастом 79.3 ± 0.5 млн лет (рис. 4 б, табл. 2).

Величина ε_Nd(t) и первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в образцах гранодиорита и метасоматита показывают близкие значения, соответственно: –0.77 и 0.70514, –0.81 и 0.70532 (табл. 2). Эти значения существенно отличаются от параметров деплетированной мантии. Такое различие предполагает, что расплав гранодиоритов формировался при участии вещества континентальной коры. Сходство первичных изотопных характеристик Sr и Nd в образцах гранодиоритов и метасоматитов может свидетельствовать об отсутствии сколь-либо значительного привноса стронция и неодима флюидом в зону рудоотложения и подтверждает материнскую природу гранодиорита.

Таким образом, первые данные о возрасте гранодиоритов Биранджинского массива, полученные разными изотопными методами (U–Pb по циркону и Rb–Sr по минералам и породе), находятся в хорошем согласии – 90.7 и 92.7 млн лет. Время кристаллизации пород Биранджинского массива соответствуют второму этапу магматизма Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса 110–80 млн лет назад [15].

Возраст золотоносных кварц-серицит-карбонатных метасоматитов месторождения Кутын, определенный Rb–Sr-методом, соответствует 79.3 млн лет. Выявленный временной разрыв между формированием гранодиоритов и березитов противоречит представлению о связи метасоматизирующих флюидов с Биранджинским массивом. Золоторудные системы, связанные с интрузивными комплексами, являются одновозрастными с материнским интрузивом: разница в возрасте составляет не более 2 млн лет [16]. Так, на месторождении Дарасун в Восточном Забайкалье золоторудная минерализация в березитах почти синхронна формированию гранодиорит-порфиров, с которыми связана пространственно и парагенетически – 159.6 ± 1.5 и 160.5 ± 0.4 млн лет соответственно [17]. В то же время магматогенная природа оруденения на месторождении Кутын не вызывает сомнения. Такое представление подтверждается целым рядом факторов, в том числе локализацией месторождения в эндо- и экзоконтакте массива, устойчивостью и многообразием минерального состава, распространением турмалина в рудах, ассоциацией золота с As, Sb, Te, Bi, сменой минеральных парагенезисов в процессе метасоматоза, углекислотно-водным составом гидротермального флюида.

Для интерпретации временного разрыва можно предположить два сценария. Прежде всего, учитывая сложный эволюционный ряд пород массива: от габбродиоритов до гранитов можно предположить сложный и многоэтапный характер проявления метасоматического процесса, допускающий многообразие минеральных парагенезисов в метасоматитах. С другой стороны, указанный временной разрыв может явиться следствием аллометасоматической природы золотого оруденения, согласно которой рудоносные флюиды продуцируются иным интрузивным источником. Такое представление находится в согласии с полистадийным проявлением метасоматического процесса в этом массиве – этапу золоторудного карбонат-кварц-серицитового метасоматоза предшествует интенсивный процесс ранней хлоритизации – 230–280°С, в то время как рудоносный этап отвечает более высокотемпературному процессу – до 370°С.

Возможно, на изучаемом объекте недооценена роль дайкового комплекса, представленного позднемеловыми андезитами, дацитами и риолитами. Так, генезис расположенного поблизости месторождения Албазино связывают с глубокоэродированной палеокальдерной вулканоструктурой [1].

Кроме того, следует принять во внимание, что в Сихотэ-Алинской провинции Тихоокеанского золотоносного пояса известны месторождения, в истории которых рудообразующий процесс оторван от магматического этапа. Например, возраст гранитоидов, вмещающих золоторудное месторождение Криничное (Окраинско-Сергеевский комплекс Самаркинского террейна), оценен в 104 ± 1 млн лет (Rb–Sr-метод), тогда как возраст оруденения равен 84.2 ± 2.1 млн лет (K–Ar-метод, [18]). На золоторудном месторождении Малиновское (Журавлевско-Амурский террейн) возраст рудовмещающих монцо-габбро-диоритов составляет 105.3 ± 1 млн лет (U–Pb-метод, циркон, [19], а возраст рудной минерализации отвечает интервалу 100–90 млн лет (Re–Os-метод, [20]).

Подводя итог сказанному, следует отметить, что выполненное исследование представляет собой определенный этап в решении сложной проблемы связи золотого оруденения с гранитоидным магматизмом. Характер этой связи многолик и требует дальнейших исследований, в том числе с применением Ar–Ar-датирования главного минерала березитов – серицита, изучением флюидных включений и изотопии S, C, O.