Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 512, № 2, стр. 190-198

ВВЕДЕНИЕ

Месторождение золота (с подчиненным вольфрамом) Джилау входит в состав крупнейшего вольфрам-золоторудного металлогенического пояса Тянь-Шаня, который протягивается более чем на 2500 км вдоль структур Срединного и Южного Тянь-Шаня (рис. 1) [1, 2]. Этот пояс включает несколько крупных (мирового класса) месторождений золота – Мурунтау, Зармитан (Чармитан), Кумтор и др. [2–4], а также многочисленные месторождения вольфрама (Ингичке, Койташ, Лянгар, Майхура, Чорух-Дайрон, Кумбель, Кенсу и др.), причем последние относятся к различным типам – молибден-вольфрамовому, полиметально-вольфрамовому (с золотом), олово-вольфрамовому, золото-медно-молибден-вольфрамовому [5–7]. Все эти месторождения ассоциируют с интрузивными массивами гранитоидов (монцонитов, гранодиоритов, гранитов) позднепалеозойского (позднекаменноугольного-раннепермского) возраста, становление которых происходило в постколлизионных условиях после сближения Казахстан-Северо-Тяньшаньского и Таримского (а также Каракумского) палеоконтинентов – после закрытия разделявшего эти континентальные структуры Туркестанского палеоокеана [2, 8, 9]. Изотопное датирование этих интрузий, направленное на изучение особенностей их генерации и кристаллизации в определенных тектонических обстановках, способствует как более глубокому пониманию их тектонической и металлогенической позиции, так и выявлению генезиса плутоногенных рудных месторождений в региональном и глобальном аспектах. Вместе с этим, хотя по многим интрузиям Тянь-Шаня, особенно сопровождаемым плутоногенными золотыми рудами, в последнее время было опубликовано значительное число изотопных определений возраста (например, [8]), многие из плутонов в регионе, сопровождаемых вольфрамовыми рудами, до сих пор остаются вне такого современного анализа. Настоящая работа служит частичному восполнению этого пробела ввиду важности датирования рудных месторождений как с точки зрения понимания их происхождения, так и прогноза, учитывая их связь с определенными геологическими событиями и формациями. В настоящей работе это делается на примере месторождения Джилау, возраст которого является предметом дискуссии.

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 (в) 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 (в) медно-молибденовые и золото-медные порфировые месторождения, 12 – государственные границы.

ХАРАКТЕРИСТИКА МЕСТОРОЖДЕНИЯ И МАССИВА ГРАНИТОИДОВ

Месторождение Джилау находится в Гиссарском сегменте центральной (таджикской) части указанного пояса, на стыке Зеравшано-Гиссарской и Зеравшано-Туркестанской структурно-формационных зон Южного Тянь-Шаня, разделенных глубинным Зеравшанским разломом. Оно находится в восточной приконтактовой области Чинорсайского интрузивного массива (площадью 5 × 12 кв. км), который прорывает сланцы, известняки и песчаники силура-карбона, и включает два типа рудной минерализации (рис. 2). Скарновый полиметально-вольфрамовый тип (скарновое вольфрамовое, с подчиненным золотом, месторождение Джилау) представлен серией тел измененных существенно пироксеновых скарнов и сопряженными с ними штокверковыми зонами послескарновых метасоматитов. Среди последних различаются кальцит-эпидот-кварц-амфиболовые (пропилитовые) метасоматиты с преобладающим шеелитом и подчиненными сульфидами (пирротин, халькопирит) и последующие кварц-серицит-карбонатные метасоматиты с золото-сульфидно-шеелитовым оруденением. Присутствие пирротина подчеркивает “восстановленный” тип скарнов и послескарновых метасоматитов. Жильно-штокверковый тип (собственно золоторудное месторождение Джилау), несущий основной объем золотых руд (с подчиненным шеелитом и сульфидами), связан с развитием поздней золотоносной (карбонат)-серицит-кварцевой минерализации в приконтактовой внутриинтрузивной области, с особой концентрацией ее в виде прожилков и жил в обособленных линейных зонах интенсивного рассланцевания, рассекающих Чинорсайский массив [2, 10, 11] (рис. 2). Это золоторудное месторождение рассматривается как один из наиболее типичных представителей “восстановленных” плутоногенных (“reduced intrusion-related”) месторождений золота в регионе [2, 11], с характерными пространственным совмещением и генетической близостью с “восстановленными” шеелитоносными скарнами. По данным компании ZiJin Mining, его резервы и ресурсы в настоящее время составляют порядка 108 тонн Au при средних содержаниях 1.89 г/т Au. Таким образом, с учетом ранее отработанных запасов общие запасы и ресурсы месторождения изначально могли превышать 150 тонн Au.

Рис. 2.

Геологические схемы Чинорсайского массива (а) и месторождения Джилау (б), с разрезом по линии АВ (по данным [2, 9, 10]). 1 – неогеновые и четвертичные отложения, 2 – карбонатные породы девона-карбона, 3 – гранодиориты Чинорсайского массива, 4 – граниты-аплиты, 5 – диоритовые порфириты, 6 – лампрофиры, 7 – разрывные нарушения разных порядков, 8 – скарны и скарнированные карбонатные породы, 9 – скарново-рудные тела с шеелитом и золотом, 10 – зоны кварц-серицит-карбонатных метасоматитов и зоны тонких кварц-серицит-карбонатных прожилков с шеелитом и золотом, 11 – месторождения Джилау скарновое (а) и штокверк Джилау (б), 12 – место отбора пробы для изотопного датирования цирконов.

В строении Чинорсайского массива выделяются интрузивные породы нескольких фаз внедрения, в том числе кварцевые диориты (развитые незначительно, в основном, вдоль контактов массива), а также количественно преобладающие кварцевые монцодиориты (до кварцевых монцонитов) и гранодиориты. Среднезернистые кварцевые монцодиориты-кварцевые монцониты развиты преимущественно в периферических зонах массива, тогда как средне-крупнозернистые гранодиориты преобладают в его центральной части. Кварцевые монцодиориты-кварцевые монцониты и гранодиориты образованы зональным плагиоклазом (с содержанием анортита 52–32  мол. %) (40–55 об. %), калиевым полевым шпатом – ортоклазом и микроклином (8–15 об. % в кварцевых монцодиоритах-кварцевых монцонитах, 20–25 об.% в гранодиоритах), кварцем (15–25 об. %), амфиболом (5–10 об. %) и биотитом (8–15 об. %). Акцессорные минералы – апатит, титанит, циркон, реже отмечаются ильменит, магнетит, алланит, гранат. Более поздние интрузивные фазы включают, в основном, мелкие дайки и штоки субщелочных гранитов, лейкогранитов и аплитов. Распространены также дайки поздних основных пород (“диоритовые порфириты” и лампрофиры), которые пересекают все другие породы массива и особенно многочисленны в участках развития золотой минерализации (рис. 2). Руды и гидротермально-метасоматические образования поздней (кварц-серицит-карбонатной) стадии накладываются на все эти породы, в том числе поздние дайки диоритовых порфиритов и лампрофиров. Гранитоидные породы относятся к высококалиевой известково-щелочной серии, пост-коллизионным гранитоидам умеренно-глиноземистого I-типа, обогащены кальцием и характеризуются небольшим обогащением легкими лантаноидами при слабом дефиците Eu или отсутствии такового (табл. 1). В совокупности, интрузивные породы Чинорсайского массива обнаруживают сходство с породами других монцодиорит-гранодиорит-гранитных магматических ком- плексов, сопровождаемых золото-полиметально-вольфрамовой (W, Cu, Bi, As, Sb, Au) минерализацией [6]. Последняя является частью комбинированных магматогенно-рудных систем переходной ильменитовой-магнетитовой серии, которые, наряду с вольфрамовым, включают также синхронные или несколько более молодые плутоногенные (“intrusion-related”) существенно золоторудные месторождения [6].

Известные изотопные данные по возрасту продуктивных интрузий месторождения Джилау (Чинорсайскому массиву) включают калий-аргоновые датировки порядка 329–306 млн лет и 299 ± 9 млн лет [2, 11]. Имеется лишь единственное изотопное U–Pb-определение возраста (LA–ICP–MS-методом по циркону) гранодиоритов продуктивного интрузива, составляющее 288.3 ± ± 4.2 млн лет; в его породах было отмечено также присутствие ксеногенных (унаследованных) кристаллов циркона с изотопным U–Pb-возрастом 850–500 млн лет [12].

ИЗУЧЕННЫЕ ОБРАЗЦЫ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Проба для U–Pb-изотопного датирования циркона была отобрана из среднезернистых, слабопорфировидных гранодиоритов Чинорсайского массива (рис. 2). Состав породообразующих компонентов и элементов-примесей 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”), оснащенной двухкамерной ячейкой HelEx II. Морфология и внутреннее строение зерен 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. Съемка проводилась в режиме E-scan. Детектирование сигналов проводилось в режиме счета (counting) для всех изотопов, кроме ²³⁸U и ²³²Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 30 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы “Glitter” [13]. ²³⁵U рассчитывался из ²³⁸U на основе отношения ²³⁸U/²³⁵U = = 137.818 [14]. Для учета элементного и изотопного фракционирования изотопные U–Pb-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).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Акцессорный циркон в изученных породах довольно редок, что согласуется с невысоким общим содержанием Zr (табл. 1). Тем не менее из пробы извлечены и изучены 14 прозрачных бесцветных хорошо ограненных кристаллов циркона таблитчатой до удлиненно-призматической формы длиной 100–200 мкм с коэффициентом удлинения от 1: 1 до 1: 2 (рис. 3). В CL-изображении в некоторых кристаллах наблюдаются небольшое темное или светлое неяснозональное до незонального ядро призматической формы и грубо- или тонкозональная светлая оболочка. Результаты большинства анализов цирконов (табл. 2), соответствующие зональным оболочкам зерен циркона, включающих обособленные ядерные области, или зональных зерен циркона без обособленных ядерных областей, на диаграмме Везерилла располагаются вблизи конкордии со значениями 301.0 ± 2.6 млн лет (СКВО = 2.0) (табл. 2; рис. 4). В одном зерне, в области его зональной оболочки, установлено значение изотопного U–Pb-возраста 315 ± 8.4 млн лет (СКВО = 0.99) (табл. 2; рис. 4). В отличие от них, анализы ядер, обособленных в некоторых зернах циркона, дали значительно более древние значения изотопного U–Pb-возраста, варьирующие в широком диапазоне от порядка 970 млн лет (конкордантное значение соответствует 968 ± 6 млн лет; СКВО = 1.7) до порядка 2200 млн лет (табл. 2).

Рис. 3.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из гранодиоритов Чинорсайского массива. Окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в табл. 2.

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией для цирконов из гранодиоритов Чинорсайского массива. Тонкие сплошные эллипсы – результаты единичных анализов, пунктирный эллипс соответствует конкордантному значению. Погрешности единичных анализов и вычисленных конкордантных возрастов приведены на уровне 2σ.

В отношении зональных кристаллов циркона, их призматический габитус и осцилляторная зональность указывают на их формирование из магмы. Как следствие, полученные конкордантные значения изотопного U–Pb-возраста 301.0 ± 2.6 млн лет, отвечающие времени кристаллизации магмы, могут рассматриваться как возраст становления соответствующей части Чинорсайского массива. Кристаллы циркона, характеризующиеся наиболее молодым возрастом, могут быть отнесены к “автокристам”, т.к. кристаллам, которые кристаллизуются из финальных (заключительных) и наиболее дифференцированных порций магматического расплава [18]. В отличие от них, кристалл циркона, для которого установлено более древнее значение изотопного U–Pb-возраста 316 млн лет, может быть отнесен к “антекристам” (по [18]), которые кристаллизуются в промежуточных магматических очагах и камерах; они характеризуются несколько более древним возрастом, обусловливающим дисперсию конкордантных U–Pb-возрастов и отвечающим последовательному развитию крупного, долгоживущего очага частично раскристаллизованной магмы (“crystal mush magma”) в условиях его застоя или перемещения на более глубинных уровнях земной коры. Напротив, разновозрастные “древние” ядра кристаллов циркона, по-видимому, являются ксеногенными (“ксенокристами”, по [18]), или “унаследованными”, захваченными из пород, через которые внедрялась магма гранодиоритов или ее материнский расплав. Среди этих пород можно предполагать различные докембрийские субстраты метаморфического фундамента орогена.

ОБСУЖДЕНИЕ

Полученные значения изотопного возраста заметно древнее такового, ранее установленного для циркона из гранодиоритов Чинорсайского массива (288.3 ± 4.2 млн лет; [12]). Это может быть интерпретировано в пользу длительной, многоэтапной (многофазной) кристаллизации пород массива, таким образом, протекавшей в течение порядка 13 млн лет, 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, по-видимому, являются необходимым условием для аккумуляции флюидов и металлов в остаточных расплавах, приводящей к формированию крупных плутоногенных месторождений золота и ассоциирующих металлов (вольфрама и др.). Это согласуется с длительной историей магматогенно-рудной эволюции месторождения Джилау, где наиболее ранними являются шеелитоносные скарны, а основные концентрации золота и сульфидов связаны с более поздними жильно-штокверковыми системами низкотемпературных (карбонат)-серицит-кварцевых метасоматитов.

Указанный позднейший позднекаменноугольный возраст циркона из пород Чинорсайского массива (301.0 ± 2.6 млн лет), сопровождаемого ранним полиметально-вольфрамовой (с золотом) минерализацией, отвечает наиболее раннему этапу позднекаменноугольной-раннепермской эпохи образования вольфрамовых месторождений Тянь-Шаня [7]. Напротив, более молодые (раннепермские) интрузивные комплексы Гиссарского сегмента, в том числе северо-варзобский (акбайджумонский) гранодиорит-гранитный комплекс (295–285 млн лет), южно-варзобский и оргаингский гранит-лейкогранитные комплексы (290 ± 12 млн лет и 262 ± 9 млн лет соответственно) [19], сопровождаются олово-вольфрамовыми и редкометально-олово-вольфрамовыми рудами. Подобные раннепермские датировки установлены и на скарновых молибден-вольфрамовых месторождениях в более широком регионе Южного Тянь-Шаня. В частности, в Нуратинском сегменте Южного Тянь-Шаня, расположенном к северу от Гиссарского сегмента, скарновые молибден-вольфрамовые месторождения Койташ и Лянгар связаны с монцодиорит-гранодиорит-лейкогранитными комплексами, K–Ar-возраст которых еще более молодой и варьирует от 271 ± 6 до 260 ± ± 4.5 млн лет и от 269 ± 6 до 255 ± 6 млн лет соответственно (см. обзор в [7]). В частности, для гранитоидов месторождения Лянгар (Актауский массив) был установлен также U–Pb-возраст циркона 276 ± 9 млн лет [8]. Примечательно, что близкий (раннепермский) возраст установлен и для наиболее значительных месторождений золота Южного Тянь-Шаня: например, изотопный Re–Os-возраст 294–288 млн лет был показан для руд месторождения золота Мурунтау [3], а возраст 287–281 млн лет – для пород Кошрабадского интрузива, с которым ассоциирует крупное месторождение золота Зармитан [8]. Это близко возрасту более поздних интрузивных фаз Чинорсайского массива, с которыми ассоциируют наиболее значительные золотые руды месторождения Джилау [12].

Таким образом, установленный возраст (301.0 ± 2.6 млн лет) интрузивных пород Чинорсайского массива, с которым связано месторождение Джилау, является одним из наиболее древних среди датировок интрузивных пород, продуктивных на скарновое вольфрамовое оруденение в Гиссарском сегменте и в более широком регионе Южного Тянь-Шаня. Это подтверждает общую модель последовательности образования вольфрамовых руд в постколлизионных орогенах – от полиметально-вольфрамовых к олово-вольфрамовым и молибден-вольфрамовым [7]. При этом основной объем золотых руд в регионе также является более молодым, в целом отвечая более позднему (раннепермскому) этапу позднекаменноугольной-раннепермской металлогенической эпохи Тянь-Шаня, таким образом, существенно сближаясь с временем формирования молибден-вольфрамовых и олово-вольфрамовых месторождений.

Возрастные датировки пород Чинорсайского массива, составлявшие, по ранее имевшимся изотопным U–Pb-данным, 288.3 ± 4.2 млн лет, вместе с геохимическими особенностями пород, были интерпретированы в пользу пост-коллизионного выплавления гранитоидной магмы из древнего корового субстрата (палеопротерозойской или более древней коры), возможно, при участии мантийных, астеносферных основных магм, которые взаимодействовали с веществом литосферных килей докембрийских континентальных блоков [12]. Вместе с этим в работе [12] была показана двойственная специфика пород Чинорсайского массива, выраженная в их возрастной близости с процессами субдукции в регионе, при том, что их геохимические особенности указывают на их пост-коллизионное внедрение. Полученные нами новые данные подчеркивают еще более древний возраст пород массива, поэтому вопрос о соотношении с субдукционным режимом становится тем более актуальным. Для решения этой проблемы допускается кратковременное (средний-поздний карбон) существование узкого субширотного Гиссарского бассейна, сформированного при рифтинге южной пассивной окраины Туркестанского палеоокеана, с субдукцией океанической коры в северном направлении и закрытием этого бассейна в позднем карбоне, с проявлением соответствующих позднекаменноугольных пост-коллизионных процессов [12]. Последнее произошло задолго до закрытия самого Туркестанского палеоокеана, с пост-коллизионной эволюцией как активных, так и пассивных окраин которого связаны более молодые (ранне- и позднепермские) гранитоидные комплексы Южного Тянь-Шаня [12].

Изотопный возраст “древних” ядер цирконов, варьирующий от 970 до 2200 млн лет, является более древним, чем возраст ксеногенных (захваченных) зерен циркона, установленный в работе [12] и составлявший 500–850 млн лет. Последний был интерпретирован как соответствующий возрасту метаморфических пород (мигматитизированных кристаллических сланцев) Гармского континентального блока, расположенного восточнее района месторождения Джилау и указывающий на формирование Гиссарского сегмента Южного Тянь-Шаня на континентальном основании палеопротерозойской или более древней коры [12]. Если возраст порядка 970 млн лет до определенной степени сопоставим с наиболее древними из указанных датировок, то другой полученный возраст (около 2200 млн лет) указывает на наличие в фундаменте Гиссарского сегмента гораздо более древнего субстрата, соответствующего фундаменту Таримского или Каракумского кратонов [20].