Для аккреционных и коллизионных структур палеопротерозойского этапа (2.2–1.6 млрд лет) характерно сочетание колчеданно-полиметаллических, золоторудных и медь-никель-платинометалльных месторождений [Turchenko, 2021]. Нимнырский террейн, выходящий на поверхность в пределах Алдано-Станового щита (рис. 1), не является исключением. В докембрийских геологических комплексах террейна, интерпретируемых как корневые части палеопротерозойского орогенного пояса [Smelov, Timofeev, 2003], известно метаморфогенное докембрийское месторождение золота [Syasko et al., 2006], в скарнах сосредоточены значительные ресурсы Fe, Mn, Cu, Co [Parfenov, Kuzmin, 2001]. В золотоносных россыпях часто встречается платина-сперрилитовая ассоциация. Так, в россыпи руч. Унга-Нимгеркан установлено присутствие округлых зерен сперрилита, часто имеющего тонкую оторочку из чистой платины и мелкие включения, состоящие из каолинита, пирофиллита, енделлита, флогопита, рудных минералов и кварца. Исследования особенностей структуры и минеральных включений показали, что такие срастания формировались при термическом метаморфическом разложении сперрилита в интервале 400–600 °С с участием гидроксилсодержащих минералов [Okrugin, 2000]. Изотопный возраст трех зерен сперрилита, определенный ¹⁹⁰Pt-⁴He методом, колеблется в пределах 1.70–1.95 млрд лет [Okrugin et al., 2018, 2020].

Целью проведенного исследования являлся прогноз потенциальных коренных источников золота и платины, формирующих на территории коренные и россыпные месторождения. В связи с этим необходима разработка минералого-геохимических критериев, объективно указывающих на определенные параметры условий образования рудогенерирующих глубинных источников. В задачи входили: 1) определение химического состава и содержаний элементов примесей в метабазитах и долеритах; 2) выделение и характеристика на основе петрографических и геохимических данных разновидностей горных пород; 3) анализ закономерностей распределения химических элементов и геохимических индикаторных отношений, отражающих геодинамические обстановки и источники вещества; 4) уточнение модели формирования рудной минерализации.

Изученные выходы горных пород расположены в пределах Нимнырского гранулит-ортогнейсового террейна (рис. 1). Структурный план террейна определяется широким развитием гранитогнейсовых куполов. Наиболее крупным из них является Тимптонский купол, расположенный в северной части террейна [Duk et al., 1986]. Ядра куполов слагают ортогнейсы с возрастом 3.57–1.93 млрд лет, представленные гранито-, чарнокито- и эндербито-гнейсами с телами амфиболитов [Parfenov, Kuzmin, 2001]. Плечи куполов сложены парагнейсовым комплексом, который представлен двумя ассоциациями пород. Первая ассоциация (курумканская толща) включает кварциты и высокоглиноземистые гнейсы, протолиты которых образованы в результате разрушения пород с модельным Nd возрастом 3.06–2.85 млрд лет [Parfenov, Kuzmin, 2001], линзы кальцифиров и железистых кварцитов [Rundqvist, Mitrofanov, 1988; Duk et al., 1986]. Вторая ассоциация (федоровская толща) представлена амфиболовыми, биотит-амфиболовыми, диопсид-амфиболовыми, двупироксен-амфиболовыми плагиогнейсами с возрастом 2006 млн лет [Velikoslavinsky et al., 2006], реже – сланцами с прослоями и линзами диопсидовых, флогопит-диопсидовых пород и кальцифиров [Parfenov, Kuzmin, 2001] (рис. 2).

Золотая минерализация на территории террейна локализована в протяженных телах метабазитов медведевского комплекса, субсогласно прорывающих ортогнейсовый комплекс, метаморфические породы курумканской и федоровской толщ и образующих комбинированные дайки с аляскитовыми гранитами [Kravchenko et al., 2009] с возрастом 1920 млн лет [Shcherbak, Bibikova, 1984]. Тела расположены в межкупольных синформных структурах (рис. 3, а). Cтепень метамоpфизма метабазитов и вмещаюших пород cоответcтвует гpанулитовой фации. Среди пород медведевского комплекса наиболее распространены двупироксен-амфиболовые и пироксен-амфиболовые кристаллические сланцы, встречаются оливин- и пироксенсодержащие амфиболиты. В некоторых выходах тела дефоpмиpованы асимметричными cкладками c кpутыми шаpниpами, фоpмиpующимиcя пpи cдвиговыx движениях. На участках метаморфической полосчатости, складчатости и повторной сланцеватости в ассоциации с субсогласными кварцевыми жилами, полосами и линзами пироксенов и амфибола в кристаллических сланцах встречаются прожилково-вкрапленные метаморфогенно-гидротермальные сульфидно-арсенидные руды, образующие месторождение золота им. П. Пинигина и несколько рудных полей (рис. 3, а, б). Предполагается формирование комплекса и связанного с ним оруденения на заключительной стадии коллизионного процесса [Smelov et al., 2006; Kravchenko et al., 2010]. Возраст метаморфизма пород медведевского комплекса, определенный ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом по амфиболам из двупироксен-амфиболового кристаллического сланца и пироксен-плагиоклаз-кварцевой породы рудного интервала, составил 1903–1908 млн лет [Smelov et al., 2006].

Оценка температуры формирования двупироксеновых и амфибол-плагиоклазовых ассоциаций кристаллических сланцев месторождения с использованием различных геотермометров дала значения 750–850 °C, давление по составу амфиболов составило 5–7 кбар [Kravchenko et al., 2010]. По флюидным включениям в плагиоклазах и пироксенах получены эффекты газовыделения, соответствующие высоко- и среднетемпературным рудообразующим флюидам метаморфического и более поздних этапов – 780–480°, 450–180 °C [Sharova, 2006].

На территорию распространения метабазитов медведевского комплекса попадает зона пересечения даек долеритов (рис. 3), широко распространенных в пределах Алданского щита и слагающих протяженные дайковые пояса В-СВ и СЗ направления [Okrugin et al., 2000, 2019] – Тимптоно-гынымский и Тимптоно-алгамайский с возрастом 1869±2 и 1754±5 – 1759±4 млн лет, полученным по прецизионным U-Pb датировкам [Ernst et al., 2016]. Метабазиты медведевского комплекса и рудные тела пересечены долеритами (рис. 3, б). Дайки долеритов крутопадающие (70–90°) с прямыми резкосекущими контактами, протяженностью от нескольких сотен метров до 12–15 км и мощностью от первых десятков метров до 200–300 м. Они не подвержены метаморфическим преобразованиям, имеют свежий облик и сложены темно-серыми и черными массивными мелко- и среднезернистыми породами с эндоконтактовыми тонкозернистыми зонами закалки. Структура пород офитовая и габбро-офитовая, в эндоконтактах – микролитовая. Главные минералы – плагиоклаз и клинопироксен, второстепенные – калиевый полевой шпат, гиперстен, кварц, титаномагнетит, апатит. Встречаются дайки, сложенные диоритами, которые отличаются повышенным содержанием интерстиционного кварц-полевошпатового микропегматита и появлением гиперстена. Дайки с возрастом 1869 млн лет были внедрены на стадии постколлизионного растяжения, а дайки с возрастом 1750 млн лет отражают этап внутриконтинентального растяжения [Donskaya, Gladkochub, 2021; Gladkochub et al., 2022].

Принадлежность метабазитов и долеритов к дорудным и пострудным магматическим породам схожего вещественного состава делает их актуальным объектом для исследования минералого-геохимических признаков, свидетельствующих о процессах рудогенеза.

На территории месторождения им. П. Пинигина, к востоку до ручьев Сиваки и Короть, к западу до ручьев Хаир и Хатыми, к северу в районе ручьев Орто-Сала и Селигдар, собрано 55 образцов пород медведевского комплекса и более 40 образцов долеритов из девяти даек, принадлежащих Тимптоно-гынымскому и Тимптоно-алгамайскому поясам.

Оптические свойства минералов и горных пород изучены при помощи микроскопов Meiji Techno 9430L, Olympus Bx50, Полам-Р-211. По 75 образцам были выполнены определения химического состава и микроэлементов, включая редкоземельные. Определение содержаний породообразующих окислов сделано силикатным анализом методом мокрой химии в отделе физико-химических методов анализа ИГАБМ СО РАН (г. Якутск). Содержания редкоземельных и редких элементов проанализированы в аналитическом центре коллективного пользования ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) методом LA-ICP-MS. Для обработки аналитических данных использованы сравнительные характеристики, дискриминантные и петрогенетические диаграммы различных авторов.

Согласно результатам петрографических наблюдений в составе медведевского комплекса можно выделить пять групп пород. Первая и вторая группа представлены амфиболитами, состоящими главным образом из роговой обманки с подчиненным количеством оливина и пироксенов. В единичных образцах встречается шпинель и магнетит. Характерным отличием второй группы амфиболитов является наличие небольшого количества плагиоклаза. В третьей – пятой группах пород преобладают пироксен-амфиболовые и двупироксен-амфиболовые кристаллические сланцы. В некоторых из сланцев встречаются редкие рудные минералы, сфен, апатит, биотит, кварц. Характерной чертой четвертой и пятой группы является наличие рудных минералов и клинопироксена. В пятой группе клинопироксен встречается во всех образцах. Золотая минерализация приурочена к последним двум группам. По химическому составу (табл. 1; Прил. 1 на странице статьи онлайн) породы групп близки: 1 – к перидотитам, пироксенитам и горнблендитам; 2 – к пикродолеритам; 3 – к высокомагнезиальным, умеренно магнезиальным долеритам; 4 – к низкомагнезиальным долеритам; 5 – к высокожелезистым долеритам.

Дайки неметаморфизованных пострудных долеритов имеют однородное строение без видимых признаков дифференциации, однако по химическому составу отличаются друг от друга (табл. 1; Прил. 1 на странице статьи онлайн). Важным дискриминантным признаком являются содержания титана и фосфора по отношению к щелочности и содержанию SiO2 [Okrugin et al., 2000]. По этим признакам дайки разделены на две группы – титанистые и низкотитанистые (TiO2 более 1.5 вес. %) и низкотитанистые (TiO2 менее 1.5 вес. %) [Okrugin et al., 2000, 2019].

Общей чертой пород медведевского комплекса и долеритов является принадлежность к нормальному ряду щелочности и толеитовой серии (рис. 4, а–в). По содержанию породообразующих окислов метабазиты групп № 1–3 не имеют перекрытия составов с долеритами, № 4–5 близки титанистым долеритам (рис. 4, а–г). Точки низко-Ti и Ti-долеритов и поясов СЗ и СВ направлений на рис. 4 совпадают, то есть нет различий между разными поясами. Титанистые долериты характеризуются повышенным содержанием P2O5 (0.2–0.5 вес. %), а также наблюдается сходное направление тренда изменения содержаний TiO2 и P2O5 в зависимости от кремнеземистости пород (рис. 4, г). Если в низко-Ti долеритах с повышением содержания SiO2 содержание титана и фосфора постепенно возрастает, то в титанистых долеритах намечается довольно резкое снижение содержаний этих элементов. Такое двойственное поведение титана и фосфора, по-видимому, объясняется фракционной дифференциацией базитового расплава в глубинных камерах. Таким образом, в долеритах можно выделить только геохимические – низко-Ti и Ti-долериты, которые формировались, вероятно, в результате дифференциации базитов в промежуточных очагах вне зависимости от возраста разнонаправленных дайковых поясов.

По спектрам распределения элементов на спайдер-диаграмме метабазиты групп № 1–3 близки обогащенным базальтам срединно-океанических хребтов, № 4–5 – к внутриплитным базальтам океанических островов. Долериты отличаются от последних наличием хорошо выраженных отрицательных аномалий Th-U, Nb-Ta, Zr-Hf, P и Ti (рис. 4, д). На дискриминантной диаграмме, отражающей особенности состава пород различных геодинамических обстановок, большая часть точек и метабазитов, и долеритов ложится в поля, соответствующие внутриплитным толеитам, объединенные со щелочными внутриплитными базальтами и базальтами вулканических дуг (рис. 4, е).

Спектры распределения тяжелых редкоземельных элементов различны. В метабазитах групп № 1–3 обнаружены относительно невысокие содержания тяжелых редкоземельных элементов. С увеличением содержания Al2O3 наблюдается увеличение наклона спектра РЗЭ (Gd/Yb, Dy/Yb отношения в табл. 1) и смена отрицательных аномалий Eu на положительные (рис. 5, а). Эти особенности могут свидетельствовать о процессе магматической дифференциации, вероятно с участием плагиоклаза. Расчет содержаний редкоземельных элементов при плавлении богатого клинопироксеном лерцолита [Lesnov, 2010] с использованием уравнения группового плавления CL=C0/(D0+F(1-P)) [Zou, 2007] показывает, что содержания РЗЭ, схожие с группами № 1–3, могут быть получены при плавлении 30, 10 и 1 % этой породы (рис. 5, г).

В метабазитах групп № 4–5 обнаружены более пологие наклоны спектров и высокие содержания тяжелых редкоземельных элементов (рис. 5, б). Расчет содержаний редкоземельных элементов при плавлении гарцбургита [Lesnov, 2010] показывает, что наиболее вероятно распределение РЗЭ, близкое к группам № 4 и 5, может быть получено за счет 1 и 10%-ного плавления этой породы (рис. 5, д). Расчет содержаний РЗЭ при плавлении гранатовых лерцолитов показывает другие спектры, несмотря на то, что высокие содержания тяжелых РЗЭ бывают связаны с наличием граната [Lesnov, 2012]. Наличие отрицательных и положительных аномалий Eu, вероятно, связано с процессом магматического фракционирования.

Для долеритов концентрации тяжелых редкоземельных элементов сопоставимы с метабазитами, но наблюдаются более высокие концентрации легких РЗЭ (рис. 5, в). Последняя особенность может быть связана с участием обогащенного мантийного источника в формировании исходных расплавов. Обнаружены слабовыраженные отрицательные европиевые аномалии. В низкотитанистых долеритах наблюдается более пологое распределение тяжелых редкоземельных элементов (Gd/Yb, Dy/Yb отношения в Табл. 1).

Влияние различной степени плавления мантийных источников на состав пород отражено на диаграммах (рис. 5, е, ж). На этих диаграммах породы с плоским распределением тяжелых редкоземельных элементов приурочены к полям, отражающим более высокую степень плавления.

Анализ диаграмм, отражающих типы источников, показывает, что обогащение редкими и редкоземельными элементами метабазитов и долеритов имеет различную природу. Для метабазитов характерны геохимические метки, связанные с несубдукционной, вероятно плюмовой, компонентой, для долеритов – метки, связанные с обогащенной при процессах субдукции литосферной мантией (рис. 6, а–д). При формировании исходных расплавов для протолитов пород медведевского комплекса вероятна различная степень плавления мантии и взаимодействия плюма с литосферным веществом, о чем свидетельствует распределение точек вдоль трендов плавления и ассимиляции на рис. 6, г, д.

Рудные минеральные ассоциации в метабазитах связаны с процессами магматизма, метаморфизма и гидротермальной деятельностью. Обнаружены реликты магматических пентландит-халькопирит-пирротиновых руд с ассоциацией кубический халькопирит – гексагональный никелистый пирротин со структурами распада (рис. 7, а). Вблизи пироксенов, роговой обманки и плагиоклаза обнаружен метаморфогенный пирротин (без структур распада), халькопирит, арсенопирит и лёллингит (рис. 7, б–г). Форма зерен перечисленных минералов отражает характерные для метаморфогенных руд структурно-равновесные (рис. 7, б) и индукционные (рис. 7, г) границы совместного роста. Содержание золота в виде примеси в лёллингите составляет до 200 г/т. С замещениями породообразующих минералов биотитом, актинолитом, хлоритом, прожилками кварца и редкими зернами калиевого полевого шпата ассоциирует гидротермальная генерация пирротина и халькопирита (рис. 7, д). Последние представлены однородными мелкими зернами, составляющими гнезда и прожилки (рис. 7, д–и). Арсенопирит в виде идиоморфных кристаллов в гидротермальной ассоциации руд встречается вместе с пирротином и халькопиритом, образуя либо единичные зерна, либо тонкую вкрапленность. По краям лёллингита наблюдаются кобальтин и единичные выделения самородного золота (рис. 7, е). Микрозондовым анализом обнаружены минералы висмута и теллура, антимонит и шеелит (рис. 7, ж–и).

Минерализация в метабазитах медведевского комплекса по условиям формирования и набору рудных и околорудных минералов может быть сопоставлена с гипозональными месторождениями золота орогенного типа (рис. 8, а, б). Для подобных месторождений характерна ранняя рудная стадия, на которой преобладает пирротин, арсенопирит и лёллингит. За ней следует поздняя рудная стадия с золотом, неблагородными металлами и Bi-содержащими минералами. PT-условия осаждения рудной минерализации: до 4.0–5.5 кбар и 450–550 °С [Groves et al., 2020а; Zhao et al., 2022; Li et al., 2022]. Для этого типа месторождений, как правило, стоит проблема источника рудообразующих флюидов [Fu, Touret, 2014; Phillips, Powell, 2009] (рис. 8, б). При решении этой проблемы традиционно большое внимание уделяется процессам субдукции (рис. 8, в), альтернативная модель связана с подъемом астеносферного вещества и реактивацией древней обогащенной литосферной мантии [Groves et al., 2020а] (рис. 8, г).

Кульминационные аккреционно-коллизионные, метаморфические и магматические события в центральной части Алдано-Станового щита приурочены к палеопротерозою (2.01–1.87 млрд лет назад) [Kotov, 2003; Donskaya, 2020; Smelov, Timofeev, 2007]. В интервале 2011±2 – 2006±3 млн лет произошло заложение Федоровской островной дуги, формирование вулканических пород федоровской толщи, 1993±1 млн лет – образование надвигов Чугинской и Федоровской систем в связи со столкновением Федоровской островной дуги и Олекмо-Алданской микроплиты [Velikoslavinsky et al., 2006; Kotov, 2003; Anisimova, 2007], 1.97–1.95 млрд лет – становление интрузий гранитов и лейкогранитов джалтундинского комплекса, постколлизионных по отношению к столкновению Федоровской островной дуги [Kotov, 2003].

Вероятно, формирование обогащенной процессами субдукции литосферной мантии связано со становлением пород федоровской толщи и произошло до формирования пород медведевского комплекса.

Интервал 1.95–1.92 млрд лет назад для Нимнырского террейна характеризуется формированием к востоку активной окраины Олекмо-Алданской континентальной микроплиты, накоплением осадочно-вулканогенных толщ восточнее террейна [Kotov, 2003]. В интервале 1.96–1.90 млрд лет назад для террейна, на основании изучения ксенолитов докембрийских метаморфических комплексов в мезозойских интрузивах, предполагается процесс магматического подслаивания [Kravchenko et al., 2012]. Возраст перекрывается с внедрением [Kravchenko et al., 2009] даек медведевского комплекса 1.92 млрд лет назад и метаморфизмом 1.91–1.90 млрд лет назад. Метаморфизм характеризуется трендом изотермальной декомпрессии [Smelov, 1996]. 1.87 млрд лет назад происходит становление интрузий гранитов кодарского комплекса, скорее всего отвечающее заключительным этапам проявления коллизионных процессов, обусловленных столкновением Алданской и Джугджуро-Становой континентальных плит [Kotov, 2003], внедрение позднеколлизионных долеритов.

Возрастные рамки рудообразования в породах медведевского комплекса можно ограничить интервалом 1.92–1.87 млрд лет назад. В этом интервале не зафиксировано процессов субдукции, происходит внедрение и метаморфизм дорудных базитов медведевского комплекса, формирование пострудных неметаморфизованных даек долеритов. В этом же интервале, вероятно, происходит выведение метаморфических комплексов на более высокие уровни. Рассмотренные выше геохимические признаки активности плюма и плавления обогащенной литосферной мантии, следы ассимиляции расплавов говорят о вероятности взаимодействия плюма с литосферой и активизации рудного вещества. Обнаруженные особенности составов мантийных магматических комплексов более приемлемы в рамках модели, изображенной на рис. 8, г. Выраженные в геофизических полях купольные структуры Нимнырского террейна (рис. 9, а, б) и мантийные каналы (рис. 9, в) свидетельствуют в пользу этой модели.

Следует также обратить внимание на широкое распространение в золотоносных россыпях сперрилита и платины, минералого-геохимические особенности которых указывают на потенциальное платинометалльное оруденение в данном районе, что не исключает возможности формирования палеопротерозойских комплексных благороднометалльных месторождений.

Многочисленность мантийных магматических комплексов и сложность геологического строения изученной территории обуславливают необходимость дальнейшего изучения мантийных событий для уточнения механизмов и моделей формирования руд. Для более точной характеристики источников и геодинамических процессов нужны представительные изотопно-геохимические и изотопно-геохронологические исследования.

Особенности состава дорудных и пострудных мантийных магматических комплексов позволяют предположить, что источником палеопротерозойских рудообразующих флюидов на территории Нимнырского террейна, вероятнее всего, служила древняя обогащенная над зоной субдукции литосферная мантия, взаимодействовавшая с астеносферным веществом. Формирование комплекса метамафитов и связанного с ним оруденения происходило на заключительной стадии коллизионного процесса, что способствовало концентрации рудного вещества и его отложению на участках складчатости и повторной сланцеватости в метабазитах. В интервале 1.92–1.87 млрд лет назад между формированием дорудных базитов гранулитовой фации и пострудных неметаморфизованных долеритов, вероятно, произошло существенное уменьшение глубины залегания метаморфических комплексов и формирование руд.

Авторы благодарны своим коллегам, принимавшим участие в полевых и лабораторных исследованиях, О.М. Туркиной и Т.В. Донской – за замечания.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.