Гранитоидный магматизм в пределах Сололийского поднятия фундамента (рис. 1, а) является одной из актуальных тем исследований северо-западной части региона. Помимо труднодоступности района работ, это связано прежде всего с рядом принципиальных вопросов, таких как уточнение геохронологических данных, определение условий образования гранитных массивов и установление возможной связи с золотоносным рудообразованием. Магматические образования Сололийского поднятия представлены раннепротерозойскими плутонами гранитоидов, образующих несколько отдельных массивов (рис. 1, б). U-Pb возраст по циркону гранитов Сололийского массива оценивается как 2036±11 млн лет [Wingate et al., 2009]. Одним из практически неисследованных гранитоидных образований рассматриваемой территории является Хотугу-Эекитский массив, локализованный в истоках одноименной реки (рис. 1, б). Кроме массивов, в пределах площади получили свое развитие дайки риолитов, которые также являются слабоизученными (рис. 1, в).

Как уже отмечалось, один из основных нерешенных вопросов связан с установлением абсолютного возраста гранитов Хотугу-Эекитского массива и дайки риолитов р. Сололи. По аналогии с наиболее изученными Ортоку-Эекитским и Сололийским массивами [Donskaya et al., 2018], возраст Хотугу-Эекитского массива принимался как раннепротерозойский (по неопубликованным фондовым материалам), однако нами было установлено что массив интрудирует терригенные образования нижнепермских образований, т.е. на основании геологических данных абсолютный возраст массива должен рассматриваться как более молодой.

Так как каждому петротипу гранитоидов присуще наличие своей характерной рудной минерализации [Chappell, White, 2001; Collins et al., 1982; Nenakhov et al., 1992; Whalen et al., 1987], особый интерес вызывает определение сериальной и типовой принадлежности гранитов массива (каковыми являются I, S, A-типы), как одного из классификационных и поисковых критериев на благороднометалльную минерализацию, связанную с подобными массивами. Последнее утверждение, а также наличие золотой минерализации в непосредственной близости с Хотугу-Эекитским массивом и дайками риолитов [Shpunt, 1974; Yablokova, Izrailev, 1988; Konstantinovskii, 2000] определяют фундаментальность и практическую значимость нашей работы при установлении петрографических, петрогеохимических, изотопно-геохронологических характеристик составов пород Хотугу-Эекитского массива и тела риолитов.

Район исследования приурочен к Сололийскому поднятию фундамента Сибирского кратона и входит в состав Оленекского супертеррейна (рис. 1, а). В пределах рассматриваемой территории на современном уровне эрозионного среза обнажаются породы раннего протерозоя, рифея, венда, перми, триаса, юры и четвертичного периода [State Geological Map…, 2013] (рис. 1, б).

Магматические породы слагают тела ранне-, позднепротерозойского и вендского возраста. Раннепротерозойские комплексы представлены субщелочными габброидами, гранитоидами и метариолитами. Рифейские изверженные комплексы включают силлы и дайки долеритов, вендские – сиениты и трахибазальты, слагающие штоки, дайки, некки, трубки взрыва [State Geological Map…, 2013].

Основные петроокислы в породах определены методом силикатного анализа на спектрофотометре СП-56 (8 проб), элементы группы Fe – методом мультиканального атомно-эмиссионного спектрометрического анализа ПГС-2 (3 пробы) в отделе физико-химических анализов ИГАБМ СО РАН (аналитики Л.Т. Галенчикова и С.Ю. Коркина).

Содержания РЗЭ в породах (7 проб) определялись с помощью масс-спектрометра ELAN, модель DRC-e, в лаборатории ООО «ХАЦ «Плазма» (г. Томск).Анализ концентраций рубидия и стронция (Rb-Sr) в породах производился с применением метода изотопного разбавления. Выделение рубидия и стронция для изотопного анализа производилось путем катионообменной хроматографии на смоле марки AG50W-X8. Изотопный анализ Rb и Sr в гранитах Хотугу-Эекитского массива проводился на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование стронция производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению 88Sr/86Sr=8.37521. Нормализованные отношения приводятся к значению 87Sr/86Sr=0.71025 в международном изотопном стандарте NBS-987. Погрешность определения содержаний Rb и Sr составляет 0.5 %. Уровень холостого опыта составляет 30 пг для Rb, 30 пг для Sr. Анализы выполнены в отделе физико-химических анализов ИГАБМ СО РАН к.г.-м.н. А.И. Зайцевым.

U-Pb (LA-ICP-MS) геохронологические исследования выполнены в ЦКП «Геоспектр» (Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ) на одноколлекторном магнитно-секторном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Element XR (Termo Scientific), оснащенном устройством лазерной абляции UP-213 (New Wave Research). Обработка полученных результатов производилась с помощью программ Glitter [Griffin et al., 2008] и Isoplot v. 3.6 [Ludwig, 2008].

Хотугу-Эекитский массив. Массив на современном уровне эрозионного среза имеет неправильную, вытянутую форму тела, длинная ось которого ориентирована в северном направлении и контролируется разломом юго-западного простирания. Он сложен массивными среднезернистыми, розовато-серыми порфировидными лейкократовыми биотитовыми гранитами. Площадь выходов интрузива около 25 км² при протяженности около 7 км и максимальной ширине 3.5 км (рис. 1, б). Граниты массива контактируют с терригенными образованиями сыгынахтахской, кютюнгдинской, эекитской и ортокинской свит. В силу сильной задернованности территории, четких контактов с вмещающими породами выявить не удалось, за исключением юго-восточной части, где граниты интрудируют терригенные образования ортокинской свиты раннепермского возраста.

Для гранитов Хотугу-Эекитского массива характерна гипидиоморфно-зернистая структура (рис. 2, а), массивная текстура и следующий минеральный состав: плагиоклаз – 15 %, микроклин – 50 %, кварц – 30 %, а также темноцветные (роговая обманка, биотит) – 4 % и акцессорные минералы (циркон, апатит) – 1 %.

Плагиоклаз представлен самостоятельными призматическими кристаллами и практически полностью серицитизирован, из-за чего с трудом поддается диагностике (рис. 2, а). Наименее измененные кристаллы выделяются едва уловимым полисинтетическим двойникованием. КПШ ранней генерации присутствует в качестве кристаллов призматической и неправильной формы, в большинстве случаев представлен микроклином, для которого характерны тонкие полисинтетические и решетчатые двойники (рис. 2, б, в). Поздняя генерация микроклина, наряду с кварцем второй генерации в виде основного базиса, заполняет промежутки между салическими минералами ранних генераций. Первая генерация кварца диагностируется в качестве скоплений гипидиоморфных зерен с облачным погасанием (рис. 2, в). Вторая генерация кварца представлена в виде базиса основной массы, а также выполняет редкие тонкие прожилки в породе (рис. 2, г). Амфибол представлен зернами неправильной формы, редко – короткими призмами, зачастую замещается биотитом почти до полных псевдоморфоз (рис. 2, д). Биотит присутствует в виде мелких, неправильной формы зерен, с измененными направлениями спайности (рис. 2, е), имеет неравномерное распределение по породе. По амфиболу и биотиту интенсивно развит хлорит и карбонат. Циркон призматического габитуса, в шлифах бесцветен, иногда буроватого оттенка, с прямым углом погасания, высокими цветами интерференции. Редкие кристаллы апатита отмечены в виде короткостолбчатых индивидов, как отдельных, так и в виде включений в КПШ ранних генераций (рис. 2, з). Погасание прямое, отдельность по (001). Контакт гранитов массива (шлиф ГС-118/5-2) с вмещающими песчаниками ортокинской свиты неровный, тектонического характера, с обилием обломков вмещающих пород (рис. 2, и).

Дайка риолитов. Тело риолитов левобережья р. Сололи прорывает метаморфические породы эекитской свиты, в бассейнах нижнего течения ручьев Радость и Карат (см. рис. 1, в). Дайка мощностью от 0.5 до 3 м и протяженностью до 15 м сложена сильно измененными мелко-, микрозернистыми однообразными по составу светло-серыми, розовато-зеленовато-серыми риолитами порфирового облика. Как правило, сами риолиты и вмещающие метаморфические породы рвутся жилами (0.2–1.0 м) светло-серо-белого массивного, гребенчатого кварца.

Микроскопически породы дайки характеризуются фельзитовой структурой, на фоне которой выделяются редкие вкрапленники обильно серицитизированного плагиоклаза (рис. 3, а). Текстура массивная. Основная фельзитовая масса (труднодиагностируемая) представлена тонкозернистым кварц-карбонат-полевошпатовым базисом. Темноцветные минералы полностью изменены и практически не поддаются диагностике, чему способствует интенсивная опацитизация и хлоритизация. В составе пород на фоне общей сливной массы отмечается интенсивно хлоритизированный мелкий биотит (рис. 3, б, в). В породах выделяются белые и серые прожилки постмагматического кварца (рис. 3, в).

Хотугу-Эекитский массив. Граниты массива характеризуются калиевым типом щелочности (Na2O/K2O)<0.3 при преобладании K2O 5.16–6.59 % над Na2O 1.26–1.53 % (Прил. 1, табл. 1.1). По отношению глиноземистости к суммарному содержанию щелочей и кальция Аl2О3>CaO+Nа2О+К2О (Прил. 1, табл. 1.1) последние близки к плюмазитовым пересыщенным алюминием al’ 8.94–15.31 гранитам [Petrographic Code…, 2009]. На классификационных диаграммах [Middlemost, 1985; O’Connor, 1965; Irvine, Baragar, 1971] точки составов наименее измененных пород массива концентрируются в рамках полей гранитов, являясь умеренно щелочными Nа2О+К2О 6.45–8.13, ультракислыми [Petrographic Code…, 2009] образованиями SiO2 77.51–81.85 % (рис. 4, а, б; Прил. 1, табл. 1.1). Породы массива по отношению K2O/SiO2 [Peccerillo, Taylor, 1976] относятся к высококалиевой известково-щелочной серии, хотя и с незначительным отклонением параметров составов к шошонитовой петрохимической серии (рис. 4, г; 5, а) и характеризуются высокими значениями индекса ASI 1.04–1.22>1 и железистости f* 0.83–0.94>0.8 (рис. 5, б, в; Прил. 1, табл. 1.1).

Дайка риолитов. Для риолитов характерен натриевый тип щелочности Na2O/K2O>0.3, а также принадлежность к высокоглиноземистой серии al’ 0.41–1.92, f* 0.23–0.94 (Прил. 1, табл. 1.1). Наименее измененные породы дайки р. Сололи по классификационным данным [Le Bas et al., 1986] занимают поле составов риолитов и относятся к низкощелочным образованиям Nа2О+К2О 1.85–4.57 [Petrographic Code…, 2009] при довольно высоких значениях SiO2 – до 78.59 % (см. рис. 4, в; Прил. 1, табл. 1.1). Вариации составов риолитов по отношению K2O/SiO2 (см. рис. 4, г) близки образованиям толеитовой серии пород [Peccerillo, Taylor, 1976].

Породы массива геохимически специализированы на Rb, Ba, Sr, Cr, V (Прил. 1, табл. 1.2), т.е. на литофильные элементы [Goldschmidt, 1954], наиболее низкие содержания характерны для халькофильных Cu, Sn, Zn, Pb, Ge и сидерофильных Ni, Co элементов. Граниты массива по высокому содержанию Rb (137.34–170.14 г/т), Bа (280.25–370.00 г/т), Sr (86.36–170.00), а также по концентрациям Pb (до 21 г/т), Zn (до 30 г/т), Cr (до 550 г/т) (Прил. 1, табл. 1.1, 1.2) наиболее близки к гранитоидам известково-щелочного ряда [Tauson et al., 1987]. Породы характеризуются типичным гранитным спектром распределения РЗЭ [Sun, McDonough, 1989] с резким преобладанием легких (LREE) над тяжелыми (HREE) элементами при слабом проявлении отрицательной аномалии Eu. На спайдер-диаграмме в составах гранитов отчетливо заметны минимумы в содержаниях Ba, Nb и Rb, а также максимумы Th и Nd (рис. 6, а, б; Прил. 1, табл. 1.3).

Дайка риолитов. Геохимический состав пород дайки характеризуется высокими содержаниями литофильных V, Sc, Nb, Zr, Y, халькофильных Cu, Zn, Ge и сидерофильных элементов Ni, Co (Прил. 1, табл. 1.2).

Геохимическая специализация риолитов неоднозначна. По содержанию Rb (26.65–56.81 г/т), Hf (1.64–3.64 г/т), Nb (5.65–15.32 г/т), Ta (0.44–5.06 г/т) породы близки образованиям андезитового ряда [Tauson et al., 1987], а по значениям Ba (125.82–320.00 г/т), Sr (65.00–96.41 г/т), Zr (68.36–167.95 г/т), Pb (8.5–13.0 г/т) (Прил. 1, табл. 1.2, 1.3) отвечают таковым плюмазитового редкометалльного ряда [Tauson et al., 1987]. Породы дайки обогащены LREE и обеднены HREE [Sun, McDonough, 1989]. Для рассматриваемых риолитов характерны (спайдер-диаграмма) минимумы Ba, Nb и Sr, а также максимумы U и Nd (рис. 6, а, б; Прил. 1, табл. 1.3).

Определение абсолютного возраста гранитов Хотугу-Эекитского массива и дайки риолитов проводилось Rb-Sr методом и U-Pb датированием по цирконам с помощью LA-ICP-MS.

Не совсем ясной является картина по датированию пород массива Rb-Sr методом. В связи с небольшим интервалом между измеренными значениями 87Rb/86Sr в гранитах определение точного Rb-Sr изохронного возраста оказалось невозможным. По четырем точкам отмечается тенденция положительной связи между 87Rb/86Sr и 87Sr /86Sr (Прил. 1, табл. 1.4), которая позволяет оценить с большой ошибкой примерный изохронный возраст образцов – 287±66 млн лет (рис. 7).

При U-Pb датировании методом LA-ICP-MS было проанализировано 25 кристаллов из гранитов Хотугу-Эекитского массива, 25 кристаллов из дайки риолитов. По морфологическим особенностям в гранитах массива и в дайке риолитов выделяются три морфотипа цирконов [Pupin, 1980] (рис. 8, а). Первый преобладающий тип (60 об. %) цирконов S23 – среднепризматические кристаллы (коэффициент удлинения более 2) бледно-розового и бледно-желтого оттенка. Развитие граней (100), в меньшей степени (110) в сочетании с равно развитыми гранями пирамиды – (101) и (211). Второй тип S21 (30 об. %) – кристаллы короткопризматического габитуса (коэффициент удлинения 1.5) розового и светло-желтого цвета, как с ровными, так и с корродированными гранями. С развитием граней призмы (100) и подчиненных граней (110) пирамида сформирована сочетанием граней (101) и (211) с преобладанием последней. Третий тип – по типизации [Krasnobaev, 1986] «гранулитовый» (10 об. %) – представлен округлыми, прозрачными кристаллами, розоватого и желтоватого оттенка, с неровной, бугорчатой поверхностью.

В результате U-Pb LA-ICP-MS датирования цирконов гранитов Хотугу-Эекитского массива были также получены не совсем однозначные данные (Прил. 1, табл. 1.5). Изотопные составы цирконов (41 определение) из гранитов массива лежат в области дискордантной линии, которая имеет верхнее пересечение с конкордией в точке с датой 2069±68 млн лет (рис. 8, б). Стоит отметить, что по результатам определений выделяются еще две области с вариациями значений абсолютного возраста (11 определений) 514.5–274.4 млн лет и (3 определения) 186.7–157.2 млн лет (рис. 8, а). Это, вероятно, связано с палеозойскими и мезозойскими геологическими событиями, происходившими в пределах Сололийского поднятия.

Определенный по этой же методике возраст дайки риолитов с параметрами СКВО=0.41 составляет 2146±13 млн лет (Прил. 1, табл. 1.5; рис. 8, в), что хорошо увязывается с геологическими наблюдениями.

На основе геохимических данных выполнен анализ минерагенической перспективности Хотугу-Эекитского массива и дайки риолитов. Исходя из диаграмм соотношения Fe2O3/FeO-Rb [Blevin, Chappell, 1992], можно констатировать, что граниты Хотугу-Эекитского массива специализированы на комплексную Mo-Au-Cu-W минерализацию, а риолиты, возможно, несут Au-Cu минерализацию (рис. 9, а, б).

В результате петрографического описания магматических пород Хотугу-Эекитского массива Cололийского поднятия установлено, что последний имеет монотонный состав (нет разностей фаз внедрения или фациальных переходов) и сложен лейкократовыми гранитами. Породы дайки риолитов сильно изменены.

Стоит отметить, что в непосредственной близости от выходов Хотугу-Эекитского массива на территории Сололийского поднятия получили свое развитие такие массивы гранитоидов, как Ортоку-Эекитский и Сололийский, которые по петрохимическим параметрам (см. рис. 4, 5; рис. 10, 11) относятся к I и S-типу [Donskaya et al., 2018].

Граниты Хотугу-Эекитского массива по содержанию основных петроокислов, отношению K/Rb 330–354, а также значению индикаторных петрохимических коэффициентов f* 0.83–0.94, AG 0.73–0.87 (Прил. 1, табл. 1.1) близки гранитам А-типа [Collins et al., 1982; Nenakhov et al., 1992]. По значению индекса ASI (1.04–1.22)>1 и отношению Rb/Sr 1.09 (Прил. 1, табл. 1.1, 1.3) граниты массива близки таковым S-типа [Chappell, White, 1974, 2001]. Соответственно, на диаграмме типизации гранитоидов [Maeda, 1990] точки состава пород Хотугу-Эекитского массива намечают тренд из поля гранитов S-типа в поле A-типа (см. рис. 10, a).

Вместе с тем по соотношению (Na2O+K2O) – Fe2O3T·5 – (CaO+MgO)·5 [Grebennikov, 2014] и Y – Nb – Ce [Eby, 1992] (см. рис. 10, б, в) породы массива отвечают только гранитам А2-типа с метками верхнекорового источника, на который указывают высокие значения соотношений первичных изотопов стронция I0=0.784–0.802 [Sergeev et al., 2015] (Прил. 1, табл. 1.4), слабая отрицательная Eu-аномалия Eu/Eu* (0.48–0.75)<0.95 [Balashov, 1976] и высокие значения суммы РЗЭ ∑ 153.32–209.21 [Taylor, McLennan, 1988; Balashov, 1976] (Прил. 1, табл. 1.3). Об этом также свидетельствуют и низкие значения Nb/La – (0.06–0.15)<1, означающие отрицательную ниобиевую (танталовую) аномалию [Rudnick, Gao, 2003], высокие значения Th/U – (4.04–7.32)>2 (Прил. 1, табл. 1.3) как явный признак контаминации корой [Taylor, McLennan, 1988]. Однако отношение Y/Nb (2.82–6.08)>1 (Прил. 1, табл. 1.3) может говорить о значительной мантийной составляющей [Eby, 1990].

В целом петрогеохимические характеристики гранитов Хотугу-Эекитского массива не однозначны и имеют двойственную природу, по которой они близки к образованиям вулканических дуг [Pearce et al., 1984] (рис. 11, а), что, вероятно, связано не с обстановкой образования самих гранитов, а с соответствующими характеристиками плавящегося субстрата [Roberts, Clemens, 1993], то есть с их источником [Degtyarev et al., 2005], а также близки к коллизионным гранитам [Velikoslavinskii, 2003] (рис. 11, б), выплавки которых, как уже отмечалось, связаны с участием корового вещества, но, возможно, разных по возрасту источников [Patiño Douce, 1999], в частности метаграувакк и метапелитов (рис. 11, г).

Группа А2 – это внутриплитные плутоны, происхождение которых, вероятно, связано с повторным плавлением континентальной коры под влиянием подъема базальтовой магмы из астеносферы [Eby, 1990, 1992]. Однако в работах [Donskaya et al., 2005, 2008; Luchitskaya, 2012] было показано, что на заключительных стадиях коллизионного процесса могут внедряться гранитоиды, образующие дискордантные плутоны, которые по особенностям своего состава похожи на граниты А-типа, а их петрогенезис связан как со смешанными корово-мантийными, так и с чисто коровыми источниками.

Петрохимические параметры состава дайки риолитов, так же как и породы массива, имеют двойственную природу, по которой они относятся к низкощелочным образованиям толеитовой серии, близким таковым андезитового ряда.

Для риолитов характерны низкие значения Nb/La – 0.23–1.00 и высокие значения Th/U – (2.20–2.79)>2 (Прил. 1, табл. 1.4) – как явный признак корового источника [Rudnick, Gao, 2003; Taylor, McLennan, 1988]. Они характеризуются слабой отрицательной Eu-аномалией Eu/Eu* (0.79–0.85)<0.95, что говорит о фракционировании плагиоклаза в ходе дифференциации [Balashov, 1976], а также низкими концентрациями ∑РЗЭ до 120.38 (Прил. 1, табл. 1.3), что может указывать на присутствие нижнекорового источника [Taylor, McLennan, 1988; Balashov, 1976]. По соотношению Rb – Y+Nb геодинамическая позиция риолитов близка породам вулканических дуг [Pearce et al., 1984] (рис. 11, а), что также подтверждается отношением Y/Nb 0.53–2.64 (Прил. 1, табл. 1.3), характерным для пород, источниками для которых могли служить образования с геохимическими характеристиками базальтов островных дуг и континентальных окраин (рис. 11, г) [Eby, 1990], хотя по диаграмме [Velikoslavinskii, 2003], так же как и граниты Хотугу-Эекитского массива, отвечают сугубо коллизионным образованиям (рис. 11, б).

Полученное значение при датировании методом U-Pb LA-ICP-MS 2069±68 млн лет требует пересмотра, так как были получены более молодые группы датировок палеозойского U-Pb (514.5–274.4 млн лет), Rb/Sr (287 млн лет) и мезозойского возраста U-Pb (186.7–157.2 млн лет). По всей видимости, эти значения свидетельствуют о влиянии некоторых тектонических событий, происходивших на исследуемой и смежных территориях. По данным А.В. Прокопьева с соавторами, в палеозое весь восток Сибирской платформы испытывал процессы растяжения. Эти события подразделяются на два этапа: эдиакарско-раннекембрийский (546–524 млн лет) [Prokopiev et al., 2016] и среднедевонско-среднекаменноугольный (380–346 млн лет) [Polyansky et al., 2017] континентальный рифтогенез. Осевая часть первого рифта располагалась на месте современного Хараулахского антиклинория, т.е. восточнее, и этот рифтогенез сопровождался бимодальным магматизмом. Среднепалеозойский рифтогенез привел к формированию Вилюйского палеорифта и базитов Якутско-Вилюйской крупной изверженной провинции.

Что касается мезозойских событий, то следует отметить, что по данным трекового датирования апатитов (AFT) установлено воздымание на северо-востоке Оленекского свода в период 199–171 млн лет [Vasiliev et al., 2018, 2019]. Кроме этого, Ф.Ф. Брахфогелем в восточной части Оленекского свода выделяется третья эпоха денудации (230–180 млн лет), связываемая с воздыманием всей северо-восточной части Сибирской платформы [Brakhfogel, 1984]. Расхождения в возрасте, возможно, связаны с тем, что воздымания этого периода, по Ф.Ф. Брахфогелю, носили отчетливо дифференцированный характер, в силу чего разные части региона (северо-восток Сибирской платформы, включая Оленекский свод) оказались приподняты неодновременно. С другой стороны, самые начальные стадии образования верхоянской орогении связаны концом юры – началом мела [Prokopiev, Daykunenko, 2001]. Так же приблизительно раннеюрский возраст имеют складчато-надвиговые деформации при образовании Таймыро-Североземельского орогенного пояса [Khudoley et al., 2018].

Таким образом, на изученной территории и в смежных районах происходили различные тектонические события, в палеозое связанные с растяжением, а в мезозое – со сжатием. Последнее событие, вероятно, нашло свое отражение в геохронологических определениях, соответствующих мезозойскому (?) этапу формирования пород Хотугу-Эекитского массива.

Возраст образования дайки риолитов 2146±13 млн лет согласуется с особенностями геологического строения рассматриваемой территории и сопоставляется с данными абсолютного возраста, полученными ранее для гранитоидов Сололийского поднятия [Wingate et al., 2009].

По данным предшественников, в районе широко проявлено гидротермальное золотосульфидное оруденение, которое выявлено в кварцевые жилах, развитых в метаморфизованных песчаниках и сланцах эекитской серии раннего протерозоя, а также риолитах того же возраста [Shpunt, 1974; Yablokova, Izrailev, 1988; Konstantinovskii, 2000]. Кроме этого, нами обнаружена золотосульфидная минерализация, сформированная по песчаникам ныкабытской свиты ранне- и среднепермского, а также по конгломератам ортокинской свиты раннепермского возраста, что предполагает ее позднепермский или мезозойский возраст образования [Gerasimov et al., 2021, 2023]. В этой связи весьма примечательным является определение изученных магматических тел как золотопродуктивных образований (см. рис. 9). Роль магматизма авторами рассматривается в качестве источника тепла и флюидов, способствующих циркуляции гидротерм, содержащих рудную минерализацию в системе.

Таким образом, при петрографическом описании магматических пород Хотугу-Эекитского массива и малых тел Сололийского поднятия выявлено, что массив монотонен по своему составу, т.е. без видимых фациальных переходов и разностей фаз внедрения. Дайка сложена сильно измененными вторичными процессами риолитами.

По содержанию основных петроокислов, значению их отношений и соотношений, индикаторным петрохимическим коэффициентам породы Хотугу-Эекитского массива наиболее близки к плюмазитовым гранитам высококалиевой известково-щелочной петрохимической серии A2 типа корово-мантийного или, вероятно, верхнекорового генезиса заключительной стадии коллизионного процесса. Для риолитов характерна двойственность петрогеохимических составов, по которым они наиболее близки к низкощелочным образованиям толеитовой серии пород нижнекоровой природы.

С учетом геолого-петрографических наблюдений и U-Pb датирования абсолютный возраст образования даек риолитов составляет 2146±13 млн лет. По тем же параметрам граниты Хотугу-Эекитского массива могут быть отнесены к мезозойским образованиям 186.7–157.2 млн лет, что требует доработки и уточнений.

Анализ минерагенической специализации Хотугу-Эекитского массива и малых тел даек риолитов, выполненный на основе геохимических данных, позволяет отнести изученные образования к продуктивным в отношении золотоносного рудообразования. Предполагается генетическая связь кислого магматизма и золотосульфидного оруденения, выявленного на изученной территории. Безусловно, данное заключение требует дальнейшего более детального изучения.

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.