Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ ЗОЛОТОГЕНЕРИРУЮЩЕГО МАГМАТИЗМА

Гусев А. И.,

3.2.2. Восстановленные золотогенерирующие гранитоиды.

Редуцированные интрузивно-связанные золоторудные системы пространственно и парагенетически ассоциируют с фельзическими массивами небольших размеров и часто сопровождаются комплексом даек лампрофиров. Фактическая база включает авторские данные и собрана по литературным источникам.

Редуцированные или восстановленные золотоносные системы, пространственно и парагенетически связанные с интрузиями, генерируют специфические золоторудные месторождения разного масштаба – от мелких до супергигантских, к числу которых относятся месторождения мирового класса по запасам золота Мурунтау (Узбекистан), Cухой Лог (Забайкалье), Кумтор (Киргизия), Бакырчик (Казахстан) и другие [Гусев, Гусев, 2011]. В Канаде к этому типу месторождений относятся Дублин Галч, Шилайт Доум, Клиа Крик, локализующиеся в пределах золотоносного пояса Томбстоун [Hitchins, Orssich, 1995; Mair et al., 2006; Marsh et al., 2003]. В США известны восстановленные золоторудные системы Форт Нокс, Клиа Крик (Аляска) [Bakke, 1995]. Специфичны восстановленные золоторудные системы восточной Австралии –
Тимбарра [Mustard, 2001], Кидстон [Baker, Tullemans, 1990], Телфер [Goellnicht, Groves, McNaughton, 1991]. В Таджикистане к восстановленным золоторудным системам относится месторождение Джилау [Cole, 2000]. В Енисейском кряже типично восстановленной комплексной Au-W-Mo-Pt-Pd системой является полихронное Олимпиадинское месторождение [Коробейников, 2006]. На Урале к этому классу месторождений относится Воронцовское полихронное золото-платино-редкометалльное месторождение [Коробейников, 2006]. В Горном Алтае к этому типу относится несколько золоторудных систем: Караминская, Баранчинская, Базлинская, Чойская [Гусев, 2003].

Жильное проксимальное интрузивно-связанное золото-сульфидно-кварцевое месторождение Морила (юго-восток Мали) обнаруживает тесную пространственную и временную связь с островодужным магматизмом (кварцевые диориты, гранодиориты, лейкограниты, содержащие ильменит) (Мсfarlane, Mavrogenes, Lentz, King, Allibone, Holcombe, 2011). По комплексу признаков установлено, что месторождение Морила формировалось в позднюю стадию коллизионной орогении (возраст гранитоидов 2098-2091 млн. лет), включая аккрецию ювенильной вулканической дуги и причленение к Либерийскому кратонному ядру Африки.

Редуцированные золоторудные системы формируют месторождения жильного золото-кварцевого, золото-сульфидно-кварцевого, штокверкового и скарнового типов (Hart, 2006). Высокая восстановленность прослеживается на всех этапах становления таких месторождений – от магматогенных флюидов рудогенерирующих магматитов до гидротермальных растворов продуктивных ассоциаций [Гусев, 2003]. Характерные признаки восстановленных интрузивно-связанных золоторудных систем сведены в табл. 16.

Таблица 16

Характерные признаки некоторых редуцированных интрузивно-связанных золоторудных систем по [Гусев, 2003; Гусев, 2010;Коробейников, Масленников, 1994; Коробейников, 2006; Chang, Large, Maslennikov, 2008; Hart, 2006; Hitchins, 1995]

Примечание. Петрогенетические типы гранитоидов: I-SCR – I-тип сильно контаминированный и редуцированный; SH – шошонитовые гранитоиды; AD – адакитовые гранитоиды.

На диаграмме (рис. 25) восстановленные интрузивно-связанные золоторудные системы занимают поле I-типа гранитов сильно контаминированного и редуцированного (восстановленного). Как правило, рудогенерирующие гранитоиды образуют небольшие по размерам тела от 2?4 до до 3?6 км, сопровождаемые роями даек различного состава от долеритов до гранит-порфиров. Нередко в дайковой фации присутствуют лампрофиры разного состава: спессартиты, керсантиты, одиниты, вогезиты, минетты, являющиеся прямыми показателями астеносферного происхождения (Гусев, Гусев, 2011). Интрузивы и дайки являются лишь верхними частями протяжённых по вертикали магмо-рудно-метасоматических систем, имеющих глубинное происхождение. Об этом свидетельствуют мощно проявленные зоны роговиков и метасоматитов, сопровождающих малые по размерам интрузивные тела.

Рис. 25. Диаграмма log (XMg/xFe) – log (XF/XOH) в биотитах золотогенерирующих граниотидов. Петрогенетические типы гранитоидов по [Ague, Brimyall, 1988]:
I-WC – слабо контаминированные, I-MC – умеренно-контаминированные, I –SC – сильно контаминированные, I-SCR – сильно контаминированные и редуцированные. Поля золоторудных систем: I – мелких месторождений, II – cредних и крупных месторождений, III- гигантских месторождений. Золото-черносланцевые месторождения с повышенными вольфрамом и платиноидами, связанные с сильно-контаминированными и редуцированными гранитоидами: 1-М – Мурунтау, Х-Хоумстейк, А – Ашанти, СЛ – Сухой Лог, О – Олимпиада, БК – Бакырчик; 2 – золото-кварневые месторождения с повышенным вольфрамом, связанные с редуцированными гранитоидами: ГМ – Голден Майл, КЛ – Кирклэнд Лэйк, К – Колар, П- Поркьюпайн, БР – Берёзовское; 3 – золото-сульфидно-кварцевые месторождения с вольфрамом: ДГ – Дублин Галч, КК – Клиа Крик, ФН – Форт Нокс; 4 – золото-скарновые месторождения с повышенным вольфрамом: Ч – Чойское

В Горном Алтае к этому типу относится несколько золоторудных систем: Караминская, Баранчинская, Базлинская, Чойская. Весьма перспективной из них является Чойская магмо-рудно-метасоматическая система (МРМС), расположенная в левом борту р. Бии.

Чойское рудное поле сложено терригенно-карбонатными образованиями тандошинской и ишпинской свит, прорванных Чойским гранитоидным массивом синюхинского комплекса (D1-2), субвулканическим Бийским массивом порфировых гранитоидов и роями даек различных по составу и возрасту (от девона до мезозоя) (рис. 26). Месторождение располагается на юго-восточном «плече» субширотно вытянутого рудогенерирующего Чойского массива гранитоидов и субмеридионального роя даек лампрофиров: спессартитов, вогезитов, минетт и керсанитов.

Рис. 26. Схематическая геологическая карта Чойского рудного поля.
Породы ишпинской (is) и тандошинской (td) свит:
1 – конгломераты; 2 – песчаники; 3 – известняки; 4 – алевролиты, аргиллиты; 5 – туфы кислого состава; синюхинский интрузивный комплекс: 6 – габбро 1 фазы внедрения; 7 – диориты, кварцевые диориты 2 фазы; 8 – граниты 4 фазы; байгольский субвулканический порфировый комплекс: 9 – гранит-порфиры; 10 – дайки долеритовых порфиритов; 11 – дайки диоритов; 12 – дайки гранит-порфиров; автономный чуйский дайковый комплекс: 13 – керсантиты, минетты, спессартиты, вогезиты; 14 – разломы (З – Западный, С – Смородиновый, М – Меридиональный); 15 – скарны; 16 – кварцевые жилы с золото-сульфидно-кварцевым оруденением; 16 – рудные участки: 1 – Центральный, 2 – Пихтовый, 3 – Смородиновый, 4 – Северо-Восточный, 5 – Гранитный; 17 – участок стратиформного оруденения; 18 – тело флюидо-эксплозивных брекчий с золото-порфировым оруденением; 19 – кольцевая структура центрального типа, подчёркиваемая системой кольцевых и радиальных даек

Чойская МРМС полихронная. Ранний этап её формирования связан с внедрением Чойской интрузии синюхинского комплекса (D1-2) с дериватами от габбро до трондьемита. Последовательно внедрившиеся фазы включают ( %): габбро (1-2), диориты (22), тоналиты (25), гранодиориты (51) и лейкократовые трондьемиты (2). В составе дайковых образований (от долеритов до гранитов), сопровождающих Чойский массив, значительный объём составляют диориты и гранодиориты. Следующий по времени этап связан с внедрением субвулканической Бийской интрузии и даек умерено-щелочных порфировых гранитоидов байгольского комплекса (D2 (?), характеризующихся повышенными значениями всех параметров флюидного режима, с обильными летучими компонентами (бор, фтор, хлор), способствовавшими образованию флюидо-эксплозивных брекчий. Поздний этап формирования Чойской МРМС связан с внедрением чуйского комплекса (Т1), в котором значительный удельный вес составляют лампрофиры (минетты, вогезиты, одиниты, керсантиты, спессартиты) и долериты.

Наиболее крупные скарновые залежи приурочены к межформационному несогласию, имеют пласто- и линзообразную формы, располагаются в терригенно-карбонатных породах и контролируются системами ветвящихся разломов и роями даек с ведущей ролью долеритов, диоритов, лампрофиров и гранит-порфиров. Эта скарновая залежь пересекается монцонитами, гранит-порфирами байгольского комплекса среднего девона (?), лампрофирами чуйского комплекса. В контактах даек лампрофиров отмечены также маломощные скарновые оторочки. МРМС многокорневая с многоярусными скарновыми залежами. В распределении рудной минерализации наблюдается зональность, проявляющаяся относительно Меридионального разлома, трассируемого роем лампрофировых и гранит-порфировых даек.

Определения абсолютного возраста долеритов и лампрофиров комплекса по К-Ar методу в Чуйском ареале дают цифры 185-195 млн. лет [Оболенская, 1971; Михалёва, 1986; Лебедев, 1998]. Новая датировка (245-250 млн. лет) получена по Ar-Ar методу (устное сообщение А.С. Борисенко).

Химические составы плутонических и дайковых образований приведены в табл. 17. По химизму кислые дифференциаты Чойского массива близки к типичным породам синюхинского комплекса и относятся к андезитовой серии по Л.В. Таусону [1987]. Гранит-порфиры байгольского комплекса близки таковым, развитым в Аинском рудном узле. Лампрофировые разности даек чуйского комплекса обнаруживают близость к шошонитовой серии лампрофиров по Н. Року [Rock, 1983].

Чойские биотиты кислых плутоногенных пород синюхинского комплекса попадают в поле гранитоидов I-типа сильно контаминированных и редуцированных (I-SCR). В них низкие отношения Mg/Fe и высокие – F/OH. Это более высокоглиноземистые биотиты с относительно повышенными концентрациями Mn и Cl. В них совсем мало Cu (до З0-40 г/т), но много Au (до 3-4 мг/т) и Bi (до 800 г/т). Особенно высокие содержания золота (5-8 мг/т) и висмута (800-1500 г/т) наблюдаются в биотитах керсантитов и флогопитах минетт. Мультиэлементная диаграмма определяет принадлежность гранитоидов к I-типу Sr- не деплетированному, Y- не деплетированному (рис. 10). В противоположность синюхинским магматитам, чойские формировались при плавлении плагиоклаз-содержащего источника. Вероятно, это связано с сильной контаминацией корового материала, что подтверждается и повышеными отношениями изотопов стронция (табл. 8). Редуцированность чойских гранитоидов означает значительную контаминацию углерод-содержащего материала. В экзоконтактах Чойской интрузии действительно присутствуют чернослацевые девонские образования (черносанцевая тандошинская свита). Этот факт имеет место в гранитоидах кунушского золотогенерирующего комплекса на черносланцевом золоторудном месторождении Бакырчик в Западной Калбе и на всех подобных месторождениях, где проявлены гранитоиды. Следовательно, в области проявления гранитоидов чойского массива правомерно среди углеродистых метапеллитов ожидать и золотое оруденение черносланцевого типа. Противоположные синюхинским выявляются тенденции и на бивариантной диаграмме Sr–Y, где отчетливо проявлена прямая зависимость содержаний этих элементов. Специфику плутоногенных гранитоидов чойской интрузии определяют такие акцессории, как ильменит и сульфиды (пирротин, пирит), что характерно для «ильменитовой» серии гранитоидов в понимании С. Ишихары (Ishihara, 1977; Takahashi, Aramaki, Ishihara, 1980).

Таблица 17

Химический состав типичных интрузивных пород Чойского рудного поля (масс. %)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории Западно-Сибирского испытательного Центра (г. Новокузнецк).

Особо следует остановиться на комплексной длительно-формировавшейся МРМС Мурунтау, формирование которой связано со становлением и гранитоидов I-типа, и шошонитовых гранитоидов (SH). И те, и другие отличались высокой восстановленностью.

МРМС гигантского месторождения Мурунтау (с запасами до 6 тыс. тонн золота) локализовано в Центрально-Кызылкумской подзоне Зеравшано-Туркестанской (Ауминзатау-Бельтауской) структурно-формационной и металлогенической зоны Южного Тянь-Шаня. Месторождение локализуется в выделенной специфической провинции с вертикальной сменой металлоносных зон (Нарсеев, Курбанов, Константинов и др., 1989). В современных структурах по особенностям главнейших рудоносных и рудоконтролирующих элементов провинция отчётливо подразделяется на два сегмента – Кзылкумский и Нуратинский.

Для Кызылкумского сегмента, вмещающего месторождение Мурунтау, характерно сложное покровно-сводовое строение, обусловленное обрамлением, близких к концентрическому древних выступов фундамента, линейными терригенно-островодужными зонами и наложенными прогибами, развивавшимися в условиях пассивной континентальной окраины. При этом, первые интенсивно дислоцированы и осложнены зонами смятия (обычно вдоль границ выступов), а вторые развивались как конседиментационные поднятия или испытали инверсию, превратились в системы брахиформных антиклиналей, осложнённых крутосекущими долгоживущими магмо- рудоподводящими разломами конседиментационного возраста заложения. Как складчатые обрамления, так и ядра сводовых поднятий осложнены дугообразными шарьяжными покровами, фронтальные зоны которых в плане соподчиняются контурам поднятий и рассечены поперечными трансформными разломами.

Указанные особенности строения Кызылкумского сегмента во многом предопределили узловой характер размещения рудных полей в контурах рудных районов, охватывающих сводовые поднятия и обрамляющие зоны смятия. Особенностям строения Центральных Кызылкумов в геофизических полях отвечает зональная мегаструктура, в которой выделяется внутренняя зона сложно блокированных концентрически зональных и осложняющих их линейных элементов, отвечающая структурам Центральных Кызылкумов, и внешняя зона сложных полей структур обрамления (Ревякин, 1986).

Позиция рудного узла Мурунтау определяется мощной продольной зоной смятия глубокого заложения, являющейся границей структурно-формационных подзон – крупных фациально-тектонических блоков Центральных Кызылкумов – Южно- и Северо-Тамдытауского. Заложение данной зоны имеет, по-видимому, конседиментационный возраст и приурочено к бортовым частям крупного синклинорного прогиба (синформы) с широким развитием отложений олигомиктовой флишоидной формации бесапанской серии, севернее систем сближенных инверсионных антиклиналей, вмещающих рудные поля. На современном уровне эрозии рудовмещающие структуры глубокого заложения представлены крупной вертикальной флексурой, осложнённой зоной концентрации складчато-сколовых дислокаций с чередованием в плане и вертикальном разрезе виргирующих крутопадающих зон смятия и крупных линзовидно-клиновидных складчатых блоков. Зоны смятия характеризуются компактным линейным развитием филлонитов, интенсивного приразломного кливажа, локальных швов с углеродистыми милонитами и сопровождается синкинематическими кварцевыми жилами и вкрапленностью пирита в углеродисто-слюдистых сланцах и милонитах. Мощность подобных зон достигает 1-2 км. Спецификой рудного узла является относительно неглубокое (2-3 км) положение орогенных гранитоидных массивов (рис. 27) и развитие локального гранито-гнейсового купола, где породы подрудной и рудовмещающей формаций зонально метаморфизованы, внутренние зоны сложены кристаллическими сланцами и гранито-гнейсами, промежуточные представлены породами амфиболитовой фации метаморфизма, а внешние характеризуются зеленосланцевыми изменениями. Для золоторудного и серебряного оуденения доминирующим мотивом в локализации минерализации является комбинация пологих складчато-сколовых зон и крутопадающих разломов диагонального плана. Пологие складчато-сколовые зоны развиты в крупных линзовидных складчатых блоках, разделённых ветвящимися продольными зонами смятия. Для блоков характерно неоднородное чешуйчатое строение и чередование зон динамосланцев с пакетами изоклинальных дисгармоничных складок.

Рис. 27. 3-D модель рудного узла Мурунтау (с использованием данных
В.А. Нарсеева, Н.К. Курбанова, М.М. Константинова и др., 1989):
1 – известняки карбонатного структурно-формационного комплекса; 2 – терригенные образования; 3 – кремнистые и доломито-кремнистые породы; 4 – метабазальтоиды; 5 – гранитоиды Сардаринского массива; 6 – подошвы надвигов; 7 – крутопадающие разрывные нарушения (основные и оперяющие); 8 – сереброрудная минерализация; 9 – золоторудные тела

Позиция рудных полей определяется пересечением поперечных к региональному плану складчатости пологих складчато-сколовых зон продольными крутопадающими зонами рассланцевания и милонитизации в разрезе вулканомиктовой углеродисто-терригенной формации (О–S). Не менее существенная роль надрудной экранирующей оруденение толщи – известняково-доломитовой формации (D).

По гравиметрическим данным на глубине 1,5-2 км фиксируются выступы гранитоидного Сардаринского массива (рис. 27), на дневной поверхсности присутствуют ореолы биотитовых роговиков и единичные штоки гранитов. Широко распространены порфировые дайки, которые в виде поясов и пучков обрамляют центральные части рудных полей. Они характеризуются контрастным совмещением жильной кварцевой минерализации (связанной с пологими зонами дислокаций) с разновозрастными метасоматическими изменениями (калишпатизация, алльбитизация, серицитизация), локальтными преимущественно в пределах ореола «площадной» флогопитизации (биотитизации) метатерригенных пород (Шер, Юдин, 1971).

На дневной поверхности в рудном поле месторождения Мурунтау магматические тела представлены Сардаринским штоком биотитовых гранитов в 7 км к юго-востоку от месторождения, а также дайками, локализующимися в трёх поясах. Севернее и южнее месторождения трассируются обрамляющие рудное поле субширотные пояса, преимущественно, лампрофиров (керсантиты, реже – спессартиты). В центре рудного поля также субширотно протягивается пояс даек пёстрого состав – от диоритов до аляскитов. В пределах рудного поля, локализованного в над интрузивной позиции, скважинами на глубине выявлены биотитовые граниты Сардаринского штока, находящегося в 12-15 км к юго-востоку от месторождения. Глубокой скважиной
СГ-10 в интервале глубин 4005-4294 м вскрыт Мурунский аляскитовый гранит.

Сардаринский биотитовый гранит представляет собой массивную полнокристаллическую, часто порфировидную, породу, сложенную:( %) интрателлурическими выделениями калиевого полевого шпата (5-10) и основной ткани породы (90-95). Порфировые выделения размерами от 1 до 2 см в поперечнике представлены калиевым полевым шпатом (ортоклаз), нередко серицитизированным. Основная ткань породы сложена (в %): кварцем (33-36 %), плагиоклазом (анортитом № 24-30) (35), калиевым полевым шпатом (25) и биотитом (4-10). Редко отмечается роговая обманка. Микроструктура основной ткани аллотриоморфнозернистая, местами диоритовая. Акцесории представлены ильменитом, пиритом, апатитом, цирконом, сфеном.

Аляскитовые граниты Мурунского штока среднекристаллические тёмной и белой окрасок. Состоят из (в %): кварца – 40-50, калиевого полевого шпата – 20-40, плагиоклаза (олигоклаза № 12-16), биотита (3-4), мусковита (до 1). Микроструктура аллотриоморфнозернистая. Акцессории – апатит, циркон, сфен, пирит, пирротин, ильменит.

Диоритовые порфириты даек имеют зеленовато-серый цвет, мелкозернистые. Интрателлурических вкрапленников плагиоклаза и калиевого плевого шпата – 10 %, основной ткани породы – 90 %. Плагиоклаз вкрапленников представлен андезином –лабрадором. Состав основной ткани породы (в %): плагиоклаз (андезин 38-43) – 60-70, кварца – 5-7, калиевого полевого шпата (10-15), биотита (5-10). Микроструктура микродиоритовая, сложенная мозаикой кварца, полевого шпата и игольчатых выделений биотита, редко – мусковита. Акцессории охватывают сфен, апатит, магнетит редко – циркон и ильменит.

Керсантиты даек в склоне Тамдытау имеют серый, зеленовато-серый цвет, среднекристаллическую основную ткань и вкрапленники крупных чешуй биотита размерами до 1 и более см. Основная ткань породы сложена плгиоклазом, биотитом, карбонатом, кварцем. Вкрапленники биотита замещены по периферии хлоритом и эпидотом, а биотит основной ткани породы – серицитизирован. Спектр акцессорных минералов представлен апатитом, ильменитом, сфеном, цирконом, пиритом.

Кварцевые сиенит-порфиры даек светло-розовой окраски, средне-мелкокристаллические. Во вкрапленниках калиевый полевой шпат размерами от 0,5 до 1 см. Основная ткань породы сложена калиевым полевым шпатом, кварцем, биотитом, редко – роговой обманкой. Акцессории представлены ильменитом, сфеном, апатитом, цирконом.

В итоге петрографического описания пород следует указать, что по преобладанию в составе акцессориев ильменита над магнетитом, их следует относить к ильменитовой серии гранитоидов по С. Ишихара [Ishihara, 1977], и, следовательно, они характеризовались резко восстановленным режимом. Химический состав пород рудного поля Мурунтау сведен в табл.  18.

Таблица 18

Химический состав магматических образований золоторудного поля Мурунтау (оксиды в масс. %, элементы – в г/т)

Примечание. Анализы выполнены в Лаборатории Центральной геолого-съёмочной экспедиции (Ессентуки). Дайки: 1-3 – кварцевые диориты; 4 – граниты биотитовые Сардаринского штока; 5, 6 – аляскитовые граниты Мурунского интрузива; дайки: 7 – кварцевые сиениты; 8–9 – керсантиты.

Cледует отметить, что все породные типы, попавшие в выборку, не изменены метасоматически, о чём свидетельствуют значения отношений Th/U, повсеместно превышающее 1.

На диаграмме K2O–SiO2 породные типы рудного поля попадают в разные поля (рис. 28).

Рис. 28. Диаграмма K2O – SiO2 для породных типов рудного поля Мурунтау.
Поля пород: 1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт; 5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит по [Peccerillo, Taylor, 1976]. Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная; III – высоко-К известково-щелочная; IV – шошонитовая. Породные типы рудного поля Мурунтау: 1 – дайки кварцевых диоритовых порфиритов; 2 – биотитовые граниты Сардаринского штока; 3 – аляскитовые граниты Мурунской интрузии; 4 – дайки керсантитов; 5 – кварцевый сиенит-порфир (дайка)

Биотитовые граниты Сардаринского гранита локализуются в поле высоко калиевой известково-щелочной серии в область высоко калиевого дацита. Дайки кварцевых диоритовых порфиритов тяготеют к границе высоко калиевой известково-щелочной и шошонитовой серии, располагаясь вблизи этой границы, локализуясь в полях высоко калиевого андезибазальта и шошонита. Аляскитовые граниты (лейкограниты) Мурунской интрузии попадают в поле шошонитовой серии в область крайне дифференцированных разностей лейкогранитов. В это же поле попадают дайки керсантитов и тяготеют к области банакитов. А кварцевые сиенитовые порфиры также локализуются в поле шошонитовой серии, но в область крайне высоких концентраций калия и повышенных значений кремнекислоты (рис. 28).

Таким образом, все породные интрузивные типы рудного поля Мурунтау, кроме биотитовых гранитов Сардаринского штока, попадают в поле шошонитовой серии, показывая различные уровни дифференциации степени продвинутости эволюции расплавов по кремнекислотности и содержанию калия.

В последнее десятилетие оживлённая дискуссия ведётся относительно возраста рудогенерирующего магматизма и связи с ним золотого оруденения месторождения Мурунтау. Сводка абсолютных значений возраста магматитов, околорудных метасоматитов и рудных образований представлена в табл. 19.

Таблица 19

Определения абсолютных возрастов итрузивных, метасоматических и рудных образований золоторудного поля Мурунтау

Примечание. Сокращения: Ад – адуляр, Арс – арсенопирит, Би – биотит, Кв – кварц, ПШ – полевой шпат.

Как видно из приведенных данных разброс возрастов магматизма и связанного с ними оруденения и околорудных и пострудных наложенных метасоматитов весьма широк. В этой связи важно точно определить возраст оруденения и привязать к нему возраст рудогенерирующего интрузивного импульса. Костицин Ю.А. на основе абсолютных определений возрастов анализируемых образований пришёл к выводу о том, что для генерации золотого оруденения на месторождении важнейшее значение имел дайковый магматизм второго этапа, в период которого формировались дайки кварцевых сиенит-порфиров и лампрофиров и близких к ним по возрасту 4 метасоматитов [Костицин, 1993], имеющих возраст 273,1 ± 1,6 млн. лет. Р. Морелли с соавторами определили возраст рудного арсенопирита с помощью рений-осмиевой изотопной системы, с помощью которой определены более объективные цифры от 287 до 295 млн. лет (среднее значение 290 млн. лет). И, таким образом, ближе к возрасту рудного арсенопирита находятся гранитные образования Мурунского и Сардаринского гранитных интрузий [Morelli et al., 2007]. Пострудные наложенные прожилки и жилы кварц-турмалинового (257 млн. лет), кварц-арсенопиритового (230,2 млн. лет) и кварц-адулярового (219,4 млн. лет) составов дают растянутую картину заврешения гидротермальной жизни месторождения продолжительностью 36 млн. лет. Общий интервал времени – от рудного этапа к заключительному пострудному – составляет 76 млн. лет.