Selenga ore district in Western Transbaikalia: structural and mineragenetic zoning, genetic types of deposits and geodynamic settings of ore localization

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Селенгинский рудный район в административном плане относится к центральной части Республики Бурятия. Он занимает южную и юго-западную части Западного Забайкалья, общая площадь – 48000 км². Тектоническое строение района определяется его расположением в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы, в пределах Саяно-Байкальского складчатого пояса. Геологическое изучение этой обширной и легкодоступной территории, примыкающей с востока к озеру Байкал, имеет длительную историю от первых землепроходцев, академических экспедиций царской России и до наиболее активных работ в послевоенный период развитии СССР и современной России. В 60-е и последующие годы прошлого столетия на территории Западного Забайкалья, в том числе в пределах Селенгинского рудного района, был выполнен целый комплекс исследований по геологии, тектонике и минерагении. Их результаты рассмотрены в работах А.Д. Щеглова (1966), П.М. Хренова и др. (1966), В.В. Скрипкиной и др. (1982), Е.Е. Батуриной, Г.С. Риппа (1984), К.Б. Булнаева (1995), И.В. Гордиенко (1970, 1976, 1987, 1992, 2014), В.В. Ярмолюка и др., (1998, 2001), В. И. Коваленко и др., (2003), В.И. Игнатовича (2007), Г.С. Риппа и др. (2000, 2013), В.И. Бахтина и др. (2007), В.С. Платова и др. (2009), Д.А. Лыхина и В.В. Ярмолюка (2015) и других. На основании этих исследований, а также производственных поисково-съемочных и разведочных работ в пределах Селенгинского рудного района был выделен ряд рудных узлов с различной минерализацией и ресурсным потенциалом.

Предварительные данные наших исследований были опубликованы в краткой форме в виде обзора без представления картографических материалов по геологическому строению конкретных месторождений и проявлений минерального сырья рудного района (Гордиенко и др., 2018₁).

В представленной статье, наряду с характеристикой геологического строения и структурно-минерагенического районирования Селенгинского рудного района, приводятся детальные материалы по строению, составу и потенциальным ресурсам более двадцати конкретных месторождений и крупных проявлений рудного и нерудного стратегического минерального сырья различных генетических типов (Mo, Be, Ti, кварцевое, флюоритовое и апатитовое сырье), а также других перспективных рудных объектов медного, золотого, уранового и редкоземельно-барий-стронциевого оруденения. Выявлены геодинамические условия их формирования и главные возрастные рубежи проявления рудообразующих процессов, оценены перспективность добычи полезных ископаемых в Селенгинском рудном районе и вовлечения этого рудного потенциала в программу модернизации экономики региона.

Наши исследования были направлены на изучение геологического строения, минерагенического районирования, характеристику рудных узлов, генетических типов рудных месторождений, геодинамических условий их формирования, прогнозов и перспектив дальнейшего промышленного освоения Селенгинского рудного района Республики Бурятия.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Строение этой территории обусловлено развитием байкальских, каледонских, герцинских и мезозойских (киммерийских) структурно-формационных комплексов. Современные границы этих комплексов контролируются крупными разрывными нарушениями северо-восточного и субмеридионального простираний, имеющими в основном сдвиговую природу (фиг. 1).

Байкальские (неопротерозойские) структуры вскрываются в основном по побережью озера Байкал в хребтах Хамар-Дабан и Морской, а также на юге в Кяхтинском и Заганском выступах метаморфических пород. Они сложены осадочно-метаморфическими толщами хангарульской, селенгинской и кяхтинской серий, прорванных отдельными телами синколлизионных гранитоидов (заганский комплекс), возрастное положение которых в настоящее время точно не определено и колеблется от раннего протерозоя до девона включительно (Платов и др., 2009).

Каледонские (венд-раннепалеозойские) структуры в пределах Селенгинского рудного района представляют фрагменты краевых осадочных бассейнов (темникская, астайская, куналейская свиты) Удино-Витимской и Джидинской островодужных систем, которые на территории рудного района имеют трансформное сочленение друг с другом по серии субмеридиональных сдвигов, фиксируемых западнее Гусиноозерской впадины. Геология и металлогения названных островодужных систем рассмотрена нами ранее (Платов и др., 2009; Гордиенко и др., 2010; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Гордиенко и др., 2018₂).

Наибольшее распространение в пределах Селенгинского рудного района имеют верхнепалеозойские (герцинские) и мезозойские (киммерийские) тектоно-магматические структуры. Они связаны с развитием трансрегионального верхнепалеозойского (С₂–Р₁) Селенгино-Витимского (Монголо-Забайкальского) вулкано-плутонического пояса рифтогенного типа, а также с формированием мезозойской (Т_2-3–К₁) Западно-Забайкальской области рифтогенного (внутриплитного) магматизма (Гордиенко, 1976, 1987; Гордиенко, Кузьмин, 1999; Ярмолюк и др., 2001, 2002, 2017).

Первые импульсы верхнепалеозойского магматизма на изученной территории были связаны с заложением Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса и представлены мощным трахиандезит-базальт-риолитовым вулканизмом и туфогенно-терригенным осадконакоплением в рифтогенных структурах (гунзанская, унгуркуйская, сурхэбтинская свиты – С₂–Р₁), а также внедрением интрузий известково-щелочных коровых гранитоидов баргузинского комплекса (330–290 млн лет), а затем после небольшого перерыва – субщелочных и нормальной щелочности гранитоидов зазинского и бичурского комплексов с возрастом от 305 до 285 млн лет. Именно с этим этапом было связано массовое формирование гранитоидов Ангаро-Витимского ареал-плутона (батолита). При этом гранитоиды баргузинского комплекса ранней стадии формирования (325–290 млн лет) Ангаро-Витимского батолита проявились на огромной площади (около 150000 км²) Западного Забайкалья и являлись “сшивающими” для раннекаледонских комплексов Удино-Витимской островодужной системы. Влияние гранитоидов батолита, особенно зазинского комплекса, распространялось от верховий реки Витим до бассейна реки Селенги и далее на территорию Джидинского рудного района (Гордиенко и др., 2018₂; Цыганков и др., 2017).

В дальнейшем, практически без перерыва, вновь начались активные магматические процессы, особенно на территории Селенгинского рудного района, связанные с формированием крупных вулканических полей верхнепермского возраста (алентуйская, тамирская свиты) и вулкано-тектонических структур, насыщенных комагматичными субщелочными и щелочными гранитоидами, в поздней перми, раннем и позднем триасе (куналейский, позднекуналейский, соготинский комплексы). Именно в это время сформировался крупнейший Селенгино-Витимский (Монголо-Забайкальский) магматический ареал, непосредственно примыкающий к Селенгинскому рудному району. Ядро ареала слагает Хэнтэй-Даурский батолит с возрастом от 230 до 195 млн лет (Коваленко и др., 2003). В связи с формированием Хэнтэй-Даурского зонального ареала в Юго-Западном Забайкалье происходили активные вулканические процессы формирования чернояровской, цаган-хунтейской и ичетуйской вулканогенных толщ, сложенных преимущественно бимодальными трахибазальт-трахириолитовыми сериями пород и комагматичными им щелочными гранитоидами (Гордиенко и др., 2018₂; Гордиенко, Кузьмин, 1999; Ярмолюк и др., 2002).

 

Фиг. 1. Схема геологического строения Селенгинского рудного района. Составлена с использованием Геологической карты Юга Восточной Сибири и Северной части МНР (1980), Государственной геологической карты Российской Федерации (Платов и др., 2009), геолого-съемочных работ ПГО “Бурятгеология” с дополнением авторов. Стратифицированные осадочные отложения и вулканогенные образования: 1 – неоген-четвертичные терригенные и вулканогенные образования – Ng–Q; 2 – раннемеловые осадочные и вулканогенные образования, карбонатиты в рифтогенных впадинах (гусиноозерская серия, хилокская свита, халютинский комплекс) – K₁; 3 – юрские осадочные отложения и вулканогенные образования в рифтогенных впадинах (тугнуйская, ичетуйская, байкальская свиты) – J; 4 – средне-позднетриасовые осадочные и вулканогенные образования (чернояровская и цаган-хунтейская свиты) – T2-3; 5 – позднепермские вулканогенные образования (алентуйская, тамирская свиты) – P₂; 6 – позднекаменноугольно-раннепермские вулканогенные и осадочно-вулканогенные образования (гунзанская, унгуркуйская свиты) – C₃–P₁; 7 – девон-каменноугольные терригенно-карбонатные отложения (татауровская, удунгинская свиты) – D–С; 8 – неопротерозой-кембрийские осадочно-метаморфические толщи (темникская, астайская свиты) – NP–Є.

Интрузивные комплексы: 9 – средне-позднетриасовый соготинский и позднекуналейский комплексы лейкократовых гранитов, гранит- и сиенит-порфиров, эксплозивных брекчий – γ-γπ-επТ_2-3 (а); позднепермский-раннетриасовый куналейский комплекс субщелочных и щелочных гранитов и сиенитов – γ-εP₂–T₁ (б); 10 – ранне-позднепермский бичурский и зазинский комплексы гранитов, лейкогранитов и кварцевых сиенитов с базитами – γ-εγP_1-2; 11 – средне-позднекаменноугольный баргузинский комплекс авто- и аллохтонных гранитов – γC_2-3; 12 – раннепалеозойский джидинский комплекс аккреционно-коллизионных гранитоидов – γνPZ₁; 13 – протерозойский гранитно-метаморфический комплекс (заганский комплекс) – μPR; 14 – разрывные нарушения: сбросы, сдвиги, надвиги. На врезке показано положение Селенгинского рудного района (СРР).

 

Начиная с позднего триаса, юры, раннего мела, вся территория рудного района была связана с развитием Западно-Забайкальской области рифтогенного (внутриплитного) магматизма. Эти процессы привели к образованию многочисленных впадин и горстообразных поднятий с мощными трахибазальтовыми излияниями, формированием стратовулканов и бимодальных трахибазальт-трахириолит-комендитовых вулканических серий в ассоциации с разнообразными базитами и гранитоидами. Многие исследователи, изучавшие позднекарбон-пермо-триасовый щелочно-гранитный магматизм Западного Забайкалья, указывают на необычную длительность (около 120 млн лет) этих магматических процессов в пределах относительно небольшого региона (Литвиновский и др., 2001; Ярмолюк и др., 2001; Цыганков и др., 2010; Jahn et al., 2009; Reichow et al., 2010).

В это время в пределах Селенгинского рудного района возникли крупные вулкано-плутонические структуры площадью до 2000 км², в строении которых различаются поля вулканитов щелочно-бимодальных ассоциаций (цаган-хунтэйская, чернояровская свиты) и массивы щелочных гранитов и сиенитов позднекуналейского и соготинского комплексов с возрастом 230–210 млн лет (Хамбинский, Цаган-Дабанский хребты, Тугнуйская впадина и др.) (Гордиенко, Климук, 1995; Воронцов, Ярмолюк, 2007; Андрющенко и др., 2010). Широкое распространение плутонических и вулканических пород средне-позднетриасового этапа в виде протяженной полосы, большие мощности вулканических толщ, сложенных трахибазальтами, трахитами, трахириолитами, комендитами, наличие рифтогенных грабенов, базальт-комендитовых дайковых поясов большой протяженности с участием щелочных гранитоидов свидетельствуют о связи этого внутриплитного магматизма с плюмовыми источниками (Гордиенко и др., 2018₂; Ярмолюк и др., 2017; Цыганков и др., 2010; Ярмолюк и др., 2000; Кузьмин, Ярмолюк, 2014).

 

Фиг. 2. Схема структурно-минерагенического районирования и размещения рудных узлов, месторождений и проявлений в пределах Селенгинского рудного района. Составлена по результатам геолого-съемочных и тематических работ Бурятского геологического управления, с изменениями и дополнениями авторов. 1 – границы Селенгинского рудного района; 2 – структурно-минерагенические зоны (а) и рудные узлы (б): I – Прибайкальская (Черемшано-Ошурковский), II – Селенгино-Витимская (Куналейский, Новопавловский, Кижингинский, Таширский), III – Чикой-Ингодинская (Тамирский). Месторождения и проявления: зона I: 1 – Черемшанское (кКв); 2 – Ловцовское (пPb); 3 – Ошурковское (кAp); 4 – Шалутай (пU); 5 – Халютинское (пSr + Ba); 6 – Усутайское (пMn); 7 – Метешихинское (пNi,Co); 8 – Ангырское (Горное) (пU); 9 – Шибирка (пMo); 10 – Первомайское (мFl); 11 – Эрхирикское (пFl); 12 – Березовское (пU); 13 – Удинское (пU); 14 – Гурульбинское (пU); 15 – Иволгинское (мFl); 16 – Третьяковское (мFl); 17 – Малый Мыкерт (Санжиевское) (пAg,Pb); 18 – Верхне-Убукунское (пU); 19 – Васильевское (пU); 20 – Осередыш (пAu); 21 – Изгиб (пAu); зона II: 22 – Ермаковское (кBe); 23 – Зун-Шибирское (пMo); 24 – Колобковское (мMo); 25 – Жарчихинское (кMo); 26 – Надеинское (пMo); 27 – Куналей III (пMo); 28 – Куналей I и II (пMo); 29 – Вершинное (пAu); 30 – Леоновское (пMo); 31 – Одицарское (пFl); 32 – Харитоновское (мMo); 33 – Барыкинское (пFl); 34 – Шено-Байдал (мMo); 35 – Шалоты (пMo); 36 – Сахын-Булагское (пFl); 37 – Журавлиное (мU); 38 – Галтайское (пFl); 39 – Хангайское (пU); 40 – Хэлтэгейское (мFl); 41 – Таежное (пFl); 42 – Проявление 6 (пFl); 43 – Урминское (мU + Be); 44 – Ара-Таширское (мFl); 45 – Наранское (сFl); 46 – Убур-Таширское (мFl); 47 – Сланцевое (мU); 48 – Иройское (пTi); 49 – Подлопатинское (пMo); 50 – Нижне-Чикойское (мFl); 51 – Вирхэ (пAu); 52 – Новопавловское (мMo); 53 – Шинистуйское (пFl); 54 – Новопавловское I (пFl); 55 – Брянское (пU); 56 – Брянское (Колтыгейское) (nMo); 57 – Кусотинское (пU); 58 – Аршанское (пTR); 59 – Номто-Шибирское (пFl); 60 – Майсотское (пMo); 61 – Цолгинское (пFl); 62 – Манжинское (пFl); 63 – Арсентьевское (сTi); 64 – Верхне-Зуйское (пTi); 65 – Сутойское (пBe); 66 – Борота (пU); 67 – Верхне-Сангинское (пFl); 68 – Хамбинское (пMo); 69 – Шаральдато (мFl); 70 – Холбольджинское (пU); 71 – Тормь (пAu); 72 – Барун-Ульское (мFl); 73 – Харасунское (мFl); зона III: 74 – Тамирское (пMo); 75 – Егоровское (пCu); 76 – Могой (пCu); 77 – Одинокая Сосна (пCu); 78 – Кударинское (пCu + Mo); 79 – Ивановское (Улан-Ганга) (пMo); 80 – Гуджертуйское (пMo); 81 – Верхне-Оборское (пGe); 82 – Черемуховое (пAu); 83 – Участок Салтановский (пAu); 84 – Алтачейское (пCu); 85 – Сибильдуйское (пCu,Mo); 86 – Гочитское (пFl); 87 – Петропавловское (пAu); 88 – Водораздельное (пFl); 89 – Урто-Гуинское (пFl); 90 – Светлана (мFl); 91 – Хольтское (пFl). Типы и масштабы месторождений и проявлений показаны в таблице 1 и в скобках в подрисуночных подписях: к – крупное, с – среднее, м – мелкое месторождения, п – проявление.

 

В позднем мезозое в связи с внедрением позднеюрских субщелочных гнейсо-гранитов (Мангиртуйский и другие массивы) и образованием Тугнуйской и Чикой-Хилокской рифтогенных впадин произошла эксгумация протерозойской утолщенной коры с формированием гранитно-метаморфических ядер кордильерского типа в пределах Заганского хребта и Кяхтинского поднятия (Donskaya et al., 2008). Кроме того, в это же время в пределах Западно-Забайкальской области в разломных структурах пулл-апарт, ограничивающих позднеюрско-раннемеловые впадины, образовались вулканические и субвулканические щелочные и субщелочные магматические породы и связанные с ними залежи карбонатитов, возраст которых – 115–130 млн лет (Никифоров и др., 2000, 2002; Рипп и др., 2000).

Считается, что именно с магматической деятельностью позднепалеозойско-раннемезозойского этапа связаны основные промышленно-значимые ресурсы стратегического минерального сырья Селенгинского рудного района.

СТРУКТУРНО-МИНЕРАГЕНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Селенгинский рудный район был выделен после проведения детальных геолого-съемочных и металлогенических работ на юге Западного Забайкалья (Батурина, Рипп, 1984). В дальнейшем он стал частью крупной Селенгино-Витимской структурно-минерагенической зоны (Игнатович, 2007), которая связана с развитием трансрегионального верхнепалеозойского Монголо-Забайкальского вулкано-плутонического пояса рифтогенного типа (Гордиенко, 1987; Гордиенко, 1992). Селенгино-Витимская зона в пределах рудного района занимает центральное место и на северо-западе граничит с Прибайкальской, а на юго-востоке – с Чикой-Ингодинской структурно-минерагеническими зонами Селенгинского рудного района. Профилирующим оруденением для Селенгино-Витимской зоны является молибденовое, бериллиевое и флюоритовое, содержащееся в Куналейском, Кижингинском, Новопавловском и Таширском рудных узлах. Сходные процессы рудообразования происходили в Тамирском рудном узле Чикой-Ингодинской зоны. В Прибайкальской зоне сосредоточены в основном месторождения нерудного сырья (кварциты, апатит) и карбонатитов (фиг. 2).

 

Таблица 1. Структурно-минерагеническое районирование, типы месторождений и прогнозные ресурсы Селенгинского рудного района

Геолого-генетический тип	Формационный тип	№ на карте (см. фиг. 2)	Месторождение (проявление), вид сырья	Рудные тела	Главные рудные компоненты	Запасы, ресурсы	Вмещающие породы / возраст	Источник
Прибайкальская структурно-минерагеническая зона
Черемшано-Ошурковский рудный узел
Метаморфогенно-осадочный	кварцитовый	1	Черемшанское месторождение, кремнеземное сырье	пласты и линзы	кварц	В – 2397, С1 – 10443, С2 – 2275	кварциты итанцинской песчано-сланцевой свиты / девон	Аюржанаева, Минина, 2018
Плутоногенно-гидротермальный	апатит-диорит-габброидный	3	Ошурсковское месторождение, фосфорное сырье	гнезда, жилы, прожилки	апатит	А + В + С1 – 108.6 млн т Р2О5	габброиды и диориты халютинского комплекса / 126–117 млн лет	Рипп и др, 2013
Карбонатитовый	редко земельный	5	Халютинское проявление, стронций, барий и редкие земли	пласто- и дайкообразные тела	кальцит, барито-целестин, стронцианит, магнетит, апатит, флогопит	Р1 + Р2 + Р3 – Sr – 11.1 млн т, Ba – 9.9 млн т, TR – 275 тыс т	карбонатиты халютинского комплекса / 130 ± 1 млн лет	Рипп и др, 2009
Плутоногенно- гидротермальный	кварц-золоторудный	16	Третьяковское месторождение, комплексное, золото,серебро, флюорит	жилы, зоны окварцевания и штокверковые зоны	молибденит, пирит, арсенопирит, флюорит, азурит	Р2 – 3.3 т золота, 7.7 т серебра	дайки диабазовых порфиритов и биотитовые сиениты бичурского комплекса	Ивченко, 1968ф
Селенгино-Витимская структурно-минерагеническая зона
Кижингинский рудный узел
Плутоногенно- гидротермальный	бертрандит-фенакит-флюоритовый	22	Ермаковское месторождение, бериллий	пластообразные залежи, штокверки	бертрандит,фенакит, лейкофан, флюорит	C2 – 19985 т BеO и 362 тыс. т CаF2	щелочные граниты и сиениты соготинского дайкового и позднекуналейского комплексов / 226 и 227 ± 1,5 млн лет	Лыхин, Ярмолюк, 2015
Куналейский рудный узел
Плутоногенный гидротермальный	молибден-порфировый	24	Колобковское месторождение, молибден	штокверк	молибденит, пирит, магнетит, гематит, флюорит	С1 – 20 тыс. т, Р1 – 8 тыс. т	граниты соготинского комплекса	Платов и др., 2000ф
Плутоногенный гидротермальный	молибден-порфировый	25	Жарчихинское месторождение, молибден	прожилки, тонкая вкрапленность в цементе брекчий	молибденит, пирит и флюорит	С1 + С2 – Мообщ. – 61.2 тыс. т	лейкограниты, порфировидные граниты, кварцевые сиениты с базитами бичурского, куналейского, соготинского комплексов / 285–286 млн лет	Хубанов и др., 2016
Плутоногенный гидротермальный	молибден-порфировый	26	Надеинское проявление, молибден	штокверк	молибденит	Р1 – 58 тыс. т	экзоконтакт гранит-порфиров с гранитами соготинского комплекса	Карбаинов и др., 1979ф
Плутоногенный гидротермальный	молибден-порфировый	32	Харитоновское месторождение, молибден	штокверк	молибденит, халькопирит, сфалерит, галенит, шеелит	P1 руды – 82 млн т, молибдена – 55 тыс. т	лейкограниты, гранит-порфиры и автомагматические брекчии соготинского комплекса / 194–195 млн лет	Хубанов и др., 2016
Таширский рудный узел
Грейзеновый	бертрандит-фенакит-флюоритовый	43	Урминское месторождение, бериллий	жилы, линзы	гельвин, бертрандит	Р1 – 9 тыс. т	гранитоиды повышенной щелочности таширского комплекса	Лыхин, Ярмолюк, 2014
Жильный эпитермальный	флюоритово-кварцевый	45	Наранское месторождение, флюорит	жилы и минерализованные зоны дробления	флюорит	А + В + С1 – 1621 тыс. т	гранитоиды таширского комплекса	Булнаев, 1995
Новопавловский рудный узел
Плутоногенный гидротермальный	молибден-порфировый	52	Новопавловское месторождение, молибден	штокверк	молибденит	Р1 – 57 тыс. т	гранит-порфиры соготинского комплекса	Лушуков и др., 1960ф
Ликвационный	апатит-титано-магнетитовый	63	Арсентьевское месторождение, титан	линзы, жилы	магнетит, ильменит	299207 тыс. т	габбро первой фазы бичурского комплекса / 279 ± 2 млн лет	Бадмацыренова и др., 2011
Чикой-Ингодинская структурно-минерагеническая зона
Тамирский рудный узел
Плутоногенный гидротермальный	молибден-кварцево-грейзеновый	74	Тамирское проявление, молибден	жилы, прожилки	молибденит, пирит, гюбнерит, рутил	Р2 – 185 тыс. т	Дайки усть-тамирского субвулканического комплекса в гранитоидах бичурского комплекса	Кузнецова, 1973ф
Плутоногенный гидротермальный	молибден-кварцево-грейзеновый	79	Ивановское проявление, молибден	штокверк	молибденит, пирит, халькопирит, вольфрамит	Р1 – 177 тыс. т	Усть-тамирский субвулканический комплекс Т2-3	Кошкин и др., 2000ф
Плутоногенный гидротермальный	молибден- медно-порфировый	78	Кударинское проявление, медь и молибден	штокверк	молибденит, халькопирит, пирит, ильменит, рутил	Р1 меди – 3087 тыс. т, молибдена – 52 тыс. т	гранитоиды бичурского комплекса	Ефимов, 2010

 

Выявлением и изучением месторождений и проявлений Селенгинского рудного района в течение длительного времени, начиная с 1960–1980-х годов, занимались многие коллективы геологов-съемщиков и разведчиков Бурятского геологического управления (Д.Д. Сагалуев, В.А. Новиков, О.В. Соколов, А.А. Карбаинов, А.К. Извеков, В.Е. Леонов, Л.И. Лешуков, В.С. Платов, В.В. Кошкин, В.В. Скрипкина, Е.Е. Батурина, В.Л. Верник, В.Ф. Барский, Ю.П. Гусев и др.), а также научно-исследовательских, а в последнее время и коммерческих организаций. В результате этих работ в пределах Селенгинского рудного района был выделен ряд рудных узлов с различной минерализацией и ресурсным потенциалом. На площади рудного района выявлено 24 месторождения, около 70 проявлений и более 70 минерализованных точек. Как видно из схемы на фиг. 2, основными полезными ископаемыми в пределах района являются бериллий, молибден, титан, кварцевое, флюоритовое и апатитовое сырье. Менее распространено медное, золотое, урановое и редкоземельно-барий-стронциевое оруденение. Месторождения сосредоточены в крупных рудных узлах (Куналейский, Кижингинский и Черемшано-Ошурковский), а перспективные недоразведанные рудопроявления – в небольших рудных узлах (Таширский, Новопавловский, Тамирский и др.) и за их пределами.

В результате активных внутриплитных (рифтогенных) процессов на территории Селенгинского рудного района образовался ряд эндогенных месторождений редких металлов, титана, золота и редкоземельных элементов, а также нерудного сырья постмагматического и гидротермально-метасоматического генезиса. В этих процессах главную роль играли мантийные плюмы и потоки глубинных трансмагматических растворов (флюидов), которые концентрировались в верхних горизонтах рудно-магматических систем, в зонах развития даек и разрывных нарушений. Действие плюмов, по-видимому, продолжалось длительное время, от позднего палеозоя до мезозоя включительно, и имело пульсирующий характер. Этим обусловлена разновозрастность магматизма и рудообразующих процессов практически на всех рудных объектах Селенгинского рудного района.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

В настоящее время установлено, что молибденовое и бериллиевое оруденение определяет металлогенический облик исследованного рудного района, поэтому в данной статье мы остановимся более подробно на этих месторождениях и проявлениях минерального сырья. Крупные месторождения нерудного стратегического сырья (Черемшанское кварцитовое, Ошурковское апатитовое и многочисленные месторождения флюорита) в настоящее время хорошо изучены, и по ним существует большое количество доступных опубликованных материалов. Они в статье упоминаются кратко и заслуживают в дальнейшем отдельного всестороннего анализа. Основные их параметры помещены в табл. 1.

Молибден. Месторождения и проявления молибдена относятся к плутоногенно-гидротермальному генетическому типу. Источниками молибденового оруденения являются высокощелочные вулкано-плутонические ассоциации верхнего палеозоя–раннего мезозоя Селенгинского рудного района. При этом выделяются следующие формационные типы: 1) молибден-порфировый: Жарчихинское, Харитоновское, Колобковское, Леоновское, Надеинское, Новопавловское и ряд других; 2) молибден-кварцево-грейзеновый: Ивановское, Тамирское, Хамбинское, Шено-Байдал, Шалоты, Гуджертуйское и другие более мелкие проявления; 3) медно-молибден-порфировый: Мало-Кударинское и Кударинское. Большинство молибденсодержащих объектов относятся к молибден-порфировому типу и сосредоточены в Куналейском рудном узле.

Жарчихинское месторождение молибдена было открыто в 1978 году в процессе геологической съемки масштаба 1:50000 (Карбаинов и др., 1979ф¹). В 1979–1983 гг. здесь были последовательно проведены поисково-оценочные и разведочные работы, геолого-структурные, петролого-геохимические и геоэкологические исследования (Верник и др., 1983ф; Верник, Танцырев, 1990ф; Гусев и др., 2008ф). Подробное описание этого месторождения можно найти в опубликованных работах (Покалов и др., 1985; Игнатович, Филько, 1978; Скрипкина и др., 1982; Верник, Рипп, 1995; Игнатович, 2007; и другие).

В геологическом строении месторождения (фиг. 3) принимают участие в основном интрузии бичурского комплекса (лейкограниты, порфировидные граниты, кварцевые сиениты с базитами) с U-Pb возрастом по цирконам 285–286 млн лет (Хубанов и др., 2017) и куналейского комплекса поздней перми – раннего триаса (субщелочные и щелочные граниты и сиениты, которые прорывают верхнепермские вулканогенные образования алентуйской свиты (трахиты, трахириолиты, игнимбриты, трахиандезито-базальты и их туфы).

Позже них формировались позднекуналейские интрузии субщелочных лейкократовых гранитов и сиенитов, а также гранит-порфиров соготинского субвулканического комплекса среднего-позднего триаса, на завершающем этапе которого сформировалась собственно Жарчихинская рудно-эксплозивная структура.

 

Фиг. 3. Схема геологического строения Жарчихинского молибденового месторождения и разрез по разведочному профилю А-Б. По (Верник и др., 1983ф) с дополнениями и изменениями авторов. 1–3 – соготинский субвулканический комплекс среднего-позднего триаса: 1 – рудоносные дайки порфировидных гранитов и гранит-порфиров, 2 – эруптивные существенно полимиктовые брекчии по гранитам, кварцевым сиенитам и альбитизированным сиенитам с дайками трахириолитов, трахитов и микросиенитов, 3 – эксплозивные мономиктовые брекчии по граносиенитам и сиенитам калишпатизированным; 4 – гранитоиды: а) раннепермского бичурского комплекса (лейкограниты, порфировидные граниты, кварцевые сиениты), б) позднепермско-раннетриасового куналейского комплекса (субщелочные и щелочные граниты, сиениты); 5 – ксенолиты монцонитов и диоритов первой фазы бичурского комплекса; 6 – линия осевого разлома; 7 – прочие разрывные нарушения; 8 – условные границы распространения: эксплозивных брекчий Жарчихинской кольцевой структуры (а) и гранитоидов бичурского и куналейского комплексов (б); 9 – скважина и ее номер.

 

Она представлена концентрически-зональным телом полимиктовых и мономиктовых брекчий с кольцевыми и коническими дайками, ассоциирующими с брекчиевым сооружением. Становление ее происходило в три этапа: 1) эксплозивные, существенно мономиктовые брекчии по граносиенитам и сиенитам калишпатизированным; 2) периферические брекчии по боковым породам, дайки трахириолитов, трахитов, микросиенитов; 3) эруптивные, существенно полимиктовые брекчии по гранитам, кварцевым сиенитам, альбитизированным сиенитам. Выход рудоносных брекчиевых пород на поверхность имеет эллипсовидную форму 670 × 300 м, вытянутую на северо-восток. По данным бурения, рудоносные брекчии прослеживаются до глубины 800 м. Отмечается отчетливая приуроченность этой трубчатой структуры к узлу пересечения разнонаправленных разрывов. До 15% объема постройки слагают дайки. Они имеют в основном гранитный и сиенитовый состав. Большинство даек ориентировано на северо-восток. Дайки преимущественно дорудные. Ранние из них представлены микросиенитами, микрограносиенитами и трахириолитами. Позднее сформировались дайки порфировидных гранитов, риолитов и пегматитов. Установлены также маломощные дайки щелочных гранитов, образовавшиеся после молибденовых, кварц-флюоритовых и кварц-пиритовых прожилков.

Месторождение представлено почти вертикальным трубообразным телом минерализованных эруптивных брекчий соготинского комплекса. Оруденение практически совпадает с телом брекчий. Минерализация представлена молибденитом, пиритом и флюоритом. Молибденит сосредоточен в молибденит-кварцевых и молибденитовых прожилках, а также в виде тонкой вкрапленности в цементе брекчий. Содержание его в штокверке варьирует от тысячных долей до 1% при среднем содержании 0.088%. Содержание флюорита в рудном теле варьирует от десятых долей до 2–5%, редко достигая больших значений. В целом флюорит распространен на всем месторождении. Некоторое увеличение количества флюорита фиксируется в участках повышенной бериллиеносности. Наличие бериллиевой минерализации флюорит-фенакит-бертрандитового типа является характерной особенностью данного месторождения. Бериллий неравномерно распределен на месторождении. Основная его масса была сформирована в предрудный этап. На месторождении проведена детальная разведка, его запасы и прогнозные ресурсы приведены в табл. 2.

 

Таблица 2. Запасы и прогнозные ресурсы Жарчихинского молибденового месторождения (Платов и др., 2009)

Запасы, ресурсы	Мо руда, млн т	Общее сод. Мо, тыс. т / сод.,%	Мо сульф., тыс. т / сод.,%	Коэф. руд.	Сера пиритная, млн т / сод.,%	CaF2, млн т / сод.,%
Запасы С1 + С2		61.2  / 0.091	56.1 / 0.08	0.76
Забалансовые запасы		19.6 / 0.085	18.3 / 0.08	0.63
Прогнозные ресурсы P1	60	50 / 0.078	48.1 / 0.078		1.2 / 0.6	1.4 / 1.52

Примечание. Сульф. – сульфидный, сод. – содержание, коэф. руд. – коэффициент рудоносности.

 

Следует отметить, что около 30% запасов составляют богатые руды с содержанием Мо 0.153%. При этом по результатам бурения на глубинах 400–600 м отмечено увеличение концентрации Мо до 0.5%. Горнотехнические условия благоприятны для открытой отработки месторождения. Флотационно-гидрометаллургическим обогащением первичных руд возможно извлечение до 91%, а подземным выщелачиванием окисленных руд – до 70–80% молибдена. Месторождение подготовлено к эксплуатации, но в настоящее время пока законсервировано (Платов и др., 2009; Бахтин и др., 2007).

Харитоновское месторождение молибдена открыто геолого-съемочными работами 1:50000 масштаба (Карбаинов и др., 1976ф). Оно приурочено к штоку лейкогранитов, гранит-порфиров и автомагматических брекчий соготинского комплекса среднего-верхнего триаса – ранней юры (фиг. 4).

U-Pb возраст лейкогранитов соготинского комплекса по циркону составляет 194–195 млн лет (Хубанов и др., 2017). Они прорывают щелочные граниты и сиениты позднекуналейского комплекса с возрастом 230–229 млн лет (Reichow et al., 2010; Хубанов и др., 2017). Размеры штокверка в плане – 800 × 1100 м, на глубину прослежено более 500 м. Наиболее оруденелая часть штокверка, совпадающая с контуром тела магматических брекчий (Извеков и др., 1972ф), имеет с поверхности размер 400 × 700 м. Зона окисления на месторождении распространена до глубины 6–70 м (Игнатович, Филько, 1978).

Сложен штокверк кварц-молибденитовыми, молибденитовыми, пиритовыми, кварц-пиритовыми прожилками. В прожилках в небольшом количестве установлены халькопирит, сфалерит, галенит, шеелит. Плотность прожилков неравномерная, выделено 4 рудных тела. Они располагаются вдоль южного контакта штока гранит-порфиров. Предполагаемая длина первого тела – 760 м, протяженность по падению – более 500 м, мощность – 9.3 м, среднее содержание молибдена – 0.053 %, коэффициент рудоносности – 1.0; второго – соответственно 360, 550 м, мощность – от 58.9 до 76.6 м, при содержании – 0.043% и коэффициенте от 0.26 до 0.43; третьего – 730 и 800 м, мощность от 86.7 до 137.7 м, содержание 0.062% и коэффициент 1.0; четвертого – 860, 760 и мощность 53.4 м, содержание 0.052%, коэффициент от 0.34 до 1.0 (Игнатович, 2007). В рудах содержится шеелит (содержание триоксида вольфрама – 0.03–0.04%). Указанные содержания молибдена занижены из-за установленного интенсивного избирательного истирания керна при бурении. Это не позволило отнести часть запасов месторождения, изученных наиболее детально, к категории С₂. Однако, если учесть, что фактическое содержание в рудах значительно выше определенного по дефектному керновому опробованию, а также благоприятные географо-экономические условия месторождения, то есть основания выделить прогнозные ресурсы, которые будут отвечать требуемым кондициям. Поэтому на месторождении необходимо провести дополнительное изучение фактического содержания молибдена в рудах (Кошкин и др., 1999ф).

Колобковское месторождение молибдена изучено на стадии предварительной разведки (Барский, Коледенко, 1981ф). Представляет собой линейную штокверковую зону субмеридионального простирания в поле гранитов соготинского комплекса среднего-верхнего триаса (фиг. 5). Штокверковая зона размером 1000 × 50 м в плане изучена на глубину до 400 м. Минерализация представлена молибденитом, пиритом, магнетитом, гематитом и флюоритом. Околорудные изменения – пиритизация, хлоритизация и эпидотизация. Запасы молибдена приведены в табл. 2). Горнотехнические условия благоприятны для открытой отработки (Платов и др., 2000ф).

 

Фиг. 4. Схема геологического строения Харитоновского молибденового месторождения и разведочный разрез по линии скважин 1–10. По (Барская и др., 1984ф) с некоторыми изменениями. Соготинский субвулканический комплекс среднего-верхнего триаса – ранней юры: 1 – диоритовые порфириты, 2 – андезитовые порфириты, 3 – автомагматические брекчии андезитовых порфиритов, 4 – мелкозернистые лейкограниты, 5 – кварцевые жилы, 6 – пегматитовые жилы, 7 – эруптивные брекчии гранит-порфиров, 8 – гранит-порфиры. Позднекуналейский комплекс поздней перми – раннего триаса: 9 – средне-мелкозернистые граниты, 10 – среднезернистые сиениты. 11 – разрывные нарушения: достоверные (а), предполагаемые (б); 12 – зоны: катаклаза (а) и милонитизации (б); 13 – границы геологических образований: достоверные (а), предполагаемые (б), между фациальными разновидностями пород (в); 14 – граница зоны интенсивного штокверкого окварцевания, 15 – граница зоны окисления, 16 – рудные тела с содержанием Mo > 0.03%, 17 – линии канав, 18 – скважины и их номера, 19 – скважина, ее номер и глубина на разрезе.

 

Фиг. 5. Схема геологического строения Колобковского молибденового месторождения и разведочный профиль по линии А-Б. По (Барскому и Колоденко, 1981ф), с изменениями и дополнениями. 1 – рыхлые четвертичные отложения; 2–5 – соготинский субвулканический комплекс: 2 – дайки диоритовых порфиритов, 3 – дайки фельзитов, фельзит-порфиров, 4 – дайки сиенит-порфиров, 5 – дайки и мелкие штоки мелкозернистых гранитов и гранит-порфиров; 6,7 – куналейский интрузивный комплекс поздней перми – раннего триаса: 6 – лейкократовые сиениты, 7 – порфировидные граниты; 8 – биотитовые диориты и монцониты бичурского комплекса ранней перми; 9 – биотит-пироксен-плагиоклазовые роговики, биотитовые, ороговикованные сланцы докембрия; 10 – тектонические брекчии; 11 – зоны милонитизации и брекчирования; 12 – зоны дробления и катаклаза; 13 – разрывные нарушения; 14 – первичный ореол с содержанием Mo > 0,001%; 15 – рудные тела с содержанием Mo > 0.03%; 16 – рудные тела с содержанием Mo > 0.1%; 17 – канава и ее номер; 18 – скважина, ее номер и глубина; 19 – линия разведочного профиля.

 

В Куналейском рудном узле выявлен ряд крупных проявлений молибдена, которые после проведения соответствующих работ могут быть переведены в ранг месторождений. Это, прежде всего, Леоновское и Надеинское. Леоновское проявление молибдена приурочено к контакту гранит-порфиров соготинского комплекса среднего-верхнего триаса с породами алентуйской свиты вехней перми. Субизометричный в плане штокверк размером 170 × 175 м прослежен на глубину до 300 м. Минерализация представлена молибденитом, пиритом, халькопиритом, галенитом и флюоритом. Молибденит сосредоточен в молибденит-кварцевых прожилках, реже – в виде вкрапленности. Прогнозные ресурсы по категории Р₁ составляют 4.05 тыс. т молибдена при среднем содержании 0.071%. Леоновское проявление по качеству руд вполне сопоставимо с Жарчихинским и Колобковским месторождениями (Барская и др., 1984ф; Платов и др., 2000ф). Надеинское проявление молибдена изучено поисковыми работами (Карбаинов и др. 1979ф). Оно приурочено к эндо-и экзоконтактам гранит-порфиров с гранитами соготинского комплекса среднего-верхнего триаса. Представляет собой штокверк размером 1500 × 1200 м в плане и до 130 м на глубину. По опробованию выделяются два рудных тела. Первое (верхнее) в основном эродировано. Минерализация его представлена вкрапленностью крупночешуйчатого молибденита, редко молибденитовыми и молибденит-кварцевыми прожилками. Во втором (нижнем) сосредоточены основные ресурсы проявления. Его размеры в плане – 900 × 600 м. Рудный штокверк представлен молибденит-кварцевыми, молибденит-пирит-кварцевыми и молибденитовыми прожилками, реже – вкрапленностью молибденита. Прогнозные ресурсы категории Р₁ – 58 тыс. т молибдена при среднем содержании 0.066 % и коэффициенте рудоносности 0.77. Несмотря на низкие содержания молибдена в рудах, по ресурсам Надеинское проявление вдвое превосходит Колобковское месторождение (Платов и др., 2000ф).

В Новопавловском рудном узле обнаружены и изучены Новопавловское молибденовое месторождение и Подлопатинское проявление, а также ряд флюоритовых и золоторудных объектов (Лешуков и др., 1960ф).

Новопавловское месторождение приурочено к штоку гранит-порфиров соготинского комплекса среднего-верхнего триаса (Лешуков и др., 1960ф; Карбаинов и др., 1977ф; Батурина, Рипп, 1984). С поверхности шток картируется в виде удлиненного в северо-восточном направлении эллипсовидного тела размером 1 × 0.5 км и сложен гидротермально измененными гранит-порфирами и мелкозернистыми лейкогранитами (фиг. 6).

Месторождение относится к плутоногенно-гидротермальному типу и представлено выходящей на поверхность залежью промышленных молибденовых руд, приуроченной к штоку гранит-порфиров. В плане залежь имеет форму замкнутого кольца шириной от 30 до 180 м, погружающегося от центра наподобие симметричной антиклинальной складки. Мощность ее составляет от 70 до 100 м. В пределах залежи выделены два рудных тела (верхнее и нижнее), залегающих в виде крутопадающих (35°–55°) полос оруденелых пород, разделенных безрудным интервалом мощностью от 50 до 70 м. Максимальная глубина подсечения рудных горизонтов составляет 290 м. Оруденение приурочено к интенсивно трещиноватым и дробленым породам, содержание молибдена варьирует от 0.012 до 0.28%. Молибденовые руды преимущественно вкрапленные, однако наблюдаются и рудные прожилки. Наиболее богатые руды с содержанием молибдена до 0.2–1% связаны с кварц-молибденитовыми, кварц-молибденит-пиритовыми прожилками. Общее количество таких руд не превышает 5–7%. Прогнозные ресурсы категории Р₁ подсчитаны только по нижнему рудному телу, они составляют 57 тыс. т в рядовых и бедных рудах, в том числе – 18 тыс. т в богатых рудах (Кошкин и др., 2002ф).

В Чикой-Ингодинской структурно-минерагенической зоне выделен перспективный Тамирский рудный узел с молибденовыми и медно-молибденовыми крупными проявлениями: Тамирское, Ивановское, Кударинское.

Тамирское молибденовое проявление относится к жильному морфологическому типу и расположено в поле развития среднезернистых биотитовых гранитоидов бичурского интрузивного комплекса перми (Яблоков и др., 1955ф; Новиков и др., 1973ф). В пределах рудопроявления широко развиты средне-верхнетриасовые дайки гранит-порфиров, реже аплитовидных гранитов, которые занимают около 30% площади. Дайки имеют выдержанное субширотное простирание. Углы падения даек, как правило, крутые, близкие к вертикальным (80°–90°). Протяженность их колеблется в широких пределах от 30 до 500 м при мощности от нескольких сантиметров до 6 м. К дайкам гранит-порфиров пространственно тяготеют кварцевые жилы, в которых локализуется молибденовое оруденение. В кварцевых жилах кроме молибденита присутствуют в незначительном количестве пирит, гюбнерит, рутил и нерудные – берилл, турмалин, мусковит. Кварцевые жилы образуют три жильные зоны – западную, восточную и центральную, разделенные интервалами около 150 м (фиг. 7).

В зонах жилы имеют сближенное кулисообразное расположение. Мощность жил 0.1–0.3 м, длина 30–40 м, единичные жилы протягиваются до 50–150 м. Простирание жил субширотное, с падением на север. Кварц, слагающий жилы, молочно-белый, светло-серый мелко-среднезернистый, иногда крупнокристаллический, представлен одной генерацией, относится к высокотемпературным разностям. Молибденит мелкочешуйчатый, образует в зальбандах жил гнезда и прожилки, частично окислен – ферримолибдит. Вмещающие породы вблизи кварцевых жил (10–20 см) грейзенизированы, в них молибденит присутствует в виде тонкой рассеянной вкрапленности. Содержание молибдена колеблется от 0.003 до 0.3 %. Прогнозные ресурсы молибдена категории Р₂ – 185 тыс. т (Кошкин и др., 2000ф). По нашему мнению, крупное Тамирское рудопроявление молибдена требует дальнейшей детальной разведки и доизучения, с целью перевода его в разряд месторождения.

 

Фиг. 6. Схема геологического строения и разрез по линии А-Б Новопавловского месторождения. По (Батурина, Рипп, 1984) с дополнениями. 1 – четвертичные отложения. Соготинский субвулканический комплекс среднего – позднего триаса: 2 – эруптивные брекчии гранит-порфиров, 3 – порфировидные граниты и гранит-порфиры, 4 – мелкозернистые лейкократовые граниты; 5 – субщелочные граниты, граносиениты, сиениты и кварцевые сиениты куналейского интрузивного комплекса поздней перми – раннего триаса; 6 – разрывные нарушения; 7 – рудная залежь; 8 – контуры эндогенного ореола молибдена; 9 – предполагаемая геологическая граница гранит-порфиров и эруптивных брекчий.

 

Ивановское проявление молибдена представлено кварц-молибденитовым штокверком, локализованным в бимодальных базальт-риолитовых вулканитах тамирской свиты верхней перми, прорванных дайками микродиоритов, диоритовых порфиритов, гранит-порфиров усть-тамирского субвулканического комплекса Т_2-3 (Гордиенко, 1980). Рудоконтролирующей структурой является Чикой-Кударинская зона разломов. Штокверк овальной формы, вытянутый в субширотном направлении, площадью 2.7 км². Включает ядро площадью 1.5 км² со средним содержанием молибдена до 0.05 %, окаймленное прожилково-жильными зонами с содержанием молибдена до 0.03 % (Яблоков и др., 1955ф). На глубине выявлено несколько рудных зон с содержанием молибдена 0.03–0.05 % мощностью 6–250 м. Минеральный состав прожилков: кварц, калиевый полевой шпат, в незначительных количествах – турмалин, берилл, мусковит и флюорит; рудные – молибденит, пирит, халькопирит, гематит, магнетит, вольфрамит, шеелит, галенит, сфалерит, халькозин, повеллит, станнин, ковеллин, киноварь, теннантит, тетраэдрит, висмутин. Вторичные изменения вмещающих пород: калишпатизация, березитизация, вторичные кварциты. По распределению рудных элементов в первичных ореолах предполагается, что проявление сформировано в надинтрузивной зоне и имеет незначительный эрозионный срез. Прогнозные ресурсы молибдена категории Р₁ оцениваются в 177 тыс. т (Кошкин и др., 2000ф).

Кударинское медно-молибденовое рудопроявление штокверкового типа расположено в осевой части Кударинской гривы в зоне Чикой-Кударинского разлома (Новиков и др., 1973ф; Ефимов, 2010). Основное рудное поле сложено габброидами и гранитоидами бичурского комплекса верхней перми, включающими ксенолиты сланцев катаевской свиты неопротерозоя и кислых вулканокластитов тамирской свиты (Р₂). В центральной части участка в местах пересечения основных разрывов субширотного направления с субмеридиональным разломом гранитоиды бичурского комплекса прорваны дайками и небольшими штоками гранит-порфиров усть-тамирского субвулканического комплекса. Рудопроявление приурочено к штокам гранитоидов, в апикальных частях которых оконтурены два рудоносных штокверка – Северный и Южный.

 

Фиг. 7. Схематическая геологическая карта Тамирского рудопроявления молибдена, масштаба 1:10000. По (Новиков и др., 1973ф; Кузнецова, 1973ф), с дополнениями и изменениями. 1 – четвертичные отложения. Усть-Тамирский субвулканический комплекс средне-верхнего триаса: 2 – штоки и дайки сиенит-порфиров (а) и гранит-порфиров (б); 3 – кластолавы трахириолитов и андезитов тамирской свиты верхней перми. Бичурский интрузивный комплекс перми: 4 – биотитовые мелкозернистые граносиениты (апикальная фация), 5 – биотитовые и биотит-роговообманковые среднезернистые граниты. Другие условные обозначения: 6 – кварцевые жилы с молибденитом; 7 – вкрапленность молибденита в гранит-порфирах; 8 – грейзенизация; 9 – аргиллизация; 10 – тектонические нарушения. Ореолы рассеяния молибденита: 11 – первичные (до 0.3%), 12 – вторичные (до 0.001%).

 

Северный штокверк имеет изогнутые округлые очертания, несколько удлинен в северо-восточном направлении. Размеры штокверка – 1300 × 800 м. Нижняя граница находится на глубине 280 м. Южный штокверк (500 × 200 м) расположен в 1.5 км южнее Северного. Породы в пределах штокверков прокварцованы, альбитизированы, участками калишпатизированы, биотитизированы и в значительной степени грейзенизированы. Оруденение представлено первичными и вторичными прожилково-вкрапленными рудами, распространенными в основном в центральной части Северного рудного штокверка (фиг. 8).

По периферии рудных штокверков в пределах основных рудоконтролирующих структур и первичных ореолов рассеяния отмечаются слабо минерализованные породы с преимущественно прожилковым характером оруденения. Главными рудными минералами зоны первичных руд являются молибденит, халькопирит (1–2%), пирит (1–3%), ильменит (до 1%), рутил (до 1%), реже встречаются магнетит, гематит, халькозин, борнит, ковеллин, сфалерит, галенит. В числе нерудных минералов главные – кварц, полевой шпат и серицит, составляющие до 90–95% массы руды. Сопутствующими полезными компонентами руды являются серебро (до 1 г/т) и золото (0.05–0.1 г/т). Первичные руды халькопиритовые, вкрапленные и прожилково-вкрапленные, среднее содержание меди – 0.3%, молибдена – 0.01%. Прогнозные ресурсы Кударинского рудопроявления приведены в табл. 1. По генетическому типу оно относится к перспективной медно-порфировой формации и сопоставляется с месторождением Эрдэнэтуин-Обо в Северной Монголии (Ефимов, 2010). По нашему мнению, Кударинское рудопроявление, представленное двумя крупными штокверками, требует дальнейшего детального изучения и перевода его в разряд богатого комплексного месторождения.

 

Фиг. 8. Схема геологического строения Северного штока Кударинского медно-молибденового рудопроявления, масштаба 1:2000 и разрез по линии скважин № 41, 40, 34, 39. По (Ефимов, 2010), с дополнениями и изменениями. Усть-Тамирский субвулканический комплекс среднего-верхнего триаса: 1 – граниты, гранит-порфиры, кварцевые порфиры; 2 – плагиограниты (а), кварцевые диориты, сиенито-диориты (б). Бичурский интрузивный комплекс верхней перми: 3 – гранодиориты; 4 – габбро-диориты (а) и диориты (б), 5 – грейзенизированные разности гранитоидов (а) и грейзены кварц-мусковитовые (б). Другие условные обозначения: 6 – зоны дробления и рассланцевания; 7 – первичные ореолы рассеяния с содержанием меди от 0.03 до 0.09%; 8 – оруденелые породы основного состава с содержанием меди от 0.1 до 0.3%; 9 – контуры штока измененных оруденелых пород по данным магниторазведки; 10 – границы интрузивных контактов: достоверные (а) и предполагаемые (б); 11 – тектонические нарушения: крутые (а) и пологие (б); 12 – первичный ореол рассеяния с содержанием молибдена от до 0.01%; 13 – оруденелые породы штокверка с содержанием меди от 0.3 до 0.6%; 14 – скважины, их номера.

 

Бериллий. В пределах Селенгинского рудного района уникальным по крупности объектом стратегического минерального сырья является Ермаковское бериллиевое месторождение. Оно было выявлено Г.А. Ермаковым в 1964 г. в результате геолого-съемочных работ масштаба 1:200000 в северо-западной части Кижингинской мезозойской впадины. В последующем в результате детальной разведки, петролого-геохимического изучения месторождения, промышленной оценки этого уникального объекта и в целом Кижингинского рудного узла и прилегающей территории Западного Забайкалья большую роль сыграли работы сотрудников Всероссийского научно-исследовательского института минерального сырья им. Н.М. Федоровского, Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Геологического института СО РАН и других организаций. В итоге была выделена крупная Западно-Забайкальская бериллиеносная провинция, которая входит в состав регионального Селенгино-Витимского металлогенического пояса. Опубликованные монографические работы и многочисленные статьи по всесторонней характеристике Ермаковского и других месторождений бериллия Западно-Забайкальской провинции (Гинзбург и др., 1969; Рипп, 1995; Булнаев, 1996; Коваленко и др., 2003; Лыхин и др., 2004; Куприянова и др., 2009; Куприянова, Шпанов, 2011; Лыхин, Ярмолюк, 2015 и др.) избавляют нас от необходимости приводить детальную характеристику этих хорошо изученных объектов.

Кижингинский рудный узел находится в юго-восточной части Селенгинского рудного района в пределах Кижингино-Кудунской металлогенической зоны северо-восточного простирания (длиной 170–180 км при максимальной ширине 20 км), где разведано два уникальных месторождения бериллия: Ермаковское фенакит-бертрандит-флюоритовое и Оротское бертрандитовое.

Ермаковское фенакит-бертрандит-флюоритовое месторождение располагается в северо-западном приподнятом борту Кижингинской мезозойской рифтогенной впадины, контролируемой северо-восточными региональными разломами. По данным Д.А. Лыхина и В.В. Ярмолюка (2015) и геолого-разведочных работ, месторождение приурочено к крупному ксенолиту метаморфизованных терригенно-карбонатно-доломитовых пород неопротерозоя, прорванных в дорудную стадию габброидами (332 ± 1 млн лет), дайками и интрузиями гранитов зазинского комплекса с возрастом 325 ± 3, 316 ± 2 и 302,5 ± 10 млн лет. Оруденение генетически связывается с соготинским дайковым и позднекуналейским интрузивным комплексом щелочных гранитов и сиенитов с U-Pb возрастом 226 млн лет (массив “Шток”) и 227 ± 1.5 млн лет (массив “Сиенит”) (фиг. 9).

Ермаковское месторождение относится к бертрандит-фенакитовой рудной формации и промышленному типу бертрандит-фенакит-флюоритовых метасоматитов (Куприянова и др., 2009). На месторождении установлено 24 рудных тела линзовидной формы, образующих 19 рудных зон протяженностью от 20 до 170 м и мощностью от 0.5 до 23 м (см. фиг. 9, табл. 3). Рудные тела представляют собой метасоматические залежи и зоны прожилковой минерализации в скарнированных породах. Главные рудные минералы – бертрандит, фенакит, флюорит. Фенакит (на его долю приходится около половины запасов ВеО по месторождению) образует радиально-лучистые сростки размером до 4 см в диаметре.

Бертрандит слагает агрегаты в виде веерообразных, сноповидных сростков. Флюорит образует обособления размером до 10 см в поперечнике. Руды – комплексные флюорит-бериллиевые. Утвержденные запасы категории C₂ (табл. 1) составляют 19985 т BеO и 362 тыс. т CаF₂. На 1 января 1997 отработано 37% от общих запасов металла на месторождении (Пехтерев и др., 2012). Однако оставшиеся в недрах запасы позволяют рассматривать месторождение как высокорентабельный объект мирового уровня. В настоящее время Ермаковское месторождение подготавливается к дальнейшему освоению и промышленной эксплуатации (Таханова, 2017).

Оротское бертрандитовое месторождение расположено в 28 км к северо-востоку от Ермаковского месторождения, в верховье пади Орот (фиг. 10). Оно было открыто в 1977 году Н.В. Ривлиным и М.В. Кудриным в процессе детальных поисковых работ 1:10000 масштаба. Месторождение связано с формированием Оротского палеовулкана центрального типа с хорошо выраженной кальдерой в диаметре около 4 км (Гордиенко, 1987). Кальдера оконтурена кольцевыми разломами, выявленными при дешифрировании аэрофотоснимков. Сложной формы некк, вытянутый в меридиональном направлении (на 800 м) вдоль восточного края кальдеры, сформирован на месте выводного канала и заполнен трахириолитовой лавой с многочисленными обломками боковых пород (эруптивная брекчия). Некк окружен ореолом околожерловой брекчии, которая представляет собой раздробленные боковые породы, подвергшиеся гидротермально-метасоматическим преобразованиям с наложением рудной минерализации. Интрузия порфировидных гранитов куналейского комплекса имеет форму кольцевой дайки, переходящей в односторонний лакколит, развитый с северо-восточной стороны кальдеры, и располагается в зоне ограничивающего лакколит разлома. Дайки выполняют дугообразные трещины.

 

Фиг. 9. Схема геологического строения Ермаковского месторождения. По (Гальченко и др., 1967ф). 1 – меловые отложения (конгломераты, гравелиты, песчаники). Соготинский дайковый и позднекуналейский интрузивные комплексы верхней перми – позднего триаса: 2 – дайки фельзит-порфиров и сиенит-порфиров; 3 – дайки сиенит-диоритовых и диоритовых порфиритов, 4 – лейкократовые субщелочные граниты, кварцевые сиениты; 5 – мелкозернистые лейкократовые граниты. Неопротерозойские метаморфизованные отложения: 6 – песчаники с прослоями известняков и сланцев, 7 – доломиты. Зазинский интрузивный комплекс среднего–позднего карбона–ранней перми: 8 – граниты, гранодиориты; 9 – габбро и габбро-диориты; 10 – кварцевые сиениты. Другие условные обозначения 11 – а) микроклиниты, б) везувиан-гранат-диопсидовые скарны; 12 – рудные зоны (цифры в кружочках); 13 – тектонические нарушения.

 

Таблица 3. Позиция и параметры рудных зон Ермаковского месторождения (по Куприянова, Шпанов, 2011)

Рудные зоны	Положение в складчатой структуре	Среднее содержание, мас.%		Запасы, %
		флюорита	BeO
1	Южное крыло	24.4	1.34	66.6
2	Южное крыло	8.9	0.77	4.9
5	Северное крыло	26.5	1.38	5.2
12	Северное крыло	26.1	1.16	10.8
15	Северное крыло	22.7	0.75	2.6
16	Северное крыло	22.5	0.78	2.5
17	Пологая мульда складки	18.3	0.86	6.4
18	Северное крыло	29.7	0.92	0.5

 

В формировании Оротского палеовулкана выделено несколько стадий. 1) Зарождение палеовулканической постройки, связанное с внедрением субвулканических интрузий крупнопорфировых сиенит-порфиров и трахит-трахириолитов. Их эруптивные контакты с раннепермскими вулканитами суженской свиты и гранитами куналейского комплекса наблюдались неоднократно. 2) Формирование некка эруптивных брекчий (жерловая фация). Эруптивные брекчии содержат обломки пород первой стадии. 3) Формирование кольцевой интрузии порфировидных гранитов. Ее внедрение связано с процессом кальдерообразования, о чем свидетельствует пространственная приуроченность гранитов к дуговым разломам, ограничивающим кальдеру. Порфировидные граниты секут эруптивную брекчию. 4) Образование разнообразных даек. Бериллиевое оруденение в основном сосредоточено в порфировидных щелочных (с эгирином) лейкократовых гранитах, которые на месторождении образуют полукольцевую интрузию, а также в околожерловых брекчиях и вулканитах.

 

Фиг. 10. Схема геологического строения Оротского палеовулкана и связанного с ним бертрандитового месторождения. Составил И.В. Гордиенко (1987) с использованием материалов В.В. Скрипкиной и Л.И. Рейф (ПГО “Бурятгеология”). Соготинский субвулканический комплекс среднего-верхнего триаса: 1 – дайки сиенит-порфиров; 2 – лакколитоподобное тело мелкозернистых порфировидных гранитов; 3 – эруптивные брекчии трахириолитовых порфиров жерловой и околожерловой фаций; 4 – дайки и штоки трахириолитовых порфиров (а) и сиенит-порфиров (б). Алентуйская свита верхней перми: 5 – трахириолиты с обломками подстилающих пород. Суженская свита нижней перми: 6 – трахибазальты, трахириолиты, трахиты и андезибазальты, их туфы и туфопесчаники с флорой кордаитов. Куналейский и бичурский интрузивные комплексы верхней перми: 7 – среднезернистые порфировидные граниты; 8 – средне- и крупнозернистые сиениты; 9 – средне- и крупнозернистые габбро-сиениты. Другие условные обозначения: 10 – границы между разновозрастными подразделениями: установленные (а), предполагаемые (б); 11 – разрывные нарушения.

 

Кроме вулканических пород жерловых фаций, вокруг Оротского палеовулкана широко распространены покровные фации вулканитов алентуйской (P₂) и суженской (P₁) свит, впоследствии объединенных в цаган-хунтейскую толщу поздней перми – триаса. Во второй половине триаса в Оротскую вулканическую постройку внедрились гранитоиды позднекуналейского и соготинского комплексов – 224.8 ± 1.3 млн лет (Гордиенко, 1987; Лыхин, Ярмолюк, 2015). Формирование бериллиевой минерализации на месторождении произошло в результате взаимодействия производных щелочно-гранитных магм с вмещающими вулканногенными породами (Лыхин, Ярмолюк, 2015).

При изучении флюидов в минералах гранитоидов установлено, что Ермаковское и Оротское месторождения связаны с массивом щелочных (эгириновых) гранитов позднекуналейского комплекса. При этом отделение рудоносных флюидов произошло вначале на Ермаковском месторождении, а затем – на Оротском. В связи с этим рудопродуктивность Ермаковской интрузии была в пять раз выше, чем при формировании Оротского месторождения (Рейф, 2007). На месторождении в полосе шириной 350–400 м, прослеживающейся в северо-западном (320°–330°) направлении на расстояние до 700 м, выявлено 7 рудных тел мощностью от 5 до 30 м, длина 60–90 м, протяженность по падению 70–160 м. Рудные тела группируются в две зоны общей мощностью 45–65 м и протяженностью по горизонтали и вертикали 150–180 м, отстоящие друг от друга на 65–75 м и прослеженные скважинами на глубину 250 м. Распределение BeO в рудах крайне неравномерное, его содержание изменяется от 0.005 до 1–2%. Рудные тела не имеют четких контактов с вмещающими породами и оконтуриваются по данным опробования (Куприянова, Шпанов, 2011).

В целом Оротское месторождение принадлежит бертрандитовой формации, промышленному типу бертрандит-аргиллизитовых метасоматитов. Считается, что магматические породы и руды Оротского месторождения образовались с участием мантийных источников N-MORB и EM-II с добавлением континентальной коры, на что указывают положительные значения Ɛ_Nd(T) = +2.4 (Лыхин и др., 2004).

Кроме Кижингинского рудного узла с промышленным типом бериллиевых месторождений на территории Селенгинского рудного района выявлен Таширский рудный узел, включающий Нарынское и Таежное флюоритовые месторождения, а также среднее по масштабам Урминское месторождение бериллия.

Урминское гельвин-бертрандитовое месторождение открыто в 1970 году и детально изучено геологами Бурятского геологического управления и ВИМСа. Оно находится в восточной части хребта Малый Хамар-Дабан в узле пересечения крупных разломов и включает несколько рудопроявлений: Убур-Таширское, Левобережное и Нижнее Орелокское (фиг. 11). Месторождение тяготеет к гранитоидам повышенной щелочности, принадлежащим раннемезозойскому таширскому интрузивному комплексу, аналогу позднекуналейских гранитоидов (Куприянова и др., 2011; Лыхин, Ярмолюк, 2014).

Бериллиевая минерализация локализуется в пределах Убур-Таширского массива, сложенного лейкогранитами, щелочными гранитами и щелочными сиенитами (Куприянова, Шпанов, 2011). Дайки в его строении распространены незначительно и по составу отвечают диоритовым порфиритам и сиенит-порфирам. Минерализация, представленная гельвином и бертрандитом, накладывается на гранитную матрицу. Рудные участки на месторождении – это зоны микроклинизации и альбитизации гранитоидов, сопровождаемые бериллиевой и сульфидной минерализацией (Новикова, Заболотная, 1988). Рудные зоны на месторождении контролируются крутопадающими сбросо-сдвигами и трещинами сколового характера. Эти разломы и трещины служили каналами для гидротермальных растворов, вызвавших метасоматические и рудные процессы. В рудных зонах развиты кулисообразно расположенные рудные тела жильной, линзовидной и неправильной формы, простирающиеся преимущественно в северо-восточном направлении (10°–45°) с падением под углом 50°–70° на СВ. Выявлено 23 рудных тела, протяженность их – 50–200 м, средняя мощность – 0.6–3.14 м. Отдельные рудные тела прослежены на глубину более 200 м. На верхних горизонтах преимущественно развит бертрандит, на глубине – гельвин (Лыхин, Ярмолюк, 2015). Среднее содержание окиси бериллия в рудных телах варьирует от 0.131 до 0.852 %. В то же время в участках, обогащенных флюоритом, бериллий присутствует в небольших количествах. С целью промышленной оценки месторождения необходимо проведение детальных геолого-разведочных работ и исследований вещественного состава и возраста руд.

 

Фиг. 11. Схема геологического строения Урминского гельвин-бертрандитового месторождения и разрез по линии А-Б. По (Новикова, Заболотная, 1988; Лыхин, Ярмолюк, 2014). 1 – четвертичные отложения; 2–5 – раннемезозойский таширский интрузивный комплекс: 2 – дайки мелкозернистых сиенитов, сиенит-порфиров, 3 – дайки андезитов, трахиандезитов, диоритов, 4 – мелко- и неравномернозернистые лейкократовые граниты, 5 – среднезернистые лейкократовые граниты; 6, 7 – кварц-полевошпатовые метасоматиты с гельвином и бертрандитом: 6 – ВеО более 0.1%, 7 – ВеО от 0.06 до 0.1%; 8 – разломы; 9 – предполагаемые границы мелкозернистых лейкократовых гранитов.

 

Титан. К западу от Куналейского рудного узла расположены Арсентьевское месторождение и Верхне-Зуйское проявление титана, связанные с габброидами первой фазы бичурского комплекса ранней–верхней перми. По генезису титановое оруденение относится к магматическому типу, принадлежит к апатит-титано-магнетитовой габбро-анортозитовой формации.

Арсентьевское месторождение титана расположено в Моностойском хребте и приурочено к центральной части одноименного габбро-анортозитового массива (фиг. 12). Основными рудными минералами являются магнетит и ильменит, в небольших количествах присутствуют сульфиды: пирит, пирротин, халькопирит, марказит и пентландит. Постоянно отмечаются апатит и зеленая шпинель (Бадмацыренова, Бадмацыренов, 2011).

 

Фиг. 12. Схематическая карта Арсентьевского габбро-анортозитового массива. По (Бадмацыренова, Бадмацыренов, 2011). 1 – четвертичные отложения; 2 – сиениты; 3 – анортозиты и лейкогаббро; 4 – трахитоидные оливиновые габбро, монцодиориты; 5 – ильменит-титаномагнетитовые массивные (а) и вкрапленные (б) руды; 6 – габбро, керсутитовые габбро, пироксениты; 7 – диориты, гранодиориты, монцониты; 8 – гранито-гнейсы; 9 – элементы залегания трахитоидности.

 

По горным выработкам и данным магниторазведки выделено 17 рудных зон мощностью 11–300 м и протяженностью 132–1040 м, удаленных друг от друга на расстояние от 30 до 190 м. По падению они изучены на глубину 144–354 м. Простирание зон северо-восточное 50°–70°, падение на юго-восток под углом 20°–60°. Оконтуривание их проведено по бортовому содержанию двуокиси титана 4%. Внутри зон выделено более 90 рудных тел с вкрапленными, густовкрапленными и сливными рудами линзовидной, жилообразной или неправильной формы с параметрами 3–10 × 50–60 м. Количество рудных минералов в сливных рудах – 80–90%, густовкрапленных – 40–60% и вкрапленных – до 40%. Содержание апатита – от 3 до 25%, зеленой шпинели – до 15%, пирита – до 7%, халькопирита – до 2%, пирротина – до 16%. На глубине количество сульфидов несколько возрастает. Количественные соотношения магнетита и ильменита в рудах обычно равны, лишь в сливных и отчасти богатовкрапленных рудах преобладает магнетит, иногда в 2–3 раза. Наиболее распространены вкрапленные руды. Средние содержания варьируют: TiO₂ – 4.09–6.37%, сумма окислов железа – 14.68–27.96%, P₂O₅ –1.61–3.1%; V₂O₅ – 0.02–0.075%. Месторождение относится к крупным. Запасы TiO₂ при бортовом содержании 4% составляют 299207 тыс. т (Гусельников, 1959ф; Смирнов и др, 1958ф). Возраст габбро Арсентьевского меторождения определен уран-свинцовым методом (SHRIMP II) по циркону (Бадмацыренова и др., 2011), составляет 279 ± 2 млн лет.

Верхне-Зуйское проявление приурочено к одноименному габброидному массиву, расположенному в осевой части Моностойского хребта. Массив сложен лейко- и оливиновыми габбро, реже – габбро-анортозитами и анортозитами. Среднее содержание TiO₂ по массиву – 2.84%. Наиболее оруденелыми являются лейкогаббро, содержащие TiO₂ от 3 до 7.74%. Оливиновые габбро и габбро-анортозит характеризуются значительно более низкими содержаниями TiO₂ – соответственно 1.71 и 1.95%. Рудная минерализация распределена неравномерно и представлена ильменитом и титаномагнетитом. Выделяется три типа оруденения: бедновкрапленное, вкрапленное и реже богатовкрапленное. Бедновкрапленные руды характеризуются содержанием TiO₂ в количестве 3–5%, вкрапленные руды – 5–7%. Выделено три рудных зоны: 2250 × 254, 2270 × 261 и 1120 × 229 м. По ним подсчитаны запасы TiO₂ по категории C₂ в количестве 317.3 млн т (Гусельников, 1959ф).

Золото. Богатых золоторудных объектов на территории Селенгинского рудного района пока не обнаружено. Отдельные проявления рудного золота представлены золото-кварцевой и золото-серебро-сульфидной формациями и относятся к гидротермально-постмагматическому плутоногенному генетическому типу (Третьяковское месторождение, проявления Алтачейское, Вирхе, Вершинное, Осередыш и Изгиб). Выявленные объекты, по официальным данным, не эксплуатируются.

Третьяковское комплексное золото-флюорит-серебряное месторождение представляет собой кварц-флюоритовые жилы с золотом, зоны окварцевания и штокверковые зоны (фиг. 13). Относится к кварц-флюорит-золоторудному формационному типу.

Оруденение локализуется в зонах дробления северо-восточного простирания субвертикального падения, оперяющих Аршанский разлом в бассейне реки Халюты. На участке 4 × 1.5 км выявлено пять сближенных кварц-флюоритовых жил протяженностью от 100 до 1150 м, при мощности жил от 0.05 до 3.1 м. Пять зон окварцевания с золото-серебряной минерализацией протяженностью от 150 до 200 м, мощностью от 0.2 до 3.0 м. Золоторудные зоны изучены с поверхности и местами по керну скважин на глубину. Содержание золота в них изменяется от 0.3 до 19.5 г/т, среднее – 3 г/т; серебра – от 1.9 до 18.6 г/т, среднее – 7 г/т. Намечается вертикальная зональность в распределении минерализации. На глубоких горизонтах в кварц-флюоритовой жиле № 2 сульфиды образуют обильную вкрапленность в кварце, составляя до 20% объема, и представлены пиритом, пирротином, халькопиритом, станнином. В ряде скважин с глубиной наблюдается увеличение содержаний золота и мощности рудных тел. Промышленное значение может иметь лишь жила № 2, прослеженная на 1150 м по простиранию при средней мощности 1.04 м. По золоту и серебру по жиле № 2 определены прогнозные ресурсы категории Р₂, составляющие 3.3 т золота и 7.7 т серебра. При комплексном освоении проявление может оказаться рентабельным.

Проявление Алтачейское приурочено к зоне Северо-Заганского разлома. Бурением вскрыты участки штокверкового окварцевания с медно-молибденовой (малахит-халькопирит-молибденит) и золотой минерализацией (Очиров и др., 1992ф). По результатам бороздового опробования канав, содержание меди 0.006–1%, молибдена 0.0008–0.02%, серебра 0.1–30 г/т, золота 0.002–0.02 г/т, кернового опробования скважин – меди 0.01–0.3%, молибдена 0.0003–0.01%. В протолочках обнаружены малахит, халькопирит, лимонит, магнетит, гематит, шеелит, блеклая руда, апатит, в знаках – молибденит, пирит, арсенопирит, флюорит, азурит. Проявление комплексное медно-молибденовое и золото-серебряное, требует дальнейшего изучения.

На участке Вирхэ Новопавловского рудного узла средневзвешенное содержание золота составляет 0.1405 г/т. Здесь в пределах рассланцованных вулканитов кислого-среднего состава алентуйской свиты (Р₂) установлены зоны аргиллизации, окварцевания, пиритизации и флюоритизации пород, мощностью 50–100 м. По результатам бороздового опробования содержание золота в этих зонах не превышает 1–1.5 г/т (обычно десятые и сотые г/т), лишь в одной пробе установлено золото в количестве 50 г/т. Прогнозные ресурсы золота категории Р₂ составляют 10150 кг (Кошкин и др., 2002ф).

Уран. Урановая минерализация в Селенгинском рудном районе представлена двумя месторождениями и девятью проявлениями (Воронов, 1999ф). Выделяется два генетических типа: гидротермальный постмагматический плутоногенный и гидрогенный. Гидротермальная урановая минерализация развита в пределах мезозойских вулкано-тектонических депрессий и представлена Журавлиным и Сланцевым месторождениями, а также Хангайским, Верхне-Убукунским, Васильевским проявлениями. Оруденение относится к урановорудной формации в аргиллизитах и полевошпатовых метасоматитах вулкано-тектонических структур, обычно приурочено к зонам дробления пород. Вторичные изменения отмечаются в виде окварцевания, калишпатизации, аргиллизации, флюоритизации, пиритизации и хлоритизации. Месторождения и проявления характеризуются сходными чертами геологического строения (Зайцев, 2013).

Флюорит. На территории Западного Забайкалья выявлено около 150 месторождений и рудопроявлений флюорита. В пределах Селенгинского рудного района известно 1 среднее по запасам, 11 малых месторождений и 16 проявлений флюорита. Месторождения и проявления относятся к гидротермальному постмагматическому генетическому типу, к флюорит-кварцевой аргиллизитовой рудной формации и характеризуются близкими чертами геологического строения, качеством и технологическими свойствами руд (Булнаев, 1995). Наибольшее количество месторождений и проявлений флюорита Селенгинского рудного района расположены в Таширском (Наранское месторождение) и Новопавловском (Нижне-Чикойское месторождение) рудных узлах.

 

Фиг. 13. Схема геологического строения Третьяковского комплексного месторождения, масштаба 1:10000. По (Ивченко, 1968ф). 1 – кварц-флюоритовые жилы с золотом. Бичурский интрузивный комплекс (P_1-2): 2 – дайки диабазовых порфиритов, 3 – биотитовые сиениты; 4 – разрывные нарушения; 5 – зоны интенсивного дробления, брекчирования и милонитизации пород; 6 – окварцевание, флюоритизация, эпидотизация, хлоритизация; 7 – свалы обломков кварц-флюоритовой руды с золотом.

 

Наранское месторождение относится к эпитермальному типу и располагается в юго-западной эндоконтактовой части Убур-Таширского гранитоидного массива (фиг. 14). На месторождении выявлено и разведано 17 рудных тел. Рудные тела месторождения, представленные жилами выполнения и минерализованными зонами дробления, контролируются исключительно разрывными нарушениями типа сбросов и сбросо-сдвигов. Рудоконтролирующие разломы имеют, как правило, крутое падение, нередки случаи изменения их направления по простиранию и падению. Отдельные разломы характеризуются наличием резких изгибов по простиранию, сопровождаются сложной системой боковых ответвлений. При этом разрывные нарушения субмеридиального направления пересекают и несколько смещают сбросы и сдвиги северо-восточного простирания. Наиболее богатые по размерам раздувы часто линзующихся кварц-флюоритовых жил и минерализованных зон приурочены к таким сложным по строению участкам субмеридиальных разломов (Булнаев, 1995). Минеральный состав руд Наранского месторождения зависит от типа слагаемых ими рудных тел. В жилах выполнения он представлен почти целиком флюоритом и кварцем, находящимися в различных количественных соотношениях. В минерализованных зонах дробления к этим двум главным жильным минералам примешиваются минералы вмещающих граносиенитов – полевые шпаты, кварц, биотит, роговая обманка. Из второстепенных минералов, связанных с гидротермальным флюоритообразованием, наиболее часто отмечаются глинистые минералы – каолинит, монтмориллонит и гидрослюда. Они концентрируются в минерализованных зонах дробления и зонах околорудной аргиллизации. Текстуры руд месторождения разнообразны. Однако в промышленных рудных телах преобладают руды трех типов – брекчиевые, массивные и прожилково-вкрапленные.

 

Фиг. 14. Схема геологического строения Наранского флюоритового месторождения, масштаба 1:2000. По (Булнаев, 1995). Неопротерозой (астайская свита): 1 – биотит-кварц-полевошпатовые сланцы; 2 – амфибол-биотитовые сланцы. Таширский интрузивный комплекс поздней перми–раннего триаса: 3 – трахиандезиты; 4 – сиенит-порфиры и сиениты; 5 – граносиениты; 6 – дайки микропойкилитовых и фельзитовых порфиров; 7 – дайки диоритовых, андезитовых и трахиандезитовых порфиритов; 8 – разломы; 9 – флюоритовые и кварц-флюоритовые тела.

 

Руды Наранского месторождения в среднем содержат флюорит от 25.5 до 34.32%, кварц – от 34.73 до 55.17%, полевых шпатов – от 16.55 до 62.9%. Карбонаты, сера, фосфор и железо, являющиеся для флюоритовых руд вредными примесями, присутствуют в незначительных количествах, не превышающих часто сотых и тысячных долей процента (Булнаев, 1995). Общие разведанные запасы флюоритовых руд по категории А + В + С₁ составляют 1621 тыс. т, при среднем содержании 31.15% (табл. 1).

Редкоземельные элементы. В настоящее время на территории Западного Забайкалья выявлена крупная редкоземельная карбонатитовая провинция (Рипп и др., 2000; Никифоров и др., 2000, 2002). В ее пределах обнаружена комплексная редкоземельно-барий-стронциевая минерализация, связанная с карбонатитами халютинского комплекса раннего мела (Рипп и др., 2009). В Черемшано-Ошурковском рудном узле, в северном борту Иволгинской впадины, вдоль Гильбиринского разлома, обнаружены Халютинское, Верхне-Халютинское, Аршан-Халютинское и Верхне-Шалутайское проявления РЗЭ (Радченко и др., 1978ф; Гольдберг, 1990ф). Кроме того, карбонатиты обнаружены в пределах Ошурковского апатитоносного массива (Никифоров и др., 2000, 2002; Рипп и др., 2013).

Халютинское проявление стронция, бария и РЗЭ изучено поисково-оценочными работами. Оно приурочено к дайкообразному телу карбонатитов мощностью около 100 м, падающему в западном направлении под углом 30°–40° (фиг. 15). Карбонатиты прослежены бурением на глубину 187 м, установлено их интрузивное залегание в породах неопротерозойского метаморфического комплекса. Карбонатиты являются барий-стронциевыми рудами со средним содержанием SrO – 10.17%, ВаО – 8.42% и РЗЭ – 0.21%. Руды имеют полосчатую, линзовидно-полосчатую и брекчиевую текстуры, сложены кальцитом, барито-целестином, стронцианитом, магнетитом, апатитом и флогопитом. Лабораторными исследованиями (ГИГХС) установлена принципиальная возможность получения гидроокиси стронция непосредственно из руды без применения кислот, дорогостоящих и дефицитных реагентов. Попутно получена известь, которая может использоваться в строительстве. Прогнозные ресурсы окиси стронция оцениваются по категории Р₁ + Р₂ + Р₃ – 11100 тыс. т (см. табл. 1). Проявление представляется перспективным и рекомендуется для первоочередного использования.

 

Фиг. 15. Схема геологического строения Халютинского месторождения и других проявлений карбонатитов. Разведочный разрез А-Б через тело карбонатитов Халютинского участка. По (Радченко и др., 1978ф). 1 – четвертичные отложения; 2 – конгломераты и песчаники; 3 – гнейсовидные граниты; 4 – кварцевые сиениты; 5 – габбро; 6 – кристаллические сланцы; 7 – мрамора; 8 – дайки шонкинитов и щелочных сиенитов; 9 – дайки карбонатитов; 10 – плащеобразные тела карбонатитов; 11 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые; 12 – участки проявления карбонатитов: (1) Халютинский, (2) Верхне-Халютинский, (3) Нижне-Шалутайский, (4) Верхне-Шалутайский, (5) Аршан-Халютинский; 13 – линия разреза; 14 – скважины показаны на разрезе.

 

Возраст карбонатитов Халютинского проявления определен U-Pb методом (SHRIMP II) по циркону из главной залежи (Рипп и др., 2009), составляет 130 ± 1 млн лет. Ранее предшественниками (Булнаев, Посохов, 1995) Rb-Sr методом были получены датировки в интервале 119 ± 10 млн лет.

В пределах Аршано-Халютинского проявления карбонатитов руды характеризуются брекчиево-полосчатой текстурой и сложены кальцитом, флогопитом, биотитом, бастнезитом, барито-целестином, стронцианитом, монацитом, флюоритом, магнетитом и гематитом. Содержание суммы окислов РЗЭ цериевой и иттриевой групп (с преобладанием цериевой) в карбонатитах колеблется от 0.87 до 7.64%, бария и стронция достигает 3%, флюорита 11%. Прогнозные ресурсы суммы РЗЭ категории Р₂ определены в 186 тыс. т, флюорита – 434 тыс. т. Аршано-Халютинское и другие проявления карбонатитов (см. фиг. 15) требуют дальнейшего изучения.

Апатит. В пределах Селенгинского рудного района значительное место занимают апатитоносные магматические породы. Здесь расположено крупное Ошурковское месторождение апатитовых (фосфорных) руд и целый ряд перспективных рудопроявлений (Андреев и др., 1972).

Ошурковское месторождение, находящееся в пригороде г. Улан-Удэ, является наиболее крупным месторождением региона. Оно разведывалось геологами Бурятского геологического управления и связывалось с массивом диоритов и сиенито-диоритов позднего протерозоя (Костромин и др., 1969ф). В последующем по этим данным с использованием детальных структурно-геологических и петрографических исследований был написан ряд работ, в которых доказывался, главным образом, плутоногенно-постмагматический генетический тип оруденения, связанный с формированием апатитоносных субщелочных габбро-диоритов и сиенито-диоритов палеозойского возраста, которые широко распространены в Западном Забайкалье (Гордиенко, 1970; Андреев и др., 1972). Было установлено, что Ошурковское месторождение относится к апатит-диорит-габброидной рудной формации и апатитовому в апогаббровых сиенито-диоритах геолого-промышленному типу. Месторождение детально разведано и подготовлено к эксплуатации (Савельев и др., 1988ф). Оно представляет собой массив субщелочных габброидов площадью 12 км², имеющий в плане близкую к изометричной форму. Рудным телом является большая часть массива. Апатит на Ошурковском месторождении является одним из главных породообразующих минералов, его содержание колеблется от 3–4% до 15–20%. Повышенные концентрации апатита наблюдаются в меланократовых мелко- и среднезернистых разновидностях пород. В пределах массива выделяется несколько участков шириной от 100 до 400 м и протяженностью до 500–600 м с содержанием Р₂О₅ – 5–6%, образующих полосу шириной 500–600 м, протягивающуюся через центральную часть массива на 2.0–2.5 км. Суммарные запасы категорий А + В + С₁ до глубины 200 м составляют 108.6 млн т Р₂О₅ при среднем содержании 3.8%, бортовом – 2.5%, минимальном промышленном – 3.6%. Прогнозные ресурсы категории Р₁ до глубины 500 м составляют 137 млн т Р₂О₅ (табл. 1).

В последнее время на Ошурковском массиве и одноименном апатитовом месторождении были проведены минералого-геохимические и изотопно-геохронологические исследования, в результате которых было показано, что кроме промышленного апатитового оруденения, связанного с интрузией субщелочных габброидов, в более позднее время (в меловой период) сформировались жилы карбонатитов с апатитовой минерализацией (Никифоров и др., 2000, 2002; Царев, Батуева, 2013; Рипп и др., 2013).

Кварцевое сырье. Крупным объектом стратегического минерального сырья на территории Селенгинского рудного района является Черемшанское месторождение высококачественных кварцитов.

Черемшанское месторождение расположено в 60 км от г. Улан-Удэ и в 40 км от ст. Татаурово ВСЖД. Оно было открыто коллективом Зырянской партии Бурятского геологического управления в 1965–1966 гг. в ходе геологической съемки масштаба 1:50000 среди неопротерозойских осадочно-терригенных отложений итанцинской свиты Восточного Прибайкалья (Соколов, Плотников, 1972ф). В последующем было установлено, что данное месторождение кремнеземного сырья представляет собой крупный объект высокочистых кварцитовидных песчаников (Борисов и др., 1999; Царев и др., 2007) (фиг. 16).

Месторождение состоит из крупных залежей (более 10 км) белых мономинеральных кварцитов и кварцитовидных песчаников мощностью от 30 до 50 м. Белые, желто-белые кварцитовидные песчаники состоят из зерен кварца (99.2% свободного кремнезема), не имеющих газовожидких и минеральных включений. Вредные примеси (0.7–1.0%) представлены окислами железа, которые легко удаляются. Запасы кварцита на 1 января 2007 г., тыс. т: категории В – 2397, С₁ – 10443, С₂ – 2275; в том числе в контуре карьера: В – 2521, С₁ – 8156. Состав примесей, %: Fe₂O – 0.1, Al₂O₃ – 0.2, CaO – 0.005. По вещественному составу, минералого-текстурным особенностям и физическим параметрам кварцитовидные песчаники относятся практически к единому технологическому типу, удовлетворяющему требованиям промышленности для производства технического кремния, карбида кремния и ферросилиция.

 

Фиг. 16. Схема геологического строения кварцевых залежей № 7, 8, 9 Черемшанского месторождения кварцевого сырья, масштаба 1:1000. По (Гальченко, 1999ф). 1 – белые высокочистые кварциты; 2 – желтовато-белые кварциты; 3 – желтовато-серые кварциты с редкими тенями замещенных песчаников; 4 – желтые песчаники с частыми реликтами замещаемых песчаников; 5 – кварцевые песчаники на карбонатном цементе; 6 – чередование серицит-содержащих кварцитов и кварц-серицитовых сланцев; 7 – углисто-кварц-серицитовые сланцы и филлиты; 8 – дайки диоритовых порфиритов; 9 – силлы каолинизированных аплитовидных гранитов; 10 – минеральные пигменты глинисто-железооксидные, карбонатно-железооксидные образования; 11 – пестроцветные глины с включениями обломков кристаллических пород; 12 – разломы, сопровождающиеся милонизацией пород (1), прочие разломы (2); 13 – элементы залегания пород; 14 – рабочие уступы эксплуатационного карьера.

 

Республика Бурятия располагает и другими крупными месторождениями высококачественного кварцевого сырья (Чулбонское, Атарханское, Бурал-Сардыкское и др.) и имеет все предпосылки, чтобы стать одним из основных производителей и экспортеров поликристаллического кремния и автономных систем энергоснабжения в объеме до 1/3 мирового оборота (Бахтин и др., 2007; Яловик, 2010).

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИИ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

История геодинамического развития Забайкалья, в том числе Селенгинского рудного района, в позднем палеозое – раннем мезозое (среднем, позднем карбоне, перми и триасе) была обусловлена взаимодействием Сибирского континента с Монголо-Охотским океаном (Зоненшайн и др., 1990; Коваленко, Ярмолюк, 1990). Последний, согласно реконструкциям, в конце карбона и перми являлся заливом Палеопацифики (Golonka et al., 2006). По восточной окраине Сибирского континента в это время cуществовала геодинамическая обстановка активной континентальной окраины андийского типа (Гордиенко, Кузьмин, 1999; Donskaya et al., 2013).

Было установлено, что вулканические извержения начались в среднем-позднем карбоне в связи с заложением крупной рифтогенной трансрегиональной структуры – Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса – в тылу активной континентальной окраины Сибирского континента. Интенсивный внутриплитный магматизм в пределах активной континентальной окраины привел не только к формированию в ее тылу девон-раннекаменноугольных вулкано-тектонических структур Западного Забайкалья (Гордиенко и др., 2010; Минина и др., 2016), но и к массовому внедрению гранитоидов баргузинского комплекса с возрастом 330–290 млн лет, которые сформировали крупнейший в мире Ангаро-Витимский батолит площадью около 150000 км² (Кузьмин, Ярмолюк, 2014; Цыганков и др., 2017). Участие в формировании батолита мантийных источников содействовало термальному прогреву территории Западного Забайкалья, что привело в дальнейшем к корово-мантийному взаимодействию и формированию в последующем тесно взаимосвязанных вулканогенных толщ, базитов и гранитоидов разной щелочности и кислотности.

В Селенгинском рудном районе начальные импульсы трахиандезит-риолитового вулканизма (гунзанская толща) были приурочены к северному и южному бортам пояса, а также и к его западному флангу. Этот импульс во времени захватывал средний-верхний карбон – нижнюю пермь. В интрузивном магматизме от ранних к более поздним выделяются следующие ассоциации пород: 1) известково-щелочные и субщелочные граниты и кварцевые сиениты с синплутоническими базитами зазинского комплекса с возрастом 305–285 млн лет; 2) кварцевые сиениты и монцониты с базитами нижнеселенгинского комплекса с возрастом 285–278 млн лет. Состав магматических пород зазинского и нижнеселенгинского комплексов подтверждает его корово-мантийную природу (Гордиенко, Цыганков, 2017). Эти магматические процессы проявились далеко за пределами Ангаро-Витимского батолита на территории Юго-Западного Забайкалья и Северной Монголии.

В последующем, в верхней перми и раннем триасе, геодинамическая обстановка усложнилась в связи с формированием рифтогенных вулкано-тектонических структур в тылу активной континентальной окраины. В верхней перми произошли площадные трахибазальтовые излияния (унгуркуйская, мунустайская, тамирская толщи), которые сопровождались формированием силлов и лакколитоподобных тел долеритов и габбро-сиенитов, а также бимодальных серий с комендитами и щелочными гранитами куналейского комплекса. Последние наиболее широко распространены в пределах Селенгинского рудного района и относятся к верхней перми и нижнему триасу.

Более поздняя, раннемезозойская история геодинамического развития региона также была связана с взаимодействием Сибирского континента с Палеопацификом и его заливом – Монголо-Охотским океаническим бассейном. По складчатому обрамлению юга Сибирской платформы на территории Забайкалья на месте Монголо-Охотского пояса в раннем мезозое существовала сложная геодинамическая обстановка калифорнийского или монголо-охотского типов (Коваленко, Ярмолюк, 1990; Гордиенко, Кузьмин, 1999). Она характеризовалась надвиганием Сибирского континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего образовались зоны “рассеянного” рифтогенеза и “распыленного” магматизма. Отличительной особенностью этого процесса явилось сочетание обстановок сжатия и растяжения, поэтому здесь образовались многочисленные вулкано-тектонические структуры, сложенные вулканитами внутриплитного типа с редкометалльными и другими гранитоидами различной щелочности и кислотности. С последними связаны основные эндогенные месторождения Селенгинского рудного района, определяющие его металлогенический облик.

Выполненные в последние годы геохронологические исследования позволили расшифровать историю вулканических процессов в вышеназванных структурах и раскрыть их геодинамическую природу. Было установлено, что на территории Забайкалья мезозойская вулканическая деятельность была сконцентрирована в ряде вулканических областей и зон и контролировалась мантийными плюмами горячего поля мантии (Ярмолюк и др., 2017). По-видимому, динамика развития плюмов носила прерывисто-пульсационный характер. Каждому импульсу активности плюма соответствовал определенный комплекс вулканических и плутонических образований, с которыми связаны выявленные месторождения минерального сырья в Селенгинском рудном районе (Коваленко и др., 2003; Гордиенко, Цыганков, 2017). Следует отметить, что подобные процессы нарушения сплошности литосферы в результате деятельности мантийных плюмов и увеличения активности рудоносных флюидно-магматических потоков в течение длительного времени предполагаются при формировании объектов Стрельцовского молибден-урановорудного поля Восточного Забайкалья и Джидинского рудного района (Петров и др., 2017; Гордиенко и др., 2018₂).

В дальнейшем практически без перерывов, начиная с конца триаса, в регионе продолжались интенсивные магматические процессы, которые привели к образованию позднемезозойско-кайнозойской вулканической области (Ярмолюк и др., 1998). К этому этапу относится выявленное в Селенгинском рудном районе редкоземельное оруденение, связанное в основном с формированием карбонатитов.

ПРОГНОЗЫ И ПЕРСПЕКТИВЫ ПРОМЫШЛЕННОГО ОСВОЕНИЯ СЕЛЕНГИНСКОГО РУДНОГО РАЙОНА

Известно, что стратегия экономического развития Республики Бурятия во многом базируется на освоении минерально-сырьевой базы благородных, черных, легирующих, цветных и редких металлов (молибдена, вольфрама) и топливно-энергетического сырья, в том числе стратегического минерального сырья (бериллия, золота, платины, свинца, серебра, меди, никеля, хрома, титана, редких и редкоземельных элементов) (Игнатович, 2007; Игнатович, Филько, 1978; Бахтин, Яловик, 2007; Яловик 2010).

Изученные нами ранее в рамках Программы Президиума РАН Курбино-Еравнинский, Северо-Байкальский, Восточно-Саянский (Окинский), Джидинский рудные районы (Гордиенко, Нефедьев, 2015; Гордиенко и др., 2014; 2016; 2018₂) в настоящее время рассматриваются как крупные промышленные узлы минерально-сырьевого профиля, которые в будущем могут стать основой для формирования Восточно-Бурятского, Северо-Байкальского и Окино-Джидинского территориально-промышленных комплексов как центров экономического развития Сибири и Республики Бурятия (Минерально-сырьевой…, 2009).

В связи с этим большую перспективу и экономическую ценность представляют легкодоступные минеральные ресурсы Селенгинского рудного района с экономически развитой инфраструктурой (Бахтин и др., 2007; Таханова, 2017, Гордиенко и др., 2018₁). Здесь обнаружены и разведаны крупные месторождения: бериллиевое Ермаковское, молибденовое Жарчихинское, титановое Арсентьевское, апатитовое Ошурковское, Черемшанское кварцитовое; Халютинское редкометалльно-редкоземельное рудопроявление в карбонатитах и более мелкие недоразведанные проявления молибдена, бериллия, урана, меди, золота и других полезных ископаемых, которые при изменении ситуации на мировом рынке могут быть с успехом использованы при модернизации экономики исследованного региона и России в целом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные промышленно-значимые ресурсы стратегического минерального сырья Селенгинского рудного района связаны с магматической деятельностью позднепалеозойско-раннемезозойского этапа. Активные внутриплитные (рифтогенные) процессы, проявленные в позднем палеозое-мезозое, привели к формированию эндогенных месторождений редких металлов, титана, золота и редкоземельных элементов, а также нерудного апатитового и кварцевого сырья постмагматического и гидротермально-метасоматического генезиса. В настоящее время установлено, что в этих процессах главную роль играли мантийные плюмы и потоки глубинных трансмагматических растворов (флюидов), которые концентрировались в верхних горизонтах рудно-магматических систем, в зонах развития даек и разрывных нарушений. Действие плюмов, по-видимому, продолжалось длительное время, от позднего палеозоя до мезозоя включительно, и имело пульсирующий характер. Этим обусловлена разновозрастность магматизма и рудообразующих процессов практически на всех рудных объектах Селенгинского рудного района.

Новые фактические материалы по минерагении Селенгинского рудного района представляют собой научную основу формирования минерально-сырьевой базы Саяно-Байкальского региона и на современном уровне могут быть эффективно использованы при строительстве промышленных горно-обогатительных комбинатов, а также при проведении поисково-оценочных работ как на ранее известных, так и на новых объектах.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность академику В.В. Ярмолюку за критические замечания и пожелания, способствовавшие улучшению качества статьи, а также М.Ш. Бардиной и А.А. Каленых за помощь по техническому оформлению работы.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы Президиума РАН № 1.4П “Месторождения стратегического сырья в России: инновационные подходы к их прогнозированию, оценке и добыче” и частично грантов РФФИ № 15-05-01633а и №18-45-030016 р_а.

 

1 Здесь и далее буквой «ф» помечены неопубликованные (рукописные) отчеты, хранящиеся в Бурятском филиале ФБУ “Территориального фонда геологической информации (ТФГИ) по Сибирскому федеральному округу”.

About the authors

I. V. Gordienko

Geological Institute, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: gord@pres.bscnet.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

R. A. Badmatsyrenova

Geological Institute, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gord@pres.bscnet.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

V. S. Lantseva

Geological Institute, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gord@pres.bscnet.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

A. L. Elbaev

Geological Institute, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: gord@pres.bscnet.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

References

Supplementary files