Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 505, № 1, стр. 18-23

ВВЕДЕНИЕ

Ермаковское F–Be-месторождение, крупнейшее в России и одно из крупнейших в мире месторождений бериллия, расположено в Западном Забайкалье в 140 км восточнее г. Улан-Удэ. Геологическое строение месторождения, состав руд и их генезис изучались многими исследователями, среди которых можно отметить А.И. Гинзбурга, В.И. Гальченко, Я.А. Косалса, Н.П. Заболотную, М.И. Новикову, И.И. Куприянову, Ф.Г. Рейфа и др. В более поздних работах были детально охарактеризованы: последовательность образования интрузивных пород рудного поля [5–7]; условия кристаллизации и дегазации штока рудоносных эгириновых гранитов и состав магматических флюидов [8]; особенности строения прожилковых Ве-руд и металлоносность рудообразующих растворов [2, 3, 9].

Ермаковское месторождение располагается в прибортовой части Кижингинской мезозойской рифтогенной впадины и локализовано в карбонатно-терригенной толще, сохранившейся в виде сравнительно крупного провеса кровли в поле распространения палеозойских гранитоидов (рис. 1). Вмещающая толща представляет собой субширотную асимметричную синклиналь. Метаморфизованные песчаники слагают ядро синклинали, тогда как толща переслаивающихся доломитов, известняков и амфибол-пироксен-биотитовых сланцев образует крылья синклинали. Исключительно широко в рудном поле месторождения распространены дайки основного, среднего и кислого состава (см. рис. 1). Гидротермально измененные породы представлены следующими разновидностями: 1) альбитовые и кварц-альбит-микроклиновые метасоматиты по домезозойским гранитам и пегматитам; 2) гранат-пироксеновые и пироксен-везувиановые скарны, развивающиеся по карбонатным и силикатным породам, включая некоторые магматические образования; 3) микроклиниты, замещающие как метаосадочные, так и изверженные породы; 4) жилообразые зоны флюоритизации, характерные для всех типов пород внутри рудного поля, контролирующиеся тектоническими нарушениями.

Рис. 1.

Схема геологического строения Ермаковского месторождения (составлено по материалам В.И. Гальченко, В.П. Шабанова). 1 – конгломераты, гравелиты, песчаники; 2 – метаморфизованные песчаники с прослоями известняков и сланцев; 3 – доломиты; 4 – дайки сиенит-порфиров; 5 – дайки диоритовых порфиритов; 6 – лейкократовые субщелочные граниты (массив “Шток”); 7 – граниты, гранодиориты; 8 – кристаллические сланцы; 9 – габбро, габбро-диориты; 10 – сиениты; 11 – скарны; 12 – рудные зоны и их номера; 13 – тектонические нарушения. Звездочками помечены места отбора проб на изотопное датирование.

Происхождение бериллиевого оруденения связывается со штоком лейкократовых эгиринсодержащих субщелочных гранитов [8]. Руды весьма многообразны по своему облику и составу, основная их масса представлена апоизвестняковыми фенакит-бертрандит-флюоритовыми метасоматитами. Существенная доля руд представлена жильным выполнением зон крупнообломочных брекчий (II, XII зона) и прожилков (I, II зоны). По данным рудничных геологов, бертрандит преобладал на верхних горизонтах месторождения, которые к настоящему времени отработаны, а на нижних горизонтах главного карьера преобладают фенакитовые руды.

Промышленное значение имеют фенакит-микроклин-флюоритовые залежи с высоким содержанием ВеО (до 4%, в среднем 1.19%), образовавшиеся путем метасоматического замещения известняков. Более бедное прожилково-вкрапленное оруденение распространено незначительно и развито преимущественно в алюмосиликатных породах: скарнах, кристаллических сланцах и изверженных породах.

Имеющиеся данные по возрасту магматических пород, присутствующих в рудном поле месторождения, опубликованные в работе [6], позволили выделить дорудные магматические породы: габброиды и гнейсовидные граниты (333–316 млн лет); дайки основного и кислого состава – трахидолериты, трахиандезиты, трахириолиты (325 ± 3 млн лет). Рудоносные лейкократовые эгиринсодержащие граниты (226 ± 1 млн лет, по данным U–Pb-датирования методом TIMS, 224 ± 1.3 млн лет по данным Rb–Sr-изохронного датирования) образуют слабо эродированный (0.01 км² на поверхности), расширяющийся с глубиной выступ Ермаковской интрузии. Рудные тела группируются вокруг этого выступа на удалении от 100 до 400 м, но в самих гранитах F–Be-оруденение не обнаружено, хотя их локальная флюоритизация сопровождается 2–4-кратным повышением содержания Ве. Возраста руд, определенные Rb–Sr-изохронным методом по калиевому полевому шпату (КПШ) и флюориту, флогопиту и флюориту, имеют значения 225.5 ± 1.3 и 225.9 ± 1.2 млн лет соответственно. Позднее было проведено U–Pb-датирование апатита из руд Ермаковского месторождения и получены две близкие по возрасту датировки – 225.1 ± 6.2 и 219 ± 1.2 млн лет [13].

Пострудный магматизм представлен единичной дайкой фельзитов, имеющей секущие взаимоотношения с другими породными комплексами, и лишенной признаков гидротермальной проработки в местах пересечения ею рудных залежей. Возраст фельзитов определен Rb–Sr-методом по 6 валовым пробам и составляет 161 ± 5 млн лет [6]. Хотя ранее была опубликована Rb–Sr-датировка в 184 млн лет [5].

РЕЗУЛЬТАТЫ ⁴⁰Ar/³⁹Ar-ДАТИРОВАНИЯ И ОБСУЖДЕНИЕ

Для уточнения возраста руд было проведено ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирование по КПШ и милариту – калийсодержащему водному силикату бериллия (KCa₂(Be₂AlSi₁₂O₃₀) ⋅ H₂O) из разных рудных тел Ермаковского месторождения. Минералы были отобраны из I (КПШ), II (КПШ), XII (КПШ) и XVII (миларит) рудных зон месторождения (см. рис. 1).

⁴⁰Ar/³⁹Ar-изотопное датирование проводилось по ранее опубликованной методике [10] в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск).

В результате датирования получено две группы значений возрастов – 169.8–170.6 и 182.5 млн лет (рис. 2).

Рис. 2.

⁴⁰Ar/³⁹Ar-спектры минералов руд Ермаковского F–Be-месторождения: а – КПШ из руд первой рудной зоны (обр. Е-5-6); б – КПШ из руд второй рудной зоны (обр. Ер-2-37); в – КПШ из руд двенадцатой рудной зоны (обр. Ер-12-1); г – миларит из руд семнадцатой рудной зоны (обр. Ер-17).

Впервые ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датировка получена непосредственно по бериллиевому минералу – милариту. Проба для датирования была отобрана из крупного кристалла, радиально-лучистого, без видимых включений, примесей других минералов и вторичных преобразований. В возрастном спектре миларита (образец Ер-17) выделяется устойчивое плато в высокотемпературной части спектра, состоящее из четырех последовательных ступеней, составляющих ~50% выделенного ³⁹Ar с возрастом 182.5 ± 3.0 млн лет.

Датирование КПШ из разных рудных зон Ермаковского месторождения показало согласующиеся значения изотопного возраста в интервале 169.8–170.6 млн лет (рис. 2). Однако в возрастном спектре КПШ (образец Е-5-6) в соответствии с критериями [11, 12] возрастное плато выделить не удалось. Вместе с тем среднее значение возраста по двум ступеням в высокотемпературной части возрастного спектра образца Е-5-6 совпадает со значениями возраста, полученными по возрастным плато образцов КПШ Ер-2-37 и Ер-12-1 и составляет 170.4 ± 2.8 млн лет.

Наличие в низкотемпературной части возрастного спектра КПШ из рудной зоны I (обр. Е-5-6) ступеней с более древними значениями возраста позволяет предполагать более ранний возраст их формирования с последующим переуравновешиванием K–Ar-изотопной системы на рубеже 170.4 млн лет. Калиевый полевой шпат, как один из минералов наиболее подверженных вторичным изменениям, может отражать возраст наложенных геологических процессов. По-видимому, полученное значение (около 170 млн лет) отвечает возрасту воздействия эпигенетических процессов, возможно, дайкового магматизма, на K–Ar изотопную систему в КПШ.

Полученная ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датировка миларита (182.5 ± 3 млн лет) моложе ранее опубликованных данных по возрасту рудогенерирующих щелочных гранитов и бериллиевых руд (226–219 млн лет). Проверка результатов ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования путем построения изохрон показала их полную сходимость с данными по возрасту плато. Это обстоятельство повышает достоверность полученных нами возрастных датировок, следовательно, такая разница в возрасте скорее всего обусловлена геологическими причинами.

Магматические породы, отвечающие этому возрастному этапу (около 180 млн лет) в рудном поле Ермаковского месторождения, несмотря на достаточно хорошую изученность, неизвестны. Поэтому одной из причин большой разницы между возрастом рудоносных щелочных гранитов и оруденения может быть длительное остывание рудогенерирующего гранитоидного массива. Действительно, данные по термохронологии Ангаро-Витимского батолита показали, что становление и кристаллизация крупных гранитоидных массивов – достаточно длительный процесс, протекающий на протяжении более ста млн лет [10]. Исследования Ф.Г. Рейфа (2008) показали, что рудогенерирующий щелочно-гранитный массив “Шток”, присутствующий на Ермаковском месторождении, вместе с аналогичным массивом на Оротском бериллиевом месторождении, удаленном от Ермаковского на 30 км, представляют собой выступы единого крупного магматического резервуара. Следовательно, становление такого относительно крупного массива могло происходить в течение достаточно продолжительного времени.

Термобарогеохимические исследования руд XVIII рудной зоны показали, что рудообразование происходило в относительно высокобарических и, следовательно, в достаточно глубинных, условиях [1]. Глубинные условия кристаллизации обусловили медленное остывание материнского интрузива, в течение которого могло происходить несколько импульсов выделения рудообразующих флюидов. В то же время продукты таких последовательных импульсов рудообразования, отражающих разные стадии остывания рудно-магматической системы, достоверно не установлены. Возможно, это связано с малым количеством датировок разных типов бериллиевой минерализации. Хотя формирование такого крупного месторождения, уникального по количеству видов бериллиевых минералов, характеризующегося наличием большого количества пространственно разобщенных рудных зон, отличающихся по составу бериллиевых минералов, должно было происходить в ходе достаточно длительной эволюции рудообразующей системы.

Другой причиной проявления поздних этапов рудообразования может быть более поздний магматизм, проявленный в рудном поле месторождения дайкой фельзитов, считающейся пострудной, возраст которой определяется в интервале 184–161 млн лет, по данным Rb–Sr-изотопного датирования [5, 6]. Пространственная связь оруденения с дайками сиенитов отмечается на XVIII рудной зоне, где бериллиевая минерализация представлена ассоциацией Ca–Na-бериллосиликатов (лейкофан-мелинофан-эвдидимит), замещающей ранний фенакит. Возраст этих даек не определен, однако растворы, формировавшие руды XVIII зоны, отличаются повышенной щелочностью, что позволяет предполагать генетическую связь Ca–Na-бериллосиликатов с щелочным дайковым магматизмом [1].

Главным бериллиевым минералом руд Ермаковского месторождения является фенакит BeSiO₄, отложение которого происходило на ранней стадии рудообразования, тогда как миларит-бавенитовая минерализация формировалась на самой поздней сульфидно-карбонатной стадии [4]. Четкого структурного перерыва между стадиями не обнаружено, но наблюдается замещение раннего фенакита агрегатами миларита, бавенита и кальцита. Промежуток времени между стадиями рудоотложения неизвестен, однако взаимоотношения бериллиевых минералов показывают, что миларит формировался позже главных флюорит-фенакитовых руд, практически на завершающем импульсе (этапе) рудообразования Ермаковского месторождения. Возможно, этот импульс связан с дайковым магматизмом, однако для уточнения этого вопроса необходимо проведение дополнительных геохронологических исследований пострудных даек.

Таким образом, результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования минералов из руд Ермаковского F–Be-месторождения позволяют сделать вывод, что процессы минералообразования происходили в течение достаточно длительного периода в промежутке 225–170 млн лет.