1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Литология и полезные ископаемые
  4. № 3, 2023

Литология и полезные ископаемые, 2023, № 3, стр. 299-314

Новые данные о возрасте рудовмещающих отложений озерного полиметаллического месторождения (Западное Забайкалье)

О. Р. Минина a, *, И. В. Гордиенко a, Б. Б. Дамдинов a, В. С. Ташлыков a, Т. А. Гонегер a, М. С. Скрипников a, В. С. Ланцева a, В. Б. Хубанов a, Е. В. Кислов a

a Геологический институт им. Н.Л. Добрецова СО РАН
670047 Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Россия

* E-mail: minina@ginst.ru

Поступила в редакцию 12.09.2022
После доработки 21.09.2022
Принята к публикации 09.01.2023

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены результаты литологического, биостратиграфического и U-Pb геохронологического (детритовые цирконы) изучения вулканогенно-терригенной озерной пачки верхней подсвиты нижнепалеозойской олдындинской свиты, вмещающей колчеданно-полиметаллические руды Озерного месторождения (Курбино-Еравнинский рудный район, Западное Забайкалье). Изучены первый, второй и “кристаллотуфовый” продуктивные горизонты первого рудоносного уровня озерной пачки. Она представлена чередованием туфов, известковистых, кремнистых, углистых туффитов, пелитоморфных известняков, известняковых гравелитов с прослоями и линзами оруденелых туфоконглобрекчий и пластами полосчатых сидеритовых колчеданных руд. Впервые в известковистых туфоалевролитах и известняках второго и “кристаллотуфового” продуктивных горизонтов установлены мшанки, водоросли и палинофлора. Эти данные свидетельствуют о раннекаменноугольном, турнейском времени накопления отложений. Результаты U-Pb геохронологических исследований детритовых цирконов из оруденелой туфоконглобрекчии третьего продуктивного горизонта ограничивают нижний предел времени формирования пород как не древнее позднего кембрия.

Ключевые слова: олдындинская свита, озерная пачка, биостратиграфия, детритовые цирконы, ранний карбон.

Уникальное по запасам Озерное колчеданно-полиметаллическое месторождение расположено в Курбино-Еравнинском рудном районе Западного Забайкалья, на южной окраине Витимского плоскогорья [Гордиенко, Нефедьев, 2015; Государственная …, 2016 и др.]. В тектоническом плане рассматриваемая территория представляет собой фрагмент палеозойской Удино-Витимской островодужной системы (рис. 1) [Гордиенко и др., 2010]. Уцелевшие до наших дней от эрозии части УВОС собраны в обособленные вулканотектонические структуры (ВТС), наиболее крупная из них – Еравнинская, включающая Озернинский рудный узел (см. рис. 1).

Рис. 1.

Современное тектоническое положение Удино-Витимской островодужной системы среди докембрийских и палеозойских структур Забайкалья (по [Гордиенко и др., 2010]). 1 – Сибирский кратон; 2 – террейны: (а – кратонные (AR-PR1): Западно-Прибайкальский – WB, Шарыжалгайский – SZ, Западно-Становой – WS, Аргунский – Arg, Муйско-Становой – MS; б – метаморфические задуговых бассейнов (PZ): Хамардабанский – KhD, Яблоново-Малханский – YaM); 3 – турбидитовые террейны (а – R2‒3: Баргузинский – Br, Верхневитимский – UV, б – PZ2‒3: Монголо-Охотский – МО); 4 – средне-верхнерифейские спрединговые зоны с фрагментами офиолитов (римские цифры в кружках): I – Бурлинская, II – Шаманская (Усой-Точерская), III – Абага-Оланская, IV – Юмурченская, V – Бирамьинская; 5 – фрагменты верхнерифейских и венд-кембрийских островных дуг в пределах Верхневитимского турбидитового террейна: Метешихинская – М, Ангино-Таланчанская – АТ, Келянская – К; 6 – участки широкого развития силлов метадолеритов в верхнерифейских метаморфических толщах Верхневитимского турбидитового террейна: Витимский – V, Байсинский – B; 7 – Удино-Витимская островодужная система (UVIAS) (а), с сохранившимися фрагментами венд-кембрийских вулкано-тектонических структур (б) (арабские цифры в кружках): 1 – Еравнинская, 2 – Олдындинская, 3 – Кыджимитская, 4 – Бейсыханская, 5 – Абагинская, 6 – Мылдылгенская, 7 – Курбино-Онинская, 8 – Джидотойская, 9 – Верхнекондинская; 8 – венд-нижнепалеозойская Джидинская островодужная система (Dzh); 9 – фрагменты наложенных герцинских прогибов (арабские цифры внутри контура): 1 – Урминский, 2 – Багдаринский, 3 – Уакитский, 4 – Бамбуйско-Олингдинский, 5 – Ульдзутуйско-Химгильдинский; 10 – крупные тектонические разломы с элементами сдвигов, ограничивающие УВОС: I – Селенгино-Витимский, II – Тугнуй-Кондинский, III – Боргой-Большереченский, IV – Калакан-Каларский. Гранитоиды, мезозойские и кайнозойские структуры не детализированы (сняты с карты).

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ ЕРАВНИНСКОЙ ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ

Традиционно считалось, что Озернинский рудный узел (Еравнинская ВТС) сложен вулканогенно-осадочной олдындинской (Є1), терригенными химгильдинской (Є1‒2) и исташинской (Є3‒О1) свитами [Язмир, 1972; Язмир и др., 1975; Беличенко, 1977; Бутов, 1996 и др.]. В результате исследований последних лет показано, что в пределах Курбино-Еравнинского рудного района локализованы три структурно-формационных комплекса: каледонский (Є–О2), раннегерцинский (S2–C1) и позднегерцинский (C2–P1), находящихся в сложных структурных соотношениях (рис. 2) [Руженцев и др., 2009, 2012; Гордиенко и др., 2010, 2013; Минина и др., 2011, 2013, 2016; Гордиенко, 2014; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Государственная …, 2016]. Колчеданно-полиметаллические руды Озерного месторождения связывают с нижнепалеозойской олдындинской свитой каледонского комплекса.

Рис. 2.

Схема геологического строения Еравнинской ВТС (Озернинский рудный узел), по [Гордиенко и др., 2013] с дополнениями. 1 – мезо-кайнозойские отложения впадин; 2–4 – островодужный комплекс ‒ олдындинская свита (Є1О2ol): 2 – терригенно-карбонатная толща, 3 – риолитовая толща, 4 – андезит-дацитовая толща; 5 – олдындинский субвулканический комплекс (πЄ1ol); 6 – андезитовая толща (O2); 7–10 – комплекс верхнепалеозойских отложений: 7 – озернинская карбонатно-терригенная толща (S2?‒D3f), 8 – кыджимитская терригенно-туфогенная толща (D3fm–C1t), 9 – ульзутуйская туфогенно-карбонатно-терригенная толща (C1v-s), 10 – сурхебтинская андезито-базальтовая толща (C2‒3); 11–13 – магматические комплексы верхнего палеозоя: 11 – вулканогенный игнимбрит-риолитовый комплекс, 12 – граносиенитовый комплекс, 13 – габброидный комплекс; 14 – разрывные нарушения (а), элементы залегания слоистости (б); 15 – места отбора проб из магматических пород и их U-Pb и Ar-Ar изотопный возраст (млн лет); 16 – места находок фауны и флоры; 17 – местоположение опорной скважины № 32.

Каледонский комплекс (Є–О2) представлен дифференцированными вулканитами, ассоциирующими с известняками олдындинской свиты, и субвулканическими телами олдындинского комплекса (рис. 3). В составе свиты (мощность от 250 до 1600 м) выделены две подсвиты. Нижняя подсвита представлена биогермными известняками и туфово-тефроидной толщей дацитов и андезитов с прослоями грубозернистых вулканомиктовых пород. Видовой состав археоциат, трилобитов и водорослей соответствует атдабанскому, ботомскому и отчасти тойонскому ярусам нижнего кембрия [Язмир и др., 1975 и др.]. Вулканиты имеют возраст 529–530.8 млн лет и соответствуют нижней части кембрия. Новые данные, полученные по археоциатам и крибрициатам из биогермных известняков нижней подсвиты, позволили ограничить время их накопления позднеатдабанским–ботомским веками раннего кембрия [Скрипников и др., 2021]. Верхняя подсвита сложена вулканитами андезит-дацит-риолитового ряда с вулканомиктовыми породами. Известняки здесь практически отсутствуют. U-Pb возраст вулканитов определен в 517–466 млн лет и соответствует тойонскому веку раннего кембрия–среднему ордовику [Руженцев и др., 2012; Гордиенко и др., 2013; Ланцева, 2014 и др.]. Стратифицированные образования свиты ассоциируют с многочисленными телами плагиогранитов, гранит-порфиров, кварцевых и плагиопорфиров олдындинского комплекса с U-Pb возрастом 513–516 млн лет [Руженцев и др., 2012; Гордиенко и др., 2013].

Рис. 3.

Разрез палеозойских отложений Озернинского рудного узла (Еравнинская подзона) (с использованием данных из работы [Руженцев и др., 2012]). 1 – вулканиты кислого состава; 2 – вулканиты риолит-дацит-андезитового ряда; 3 – туфопесчаники, туфогравелиты, туфоалевролиты, туффиты; 4 – известняки; 5 – алевролиты известковистые; 6 – песчаники, гравелиты, конгломераты; 7 – переслаивание песчаников, алевролитов, аргиллитов, известняков, известковистых туффитов, блоки вулканитов и биогермных известняков; 8 – трансгрессивные контакты; 9 – комплексы байкалид. Цифры на схеме: 1, 2 – типы разрезов олдындинской свиты: 1 – карбонатный, 2 – вулканогенный; 3–5 – толщи: 3 – озернинская, 4 – кыджимитская, 5 – ульзутуйская; 6, 7 – свиты: 6 – сурхебтинская, 7 – тамирская.

В составе раннегерцинского комплекса (S2–C1) рассматриваются карбонатно-терригенная озернинская (S2?–D3f), терригенно-туфогенная кыджимитская (D3fm–C1t) и туфогенно-карбонатно-терригенная ульзутуйская (C1v-s) толщи, выделенные из состава олдындинской свиты [Минина и др., 2008, 2011, 2016; Руженцев и др., 2009, 2012; Аристов и др., 2010 и др.]. Озернинская толща является основанием этого комплекса и с несогласием, подчеркнутым базальными конгломератами, залегает на нижнепалеозойских известняках и вулканитах олдындинской свиты (см. рис. 3) [Руженцев и др., 2012; Минина и др., 2016].

Позднегерцинский комплекс (C2–P2) представлен основными и средними вулканитами сурхебтинской толщи (С2‒3) и кислыми вулканитами тамирской свиты (P2) [Гордиенко, 2003, 2014; Гордиенко и др., 2010, 2013; Руженцев и др., 2012]. Верхнепалеозойские вулканиты образуют единую ассоциацию с гранитами зазинского комплекса, являясь составной частью трансрегионального Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса [Гордиенко и др., 2010; Руженцев и др., 2012 и др.].

Выделенные комплексы формировались соответственно в каледонский, ранне- и позднегерцинский этапы развития Удино-Витимской островодужной системы [Гордиенко и др., 2010, 2013; Гордиенко, 2014; Руженцев и др., 2009, 2012; Минина и др., 2013, 2016]. Палеозойские толщи прорваны гранитоидами позднепалеозойского бичурского комплекса [Государственная …, 2016 и др.].

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Объектом наших исследований стала нижнепалеозойская олдындинская свита, вмещающая колчеданно-полиметаллические руды Озерного месторождения. Несмотря на относительно высокую степень изученности месторождения, до сих пор остаются дискуссионными генезис руд, их возраст и условия локализации [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972; Васильев, 1977; Ковалев, Дистанов, 1983; Царев, 1983; Гордиенко и др., 2013; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Государственная …, 2016 и др.]. Преобладают две точки зрения на происхождение руд ‒ вулканогенно-осадочное [Дистанов и др., 1972; Дистанов, 1977; Васильев, 1977; Ковалев, Дистанов, 1983; Гордиенко, Нефедьев, 2015 и др.] и гидротермально-метасоматическое [Царев, 1983; Царев, Фирсов, 1988]. Предполагается, что по времени формирования месторождение и аналогичные ему проявления являются или раннекембрийскими, или мезозойскими. Противоречивость предложенных моделей образования Озерного месторождения, на наш взгляд, во многом обусловлена недостатком сведений о составе, возрасте и условиях формирования осадочных и вулканогенных комплексов, вмещающих оруденение. Поэтому наши исследования были направлены на доизучение состава рудовмещающей олдындинской свиты Озерного месторождения и уточнение ее возраста. Разработка месторождения в настоящее время ведется ООО “Озерное” открытым способом, и фрагменты разреза олдындинской свиты вскрываются в стенках карьера. Авторы имели возможность изучить первый, второй и “кристаллотуфовый” продуктивные горизонты первого рудоносного уровня озерной пачки олдындинской свиты, по [Дистанов и др., 1972 и др.]. Для изучения состава пород и оценки их возраста были отобраны пробы для петрографических, палеонтологических и U-Pb изотопных (детритовые цирконы) исследований.

Геохронологические U-Pb исследования детритовых цирконов проведены в ЦКП “Геоспектр” ГИН СО РАН с использованием системы LA-ICP-MS на базе магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR с приставкой лазерного пробоотбора UP-213. Диаметр кратера составлял 20 мкм. Для калибровки использовался комплекс стандартов GJ-1, Plesovice. Обработка экспериментальных данных проведена с применением программы ISOPLOT. Для геологической интерпретации использованы только те оценки возраста, дискордантность которых не превышала 10%. Для палинологических исследований пробы отбирались послойно, преимущественно по наименее измененным, темноцветным и сероцветным, тонкозернистым разностям вулканогенно-осадочных пород. Изучение проб (31 проба) проводилось в лаборатории Воронежского госуниверситета (палинолог Л.Н. Неберикутина). Использовалась методика комплексного изучения органомацерата, просматривался весь полученный осадок (до 30‒50 препаратов, насчитывалось не менее 50‒60 форм). Определяющим критерием возрастной характеристики палинокомплекса был его качественный состав [Методические …, 1987]. Петрографический состав пород изучен (31 шлиф) на микроскопе Olimpus BX5 (петрограф А.В. Патрахина).

В настоящей статье рассмотрены первые результаты этих исследований.

СТРАТИГРАФИЯ ОЗЕРНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Уникальное Озерное колчеданно-полиметаллическое месторождение расположено в центральной части Озернинского рудного узла (см. рис. 2). Нижнепалеозойская олдындинская свита, вмещающая рудные залежи, слагает крыло крупной Озерной синклинальной структуры (размеры 2.5 × 1.5 км), которая имеет асимметричное блоковое строение, осложненное более мелкими складками [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972; Дистанов, 1977; Васильев, 1977; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Государственная …, 2016 и др.]. Наиболее полный разрез олдындинской свиты в пределах месторождения вскрыт скважиной 32 [Дистанов и др., 1972; Нефедьев, Виноградов, 1982 и др.] при разведке глубоких горизонтов месторождения. Видимая мощность отложений, установленная по скважине, превышает 1130 м.

Согласно стратиграфической схеме (неопубликованные данные Р.С. Тарасовой, 1975 г.), нижнекембрийская олдындинская свита подразделяется на две подсвиты – нижнюю и верхнюю (рис. 4). В нижней подсвите (мощность более 1300 м) выделяются северная и гурвунурская пачки. Северная пачка (Є1ol1sv), мощностью не менее 660‒880 м, сложена туфами и лавами эффузивов кислого и реже среднего составов, переслаивающимися с кремнистыми, известковистыми и углистыми туффитами, серыми пелитоморфными известняками. Гурвунурская пачка (Є1ol1gr), мощностью 280‒550 м, включает туфы кислых эффузивов и лавы риолит-дацитовых порфиров, туффиты, углистые туффиты, известняки и туфы.

Рис. 4.

Фрагмент геологической карты Озерного месторождения (по неопубликованным данным Р.С. Тарасовой, 1975 г., масштаб 1 : 5 000, с дополнениями). 1 – дайки долеритов (T-I); 2 – сиенит-порфиры и граносиенит-порфиры (T-I); 3–7 – субвулканический комплекс (Є1): 3 – дайки андезитовых порфиритов, 4 – автомагматические брекчии дацитовых порфиритов, 5 – диабазовые порфириты (зеленокаменно-измененные), 6 – автомагматические брекчии риолит-дацитовых порфиров, 7 – агломератовые брекчии и лавобрекчии жерловой фации; 8–14 –олдындинская свита (Є1): 8–12 – верхняя подсвита, озерная пачка (Є1ol2oz): 8 – “кристаллотуфовый” горизонт (Є1ol2oz5), 9 – второй продуктивный горизонт (Є1ol2oz4), 10 – первый продуктивный горизонт (Є1ol2oz3), 11 – туффитовый горизонт (Є1ol2oz2), 12 – “туфолавовый” горизонт (Є1ol2oz1), 13, 14 – нижняя подсвита, гурвунурская пачка (Є1ol2gv): 13 – верхний горизонт, 14 – нижний горизонт; 15–23 – литологический состав пород: 15 – “туфолавы” и лавы андезитовых порфиритов, 16 – туфы кристаллокластические, 17 – игнибриты, 18 – туффиты известковистые, 19 – туффиты углистые, 20 – тонкое переслаивание известковых и углистых туффитов и известняков, 21 – известняковые брекчии с туфовым цементом, 22 – туфогравелиты с известняковым цементом, 23 – известняки; 24, 25 – рудные тела: 24 – колчеданные, свинцово-цинковые, 25 – сидеритовые; 26, 27 – литологические границы: 26 – установленные, 27 – предполагаемые; 28 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые; 29 – элементы залегания пород; 30 – местоположение изученных разрезов.

Верхняя подсвита, мощностью около 1000 м, включает озерную и сухореченскую пачки. Озерная пачка (Є1ol2oz) имеет мощность около 550 м. Нижняя ее часть (мощность 120‒160 м) сложена туфами и лавами среднего и кислого составов. Средняя часть (мощность 200‒250 м) представлена туфами, известковистыми, кремнистыми и углистыми туффитами, слоистыми и массивными известняками, рифогенными известняками, известковистыми брекчиями и гравелитами с туфовым цементом. Верхняя часть (видимой мощностью 213 м) сложена туфами эффузивов кислого состава, кремнистыми, известковистыми и углистыми туффитами и туфоалевролитами с прослоями туфов, туфопесчаников, мергелей. Озерная пачка слагает ядра и крылья синклиналей и является вмещающей для руд Озерного полиметаллического месторождения. Сухореченская пачка (Є1ol2sr), мощностью около 500 м, развита преимущественно в районе месторождений Магнетитовое и Назаровское и сложена крупнообломочными, агломератовыми туфами и лавами андезитовых порфиритов, туфами кислого и среднего составов. В верхней части этой пачки преобладают белые и серые известняки, доломиты, промежуточные их разности. В целом для олдындинской свиты характерны мелкие сингенетичные осадконакоплению складки оползания и оползневые брекчии, присутствие разнообломочных известняковых брекчий, резкие фациальные переходы и изменение мощности слоев [Дистанов и др., 1972; Васильев, 1977 и др.]. Метаморфизм в породах достигает серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации. На зеленокаменные изменения накладываются гидротермально-метасоматические преобразования пород, приконтактовые и динамометаморфические изменения, интенсивно проявленные в пределах всего Озернинского рудного узла.

По данным [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972 и др.], рудные сульфидные тела Озерного месторождения представляют собой серию расположенных друг над другом пластовых и пластообразных залежей, разделенных безрудными слоями осадочных и вулканогенных пород. Мощности залежей и безрудных зон изменяются от 5 до 30 м. Рудовмещающая озерная пачка включает три рудоносных уровня (снизу вверх). Первый рудоносный уровень сложен колчеданно-полиметаллическими рудами, второй уровень объединяет бедные колчеданные руды, третий представлен колчеданными и колчеданно-полиметаллическими рудами. Колчеданно-полиметаллические руды первого уровня залегают выше глубины 350 м. В его составе выделено пять продуктивных горизонтов [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972 и др.]. Рудные тела согласны с вмещающими породами. Их внутреннее строение неоднородно и представлено чередованием слоев колчеданно-полиметаллических руд, в различной степени оруденелых туфов, туффитов и известняковых брекчий. Главные рудные минералы ‒ пирит и сфалерит, второстепенные ‒ галенит и магнетит.

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ИЗУЧЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ РУДОВМЕЩАЮЩЕЙ ОЗЕРНОЙ ПАЧКИ

Нами изучены фрагменты разрезов первого, второго и “кристаллотуфового” продуктивных горизонтов первого рудоносного уровня озерной пачки (верхняя подсвита олдындинской свиты) (см. рис. 4).

Первый продуктивный горизонт (Є1ol2oz3) сложен известняками, известняковыми брекчиями с туфовым цементом и гравелитами, туфами, туффитами и колчеданными рудными телами. Второй продуктивный горизонт (Є1ol2oz4) представлен известняками, их брекчиями, гравелитами, разнообломочными туфами кислого состава, туффитами, колчеданно-полиметаллическими рудными телами, сидеритовыми рудами. “Кристаллотуфовый” горизонт (Є1ol2oz5) включает известняки, известняковые брекчии и гравелиты с прослоями и линзами туфов, туффитов, кристал-локластических туфов и лав кислого состава.

Фрагмент разреза (ОZ-1) первого продуктивного горизонта (Є1ol2oz3) (рис. 5, 6а) включает (снизу вверх).

Рис. 5.

Фрагменты разрезов первого, второго и “кристаллотуфового” продуктивных горизонтов озерной пачки (Є1ol2oz). 1 – кремнистые туффиты; 2 – известковистые туфоалевролиты; 3 – известковистые песчаники; 4 – микритовые известняки с органогенным несортированным детритом; 5 – углистые туффиты; 6 – туффиты; 7 – известковистые туффиты; 8 – известково-туфовый оруденелый цемент брекчии; 9 – известняки биогермные; 10 – туфы кислого состава; 11 – туфы андезидацитового состава; 12 – рудные тела; 13 – карстовые полости в биогермных известняках; 14 – номера проб для петрографических и палинологических исследований; 15 – место сбора: а – водорослей, б – мшанок. Буквенные обозначения: ОZ-1 (Є1ol2oz3) – первый рудный горизонт, ОZ-2 (Є1ol2oz4) – второй рудный горизонт, ОZ-3 (Є1ol2oz5) – “кристаллотуфовый” горизонт.

Рис. 6.

Характер обнажений и типы пород озерной пачки олдындинской свиты (карьер Озерного месторождения). а – общий вид фрагмента разреза первого продуктивного горизонта; б – общий вид обнажения второго продуктивного горизонта; в – переслаивание оруденелых туфоалевролитов, туфопесчаников, туфогравелитов (фрагмент обнажения второго продуктивного горизонта); г – тонкое переслаивание известковистых и углистых туффитов, колчеданных руд (образец oz-21-9/5); д – известковистые туффиты с прослоями углистых туффитов, туфоалевролитов и пепловых туфов, текстуры взмучивания слойков, размыва с западинами в подстилающих слойках (образец oz-21-10/8); е – оруденелая псефито-псаммитовая туфоконглобрекчия (образец oz-21-10); ж – текстуры подводного оползания осадка в пачке переслаивания оруденелых туффитов и туфоалевролитов образец (oz-21-9/2).

1. Тонкое (первые мм) переслаивание темно-серых псаммитовых туфов, туфоалевролитов, туфоаргиллитов, кремнистых туффитов, в верхней части ‒ прослой (0.3 см) углистых туфоалевролитов. Мощность ‒ более 3 м.

2. Переслаивание (первые см) серо-зеленых туфоалевролитов и туфоаргиллитов с прослоями темно-серых углистых алевролитов. Мощность ‒ 1.1 м.

3. Тонкое переслаивание темно-серых известковистых и кремнистых туффитов, туфоаргиллитов, углистых туфоалевролитов, с точечными скоплениями рудного, линзовидные прослои (первые см) колчеданной руды. Мощность ‒ 2.8 м.

4. Чередование зеленовато-серых андезитов и грязно-серых кристалло-литокластических псаммитовых туфов андезидацитов, тонкие прослои туфоаргиллитов. Мощность ‒ 4.5 м.

5. Чередование (первые см) биокластовых и микритовых серых известняков, серых оруденелых известковистых и кремнистых туффитов, темно-серых углистых туффитов, метатуфов и туфоалевролитов, темно-серого тонкополосчатого песчанистого известняка, насыщенного рудным веществом, пятнисто-полосчатых слоистых колчеданных руд. Терригенная примесь в известняках (до 5%) представлена плагиоклазом, кварцем, доломитом. Биокластовые известняки содержат несортированный битый детрит археоциат (иногда замещенных пиритом), криноидей, водорослей, литокласты известняков и алевролитов, прослои битуминозно-глинистого материала. Мощность ‒ более 7 м.

Общая мощность изученных отложений ‒ 19 м, элементы залегания – Аз. пад. 160 ЮВ, угол 45°.

Фрагмент разреза (ОZ-2) второго продуктивного горизонта (Є1ol2oz4), мощностью 18.8 м (см. рис. 6) (снизу вверх).

1. Известняки рифогенные белые, светло-серые, участками розовато-серые, пестроцветные, с карстовыми полостями выщелачивания. контакт с известняковыми брекчиями извилистый неровный, с западинами, заполненными зеленовато-серым туффитом. Мощность ‒ более 2 м.

2. Брекчии средне-крупнообломочные, обломки пород по составу довольно разнообразны. Большая часть (до 50%) представлена крупными обломками (до 25 см) пелитаморфных, биокластовых и рифогенных известняков. Обломки, размером от первых до 8‒10 см, сложены андезитами, кремнисто-гематитовыми яшмовидными породами, туфами, туффитами, туфоалевролитами. Матрикс брекчии представлен псефито-псаммитовыми туфогравелитами, разнообломочным туфопесчаниками с кремнисто-карбонатным и рудным цементом, в который погружены мелкие угловатые обломки кварца, сростки полевого шпата. В верхней части слоя появляются маломощные, до первых см, прослои туффитов и туфоалевролитов. Мощность ‒ 3.9 м.

3. Тонкое (первые мм) чередование зелоновато-серых туфоалевролитов, туффитов, карбонатизированных литокластических туфов, темно-серых углистых туффитов и колчеданных руд (см. рис. 6б, 6г). Характерны волнистослоистые текстуры, обусловленные чередованием прослоев разного состава, текстуры взмучивания слойков, конседиментационные дислокации смещения слоев. Среди слоистых пород отмечены глыбы (до 0.3 × 0.6 м) светлых рифогенных известняков (три) и темно-зеленых андезитов (одна). Мощность слоя ‒ 4.6 м.

4. Пачка переслаивания оруденелых темно-серых, зеленовато-серых туффитов, туфоалевролитов, туфопесчаников, туфогравелитов, слоистых серых микритовых известняков, кремнистых и углистых туфоалевролитов, тонкослоистых колчеданных руд (см. рис. 6в). Текстуры горизонтально-линзовиднослоистые, участками с полого-косоволнистой слоистостью и мелкомасштабными текстурами подводного оползания (см. рис. 6ж). На контакте туфоалевролитов и туфогравелитов наблюдались текстуры размыва слоев с западинами в подстилающих туфогравелитах, заполненными туфоалевролитовым материалом. В туфоалевролитах установлены плохой сохранности остатки мшанок. Мощность ‒ 4.8 м.

5. Тонкое переслаивание известковистых серых псаммитовых туфов, туфоалевролитов с прослоями углистых туффитов. Мощность ‒ 2.5 м.

Общая мощность фрагмента разреза ‒ более 17.8 м. Элементы залегания пород – Аз. пад. 130, угол 40°.

Фрагмент разреза (OZ-3) кристаллотуфового горизонта (Є1ol2oz5), представлен (снизу вверх).

1. Туфы кристаллокластические кислого состава, псаммитовые, мелкопятнистые с поверхности, горизонтально-прерывистослоистые. Мощность ‒ более 2.5 м.

2. Тонкое ритмичное чередование слоев (мощность до 1 см) серых известковистых и темно-серых углистых туффитов, туфоалевролитов с прослоями кремнистых туффитов, реже зеленовато-серых туфопесчаников, слоистость тонкая горизонтально-волнистая, все породы с рудной примесью. Мощность ‒ 4.9 м.

3. Туффиты зеленовато-серые, тонкослоистые, известковистые с прослоями углистых туффитов и туфоалевролитов, серых пепловых туфов, горизонты полосчатых кварцсодержащих пирит-сфалеритовых руд. Наблюдаются текстуры взмучивания слойков, размыва с западинами в подстилающих слойках, конседиментационные дислокации смещения и разрыва слоев (см. рис. 6д). Мощность ‒ 3.6 м.

4. Оруденелая туфоконглобрекчия (проба 21-10) псефито-псаммитовая с известково-туфовым оруденелым (сфалерит-пиритовым с примесью карбоната, полевого шпата) цементом. Обломки разного размера (от 1 до 15 см) представлены рифогенными и оолитовыми известняками, туфами; края обломков часто извилистые с западинами, выполненными известково-туфовым материалом (см. рис. 6е). Мощность ‒ 2.8 м.

5. Известняки доломитизированные серые, рассланцованные, с углисто-глинистой примесью, тонкой пиритовой сыпью, угловатыми обломками кварца; микритовые и мелкозернистые, волнисто-прерывистослоистые водорослевые известняки с тонкими прослойками туфоалевролитов и характерными конседиментационными мелкомасштабными подводно-оползневыми текстурами. Карбонатные породы включают линзовидные прослои серых биокластовых известняков (с детритом археоциат и раковин брахиопод моллюсков), известковистых песчаников и туфоалевролитов, маломощные прослои колчеданных руд. В верхней части слоя наблюдается прослой известняковых брекчий (0.5 м). Мощность ‒ 4.5 м.

6. Туфоконглобрекчии с известняково-туфовым оруденелым цементом. В составе обломочной части преобладают крупные (10‒40 см) овальные обломки белых мраморизованных известняков, серых пелитоморфных известняков. В верхней части брекчий отмечены прослои слоистых туфоалевролитов (до 5 см). Мощность ‒ более 5 м.

Общая мощность фрагмента разреза “кристаллотуфового” горизонта ‒ 24 м. Элементы залегания ‒ Аз. пад. 230, угол 30°.

Среди отложений, аналогичных вышеописанным, в юго-западной части карьера (второй продуктивный горизонт) присутствуют линзообразные тела андезибазальтов и водорослево-археоциатовых известняков. Известняки содержат археоциаты и водоросли нижнего кембрий). Изотопный U/Pb возраст цирконов из андезибазальтов здесь составляет 532 млн лет и соответствует раннему кембрию [Государственная …, 2016]. Следует отметить, что датированные блоки кембрийских пород (известняки с археоциатами и вулканиты) не содержат рудной минерализации.

Таким образом, изученные вулканогенно-осадочные породы озерной пачки, вмещающие рудные тела, представлены чередованием известковистых гранулометрически различных туфопесчаников, туфоалевролитов; кремнистых, известковистых и углистых тонкообломочных туффитов, туфов, биокластовых и микритовых? известняков, известковистых песчаников, псефито-псаммитовых брекчий и туфоконглобрекчий. Рудные тела локализуются среди вышеперечисленных пород и залегают согласно с общим характером напластования. Для пород характерны слоистые, часто ритмичнослоистые текстуры – с горизонтальной, волнистой, линзовидной слоистостью, участками с пологокосоволнистыми слоистыми текстурами. Мощности вмещающих пород и рудных тел варьируют от первых сантиметров до десятков метров. В тех и других встречаются текстуры подводного оползания и взмучивания слойков, текстуры размыва промоинами в подстилающих слойках, выполненными материалом вышележащих слоев; консидементационные дислокации смещения и разрыва слоев. Среди слоистых пачек безрудных и оруденелых вулканогенно-осадочных пород, присутствуют линзообразные тела (блоки) кембрийских андезибазальтов и водорослево-археоциатовых известняков.

НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ РУДОВМЕЩАЮЩИХ ОТЛОЖЕНИЙ ОЗЕРНОЙ ПАЧКИ

Геохронологические исследования

Геохронологические исследования выполнены для детритовых цирконов, выделенных из оруденелой туфоконглобрекчии кристаллотуфового горизонта озерной пачки (проба Oz 21-10), координаты 52°28′28.9″ с.ш., 111°35′47.6″ в.д., в.о. 1260 м) (см. рис. 4, 5). Туфоконглобрекчия характеризуется псефито-псаммитовой структурой, обломочной текстурой, цемент сфалерит-пиритовый с примесью карбоната, полевого шпата (см. рис. 6е, рис. 7). В целом порода не сортированная, неоднородная по структуре и составу. Сложена угловатыми и полуокатанными обломками псефитовой и псаммитовой размерности. Обломки представлены кварцем, полевыми шпатами, сростками микроклина, обломками трахитов (см. рис. 7в), карбонатных пород (см. рис. 7г, 7д) и туфов разного состава. Достаточно крупный обломок туфа (13 × 3.5 мм) имеет псевдофлюидальную текстуру (см. рис. 7а, 7б), стекловатые полосы огибают обломки пород, скопления кварца, полевого шпата, микроклина. Пирит и сфалерит образуют рудный цемент для обломков брекчии. В рудном цементе присутствуют включения флюорит-кварцевого состава (см. рис. 7е).

Рис. 7.

Литологическая характеристика оруденелой туфоконглобрекчии в шлифах (Оz-21-10). а – изотропный участок туфа с полурастворенными обломками кварц-полевошпатовых пород (увеличение 10 × 10, николи+); б – псевдофлюидальная текстура туфа (тот же участок шлифа, николи II); в – обломок трахита (?) в рудном цементе, мелкие фрагменты пород и обломок кварца (увеличение 10 × 10, николи+); г – обломок сферолитового карбоната (метасоматический) в рудном цементе (увеличение 10 × 10, николи+); д – обломок карбонатной породы с многочисленными вкраплениями сфалерита (изотропный) (увеличение 10 × 20, николи+); е – крупнозернистый сросток кварца и флюорита (флюорит изотропный) (увеличение 10 × 5, николи+).

Среди детритовых цирконов (всего 70 зерен) обнаружены 50 зерен, которые характеризуются конкордантными возрастами. Обломочные цирконы представлены окатанными и полуокатанными прозрачными и полупрозрачными зернами, обычно удлиненно-призматической формы (рис. 8). На кривой плотности вероятности они образуют две отчетливые группы (рис. 9). Первая группа неопротерозойская (580–858 млн лет, 24 зерна) с отчетливым максимумом 792.9 млн лет (6 зерен). Вторая группа кембрийская (512.8–551 млн лет, 26 зерен) с основным возрастным максимумом 512.8 млн лет (12 зерен). Выделен один циркон с минимальным конкордантным возрастом 297.4 млн лет. Как показывают результаты U-Pb геохронологического исследования, обломочные цирконы имеют неопротерозойские и кембрийские (преимущественно позднекембрийские) возрасты. Источником неопротерозойских цирконов могли служить гнейсо-граниты с возрастом 783.5 млн лет и кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты талалинской свиты с возрастом 918 млн лет Амалатского массива, расположенного северо-восточнее Курбино-Еравнинского рудного района [Руженцев и др., 2012]. Источником сноса кембрийских детритовых цирконов были кембрийские породы олдындинского субвулканического комплекса, широко распространенные в Озернинском рудном узле [Гордиенко и др., 2010; Гордиенко, 2014; Руженцев и др., 2012]. Вопрос об источнике зерна циркона с возрастом 297.4 млн лет остается открытым. Но следует отметить, что в пределах Озернинского рудного узла присутствуют близкие по возрасту вулканиты сурхебтинской толщи (310 млн лет) и тамирской свиты (290 млн лет).

Рис. 8.

Детритовые цирконы из туфоконглобрекчии, проба Oz 21-10.

Рис. 9.

Гистограмма распределения возрастов детритовых цирконов из оруденелой туфоконглобрекчии (Оz-21-10) озерной пачки олдындинской свиты.

U-Pb геохронологические данные позволяют считать, что туфоконглобрекчии накапливались не ранее позднего кембрия, и свидетельствуют о том, что главными источниками обломочного материала для туфоконглобрекчий были породы неопротерозойского и позднекембрийского возраста.

Палеонтологические исследования

Получены новые палеонтологические данные о возрасте изученных отложений озерной пачки. В прослоях зеленовато-серых известковистых туфоалевролитов второго продуктивного горизонта (см. рис. 5, OZ-2) обнаружены фрагменты мшанок Fistulipora sp. – рода, распространенного от верхнего ордовика до конца перми (определения Я. Ариунчимэг, Улан-Батор). Фистулипоры были установлены ранее (определения Р.В. Горюновой, ПИН РАН, Москва) в верхней части разреза кыджимитской толщи на водоразделе Ульзутуй–Известковый и по правобережью ручья Александровский (приток р. Кыджимит) [Минина, 2014]. По данным Р.В. Горюновой, господствующее положение фистулипоры занимали в среднем девоне–раннем карбоне. В водорослевых известняках с тонкими алевролитовыми прослойками “кристаллотуфового” горизонта (см. рис. 5, OZ-3) обнаружены трубчатые сифоновые водоросли Berezella sp., наиболее широко распространенные в карбоне (определения В.А. Лучининой, ИГНиГ СО РАН, Новосибирск).

В результате палинологических исследований (28 проб) выделен представительный палинофлористический комплекс (определения Л.Н. Неберикутиной, ВГУ, Воронеж). Анализ стратиграфического распространения палиноморф, изменения состава и количественных соотношений видов позволили объединить их в единый палинокомплекс [Методические …, 1987]. В составе палинокомплекса (ПК) преобладают (до 90%) споры наземных растений, присутствует растительный детрит и углистые частицы. Споры, распространенные в девоне‒карбоне и составляющие фон ПК, присутствуют в значительном количестве комплекса (до 30%). Среди них преобладают виды Verrucosisporites nitidus (Naum.) Playf., Apiculatisporites tersus (Waltz), Hymenozonotriletes minimus Kedo, Geminospora famenensis (Naum.) Streel. var gracilis Kedo, Knoxisporites literatus (Waltz) Plauf., Cyrtospora cristifera (Lub.) V. der Zwan., Cristatisporites aff. lupinovitchi (Avkh.) Avkh., распространение которых ограничивается турнейским веком раннего карбона, и Apiculatisporis ignotus (Kedo) Oshurk., Hymenozonotriletes flavus Kedo, Auroraspora hyalinа (Naum.) Streel., Lophozonotriletes macrogrumosus Kedo, характерные для пограничных отложений фамена–турне. Доминирующими в составе ПК (до 45%) являются каменноугольные споры. Виды Lophotriletes granulatus (Ibr.) Oshurk., Convolutispora ampla H., St. et. H., Stenozonotriletes subluculentus Jusch. et Kedo, Euryzonotriletes fimbriatus (Waltz) Byv., Verrucosisporites mesogrumosus (Kedo) Byv.) и род Staplinzonoletes Oshurk. распространены в карбоне. А виды Punctatisporites angularis (Kedo) Byv., Lophotriletes macropunctatus Naum., L. rarus (Luber) Oshurk., Acanthotriletes simplex Naum., Euryzonotriletes orbiculatus (Waltz) Isch., Vallatisporites irregularis (Waltz) Oshurk., V. variabilis (Waltz) Oshurk., V. dictyopterus (Waltz) Byv., Geminospora micromanifesta (Naum.) Owens var. microsetus Kedo, Densosporites irregularis (Kedo) Andr., Retispora macroreticulata (Kedo) Byv. и род Stelliospora Byv. типичны для раннего карбона. В комплексе также эпизодически встречаются споры Waltzispora lobophora (Waltz) Stapl. и Apiculatisporis spinosus (Naum.) Pot., впервые появляющиеся в карбоне и распространенные до перми. Для палинокомплекса характерно (до 23%) значительное число турнейских видов Acanthotriletes mirabilis Naum., Retusotriletes septalis Jusch., Euryzonotriletes varius Kedo, Lophozonotriletes bellus Kedo, Reticulatisporites trivialis (Kedo) Oshurk., R. tenellus (Byvsch.) Byvsch., Chomotriletes concentricus (Byv.) Oshur., Vallatisporites genuinus (Iusch.) Byv., Hymenozonotriletes minimus Kedo, Verrucosisporites mesogrumosus (Kedo) Byv. Полученные палинологические данные позволяют ограничить время накопления изученных отложений озерной пачки турнейским веком раннего карбона.

Состав, строение и возраст изученных отложений позволяют сопоставлять их с верхней частью разреза кыджимитской толщи (D3fm–C1t), распространенной северо-восточнее Озерного месторождения, на водоразделе рек Ульзутуй–Левый Сурхебт (см. рис. 2), а также в бассейнах рек Кыджимит и Левая Олдында (см. рис. 1) [Руженцев и др., 2012; Гордиенко и др., 2013; Минина, 2014; Минина и др., 2016]. С породами кыджимитской толщи связано среднее по запасам, непромышленное месторождение Ульзутуйское (верхнее течение ручья Известковый, приток р. Ульзутуй), считающееся аналогом Озерного месторождения [Государственная …, 2016 и др.].

ВЫВОДЫ

Комплексное биостратиграфическое и геохронологическое изучение терригенных, карбонатных и вулканогенно-осадочных пород рудоносной озерной пачки верхней подсвиты олдындинской свиты Озерного месторождения, позволили получить новые данные о составе, возрасте и возможных источниках обломочного материала для этих пород.

1. Установлено, что изученные отложения представлены чередованием туфов; известковистых, кремнистых и углистых туффитов; слоистых пелитоморфных известняков; известняковых гравелитов, с прослоями и линзами в разной степени оруденелых туфоконглобрекчий и пластами полосчатых колчеданных руд.

2. Новые палеонтологические данные (мшанки, водоросли, миоспоры) свидетельствуют о раннекаменноугольном, турнейском возрасте отложений озерной пачки.

3. Результаты U-Pb геохронологических исследований детритовых цирконов из оруденелой туфоконглобрекчии показали, что обломочные цирконы имеют докембрийские и позднекембрийские оценки возраста и позволяют ограничить нижний предел времени их формирования как не древнее позднего кембрия. Основными источниками обломочного материала для нижнекаменноугольных пород озерной пачки могли быть метаморфические породы Амалатского массива и верхнекембрийские породы олдындинского субвулканического комплекса.

4. Полученные результаты позволяют сопоставлять отложения озерной пачки с верхней частью разреза кыджимитской толщи (D3fm–C1t) Курбино-Еравнинского рудного района и предполагают ее раннекаменноугольный возраст.

Таким образом, результаты настоящего исследования подвергают сомнению представления о раннекембрийском возрасте полиметаллического оруденения, предполагавшегося по данным предшественников [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972; Ковалев, Дистанов, 1983 и др.]. Палеонтологические данные свидетельствуют в пользу накопления отложений олдындинской свиты, включающих оруденение, в турнейском веке раннего карбона, а не в кембрии. В случае доказательства сингенетичности гидротермальных процессов рудообразования на месторождении, возраст руд можно будет считать раннекаменноугольным, об этом также может свидетельствовать отсутствие рудной минерализации в кембрийских эффузивах и биогермных известняках с кембрийскими археоциатами и водорослями.

Список литературы

  1. Аристов В.А., Катюха Ю.П., Минина О.Р., Руженцев С.В. Стратиграфия и конодонты палеозоя Удино-Витимской складчатой системы (Забайкалье) // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2010. Т. 1. № 1. С. 24–26.

  2. Беличенко В.Г. Каледониды Байкальской горной области. Новосибирск: Наука, 1977. 133 с.

  3. Бутов Ю.П. Палеозойские осадочные отложения Саяно-Байкальской горной области. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 1996. 153 с.

  4. Васильев И.Л. Геология Еравнинского рудного поля. Новосибирск: Наука, 1977. 126 с.

  5. Гордиенко И.В., Климук В.С., Посохов В.Ф. Карбоновый вулканизм Витимского плоскогорья, Забайкалье: состав, Rb-Sr возраст, геодинамические условия формирования // Материалы II Всеросс. симпозиума по вулканологии и палеовулканологии: Вулканизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ и УрО РАН, 2003. С. 72–78.

  6. Гордиенко И.В., Минина О.Р., Хегнер Э., Ситникова В.С. Новые данные по составу и возрасту осадочно-вулканогенных толщ и интрузивов Еравнинского островодужного террейна (Забайкалье) // Материалы III Всеросс. симпозиума по вулканологии и палеовулканологии: Вулканизм и геодинамика. Улан-Удэ: БНЦ СО РАН, 2006. Т. 1. С. 154–158.

  7. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Руженцев С.В. и др. История развития Удино-Витимской островодужной системы Забайкальского сектора Палеоазиатского океана в позднем рифее‒палеозое // Геология и геофизика. 2010. № 5. С. 589‒614.

  8. Гордиенко И.В., Нефедьев М.А., Платов В.С. Строение, минеральные типы рудных месторождений и перспективы освоения Еравнинского рудного района Западного Забайкалья // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. 2013. № 1(42). С. 7‒22.

  9. Гордиенко И.В. Металлогения различных геологических обстановок Монголо-Забайкальского региона // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Сибири. 2014. № 3. Ч. 1. С. 7–13.

  10. Гордиенко И.В., Нефедьев М.А. Курбино-Еравнинский рудный район Западного Забайкалья: геолого-геофизическое строение, типы рудных месторождений, прогнозная оценка и перспективы освоения // Геология рудных месторождений. 2015. Т 57. № 2. С. 114‒124.

  11. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание второе. Серия Баргузино-Витимская. Лист N-49-XXVIII (Гунда). Объяснительная записка / Отв. ред. И.Н. Тихомиров. СПб.: ВСЕГЕИ, 2016. 208 с.

  12. Дистанов Э.Г., Ковалев К.Р., Тарасова Р.С. Геологическое строение и генезис Озерного свинцово-цинкового колчеданного месторождения (Западное Забайкалье) // Геология рудных месторождений. 1972. № 2. С. 3‒22.

  13. Дистанов Э.Г., Ковалев К.Р. Текстуры и структуры гидротермально-осадочных колчеданно-полиметаллических руд Озерного месторождения. Новосибирск: Наука, 1975. 172 с.

  14. Дистанов Э.Г. Колчеданно-полиметаллические месторождения Сибири. Новосибирск: Наука, 1977. 351 с.

  15. Ковалев К.Р., Дистанов Э.Г. О генезисе Озерного колчеданно-полиметаллического месторождения // Геология и геофизика. 1983. № 1. С. 32‒41.

  16. Ланцева В.С. Вулканизм Удино-Витимской зоны каледонид Западного Забайкалья (состав, возраст, геодинамические условия формирования) / Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. Улан-Удэ: ГИН СО РАН, 2014. 18 с.

  17. Методические аспекты палинологии. М.: Недра, 1987. 223 с.

  18. Минина О.Р., Руженцев С.В., Аристов В.А. и др. Новые данные по стратиграфии палеозоя Икат-Багдаринской и Еравнинской зон Забайкалья // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2008. Вып. 6. Т. 2. С. 38‒41.

  19. Минина О.Р., Руженцев С.В., Аристов В.А. Средний палеозой Еравнинской зоны Западного Забайкалья // Материалы международной конференции, посвященной памяти Е.А. Елкина: Биостратиграфия, палеогеография, события в девоне и карбоне. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2011. С. 110–112.

  20. Минина О.Р., Ветлужских Л.И., Ланцева В.С. Стратиграфия и вулканизм нижнего и среднего палеозоя Байкальской горной области // Отечественная геология. 2013. № 3. С. 38‒46.

  21. Минина О.Р. Ранние герциниды Байкало-Витимской складчатой системы (состав, строение, геодинамическая эволюция) / Автореф. дисс. … доктора геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2014. 36 с.

  22. Минина О.Р., Доронина Н.А., Некрасов Г.Е. и др. Ранние герциниды Байкало-Витимской складчатой системы (Западное Забайкалье) // Геотектоника. 2016. № 3. С. 63‒84.

  23. Нефедьев М.А., Виноградов Б.К. Комплексирование методов при прогнозировании и поисках рудных месторождений (на примере Озёрнинского и Эгитинского рудных узлов Западного Забайкалья). Новосибирск: Наука, 1982. 166 с.

  24. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. Новые данные по геологии Еравнинской зоны (Удино-Витимская складчатая система, Забайкалье) // Материалы совещания: Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т. 2. С. 54–56.

  25. Руженцев С.В., Минина О.Р., Аристов В.А. и др. Геодинамика Еравнинской зоны (Удино-Витимская складчатая система Забайкалья): геологические и геохронологические данные // ДАН. 2010. Т. 434. № 3. С. 361–364.

  26. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. и др. Байкало-Витимская складчатая система: строение и геодинамическая эволюция // Геотектоника. 2012. № 2. С. 3–28.

  27. Скрипников М.С., Кузнецов А.Б., Ветлужских Л.И., Каурова О.К. Разнообразие археоциат и Sr-хемостратиграфия нижнего кембрия Западного Забайкалья (Удино-Витимская и Бирамьино-Янгудская зоны) // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2021. Т. 501. № 2. С. 184‒191.

  28. Тарасова Р.С., Близнюк М.В., Бабкин И.Н. О формационном типе н генезисе Озерного свинцово-цинкового колчеданного месторождения // Геология и генезис эндогенных рудных формаций Сибири. М.: Наука, 1972. Вып. 143.

  29. Царев Д.И. Генезис Озерного колчеданно-цинкового месторождения в Забайкалье // Изв. АН СССР. 1983. № 11. С. 97‒107.

  30. Царев Д.И., Фирсов А.П. Проблема формирования колчеданных месторождений (на примере Забайкалья). М: Наука, 1988. 144 с.

  31. Язмир М.М. О распределении ископаемых форм в разрезах олдындинской свиты западной части Еравнинской зоны // Материалы по геологии и полезным ископаемым Бурятской АССР. Выпуск XV. Улан-Удэ: Бурятское книжное издательство, 1972. С. 57‒65.

  32. Язмир М.М., Далматов Б.А., Язмир И.К. Атлас фауны и флоры палеозоя и мезозоя Бурятской АССР. Палеозой. М.: Недра, 1975. 184 с.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Литология и полезные ископаемые

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал