Лаборатория геодинамики
	Заведующий лабораторией д.г.-м. н. Минина Ольга Романовна Научный руководитель лаборатории чл.-к. РАН Иван Власович Гордиенко

Лаборатория геодинамики одна из старейших лабораторий Геологического института СО РАН. Ее корни уходят к концу 50-х годов прошлого столетия, когда была организована лаборатория тектоники (зав., д.г.-м.н. Ц.О. Очиров) в составе Отдела геологии БурКНИИ СО АН СССР. В последствии лаборатория тектоники, которую в разные года возглавляли к.г.-м.н. В.И. Турунхаев и д.г.-м.н. А.Н. Булгатов, была объединена с лабораторией палеовулканологии, организатором которой являлся д.г.-м.н., ныне чл.-к. РАН (с 1997 года) И.В. Гордиенко. Он же стал руководителем объединенной лаборатории палеовулканологии и тектоники. Современное название лаборатория получила в 1999 году. И.В. Гордиенко руководил коллективом вплоть до назначения его Советником РАН. В 2010-2013 годах заведующим лабораторией геодинамики являлся к.г.-м.н. Д.А. Орсоев. С 2014 года лабораторию возглавляет д.г.-м.н. Минина О.Р.

Основное научное направление фундаментальных исследований лаборатории в 2017-2020 гг. эволюция магматизма и седиментогенеза и ее связи с геодинамическим развитием каледонской и герцинской континентальной коры Центрально-Азиатского и Монголо-Охотского складчатых поясов. В результате проведенных исследований сотрудниками лаборатории установлена специфика соотношения процессов магматизма и седиментогенеза, разработаны тектоно-петрологические модели проявления субдукционных и коллизионных процессов в формировании континентальной коры Монголо-Забайкальского региона, получены новые данные о возрасте, генетических типах и геодинамических условиях формирования индикаторных осадочных формаций, разработаны модели формирования месторождений и дана оценка прогнозов и перспектив развития стратегического минерального сырья в пределах конкретных рудных районов Республики Бурятия.

Состав лаборатории

Численность лаборатории - 16 человек, из них 4 доктора наук, в том числе 1 чл.-к. РАН и 6 кандидатов наук. За последние десять лет в лаборатории аспирантуру закончили 9 специалистов, из которых 3 человека защитили кандидатские диссертации, продолжают обучение 2 аспиранта.

Слева направо, нижний ряд: Доронина Н.А., Бардина М.Ш., Минина О.Р., Гордиенко И.В., Ветлужских Л.И., Каленых А.А. верхний ряд: Ташлыков В.С., Гонегер Т.А., Антонов А.Ю., Елбаев А.Л., Ланцева В.С., Бадмацыренова Р.А., Орсоев Д.А.

Важнейшие результаты за 2017- 2020 гг.

1. На основе анализа известных моделей конвекции в астеносфере и мантии Земли, субдукционного и плюмового магматизма кайнозойских активных окраин западно-тихоокеанского и калифорнийского типов и собственных материалов многолетних исследований Центрально-Азиатского (ЦАСП) и Монголо-Охотского (МОСП) складчатых поясов рассмотрена взаимосвязь плейт- и плюмтектонических процессов при формировании неопротерозойских и венд-палеозойских островодужных систем и активных континентальных окраин в зоне взаимодействия Сибирского континента, Палеоазиатского (ПАО) и Монголо-Охотского (МОО) океанов.

Показано, что субдукционный магматизм активных окраин океанов невозможно отрывать от плюмового. Эти процессы взаимосвязаны и играли основную роль в истории формирования континентальной коры региона. В результате анализа выполненных палеогеодинамических реконструкций байкальских, каледонских и герцинских структур выделено 25 энсиматических и энсиалических островодужных систем ПАО и МОО, с которыми связано формирование более 30 ареалов плюмового магматизма (рис. 1).

Рис. 1. Палеогеодинамические реконструкции байкальского (а), каледонского (б) и герцинского (в) этапов развития окраин Сибирского континента, Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов, микроконтинентов, островных дуг, преддуговых и задуговых спрединговых осадочных бассейнов и ареалов плюмового магматизма, которые показаны на рисунке красным цветом.

Кроме того, в пределах активной окраины Сибирского континента описаны многочисленные поля разномасштабного проявления внутриплитного мантийного магматизма в рифтогенных структурах, не связанных с зонами субдукции, особенно на заключительном позднепалеозойском этапе. Такое сочетание островных дуг, связанных с ними спрединговых осадочных бассейнов и ареалов плюмового магматизма указывает на то, что вся эта огромная неопротерозой-палеозойская область Центральной Азии имеет гетерогенную природу и ее формирование происходило под влиянием разнообразных корово-мантийных процессов, среди которых главную роль играли мантийные плюмы [Гордиенко, 2019].

2. Получены новые данные по геологическому строению Монголо-Охотского складчатого пояса и Амурского микроконтинента.

Монголо-Охотский складчатый пояс (МОСП), впервые выделенный академиком А.Е. Ферсманом в 1926 году, занимает осевое положение среди венд-палеозойских поясов Центральной Азии. Пояс протягивается на расстояние свыше 3000 км в виде непрерывной (от 600-500 до 300 км) полосы от Центральной Монголии через Забайкалье, Восточную Монголию и Приамурье до Охотского моря. Существует несколько схем тектонического районирования МООП и его обрамления, которые во многом отличаются друг от друга. В целом, многие исследователи приходят к выводу о том, что Монголо-Охотский пояс представляет собой коллаж разновозрастных террейнов различной геодинамической природы, который продолжает к северо-востоку структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса, где он тесно связан с мезозойскими орогенными поясами западно-тихоокеанской окраины (Сихотэ-Алинский и др.). Нами получены новые дополнительные данные о геологическом строении и геодинамической эволюции Монголо-Охотского складчатого пояса. Рассмотрены проблемы, связанные с выделением и обоснованием существования Амурского составного микроконтинента (супертеррейна Амурия) в его юго-восточном обрамлении. В связи с этим приводятся полученные в последние годы материалы о геологическом строении, составе, возрасте и палеомагнетизме неопротерозойско-палеозойских структурно-вещенственных комплексов одного из главных элементов Амурии – Аргунского террейна, а также смежных структур Забайкалья и Монголии (рис. 2).

Рис. 2. Тектоно-стратиграфические колонки террейнов Монголо-Охотского складчатого пояса: 1 – терригенные морские отложения; 2 – карбонатные и терригенно-карбонатные отложения; 3 – турбидитовые (флишоидные) отложения; 4 – кремнистые морские отложения; 5 – ультраосновные породы офиолитовых комплексов; 6 – габброиды разных генетических типов; 7 – базальты океанические и внутриплитные; 8 – островодужные вулканиты; 9 – внутриплитные вулканиты; 10 – надсубдукционные известково-щелочные гранитоиды; 11 – коллизионные (а) и внутриплитные (б) гранитоиды; 12 – мезо- и неопротерозойские комплексы фундамента; 13 – стратиграфический перерыв; 14 – несогласия; 15 – тектонические границы.

В том числе, уточнен возраст ряда докембрийских и палеозойских стратифицированных и магматических подразделений на территории Приаргунья, показано отсутствие древнего, архейско-палеопротерозойского кристаллического основания. Ранее по палеомагнитным и палеонтологическим данным обосновано экваториальное положение Аргунского террейна в интервале 560-525 млн лет назад в непосредственной близости от Сибири [Gordienko et al., 2018]. Результаты исследования доказывают, что Аргунский террейн не был вовлечен в структуру Амурии, если таковой супертеррейн существовал. При этом полученные новые данные и имеющиеся современные сведения о геологическом строении Аргунского террейна и смежных структур Забайкалья и юго-востока Азии указывают на отсутствие Амурского составного микроконтинента как единого тектонического элемента, коллизия которого обусловила формирование складчатых структур Монголо-Охотского пояса (рис. 3).

Рис. 3. Новая схема тектонического районирования МОСП и смежных структур южного складчатого обрамления Сибирской платформы [Гордиенко и др., 2019].
1 - Сибирская платформа; 2-4 - прилегающие аккреционно-коллизионные системы: 2 - преимущественно байкальские кратонные, океанические, островодужные и коллизионные комплексы (NP); 3 - преимущественно каледонские океанические, островодужные и коллизионные комплексы (V-PZ1); 4 - преимущественно герцинские океанические, островодужные и аккреционно-коллизионные комплексы (PZ2-3); 5 - киммерийские (MZ) Сихотэ-Алиньского орогенного пояса; 6 - коллаж разновозрастных террейнов Монголо-Охотского складчатого пояса: АГ - Агинский (АГ1 - Восточно-Забайкальский субтеррейн, АГ2 - Восточно-Хэнтэйский субтеррейн), АР - Аргунский (АР1 - Северное Приаргунье, АР2 - Южное Приаргунье), БР - Буреинский, ГТ - Галамско-Тугурский, ЛА - Ланский, НС - Нора-Сухотинский, ОЛ - Олдойский, ГН - Гонжинский, ММ - Мамынский, ТД - Тукурингро-Джагдинский, УЛ - Ульбанский, ХА - Хангайский, ХД - Хэнтэй-Даурский, ЦМ - Центрально-Монгольский; 7 - крупные системы разломов, cутуры (а): МОС - Монголо-Охотская, ГМЛ - Главный Монгольский линеамент; границы складчатых сооружений и террейнов (б); 8 - участки детальных работ.

Анализ тектонического строения и геодинамического развития описанных структур Забайкалья и Монголии, объединяемых нами в составе МОСП, указывает на их единство со смежными аккреционно-коллизионными системами южного и юго-западного обрамления Сибирского кратона. Полученный вывод имеет принципиальное значение для реконструкции геодинамической эволюции Центрально-Азиатского и Монголо-Охотского складчатых поясов в неопротерозое, палеозое и мезозое Центральной и Восточной Азии [Гордиенко и др., 2019].

3. Завершены многолетние исследования крупной Хэнтей-Даурской складчатой системы, охватывающей пограничные районы Северной Монголии и Центрального Забайкалья [Гордиенко и др., 2018]. Несмотря на длительную историю изучения структур этой системы, их природа до сих пор остается предметом дискуссий. До появления новой глобальной тектоники или тектоники литосферных плит эти структуры назывались регенерированными геосинклинальными прогибами или моногеосинклиналями [Маринов, 1973; Амантов, 1975 и др.]. В последующем с появлением мобилистских реконструкций и террейнового анализа возникли новые представления о связи этих структур с развитием Центрально-Азиатского (ЦАСП) и Монголо-Охотского (МОСП) складчатых поясов, которые сформировались на месте соответственно Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов и их окраин [Гордиенко, 1987; Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 1999]. Нашими исследованиями была охвачена площадь Хэнтэй-Даурского сводово-глыбового поднятия, где на геологических картах этой обширной территории выделяется протяженная полоса палеозойских террейнов различной геодинамической природы, входящих в состав Монголо-Охотского складчатого пояса. В соответствии с плитотектоническим анализом в её структуре нами выделяются океанические, преддуговые, задуговые, островодужные, аккреционные и коллизионные комплексы раннего, среднего и позднего палеозоя (рис 4).

Рис. 4. Схема структурно-формационного районирования Хэнтэй-Даурской складчатой системы [Гордиенко и др., 2018]
Структурно-формационные зоны (римские цифры в цветных прямоугольниках): I-I – Каледонская окраина Сибирского палеоконтинента (Центрально-Монгольский микроконтинент); II-II – Еро-Дзунмод-Лунская ордовик-силуро-девонская островодужная система; III-III – Харагольский ордовик-силурийский спрединговый бассейн; IV-IV – Адацаг-Ононско-Агинская силуро-девонская система океанического и островодужного осадконакопления и магматизма (а – Восточно-Хэнтэйский океанический бассейн, б – Эрдэни-Адацагская островодужная система); V-V – Девон-каменноугольные перекрывающие и сшивающие осадочные и магматические комплексы Улан-Баторского и Даурского бассейнов в пределах центральной части Хэнтэй-Даурской системы; VI-VI – Каледонская окраина Идэрмэг-Эрэндава - Керуленского составного микроконтинента.

В результате проведенных комплексных структурно-геологических, геохимических, изотопно-геохронологических и биостратиграфических исследований в пределах Хэнтэй-Даурской складчатой системы Монголо-Охотского пояса разработана новая модель геодинамического развития изученной системы. В ее формировании выделяется два главных этапа: позднекаледонский и раннегерцинский, а также завершающий позднегерцинский (рис. 5).

Рис. 5. Реконструкция геодинамического развития Хэнтэй-Даурской системы Монголо-Охотского складчатого пояса в раннем и среднем палеозое
1 – континентальная (а) и океаническая (б) кора; 2 - островные дуги (цифры в кружочках): 1 – Дархан-Малханская,2 – Модохундукская, 3 – Еро-Дзунмод-Лунская, 4 – Эрдэни-Адацагская, 5 – Онон-Норовлинская; 3 – аккреционные призмы в преддуговых (а) и наложенные прогибы в задуговых бассейнах (б); 4 – островодужные габброиды (а) и гранитоиды (б); 5 – коллизионные (а) и внутриплитные (б) гранитоиды; 6 – направления движений океанических плит и плюмового магматизма в спрединговых зонах океанов (а) и надвиговых перемещений на микроконтинентах (б); 7 – симаунт (а) и потоки флюидов (б). СК – Сибирский континент; МОО – Монголо-Охотский океан; ЦММ – Центрально-Монгольский микроконтинент; ИДКМ – Идэрмэг-Эрэндава-Керуленский микроконтинент.

В позднекаледонский (ордовикско-раннесилурийский) этап произошло заложение океанического спредингового бассейна и зон субдукции с островодужным магматизмом. В раннегерцинский (позднесилурийско-девонский) этап, после небольшого перерыва, возникли новые зоны спрединга и субдукции на активных окраинах Монголо-Охотского океана. На третьем, позднегерцинском (каменноугольно-пермском) этапе формировались крупные задуговые осадочные бассейны, аккреционные призмы и сшивающие их внутриплитные магматические комплексы [Гордиенко и др., 2018].

Рис. 6. Схема геологического строения Йоко-Довыренского дунит-троктолит-габбрового массива с положением приподошвенных габбро-перидотитовых силлов (а) и поперечный разрез по линии АБ (б). По материалам А.Г. Степина (1992 г.) с дополнениями и упрощениями.
1 – холоднинская свита; 2 – ондокская свита; 3 – базальты, их туфы с прослоями вулканитов риолитового состава иняптукской свиты; 4-10 - довыренский интрузивный комплекс: 4 – габбро-перидотитовые силлы, 5 - силлы и дайки кварцсодержащих гранофировых габброноритов, 6 - оливиновые габбро и габбронориты, 7 –чередование плагиодунитов и троктолитов, 8 – дуниты, 9 – зоны серпентинизации, 10 – платиноносный горизонт – «Риф I»; 11 – разрывные тектонические нарушения; 12 – зоны тектонического меланжа; 13 – геологические границы между породами, 14 - место находки ксенолитов плагиоклазовых перидотитов; 15 - участки опробования габбро-перидотитовых силлов: 1 – уч. Рыбачий; 2-5 – уч. Центральный: 2 - руч. Большой, 3 – канавы и разрез вдоль дороги, 4 - руч. Безымяный, 5 – силл «Верблюд»; 6 – уч. Школьный (шурфы, канава).
На врезке – положение Йоко-Довыренского массива в структуре складчатого обрамления (белый фон) Восточно-Сибирской платформы.

5. Получены новые данные по составу и U-Pb возрасту ультрамафит-мафитовой ассоциации Джидинской островодужной системы (Джидинская зона) [Елбаев и др., 2018]. Изученная ассоциация (Бугуриктайский массив) относится к офиолитам супрасубдукционного типа и входит в структуру Джидинской островодужной системы Центрально-Азиатского складчатого пояса [Альмухамедов и др., 1996] (рис. 7).

Рис. 7. (а) схема геологического строения Бугуриктайского массива по данным В.Д. Баянова и др., с изменениями, (б) изотопная U-Pb-диаграмма с конкордией, построенная по результатам ID-TIMS-анализа зерен циркона из габбро Бугуриктайского массива.
1-3 офиолитовая ассоциация (Бугуриктайский массив): 1 – дуниты, верлиты, клинопироксениты, 2 - габбро-пироксениты, габбро, лейкогаббро, 3 – дайки долеритов и габбро-долеритов; 4-5 - островодужная вулканическая серия: 4 - базальтовая толща (V-Є1), 5 - туфовая толща (PZ1); 6 – островодужная габбро-гранитная серия (V-Є1); 7 - сиениты, граносиениты (PZ3); 8 - четвертичные отложения; 9 - разрывные нарушения; 10 - точка отбора геохронологической пробы.

Новые геохронологические данные, свидетельствуют о том, что ультрамафит-мафитовая офиолитовая ассоциация (Бугуриктайский массив) Джидинской зоны сформировалась в венде (560±5 млн лет, U-Pb метод). По уровню концентраций и графикам распределения РЗЭ рассматриваемые породы сопоставимы со средними составами фанерозойских офиолитов. Результаты Sm-Nd исследований показали, что породы массива характеризуются положительными величинами ?Nd(Т) = + 9.3 и высокими отношениями 147Sm/144Nd = 0.267, близкими к деплетированной мантии. Установлено, что изученная ассоциация относится к офиолитам супрасубдукционного типа вендского возраста, связанных с развитием Палеоазиатского океана [Елбаев и др., 2018].

6. Получены первые данные об особенностях вещественного состава, условиях и времени формирования специфических, потенциально рудоносных морионсодержащих гранитоидов Хамнигадайского и Этытейского массивов Центрального Забайкалья (рис. 8).

Рис. 8. Схемы геологического строения Хамнигадайского (а) и Этытейского (б) массивов (Центральное Забайкалье). Составлены с использованием материалов [Костяков, Сапожников, 1965, Кошкин и др., 2003] и дополнениями авторов. 1- кайнозойские отложения; 2- средне-позднетриасовые вулканиты чернояровской свиты; 3- позднепермские вулканиты тамирской свиты; 4- средне-позднекаменноугольно-раннепермские вулканиты ортинской свиты; 5- ранне-среднекаменноугольные вулканогенно-осадочные породы гутайской свиты; 6- раннеюрские морионовые лейкограниты и аляскиты; 7- средне-позднетриасовые щелочные гранитоиды позднекуналейского комплекса; 8- позднепермские гранитоиды бичурского комплекса; 9- раннепалеозойские гранитоиды; 10- разрывные нарушения; 11- предполагаемые разрывные нарушения; 12- места отбора проб для геохронологических исследований и их номера.

Установлено, что по петрохимическим и минералогическим характеристикам они отличаются от типичных внутриплитных гранитоидов и соответствуют A-гранитам «окисленного» типа (рис. 9). Такая вещественная особенность морионовых гранитоидов определяется присутствием в их минералогическом составе магнетита и марганецсодержащего ильменита. Установлено, что черная дымчатая окраска кварца обусловлена относительно высокой радиоактивностью лейкогранитов, вызванной присутствием акцессорных ториевых и урансодержащих минералов.

Рис. 9. Дискриминационная диаграмма (Na+K)/Al–Al/(Na+K+Ca) [Maeda,1990] (а), тройная диаграмма (Na2O+K2O)–Fe2O3*?5–(CaO+MgO)?5 (мол. кол.) [Гребенников, 2014] (б), петрохимические диаграммы [Dall?Agnol, Oliveira, 2007] CaO/(FeO*+MgO+TiO2)–(CaO+Al2O3) (в), FeO*/(FeO*+MgO)–Al2O3 (г) для изученных морион-гранитов. Массивы: 1- Хамнигадайский, 2- Этытейский.

Граниты Хамнигадайского и Этытейского массивов имеют раннеюрский 184.9+1.8 млн.л. и 189.7+2,7 млн. л. соответственно, и входят в состав периферической части раннемезозойской Хэнтэй-Даурской магматической области.

7. Получены новые данные о возрасте, составе и стратиграфической последовательности девонских отложений Ононской мегазоны Монголо-Охотского и Витимкан-Ципинской зоны Байкало-Витимской складчатой системы Центрально-Азиатского складчатых поясов (рис. 10).

Рис. 10. Схема тектонической зональности Забайкалья: 1 - Турка-Курбинская зона; 2 - Уда-Витимская зона; 3 - Витимкан-Ципинская зона; 4 - Агинская зона (Ононский террейн), Амурский супертеррейн, 5 - Аргунская зона, 6 - Верхнеамурская зона

Уточнена палеонтологическая характеристика стратонов, проведены межрегиональная и региональная корреляция (рис. 11). При определении возраста и стратиграфической последовательности отложений в этих зонах широко использовался палинологический метод.

Рис. 11. Схема корреляции девонских отложений Восточного и Западного Забайкалья: 1 - известняк; 2 - доломит; 3 - аргиллит.; 4 - алевролит; 5 - песчаник; 6 - гравелит; 7 - брекчия; 8 - андезито-базальт. Витимкан-Ципинская зона: k - киройская толща; п - пестроцветная толща, jk - якшинская свита; or - ороченская свита; Агинская зона: cn2 - верхняя часть цаган-норской свиты; cn1 - нижняя часть цаган-норской свиты; ub3 - верхнеустборзинская подсвита; ub2 - среднеустборзийская подсвита; ub1 - нижнеустборзинская свита.
Палинокомплексы, установленные в литологически сходных девонских отложениях Ононской и Багдаринской подзон Восточного и Западного Забайкалья, позволили уточнить их возрастные рубежи, стратиграфическую последовательность, провести корреляцию в пределах региона и в конечном итоге решить ключевые моменты их стратиграфии [Kurilenko & Minina, 2017].
Для верхнедевонских отложений этих структур установлена миоспоровая зональность, которая хорошо коррелируется с зональностью Восточно-Европейской платформы [Avkhimovich и др., 1996]). Присутствие характерных палинологических ассоциаций, видов-указателей палинозон позволяет датировать и соотносить стратиграфические подразделения Восточного и Западного Забайкалья и проследить их до Восточно-Европейской платформы. Эти данные подтверждают выводы о связи Витимского палеобассейна Западного Забайкалья в девонское время с Монголо-Охотским океаном [Руженцев и др., 2012; Минина и др., 2016].

8. Определены состав, объем, литогеохимические особенности и источники сноса багдаринской свиты Багдаринской подзоны Витимкан-Ципинской зоны (Витимское плоскогорье) [Ташлыков, Минина 2020]. Пересмотрен объем багдаринской свиты. Из ее состава выделена алексеевская толща, сложенная туфотерригенными породами, возраст последней ограничивается ранним - началом среднего карбона (рис. 12). Багдаринская свита сложена терригенной пестроцветной ассоциацией пород и рассматривается в составе двух подсвит. Свита датируется поздним девоном, франом. Петрохимические характеристики пород багдаринской свиты и алексеевской толщи различны. Состав пород багдаринской свиты отвечает аркозам, а породы алексеевской толщи - грауваккам. По химическому составу отложения багдаринской свиты отнесены к сиалитам, по величине алюмокремниевого модуля - к группе глинистых пород. Породы алексеевской толщи отнесены к силиты, по величине алюмокремниевого модуля относятся к песчаникам.

Рис. 12. Схема геологического строения Багдаринской синформы [по Минина и др., 2016; Ташлыков, Минина, 2020].
1 – четвертичные отложения; 2 – имская свита (K1im): конгломераты, песчаники, алевролиты; 3 – ауникская толща (C1-2al): туфотерригенные породы, туфы; 4 – точерская свита (D3–C1tc): конгломераты, песчаники, алевропелиты, туфотерригенные породы, прослои известняков, туфов; 5 – киройская толща (D3fmkr): углисто-глинистые сланцы; 6 - багдаринская свита (D3f3bg): песчаники и алевролиты пестроцветные, прослои песчанистых известняков; 7 – якшинская свита (D3jk): переслаивание песчаников, алевролитов, алевропелитов, известняков;8 – ороченская свита (D1-2or): известняки, доломиты; 9 – усойская свита (RF3us): базальты, риолиты, дациты и их туфы; 10 – сиваконская свита (RF3sk): эффузивы кислого и основного составов; 11 – шаманский комплекс (RF3s): габбро, диориты; 12 – ауникский комплекс (RF3ak): амфиболиты, серпентиниты; 13, 14 – витимканский комплекс (PZ3v): 13 – порфировидные биотитовые граниты, 14 – лейкократовые граниты; 15 – точерский субвулканический комплекс (C2tc): риолиты, андезиты; 16 – тектонические нарушения; 17 – абсолютный возраст; 18 – места отбора проб.

В источниках сноса багдаринской свиты по оценкам возраста детритовых цирконов преобладают неопротерозойские породы (90,9%), которые также являются самыми молодыми в общей выборке из 110 зерен (рис. 13).

Рис. 13. Гистограмма распределения оценок возраста детритовых цирконов из терригенных отложений багдаринской свиты.

Главным источником сноса терригенного материала для пород багдаринской свиты были близко расположенные поднятия преимущественно позднедокембрийского фундамента, представленные верхнерифейскими островодужными комплексами.

Породы, которые могли бы быть источниками цирконов ранне-среднерифейского, раннепротерозойского и архейского возраста не выявлены в пределах Витимкан-Ципинской зоны БВСС (см. рис. 12).

9. Изучены геохимические особенности терригенных пород якшинской свиты Багдаринской подзоны Витимкан-Ципинской зоны (см. рис. 12), реконструированы геодинамические условия формирования отложений свиты [Ташлыков, Минина 2020].

Используя результаты литохимического состава оксидов терригенных пород якшинской свиты были рассчитаны значения гидролизатного и титанового модулей, позволяющие терригенные породы нижнеякшинской подсвиты классифицировать как нормотитанистые и супертитанистые нормосиаллиты (0.030-0.070), в то время, как породы терригенной верхнеякшинской подсвиты относятся к супертитанистым нормосиаллитам (0.071-0.100). Терригенные породы обеих подсвит якшинской свиты отвечают грауваккам. На классификационных диаграммах Ф.Дж. Петтиджона [Pettijohn, 1972] и М.М Хирона [Herron, 1988] фигуративные точки терригенных пород обеих подсвит якшинской свиты расположились преимущественно в поле граувакк (рис. 14).

Рис. 14. Классификационные диаграммы, а - Петтиджона [Pettijohn, 1972] и б - Хирона [Herron, 1988] для терригенных отложений якшинской свиты, log (Na2O/K2O) – log (SiO2/Al2O3) для песчаников: 1 – нижнеякшинская подсвита; 2 – верхнеякшинская подсвит. Для характеристики источников сноса якшинской свиты была использована треугольная диаграмма М. Бхатия (Th-Co-Zr/10) [Bhatia, 1986]. Фигуративные точки терригенных пород попали в поле океанических островных дуг (рис. 15).

Рис. 15. Треугольная диаграмма М.Р. Бхатия (Th-Co-Zr/10) [Bhatia, 1986]. Поля: А — океаническая островная дуга; В— континентальная дуга; С - активная континентальная окраина; D- пассивная континентальная окраина.

Мы предполагаем, что основными источниками сноса для якшинской свиты были верхнерифейские вулканиты (усойская, жанокская, буромская свиты, сиваконская толща) и габбро-диориты (шаманский комплекс шаманской пластины) Витимкан-Ципинской зоны, слагающие выступы фундамента (см. рис. 12) [Ташлыков, Минина, 2020].

9. В карбонатных отложениях олдындинской свиты (Западное Забайкалье) обнаружены и описаны крибрициаты [Скрипников, Ветлужских, 2020].

Олдындинская свита представлена дифференцированными вулканитами и археоциатово-водорослевыми известняками, слагающими многочисленные биогермы (размером до сотни метров), биостромы и линзы среди субвулканических отложений. По комплексам археоциат было выделено четыре биостратиграфических подразделения в ранге горизонтов (снизу-вверх) - нижнеульдзуйтуйский, верхнеульдзуйтуйский, сухореченский и хулудинский, которые хорошо коррелируются с с базаихским, камешковским и санаштыкгольскими горизонтами АССО [Язмир и др., 1975; Постников и др., 1997]. Для горизонтов характерны различающиеся комплексы археоциат, что выражается в различной морфологии, отображающей эволюционное развитие этой руководящей группы – от простых одностенных и двустенных форм, до кубков с каналами, тумулами и чешуями наружной и внутренней стенок.

В олдындинской свите крибрициаты обнаружены в большом количестве. Из карбонатных отложений свиты описаны 6 видов (60 экземпляров) крибрициат из нижнеульзутуйского горизонта (1 вид), верхнеульдзуйтуйского-хулудинского (2 вида), сухореченского (2 вида) и верхнеульдзуйтуйского (1 вид) (табл. 1).

Табл. 1. фиг. 1 - Erphyllum bephylleforme Rad., нижний кембрий, атдабанский ярус, нижнеульдзуйтуйский горизонт, продольное сечение, x50, шлиф 0402-3; фиг. 2-3 - Akademiophyllum cornuforme Rad., нижний кембрий, ботомский ярус, сухореченский горизонт; 2 - скошенно-продольное сечение, x50, шлиф 1704-17; 3 - поперечное сечение, x100, шлиф 0434; фиг. 4 - Conoidocyathus elongatus Vol., нижний кембрий, ботомский ярус, сухореченский горизонт, x50, шлиф 0434; фиг. 5-6 - Szcecyathus longus Vol., нижний кембрий, 5 - атдабанский ярус, верхнеульдзуйтуйский горизонт, x50, шлиф 01150, 6 - ботомский ярус, хулудинский горизонт, x50, шлиф 0406; фиг. 7 - Szcecyathus canaliculatus Vol. нижний кембрий, ботомский ярус, сухореченский горизонт, x50, 1709-25; фиг. 8 - Szcecyathus clathratus Vol., нижний кембрий, атдабанский ярус, верхнеульдзуйтуйский горизонт, x50, шлиф 01150.

10. Проведены исследования по изучению важнейших месторождений в пределах Джидинского и Селенгинского рудных районов Республики Бурятия. В результате были разработаны модели формирования месторождений и дана оценка прогнозов и перспектив развития стратегического минерального сырья в пределах этих районов рудных районов Республики Бурятия.

В пределах Джидинского рудного района в результате комплексных структурно-геологических и металлогенических исследований с учетом ранее проведенных тематических, поисково-съемочных, геолого-разведочных работ установлено, что геологическое строение района обусловлено развитием венд-нижнепалеозойской Джидинской островодужной системы энсиматического типа, где океанические и островодужные комплексы служили меланократовым фундаментом, на котором в позднем палеозое-мезозое проявились активные внутриплитные (рифтогенные) процессы, приведшие к формированию месторождений и проявлений стратегического минерального сырья (Mo, W, Au, Pt, Ag, редких и редкоземельных элементов) [Гордиенко и др., 2018]. В пределах Джидинского рудного района выделяется ряд рудных узлов с различной минерализацией и ресурсным потенциалом: Булуктай-Харацайский, Хамней-Улекчинский, Закаменский, Тарбагатай-Нашитуйский и Верхнеджидинский. На площади рудного района известно 7 месторождений, около 20 рудопроявлений и более 60 минерализованных точек. Как видно из схемы, основными рудными элементами в пределах района являются редкие металлы молибден и вольфрам (рис. 16). Менее распространено золотое, полиметаллическое и редкоземельное оруденение. Наиболее крупные месторождения и проявления стратегического минерального сырья (вольфрам, молибден, серебро, золото, платина и другие) установлены в пределах Джидинского рудного поля Закаменского рудного узла (Гордиенко и др., 2018).

Рис. 16. Схема размещения рудных узлов, месторождений и проявлений в пределах Джидинского рудного района: 1 – граница Джидинского рудного района; 2 – площади рудных узлов.
Месторождения и проявления: 1 – Биту-Джидинское; 2 – Гуджир; 3 – Унэтэ; 4 – Сайд; 5 – Сарлам; 6 – Тарбагатайское; 7 – Ехэ-Жэлгинское; 8 – Барун-Сальское; 9 – Енгорбойский Дабан; 10 – Шара-Азаргинское; 11 – Цаган-Нурское; 12 – Студенческое; 13 – Мойстойское; 14 – Баянгольское; 15 – Верхнехуртугинское; 16 – Хуртугинское; 17 – Бороктинское; 18 – Чемуртаевское; 19 – Хамнейское; 20 – Джидотское; 21 – Золотая Горка; 22 – Барун-Нарын; 23 – Ивановка; 24 – Мало-Ойногорское; 25 – Солнечное; 26 – Инкурское; 27 – Первомайское; 28 – Холтосонское; 29 – Хасуртинское; 30 – Ойногорское; 31 – Водопадное; 32 – Долон-Модонское; 33 – Шабартайское; 34 – Зун-Дабанское; 35 – Сохатинское; 36 – Булуктайское.

Главную роль в формировании эндогенных месторождений полезных ископаемых играли мантийные плюмы и потоки глубинных трансмагматических растворов (флюидов), концентрация которых происходила в верхних горизонтах земной коры, в зонах развития разрывных нарушений [Гордиенко и др., 2018].

На основе комплексных структурно-геологических и металлогенических исследований с учетом раннее проведенных тематических, поисково-съемочных, геолого-разведочных работ установлено, что в пределах Селенгинского рудного района с магматической деятельностью позднепалеозойско-раннемезозойского этапа связаны основные промышленно-значимые ресурсы минерального сырья, которые сосредоточены в рудных узлах (Куналейском, Кижингинском, Черемшано-Ошурковском, Таширском и др.), а также за их пределами (рис. 17). Показано, что основными рудными полезными ископаемыми в пределах района являются молибден и бериллий, определяющие минерагенический облик исследованного рудного района. Получены новые вещественные характеристики верхнепалеозойских и раннемезозойских внутриплитных магматических комплексов и связанных с ними месторождений минерального сырья (Mo, Be, Ti, кварцевое, флюоритовое и апатитовое сырье), а также других перспективных рудных объектов золотого, уранового и редкоземельно-барий-стронциевого оруденения.

Рис. 17. Схема структурно-металлогенического районирования и размещения рудных узлов, месторождений и проявлений в пределах Селенгинского рудного района. Составлена по результатам геолого-съемочных 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).

Выявлены геодинамические условия формирования рудных объектов 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 [Гордиенко и др., 20193].

11. Совместно с сотрудниками Чешской геологической службы (Прага) с помощью монокристальной рентгеновской дифракции методом EBSD изучена кристаллическая структура теллурида палладия и серебра - сопчеита Ag4Pd3Te4, который был открыт Д.А. Орсоевым в медно-никелевых рудах Мончегорского плутона (Laufec F.et al., 2017). Установлено, что кристаллическая структура минерала отвечает ромбической сингонии и имеет пространственную группу Cmca. Параметры элементарной ячейки: a = 12.212(2) A, b = 6.138(2) A, c = 12.234(3) A, V = 917.1(4) A3, Z = 4. Сопчеит образует слоистую структуру, в которой атомы Pd(1) и Pd(2) предполагают почти плоскую координацию с четырьмя атомами Te (рис. 18а). Каждый из [PdTe4] прямоугольников распределяются на двух противоположных Те–Те сторонах смежных прямоугольников, образующих шестичленные кольца в форме вытянутых шестигранников. Эти шестиугольники ориентированы параллельно (100) и образуют слои узором «елочка». Атомы Ag образуют четырехчленные кольца [Ag4], располагаясь примерно в центре удлиненных шестиугольников, состоящих из прямоугольников [PdTe4] (рис. 18б).

Рис. 18. Кристаллическая структура сопчеита. а - общий вид; б - строение слоев, образованных шестичленными кольцами в форме вытянутых шестигранников.

12. Изучен мультиизотопный состав серы сульфидных Cu-Ni руд мончегорского интрузивного комплекса (Мончегорский плутон и Волчетундровский массив). Показано, что несмотря на метаморфические изменения пород и возможность полномасштабной гомогенизации изотопов во время магматического процесса, изотопный состав серы, по-прежнему, сохраняет свидетельства фотохимических процессов, происходивших без кислородной атмосфере архея. Загрязнение родоначальной магмы серой, содержащей изотопный сдвиг, происходило на ранних стадиях формирования никеленосных массивов (рис. 19).

Рис. 19. Мультиизотопные данные серы для сульфидов Cu-Ni руд Мончегорского плутона и Волчьетундровского массива

Установлено, что в земных геологических процессах фракционирование изотопов серы протекает в следующих соотношениях: ?33S ~ 0,515 ? ?34S [Hulston, Thode, 1965]. Анализ имеющихся и собственных данных показывают, что изотопный состав серы рудных горизонтов и вмещающих интрузивных пород образует единый линейный тренд (рис. 20), описываемый уравнением ?33S =0,5187 ?34S-0,1608.

Рис. 20. Характер фракционирования изотопов серы в сульфидах Cu-Ni руд Мончегорского плутона и Волчьетундровского массива

Источник серы для сульфидных минералов пород Мончегорского и Волчьетундровского плутонов содержит изотопную метку масс-независимого фракционирования, причем он был достаточно гомогенным. Контаминация родоначальной магмы коровой серой, содержащей изотопный сдвиг, произошла на ранних стадиях становления интрузивов, что обеспечило достаточно время для изотопной гомогенизации перед отделением сульфидного расплава от своей силикатной матрицы [Высоцкий, Орсоев и др., 2017].

13. Получены новые данные по составу, ЭПГ-Cu-Ni минерализации, флюидному режиму и условиям образования тел анортозитов, являющихся основным концентратором благородных металлов в составе малосульфидного платинометалльного оруденения, локализованного в специфическом такситовом горизонте (Риф I) Йоко-Довыренского массива. Выявленные петро- и геохимические характеристики, особенности минерального состава и флюидного режима позволили сделать вывод, что формирование анортозитов обусловлено как собственно магматическими, так и поздне- и постмагматическими процессами с высокой активностью летучих компонентов. Возникновение тел анортозитов Рифа I можно объяснить с позиций гипотезы «компакции» (Meurer, Boudreau, 1996) и явления термоусадки. На границе контрастных по составу и свойствам пород при их охлаждении образуются ослабленные зоны, в которые в результате декомпрессионного эффекта «засасывается» интерстициальный лейкократовый расплав и летучие, выжимаемые из нижележащих горизонтов массива. При этом закономерности изменения составов Pl (82-88 % An), Ol (78-81 % Fo), Cpx (40-44 % En, 9-18 % Fs, 41-47 % Wo) и Opx (74-78 % En, 16-24 % Fs, 2-5 % Wo) указывают на фракционную кристаллизацию этого расплава. Концентрирование и перенос благородных металлов в ограниченном объеме несмесимой сульфидной жидкости, обогащенной Cu относительно Ni, является необходимым, но недостаточным условием для появления такого количества ЭПГ-минерализации. Основная часть благородных металлов с «коровыми» элементами (Sn, Pb, Hg, Bi, As, Sb, Te, S и др.) поступала в анортозитовые полости вместе с летучими компонентами и хлором, обуславливая тем самым обилие среди платиноидов теллуридов, плюмбидов, висмутидов, станнидов, арсенидов и Hg-содержащих фаз. Процессы флюидно-магматического взаимодействия в этих зонах разуплотнения и пористости привели к значительной неоднородности анортозитов и других пород, формированию неравновесных минеральных ассоциаций и концентрированию рудогенных компонентов. Сульфидные ассоциации являются продуктами субсолидусного превращения твердых растворов (mssиiss+poss), образовавшихся при кристаллизации несмесимой сульфидной жидкости (рис. 21). При этом установлена значительная роль восстановленных газов (H2, CH4, CO), а также H2O и Cl при генезисе минералов благородных металлов (рис. 22).

Рис. 21. Положение составов платиноносных анортозитов, пересчитанных на “100%-сульфид”, на экспериментальных тройных диаграммах.
(а) - Fe-(Ni+Co)-S при 850°С [Sugaki, Kitakaze, 1998]; (б) – Fe-Cu-S при 600°С [Cabri, 1973] mss- моносульфидный твердый раствор, iss - промежуточный твердый раствор, bnss - борнитовый твердый раствор, poss - пирротиновый твердый раствор; минеральные фазы: tr – троилит, pn – пентландит, vs – ваэсит, bn - борнит, ccp - халькопирит, cbn - кубанит, tal - талнахит, put - путоранит, mh - моихукит, hc - хейкокит, py - пирит, ? и ? – структурные разновидности сплавов Fe-Ni.

Рис. 22. Соотношения суммы восстановленных (H2+CH4+CO) и суммы окисленных газов (CO2+H2O) в плагиоклазах из пород Йоко-Довыренского массива.
1 – платиноносные анортозиты Рифа I, 2 – габбро-пегматиты Рифа I, 3 – троктолитыплагиодунит-троктолитовой зоны; 4 – оливиновые габбро и габбронориты оливингаббровой зоны

Дополнительно к ранее изученным минералам ЭПГ в анортозитах выявлены туламинит, ниглиит, винцентит, фрудит, мертиит. Кроме того, нами совместно с Э.М. Спиридоновым [Спиридонов и др., 20191,2] обнаружены инсизваит, геверсит, таймырит, станнопалладинит, нильсенит и Ge-содержащие платиноиды (палладогерманит, паоловит, звягинцевит). Помимо собственного минерала потарита, примесь Hg обнаружена в мончеите (до 9.4 %), станнопалладините (до 0.85 %) и теларгпалите (до 7.1 %), а примесь Cd – в звягинцевите (до 1.4 %) и теларгпалите (до 0. 4 %) [Орсоев, 2019].

13. Впервые для Сибирского региона выявлены и совместно с сотрудниками ИГХ СО РАН изучены сульфиды Re в Cu–Ni–PGE рудах массивов Желос и Токты-Ой. Полученные данные по составам и особенностям развития позволили сделать вывод о том, что рениевые фазы образовались из несмешиваемой сульфидной жидкости при ее фракционной кристаллизации и последующих субсолидусных превращениях. Рудоносные массивы Желос и Токты-Ой расположены в центральной части Восточного Саяна (юг Сибири, Россия). Они сложены дифференцированной дунит-лерцолитовой серией. Сульфиды Re образуют хорошо ограненные идиоморфные кристаллы. Их составы соответствуют общей формуле (Cu, Fe, Mo, Os, Re)5S8, (Cu, Fe, Mo, Os, Re)4S7 и (Cu, Fe, Mo, Re)S2. По величине отношения ?Me/S минерал из массива Желос в (рис. 23а, точки 5, 6 и 9) отвечает таркианиту с идеальной формулой (Cu, Fe) (Re, Mo)4S8 (рис. 24). Рениевые сульфиды из Токты-Ой имеют отношение ?Me/S, близкое кренииту - ReS2 или джезказганиту – (Re,Mo)S2, но отличаются от них наличием Fe и Cu. Их составы близки к сульфиду Re из месторождений Воронов Бор и Рыбозеро (Карелия) (см. рис. 24).

Рис. 23. Характер выделения кристаллов сульфидов Re: а – в агрегате пирротин-халькопирит-пентландитовой руды (массив Желос, обр. 09-6); б – в амфиболите (массив Токты-Ой, обр. 06-2). Цифры на зернах – точки анализов

Рис. 24. Химический состав сульфидов Re: а - тройная диаграмма (Cu+Fe+Ni+Co) - (Re+Os+Mo) - S (ат.%); б - бинарная диаграмма зависимости (Re+Mo+Os) от (Cu+Fe).
1 – Желос, 2 – Токты-Ой. Месторождения: E – Екоджоки (Финляндия) (Peltonenetal., 1995); Л - Луккулайсваара (Карелия) (Barkov, Lednev, 1993); ВБ - Воронов Бор и Р - Рыбозеро (Карелия) (Лавров, Кулешевич, 2010).

Наблюдаемая ассоциация сульфидов Re с магматическими Fe–Ni–Cu сульфидами позволяет предположить, что Re наряду другими халькофильными элементами (Ag, Bi, Te и др.) накапливался в несмешиваемой сульфидной жидкости (Dareetal., 2010), при фракционировании, кристаллизации и субсолидусных превращений которой происходило образование рениевых сульфидных минералов [Kolotilina et al., 2019].

Проекты, гранты, конкурсы, хоздоговора 2017 - 2020 гг.

Хоздоговорные работы

Международные связи

Полевые работы в Монголии с монгольскими коллегами

Связи с научными учреждениями России

Исследования в лаборатории до настоящего времени проводятся в тесной координации с Институтом геохимии СО РАН (Иркутск), ГИ КНЦ РАН (г. Апатиты), Институтом земной коры СО РАН (Иркутск), ИГЕМ РАН (Москва), ГИН РАН и ПИН РАН (Москва), Институтом геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (Москва), Институтом экспериментальной минералогии РАН (Черноголовка), Институтом геологии и геохронологии докембрия РАН и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург), Воронежским и Казанским госуниверситетами.

Экспедиционные работы

В течение 2017-2020 годов полевые исследования в лаборатории проводились двумя отрядами Тектоническим и Биостратиграфическим. Финансирование полевых работ поддерживалось средствами по конкурсу экспедиционных работ СО РАН, экспедиционными грантами РФФИ. Полевые работы Тектонического отряда направлены на изучение эволюции магматизма и осадконакопления в основных типах тектонических структур, связанных с формированием континентальной коры Центрально-Азиатского и Монголо-Охотского складчатых поясов, остается первостепенной задачей. Полевые работы Биостратиграфического отряда направлены на комплексное геологическое и биостратиграфическое изучение стратифицированных толщ на опорных объектах, перспективных для восстановления тектонической истории Забайкалья в палеозое.

Полевые работы в Селенгинском районе (р. Бурля) совместно с коллегами из Новосибирска и Санкт-Петербурга

Международные и Российские конференции, совещания

Всероссийское научное совещание «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)», Иркутск (2019 г.). Выступление чл.-кор. РАН И.В. Гордиенко. Вопросы задает акад. В.В. Ярмолюк.

Основные публикации