Определение возраста рудно-магматических систем с использованием современных изотопно-геохронологических методов является важной и актуальной задачей в области рудной геологии. Это необходимо для разработки научно обоснованных критериев прогнозирования и поиска месторождений полезных ископаемых.

Геохронологические исследования за последние десятилетия позволяют рассматривать формирование ряда молибденовых, вольфрамовых и вольфрам-молибденовых месторождений Западного Забайкалья как эволюцию плутоногенно-гидротермальной системы и генетически связывать их с интрузиями позднемеловых гранитоидов гуджирского комплекса [Reyf, 1990; Chernyshev et al., 1998; Sotnikov et al., 2005; Savchenko et al., 2018; Ripp et al., 2018; Gordienko et al., 2018, 2019; Damdinova et al., 2019; и др.]. Однако в пределах Джидинского рудного района, где выделен петротип гуджирского комплекса, имеется крупное Мало-Ойногорское W-Mo месторождение, для ассоциирующих гранит-порфиров которого предыдущими исследователями с помощью K-Ar и Rb-Sr изотопно-геохронологических методов получен позднепалеозойский возраст [Pokalov et al., 1978, 1979; Ontoev, 1984]. Эти данные предполагают полихронность возникновения рудно-магматических систем в пределах Джидинского рудного района. В связи с этим целью данного исследования являлась оценка возраста гранит-порфирового Мало-Ойногорского интрузива (штока), с которым ассоциирует W-Mo минерализация, с помощью U-Pb изотопного LA-ICP-MS датирования цирконов. На основе полученных данных проведен анализ временной последовательности магматизма и рудообразования и их связи с геодинамическими процессами в регионе.

Мало-Ойногорское месторождение открыто в 1968–1969 гг. в результате поисково-ревизионных работ Гуджирской геологоразведочной партии под руководством Г.Ф. Асташкова; детальная разведка проведена в 1976–1987 гг. под руководством В.С. Кузьмина (см. обзор [Gordienko et al., 2017, 2018]). Месторождение представляет собой типичный штокверк, локализованный рядом с небольшой одноименной интрузией (штоком) гранит-порфиров (рис. 1). По запасам W и Mo оно считается крупным месторождением, относится к постмагматическому гидротермальному типу и входит в состав Закаменского рудного узла Джидинского рудного района [Gordienko et al., 2018]. Рудный узел включает в себя более полутора десятков месторождений и проявлений молибдена, вольфрама и золота (рис. 1, врезка II). Именно в этом рудном узле в бассейне р. Гуджирка на примере Первомайского гранитного штока, к которому приурочено одноименное месторождение молибденита, выделен петротип лейкогранитовых гранитов и гранит-порфиров гуджирского рудоносного интрузивного комплекса мезозойского возраста. Интрузии гуджирского комплекса широко распространены в Джидинском рудном районе и представлены преимущественно лейкократовыми двуполевошпатовыми гранитами и гранит-порфирами, с которыми генетически связана W-Mo минерализация, например Первомайское (Mo), Инкурское (W), Холтосонское (W), Булуктаевское (W-Mo) месторождения [Reyf, Bazheev, 1982; Reyf, 1990; Khodanovich, Smirnova, 1991; Khodanovich, 1995; Chernyshev et al., 1998; Gordienko et al., 2017, 2018; Ripp et al., 2018; Damdinova et al., 2019, 2026].

Рудное поле Мало-Ойногорского месторождения сложено вулканогенно-осадочными и кремнисто-карбонатными породами хасуртинской свиты венда – нижнего кембрия, с блоками и/или линзами серпентинизированных мафических пород (габброидов и гипербазитов). Отложения свиты прорваны дайками и интрузиями гранитоидного состава (гранит-порфиры, сиениты, фельзиты, граниты). Ведущей тектонической структурой месторождения является крутопадающая Джидотская зона повышенной трещиноватости северо-западного простирания [Reyf, Stelmachonok, 2007].

Мало-Ойногорский шток лейкократовых гранит-порфиров, с которыми пространственно ассоциирует оруденение, вытянут в северо-западном направлении. Размеры его выхода на дневную поверхность составляют до 800 м в длину при ширине от 40 до 200 м. Предшественниками отмечено, что шток является дорудным [Pokalov et al., 1978]. При этом согласно геологическим разрезам, составленным на основе данных бурения [Fil’ko, Kuz’min, 1977; Pokalov et al., 1978], на глубине присутствуют еще два тела гранит-порфиров (рис. 2). Геологоразведчиками было высказано предположение, что все эти штокообразные тела являются апофизами крупного интрузива с более глубоким залеганием [Fil’ko, Kuz’min, 1977; Pokalov et al., 1978].

В настоящее время значительная часть штока плохо обнажена. Все имеющиеся в коллекции образцы гранит-порфиров штока характеризуются тонко- и мелкозернистым сложением; они частично грейзенизированы, местами окварцованы и сульфидизированы. Макроскопически породы представляют собой светло-серые и светло-розовые порфировые или порфировидные породы с вкрапленниками кварца, кислого плагиоклаза, калиевого полевого шпата с крайне низким содержанием темноцветных минералов (биотита). Нередко наблюдается видимый мусковит (по-видимому, вторичный). Следует отметить, что при разведке месторождения были описаны разности гранит-порфиров с хорошо раскристаллизованным базисом с минимальным проявлением вторичного минералообразования. По содержанию петрогенных окислов неизмененные разности близки к гранит-порфирам гуджирского комплекса [Pokalov et al., 1978].

Предыдущими исследователями были предприняты попытки датировать гранит-порфиры месторождения с помощью K-Ar и Rb-Sr методов. Оценки полученного возраста варьируются в пределах 304–281 млн лет [Pokalov et al., 1978, 1979; Ontoev, 1984].

Салические дайки (гранитного и сиенитового состава), распространенные на площади, подразделяются на дорудные и пострудные [Pokalov et al., 1978]. Последние имеют рвущие контакты с кварцевыми рудными прожилками и лишены признаков рудной минерализации и вторичного преобразования. На расстоянии около километра восточнее и юго-восточнее от гранит-порфировой интрузии вскрывается Шабартайский массив (S=~200 км²) щелочных сиенитов и гранитов позднепалеозойского возраста (см. рис. 1) (298–289 млн лет) [Reznitsky et al., 2005; Khromova, 2008].

Линейный штокверк Мало-Ойногорского месторождения сложен сетью разноориентированных прожилков и образует рудную полосу мощностью 250–520 м и протяженностью более 1.5 км. Вкрапленный молибденит развит незначительно – преимущественно в скарнах в северо-восточной части рудного поля. Согласно [Pokalov et al., 1979] рудные прожилки сложены следующими минеральными ассоциациями: кварцевыми с редким магнетитом, молибденит-кварцевыми, молибденит-шеелит-флюорит-полевошпат-кварцевыми, пирит-кварцевыми, пиритовыми, кварц-карбонатными с галенитом, сфалеритом, пиритом, арсенопиритом и другими сульфидами, карбонатными. Контакты прожилков с вмещающими породами четкие; мощность прожилков в среднем колеблется от нескольких миллиметров до 2–3 см, редко встречаются прожилки, мощность которых превышает 5–10 см. Внутреннее строение штокверка весьма сложное. По данным опробования горных выработок и керна скважин установлено, что он состоит из ряда субпараллельных зон бедного или более богатого оруденения, согласных с общим простиранием рудной зоны, а также линз и тел сложной неправильной формы. Мощность зон, обогащенных молибденитом, колеблется от нескольких метров до многих десятков метров. Зоны характеризуются крутыми углами падения и довольно сложной морфологией. Несмотря на приуроченность штокверка к линейной тектонической зоне, составляющие его рудные прожилки ориентированы в разных направлениях, имеют различные углы падения. Это свидетельствует об обстановке разностороннего тангенциального растяжения пород в период формирования месторождения. Согласно данным геологоразведочных работ [Fil’ko, Kuz’min, 1977; Pokalov et al., 1978], по условиям залегания и вещественному составу руд в Мало-Ойногорском штокверке выделяются два участка – северный и южный. На северном участке гранит-порфиры (шток) выходят на поверхность и W-Mo оруденение в них прослеживается до глубины 200–230 м, а ниже затухает. На южном участке гранит-порфиры не вскрыты эрозией и залегают на глубине 250–300 м. Здесь оруденение начинается с глубины 50–80 м и в виде крутопадающей штокверковой зоны погружается на глубину более 400–500 м (рис. 2).

Опробование гранит-порфиров проведено из коренных выходов в юго-восточной части Мало-Ойногорского штока, где согласно геологической схеме (см. рис. 1) на склоне южной экспозиции обнажается наиболее крупное поле гранит-порфиров (шириной до 230 м). Для датирования проба гранит-порфиров отобрана в точке с координатой 50°19'45.4" с.ш. и 103°37'46.8" в.д. (система координат World Geodetic System 1984).

Отобранные образцы пород представляют собой лейкократовый гранит-порфир с вкрапленниками кварца и полевого шпата на фоне розовой мелкозернистой гранофировой и аплитовой основной массы. В шлифах породы несут следы вторичного преобразования в виде тонких прожилков кварца по трещинкам мощностью в доли миллиметра. В пределах обнажения также наблюдались гранит-порфиры со шлирами и линейными участками, обогащенные светлой слюдой. В области обрамления интрузива наблюдались вулканогенные (амфиболитизированные и хлоритизированные базальтоиды), карбонатные и окварцованные породы, а также линзы сильно измененных гипербазитов (серпентинитизированных). В эндоконтактовой части гранит-порфиры имеют более осветленную окраску, нередко в них присутствует тонкозернистый недиагностируемый минерал в виде дендровидных скоплений, больше встречаются участки, обогащенные мусковитом и кварцевыми прожилками.

Основой для геохимической характеристики гранит-порфиров участка Малый Ойногор послужили результаты силикатного анализа (петрогенные оксиды и летучие компоненты), где закисное и окисное железо определялось тетраметрическим методом (аналитики Б.Б. Лыгденова, Т.Г. Хумаева и О.В. Корсун), и рентгенофлуоресцентного анализа (рассеянные элементы: Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, As, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Mo, Hf, Ta, Hg, Pb, Th, U, Ag, Sn, Cs, Ba, La, Ce) (аналитики Б.Ж. Жалсараев и С.В. Бартанова) полученные в ЦКП «Геоспектр» (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ) [Kanakin et al., 2022].

Для изотопно-геохронологических исследований из пробы гранит-порфиров были выделены цирконы. Методика сепарации включала в себя процедуру ручного дробления каменного материала в стальной ступе и тонкое измельчение на вибрационной мельнице в стальном стакане с металлическим сердечником в течение не более 20 с. Затем проба отмучивалась в теплой мыльной воде. Циркон за счет своей относительно высокой твердости и крепости оставался одним из наименее измельченных минералов и хорошо отмывался в составе тяжелой фракции (шлиха) в воде с помощью посуды «чашка выпарительная» и «часовое стекло». На финальной стадии проводился ручной отбор циркона из шлиха под микроскопом. Благодаря тщательной очистке ступы, стального стакана и промывочной посуды на каждом этапе пробоподготовки, а также отсутствию процедуры измельчения на щековой дробилке и просеивания навески через набор сит данный подход позволил исключить заражение пробы ксеногенными цирконами. Выделенные цирконы были представлены обломками кристаллов размером до 60–80 мкм.

U-Pb изотопный анализ циркона выполнен методом лазерной абляции на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific), соединенном с приставкой для лазерного прибора UP-213 с длиной волны излучения 213 нм (New Wave Research) в ЦКП «Геоспектр» [Kanakin et al., 2022]. Инструментальные параметры приборов и методика измерений описаны в работе [Khubanov et al., 2016, 2021]. Диаметр лазерного пучка составлял 30 мкм, внешний стандарт – циркон Harvard 91500 [Horstwood et al., 2016]. Обработка масс-спектрометрических данных проводилась в программе GLITTER [Griffin et al., 2008]. Расчет возраста и построение графиков проводились с помощью программы IsoplotR [Vermeesch, 2018]. Средневзвешенные значения возраста контрольных цирконов, измеренных в течение различных сессий, варьировались в диапазоне: 565–631 млн лет по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и 590–607 млн лет по ²⁰⁶Pb/²³⁸U для GJ-1 (600 млн лет) [Jackson et al., 2004]; 328–400 млн лет по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и 332–340 млн лет по ²⁰⁶Pb/²³⁸U для Plešovice (337 млн лет) [Sláma et al., 2008]. В отсутствие катодолюминесцентных изображений, по которым можно было судить о внутренней зональности зерен циркона, стратегия датирования заключалась в соблюдении условий случайной выборки измерения изотопных отношений в цирконах – без какого-либо их предварительного отбора по размеру и/или внутренней морфологии.

Высокая кремнекислотность гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока (SiO2~79–89 мас. %) (Прил. 1, табл. 1.1; рис. 2, a), смещенная в сторону ультракислых составов, в совокупности с данными о наличии множества тонких кварцевых прожилков в объеме породы (установлено при изучении шлифов) дает основание говорить о высокой степени их вторичного преобразования в виде окварцевания. Кроме того, для них характерно аномально высокое значение K2O/Na2O>2 (Прил. 1, табл. 1.1), что указывает на метасоматический привнос калия – мусковитизацию и, возможно, адуляризацию (исследование состава и структуры полевых шпатов не проводилось). Следует заметить, что признаки наложенной минерализации могут затруднить вещественную типизацию гранит-порфиров по петрогенным оксидам, поэтому для геохимической идентификации гранит-порфиров использованы высокозарядные элементы, которые благодаря своей химической инертности в меньшей степени зависимы от метаморфического/метасоматического преобразования [Winchester, Floyd, 1977]. На классификационной диаграмме Nb/Y – Zr/Ti (рис. 2, б), которая используется для измененных магматических пород, фигуративные точки данных гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока попадают в поле комендитов и трахитов.

Результаты U-Pb изотопного датирования цирконов из гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока приведены в Прил. 1, табл. 1.2 и показаны на рис. 3. Было проанализировано 65 зерен циркона. На графике с конкордией (рис. 3, a) точки разбросаны в широком спектре возрастов, часть из которых имеет существенное дискордантное положение. Наиболее древний возраст – около 513 млн лет (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U с дискордантностью D=7). Двадцать два определения образуют хорошо выраженный кластер с возрастом 310±2.5 млн лет и со СКВО=0.29 (рис. 3, б). Часть цирконов образуют тренд вдоль конкордии в сторону омоложения; при этом самый молодой возраст – около 128 млн лет (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U с дискордантностью D=6).

Возрастная позиция гранит-порфиров и оруденения. Наиболее ранними образованиями на площади месторождения являются вулканогенные (андезиты) (Прил. 1, табл. 1.1; рис. 3, a, б) и кремнисто-карбонатные породы венд-кембрийской хасуртинской свиты. В них присутствуют редкие небольшие тела, сложенные серпентинитами. Стратифицированная толща прорывается штоком гранит-порфиров и кислыми дайками. Геологические наблюдения предшественников [Pokalov et al., 1978] указывают на то, что гранит-порфиры штока, выходящего на поверхность, формировались раньше оруденения. При этом рудная минерализация проявлена однотипно, вне зависимости от состава вмещающих пород, в виде разноориентированных прожилков, которые имеют четкие контакты с гранит-порфирами, экзоконтактовыми роговиками и вулканогенными и карбонатными породами. Подобные взаимоотношения могут указывать на постмагматическую позицию оруденения относительно гранит-порфирового штока. На площади месторождения также выделены две генерации салических даек: дорудные и пострудные.

Особенности минералого-петрографического и петрохимического состава гранит-порфиров свидетельствуют о том, что они также претерпели постмагматическое изменение, которое выражается в их частичной грейзенизации (окварцевание и мусковитизация и, возможно, адуляризация). Следует отметить, что нами не обнаружены гранит-порфиры без признаков грейзенизации, которые были отмечены раньше [Pokalov et al., 1978]. Можно предположить, что ими был опробован керн, отражающий состав гранит-порфиров на глубине, возможно из тела, не выходящего на поверхность, в котором метасоматические изменения наименее выражены. О частичном преобразовании гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока также свидетельствует нарушение U-Pb изотопной системы и изменение Th/U отношения в цирконах из гранит-порфира (рис. 4). Однако если содержания крупноионных элементов (LILE), в том числе свинца и тория, могут быть зависимы от степени постмагматического преобразования, то поведение ряда высокозарядных элементов (HFSE) (например, Zr, Hf, Nb, Y, Ta, Ti) наиболее инертно при метаморфических и метасоматических изменениях из-за их плохой растворимости и высокой химической устойчивости минералов-хозяев [Winchester, Floyd, 1977; Floyd, Winchester, 1978]. В связи с этим представляется, что в данном случае, сравнение концентраций высокозарядных элементов (HFSE) в гранит-порфирах Мало-Ойногорского штока с гранит-порфирами гуджирского комплекса более информативно, чем сопоставление по петрогенным оксидам и крупноионным элементам.

На ряде дискриминационных диаграмм (см. рис. 3, б–г), построенных на основе содержания рассеянных, в том числе высокозарядных, элементов, гранит-порфиры Мало-Ойногорского штока несколько отличаются от типичных представителей гуджирского комплекса (гранит-порфиров Первомайского штока). Вполне вероятно, данные геохимические характеристики Мало-Ойногорского штока определяются условиями генерации кислых магм (состав магматического протолита, температура и глубина выплавления, геодинамическая обстановка), которые отличаются от параметров формирования гранитоидов гуджирского комплекса.

Предыдущими исследователями были получены оценки возраста гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока с помощью K-Ar и Rb-Sr изотопных методов (304–281 млн лет) [Pokalov et al., 1978, 1979; Ontoev, 1984]. Однако в случае наложенного гидротермального метасоматоза, например грейзенизации, достоверность этих данных требует дополнительной проверки, поскольку эти изотопные системы слабо устойчивы при среднетемпературном геологическом процессе. Их переуравновешивание происходит в диапазоне температур 150–500 °C [Hodges, 2004; Reiners et al., 2005]. В этом случае благодаря высокой химической и термальной устойчивости циркона его U-Pb изотопное датирование может дать более надежную геохронологическую информацию.

Согласно проведенному U-Pb изотопному LA-ICP-MS изучению цирконов из гранит-порфиров их наиболее вероятный возраст составляет 310±2.5 млн лет, который рассчитан по результатам измерения 22 зерен. Отмеченное одно относительно древнее зерно (~513 млн лет), по-видимому, имеет ксеногенную природу и было захвачено из вмещающих пород хасуртинской толщи, формирование которой имеет отношение к эволюции неопротерозой-раннекембрийских океанических и островодужных систем Палеоазиатского океана [Elbaev et al., 2018, 2025].

Значения возраста моложе 310 млн лет (рис. 4, a, в), скорее всего, отражают потерю радиогенного свинца позднепалеозойскими цирконами в результате более позднего теплового воздействия. Механизмы и примеры подобного изменения U-Pb изотопной системы в сторону «омоложения» известны в литературе [Gebauer, Grtinenfelder, 1979; Gehrels, 2011; Khubanov et al., 2017]. Нужно также отметить, что цирконы с возрастом около 310 млн лет имеют относительно небольшой разброс значений Th/U (~0.5–0.7) (рис. 4, г), тогда как «омоложенные» определения характеризуются более существенным разбросом Th/U (~0.3–2.2). Это свидетельствует о том, что в момент наложенного теплового события, помимо потери свинца, имело место перераспределение тория в составе отдельных цирконов.

Традиционно гранит-порфиры Мало-Ойногорского месторождения относились к гуджирскому интрузивному комплексу, по аналогии с крупнейшими в регионе W-Mo месторождениями Закаменского рудного узла, входящего в состав Джидинского рудного района [Gordienko et al., 2018]. Ранее на примере Первомайского молибденового месторождения, генетически связанного с одноименным штоком типоморфных гранит-порфиров гуджирского комплекса, было установлено, что рудно-магматическая система формировалась в период 128–123 млн лет назад – по данным комплексного U-Pb, ⁴⁰Ar/³⁹Ar и Re-Os датирования магматических пород, гидротермальных образований и молибденита [Damdinova et al., 2019]. Однако результаты изотопного датирования гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока не соответствуют мезозойскому возрасту гранитоидов гуджирского комплекса.

Полученные совокупные данные о строении, возрасте и составе гранит-порфирового штока, вмещающего W-Mo минерализацию Мало-Ойногоского месторождения, указывают на их дорудную природу. Вероятно, что постмагматическое преобразование гранит-порфиров (грейзенизация) и формирование W-Mo штокверкового Мало-Ойногорского месторождения относится к высокотемпературным гидротермальным метасоматическим процессам, имевшим место в рамках единого наложенного теплового события. В этом случае информация о времени протекания этого рудогенерирующего процесса(-ов) может быть отражена в «омоложенных» цирконах, которые характеризуются максимально низким содержанием радиогенного свинца. В Прил. 1, табл. 1.2 наиболее молодым возрастом является значение 128 млн лет (по ²⁰⁶Pb/²³⁸U с дискордантностью D=6). Хотя условия пробоподготовки гарантируют отсутствие возможности заражения пробы «чужими» цирконами, тем не менее для исключения данного события нами оценено MLA (см. рис. 3, г) с помощью программы Isoplot R [Vermeesch, 2021], которое рассчитано на основе обобщения нескольких молодых возрастных данных из столбца AgeConc в Прил. 1, табл. 1.2. В данном случае с помощью этого подхода мы попытались определить не возраст, а вероятный поздний временной порог проявления термального события, в ходе которого могло произойти переуравновешивание U-Pb системы в цирконах. Иными словами, гидротермальное событие, возможно объединяющее несколько последовательных стадий рудообразующих процессов, имело место не ранее 132±6 млн лет назад. Этот возрастной предел в рамках погрешности сопоставим со временем становления рудно-магматических систем Первомайского молибденитового месторождения (128–123 млн лет назад, U-Pb, ⁴⁰Ar/³⁹Ar и Re-Os) [Damdinova et al., 2019], которое находится в 20 км западнее Мало-Ойногорского месторождения, и Булуктаевского W-Mo месторождения (144–133 млн лет назад, U-Pb, ⁴⁰Ar/³⁹Ar и Re-Os) [Savchenko et al., 2018; Damdinova et al., 2026], которое располагается в 40–50 км восточнее. В целом новые изотопно-геохронологические данные согласуются с геологическими наблюдениями – наличием дорудных (гранит-порфировый шток) и пострудных (некоторые салические дайки) магматических тел, а также глубинной интрузии, апофизы которой вскрыты скважинами. При этом глубинная интрузия может быть относительно молодой и являться источником рудогенерирующих гидротермальных флюидов.

Геодинамические и прогнозные следствия. Полученная оценка времени формирования гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока (310±2.5 млн лет назад) сопоставима с возрастом известково-щелочных гранитоидов Ангаро-Витимского батолита (АВБ), выходы которого слагают центральную и северную часть Западного Забайкалья, но имеют ограниченное распространение и/или отсутствуют в его южной и юго-западной части. При этом Мало-Ойногорская интрузия по своей географической позиции попадает в область распространения Монгольско-Забайкальского вулканоплутонического пояса (МЗП) (см. рис. 1, врезка I).

Пояс протягивается через Северную Монголию и южную часть Западного Забайкалья более чем на 2.5 тыс. км, при его ширине до 250 км, от Монгольского Алтая до Становика. Он включает в себя сотни массивов позднепалеозойско-мезозойских субщелочных и щелочных гранитоидов, а также габброидов и монцонитов и поля трахибазальтовых, бимодальных трахибазальт-комендитовых и менее щелочных трахидацит-риолитовых вулканогенных серий [Zanvilevich et al., 1985; Gordienko, 1987; Reichow et al., 2010; Litvinovsky et al., 2011; Donskaya et al., 2013]. Следует заметить, что на сегодняшний день интрузивные и вулканогенные образования МЗП датированы избирательно – изотопно-геохронологическими исследованиями были охвачены только типовые объекты, на примере которых проводились исследования условий генерации и эволюции субщелочных и щелочных гранитоидных магм. С учетом положения Мало-Ойногорского интрузива в центральной части МЗП, пространственной и возрастной близости к щелочно-гранитоидному Шабартайскому массиву (298–289 млн лет) вероятно то, что природа гранит-порфирового Мало-Ойногорской интрузива обусловлена развитием Монгольско-Забайкальского вулканоплутонического пояса.

Согласно палеогеодинамическим реконструкциям [Zorin, 1999; Donskaya et al., 2013] формирование МЗП происходило в надсубдукционных условиях Южно-Сибирской активной континентальной окраины при пологой субдукции плиты Монголо-Охотского палеоокеана под южную окраину Сибирского континента в позднем палеозое – мезозое. Монголо-Охотский ороген, сформированный при этом событии, эволюционировал от позднего карбона до раннего мела включительно на протяжении более 150 млн лет [Donskaya et al., 2013].

Если принять химическую инертность высокозарядных элементов при метасоматическом изменении, то положение фигуративных точек составов гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока на дискриминационных диаграммах Дж. Пирса (см. рис. 3, в, г) также позволяет допустить их конвергентную природу. Следует заметить, что крупные Mo-месторождения генетически связывают с магматизмом надсубдукционных геодинамических обстановок [Laznicka, 2006; Pettke et al., 2010; Berzina et al., 2014; Berzina et al., 2016; и др.], в которых молибденитовая минерализация является относительно ранней и высокотемпературной и контролируется ее близостью к магматическому (гранитоидному) телу (источнику) [Chen, Grapes, 2007]. В связи с этим не исключено, что Мало-Ойногорский шток на момент становления имел рудоносный потенциал.

Однако представленные выше данные служат основанием для утверждения, что главное рудогенерирующее событие, приведшее к формированию штокверкового оруденения, произошло в раннемеловое время, не ранее 132±6 млн лет назад. О состоятельности этого положения также указывает пространственно-временная близость ряда месторождений вольфрама и молибдена (Первомайское, Инкурское, Холтосонское, Булуктайское) с возрастом 133–123 млн лет, обоснованным различными методами изотопного датирования [Chernyshev et al., 1998; Savchenko et al., 2018; Damdinova et al., 2019, 2026]. Необходимо отметить, что согласно [Reyf, 1990] Первомайское месторождение контролируется штоком гранит-порфиров, а Инкурское и Холтосонское – салическими дайками (аплиты, гранит-порфиры, сиенит-порфиры, микросиениты – все эти субвулканические тела являются производными одной крупной Гуджирской гранитоидной интрузии, не вскрытой на дневной поверхности). Согласно представлениям ряда исследователей, Гуджирская интрузия в виде погружающегося пластообразного тела имеет продолжение на глубине на восток и юго-восток [Ivanova et al., 1991; Ripp et al., 2018; Gordienko et al., 2018] в сторону Мало-Ойногорского месторождения. На площади Мало-Ойногорского месторождения, помимо позднепалеозойского штока, также имеются дорудные и пострудные салические дайки, и часть из них, вероятно, являются производными скрытой мезозойской (условно раннемеловой) интрузии. Эта интрузия вполне могла быть источником гидротерм, ответственных за грейзенизацию венд-раннепалеозойских вулканогенных и осадочных пород хасуртинской свиты и позднепалеозойских гранит-порфиров. Кроме того, раннемеловые гидротермы были рудоносными флюидами, возможно, они также перераспределяли (регенерировали) раннее отложенное рудное вещество. Если принять данную модель, то месторождения и проявления Закаменского рудного узла развиты над апикальной частью значительной по размеру раннемеловой рудно-магматической системы, возможно состоящей из нескольких интрузивов-сателлитов, объединенных под термином «Гуджирская интрузия» [Reyf, 1990]. В этом случае представляется, что данная площадь является перспективным объектом для обнаружения новых залежей W-Mo руд, скрытых на глубине.

В тектоническом плане в раннемеловое время на территории Западного Забайкалья и Северной Монголии доминировали условия растяжения, возникшие в результате распада Монголо-Охотского орогена, с образованием комплексов метаморфических ядер, рифтогенных угленосных впадин и проявлениями мафического магматизма с геохимическими метками внутриплитных базальтов [Vorontsov et al., 2002; Andryushchenko et al., 2010; Donskaya et al., 2013; Arzhannikova et al., 2022]. Хотя, с одной стороны, гранитоиды гуджирского комплекса по геохимии не соответствуют внутриплитным гранитам (см. рис. 2, в, г), вероятно, их обогащение HFSE связано с особыми условиями выплавления (повышенные концентрации Nb и Y в источнике и/или отсутствие соответствующих минералов-концентраторов среди реститовых фаз). Но, с другой стороны, высокая доля участия мантийного вещества в их составе, обнаруженная по изотопным данным [Ripp et al., 2018], не противоречит модели их генерации и становления в условиях тектонического растяжения.

Согласно данным геологических наблюдений, шток гранит-порфиров, в пределах и вокруг которого локализована W-Mo минерализация Мало-Ойногорского месторождения, имеет дорудное возрастное положение. Особенности минералого-петрографического и петролого-геохимического состава гранит-порфиров свидетельствуют о том, что они были подвержены грейзенизации – постмагматическим изменениям, таким как окварцевание и мусковитизация. При этом рудная минерализация обусловлена этим метасоматозом и проявлена в виде разноориентированных прожилков, которые имеют четкие контакты с гранит-порфирами, экзоконтактовыми роговиками и вулканогенными и карбонатными породами хасуртинской свиты.

U-Pb изотопное LA-ICP-MS датирование цирконов показало, что формирование гранит-порфиров Мало-Ойногорского штока произошло 310±2.5 млн лет назад. Согласно пространственному положению, возрасту и составу он является частью Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса, формирование которого обусловлено Монголо-Охотским орогенезом в результате закрытия Монголо-Охотского океана.

Наличие в гранит-порфирах цирконов с признаками потери радиогенного свинца позволило оценить вероятный поздний временной порог (132±6 млн лет назад) проявления высокотемпературного гидротермального метасоматического события, в ходе которого могло произойти переуравновешивание U-Pb системы в цирконах. Этот возрастной предел в рамках погрешности сопоставим со временем становления Гуджирской рудно-магматической системы (133–123 млн лет назад).

В совокупности полученные результаты позволяют предположить, что основной этап W-Mo рудогенеза Мало-Ойногоского месторождения связан со становлением невскрытой раннемеловой Гуджирской рудно-магматической системы. Возникновение и эволюция гранитоидных магм гуджирского интрузивного комплекса имели место в условиях тектонического растяжения в период раннемелового распада Монголо-Охотского орогена.

Закаменский рудный узел, к которому приурочено Мало-Ойногорское W-Mo месторождение, может служить перспективной площадью для обнаружения новых залежей редкометалльных полезных ископаемых, скрытых на глубине.

Авторы выражают благодарность рецензентам за ценные замечания.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this manuscript, read and approved the final version.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.