CC BY
19
GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS
Published by the Institute of the Earth's Crust, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences
PALEOGEODYNAMICS
2022 VOLUME 13 ISSUE 3 ARTICLE 0635
ISSN 2078-502X
DOI: 10.5800/GT-2022-13-3-0635
METATERRIGENIOUS ROCKS OF THE OLKHON TERRANE OF THE CENTRAL ASIAN OROGENIC BELT: U-Pb ZIRCON AGE, GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS, AND FORMATION MODELS
OF SEDIMENTARY PROTOLITHS
T.V. Donskaya 1 D.P. Gladkochub A.M. Mazukabzov S E.V. Sklyarov \ V.B. Khubanov 2,
E.I. Demonterova 1, Z.L. Motova 1
1 Institute of the Earth's Crust, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, 128 Lermontov St, Irkutsk 664033, Russia
2 Dobretsov Geological Institute, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, 6a Sakhyanova St, Ulan-Ude 670047, Republic of Buryatia, Russia
ABSTRACT. The paper presents a petrographic, geochemical, and Sm-Nd isotopic data on the gneisses from different tectonic zones of the Olkhon terrane of the Central Asian Orogenic Belt, as well as the composition of garnets and the age of zircons in these metaterrigenous rocks. The garnet-biotite gneisses of the Anga-Sakhurta zone, as well as the garnet-bearing and garnet-free gneisses (granulites) of the Chernorud zone may result from metamorphism of immature terrigenous rocks of polymictic or greywacke compositions similar in geochemical characteristics to rocks of continental arcs. At the same time, the gneisses of these zones show both similarities and some differences in geochemical and isotopic characteristics, including variations in £Nd(T) values from -0.2 to -9.0, which may indicate different proportions of one or another source in their protoliths. The age of most detrital zircons in the gneisses of the Chernorud and Anga-Sakhurta zones corresponds to 530-1000 Ma, and the youngest detrital zircons have an age of 522-537 Ma. The geochemical and geochronologi-cal data on the gneisses of the Chernorud and Anga-Sakhyurta zones suggests that the protoliths of these gneisses could be formed from the same sources of predominantly Neoproterozoic age. We assumed that gneiss protoliths could initially be sediments of the continental slope of Neoproterozoic composite terrane assembled to the Siberian Platform at 600-610 Ma. The transport of clastic material being gneiss protoliths from this composite terrane, took place towards the Paleo-Asian Ocean. The youngest zircons with an age of about 530 Ma could be generated from igneous complexes intruding the Neoproterozoic composite superterrane. The garnet-biotite gneisses of the Krestovskaya zone are similar in chemical composition to immature graywacke sandstones, The £Nd(T) value in these gneisses is -3.7. Detrital zircons in the gneisses of the Krestovskaya zone form age peaks at 780-820 and 498-515 Ma. Based on geochemical and geochronological data we assume that these gneisses could be formed in an intracontinental basin formed at the orogenic stage during accretionary-collisional events at the amalgamation the Orso block and the Birkhin island arc into the Krestovskaya zone.
All terrigenous rocks being gneiss protoliths were metamorphosed at 460-510 Ma under granulite or amphibolite facies associated with accretionary and collisional events, which led to the formation of the Early Paleozoic Olkhon composite terrane.
KEYWORDS: gneisses; geochemistry; detrital zircons; Olkhon terrane; Central Asian Orogenic Belt
FUNDING: The study was supported by the Russian Foundation for Basic Research (Grant 20-05-00005) and the Russian Government (Grant 075-15-2019-1883). Equipment of Shared Research Facilities "Geodynamics and Geochronology" of IEC SB RAS was used in the work within the framework of grant 075-15-2021-682. U-Pb isotope-geochronological investigations are carried out in the Shared Research Facilities "Geospectrum" of the Geological Institute SB RAS, Ulan-Ude (basic project IX.129.1.2., AAAA21-121011390002-2).
RESEARCH ARTICLE Received: March 21, 2022
FOR CITATION: Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Mazukabzov A.M., Sklyarov E.V., Khubanov V.B., Demonterova E.I., Motova Z.L., 2022. Metaterrigenious Rocks of the Olkhon Terrane of the Central Asian Orogenic Belt: U-Pb Zircon Age, Geochemical Characteristics, and Formation Models of Sedimentary Protoliths. Geodynamics & Tectonophysics 13 (3), 0635. doi:10.5800/GT-2022-13-3-0635
Correspondence: Tatiana V. Donskaya, tanlen@crust.irk.ru
Revised: April 11, 2022 Accepted: April 13, 2022
МЕТАТЕРРИГЕННЫЕ ПОРОДЫ ОЛЬХОНСКОГО ТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: U-Pb ВОЗРАСТ ЦИРКОНОВ, ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПРОТОЛИТОВ
Т.В. Донская1, Д.П. Гладкочуб1, А.М. Мазукабзов1, Е.В. Скляров1, В.Б. Хубанов2, Е.И. Демонтерова1, З.Л. Мотова1
1 Институт земной коры СО РАН, 664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128, Россия
2 Геологический институт им. Н.Л. Добрецова СО РАН, 670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Республика Бурятия, Россия
АННОТАЦИЯ. Проведено петрографическое, геохимическое и Sm-Nd изотопно-геохимическое изучение гнейсов из разных тектонических зон Ольхонского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса, а также анализ составов гранатов и возраста цирконов в этих метатерригенных породах. Установлено, что гранат-био-титовые гнейсы зоны Анга-Сахюрты, так же как гранатсодержащие и безгранатовые гнейсы (гранулиты) Чер-норудской зоны, в неметаморфизованном состоянии представляли собой незрелые терригенные породы поли-миктового или грауваккового состава, близкие по геохимическим характеристикам породам континентальных дуг. В то же время проанализированные гнейсы этих зон обнаруживают как сходства, так и некоторые отличия геохимических и изотопных характеристик, в том числе вариации значений ем(Т от -0.2 до -9.0, что может свидетельствовать о различных пропорциях того или иного источника в их субстрате. Возраст большинства зерен детритовых цирконов в гнейсах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты соответствует временному интервалу 530-1000 млн лет, а самые молодые зерна детритового циркона имеют возраст в диапазоне 522-537 млн лет. Совокупность геохимических и геохронологических данных по гнейсам Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты дает основание считать, что протолиты этих гнейсов могли быть образованы в результате разрушения одних и тех же источников преимущественно неопротерозойского возраста. Предполагается, что субстраты гнейсов первоначально могли являться осадками континентального склона композитного неопротерозойского сооружения, присоединенного к Сибирской платформе на рубеже 600-610 млн лет. Снос обломочного материала с этого композитного супертеррейна, обеспечившего накопление терригенного субстрата изученных гнейсов, осуществлялся в сторону Палеоазиатского океана. Самые молодые цирконы с возрастом около 530 млн лет могли поступать в бассейн седиментации из магматических комплексов, прорывающих неопротерозойское композитное сооружение. Гранат-биотитовые гнейсы Крестовской зоны по химическому составу близки незрелым граувакковым песчаникам. Значение ем(Т) в этих гнейсах составляет -3.7. Детритовые цирконы в гнейсах Крестовской зоны образуют возрастные пики на отметках 780-820 и 498-515 млн лет. Комбинация геохимических и геохронологических данных позволила сделать вывод, что субстраты этих гнейсов могли быть образованы во внутрикон-тинентальном бассейне, сформированном на орогенном этапе в ходе аккреционно-коллизионных событий при сочленении блока Орсо и Бирхинской островодужной системы в единую Крестовскую зону.
В процессе формирования раннепалеозойского Ольхонского террейна все терригенные породы, являющиеся протолитами гнейсов, на временном интервале 460-510 млн лет в условиях гранулитовой или амфиболитовой фации испытали метаморфизм, связанный с аккреционными и коллизионными событиями, которые и привели к возникновению единого композитного Ольхонского террейна.
КЛЮЧЕВЫЕ СЛОВА: гнейсы; геохимия; детритовые цирконы; Ольхонский террейн; Центрально-Азиатский складчатый пояс
ФИНАНСИРОВАНИЕ: Исследования выполнены при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 20-05-00005) и Правительства Российской Федерации (грант № 075-15-2019-1883). В работе задействовалось оборудование ЦКП «Геодинамика и геохронология» Института земной коры СО РАН в рамках гранта № 075-15-2021-682. и-РЬ изотопно-геохронологические исследования выполнены в ЦКП «Геоспектр» ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ (базовый проект 1Х.129.1.2., № АААА-А21-121011390002-2).
1. ВВЕДЕНИЕ
Раннепалеозойский Ольхонский композитный тер-рейн расположен в северной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) (рис. 1). Ольхонский террейн принадлежит раннепалеозойскому Прибайкальскому коллизионному поясу, протягивающемуся вдоль южной границы Сибирской платформы [Эошкауа et а1.,
2000]. Формирование террейна происходило в позднем кембрии - раннем ордовике, а именно на временном интервале 510-460 млн лет, когда в ходе реализации аккреционно-коллизионных процессов, отражающих начальный этап образования Центрально-Азиатского складчатого пояса, в пределах Палеоазиатского океана происходила сборка отдельных блоков различной
геодинамической природы в более крупные композиты и их причленение к южной окраине Сибирской платформы [Ре^гоУБку et а1., 2005, 2010; СМкосИиЬ et а1., 2008Ь]. В структуре раннепалеозойского Ольхонского композитного террейна выделяется несколько основных региональных тектонических зон, которые отличаются друг от друга составами метаморфических и магматических пород, возрастом геологических комплексов, степенью метаморфической переработки, внутренним строением и геодинамическими условиями образования [Ре^гоУБку et а1., 2005; ЭопБкауа et а1., 2013, 2017]. В то же время в каждой зоне, хоть и в разном объеме, отмечаются выходы метатерригенных пород (парагнейсов), одними из основных породообразующих минералов которых являются гранат и биотит. В связи с этим фактом возникает вопрос: имеются ли отличия в возрасте и природе протолита этих гнейсов, присутствующих в разных тектонических зонах Ольхонского террейна.
Основной задачей исследования было детальное изучение гранат-биотитовых парагнейсов в разных тектонических зонах Ольхонского террейна для выяснения природы и возраста их протолита. В статье приведены новые данные по изучению петрографических, геохимических характеристик, составов гранатов и возраста цирконов в гранат-биотитовых парагнейсах зон Крестовская и Анга-Сахюрты Ольхонского тер-рейна, а также обзор данных по ранее изученным ме-татерригенным породам Чернорудской зоны и зоны
Анга-Сахюрты. Основной целью и итогом работы явилось представление модели формирования протоли-тов метатерригенных пород Ольхонского композитного террейна ЦАСП.
2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОЛЬХОНСКОГО ТЕРРЕЙНА
Раннепалеозойский Ольхонский композитный тер-рейн Центрально-Азиатского складчатого пояса располагается вдоль западного побережья озера Байкал, включает в себя материковую часть (Приольхонье) и остров Ольхон (рис. 1). Террейн отделяется от фундамента Сибирской платформы раннепалеозойским коллизионным швом [Fedorovsky et al., 1995, 2005]. Оль-хонский террейн сложен осадочными, вулканическими и плутоническими породами, испытавшими метаморфизм от эпидот-амфиболитовой до гранулитовой фации [Rosen, Fedorovsky, 2001; Fedorovsky et al., 2005; Sklyarov et al., 2020a]. Породы террейна составляют несколько комплексов, изначально сформированных в условиях неопротерозойских активных континентальных окраин, эдиакарских и раннепалеозойских островных дуг, а также палеопротерозойских континентальных блоков (Прил. 1, табл. 1.1). Все эти разнородные по своей природе комплексы в раннем палеозое были тектонически объединены в структуру единого коллизионного коллажа (рис. 2, а) [Fedorovsky et al., 2005; Donskaya et al., 2017]. Породы этих комплексов объединяются в региональные тектонические зоны/террейны
107°00' в.д.
100° 105° 110° 115° в.д.
54°00' с.ш
52°40'
о.
о -&
I-
га
Ольхонский террейн
Центрально-Азиатского складчатого пояса Фанерозойский чехол
kc
Куртунская и аянканская свиты (венд)
Ушаковская свита (венд)
Качергатская свита (венд)
Голоустенская и улунтуйская свиты (венд) Гранитоиды приморского комплекса (ранний протерозой)
Породы фундамента (ранний протерозой) Разломы: а - главные, б - второстепенные
Рис. 1. Схема геологического строения Западного Прибайкалья (модифицирована после [State Geological Map..., 2006]). Fig. 1. Scheme of the geological structure of Western Pribaikalye (modified after [State Geological Map..., 2006]).
1С
и
о
(Крестовская, Анга-Сахюрты, Чернорудская, Зундук), которые отделяются друг от друга бластомилонита-ми (рис. 2, б) [Fedorovsky et al., 2005; Donskaya et al., 2013, 2017].
Зона Крестовская занимает юго-западную часть Оль-хонского террейна и представляет собой пакет тектонических пластин, объединяющих в себя породы Бир-хинской вулканоплутонической ассоциации (комплекса), ангинского комплекса и комплекса Орсо. Степень метаморфизма пород этой зоны соответствует эпи-дот-амфиболитовой и амфиболитовой фациям [Rosen, Fedorovsky, 2001; Sklyarov et al., 2020a]. Бирхинская
вулканоплутоническая ассоциация сложена габброи-дами, в том числе крупными Бирхинским и Крестовским массивами, а также метавулканитами, метапорфирита-ми, амфиболитами цаган-забинского комплекса [Fedorovsky et al., 2005; Sklyarov et al., 2013; Gladkochub et al., 2014; Donskaya et al., 2017; Lavrenchuk et al., 2019]. Возраст пород Бирхинской ассоциации составляет 492500 млн лет, а сама эта ассоциация рассматривается как фрагмент разреза развитой островной дуги [Fedorovsky et al., 2005; Yudin et al., 2005; Gladkochub et al., 2014; Donskaya et al., 2017]. Ангинский комплекс сложен мраморами, мраморными меланжами, кварцитами,
(а)
(б)
(а)
Бирхинский и ангинский комплексы, неразделенные Комплекс Шебарта Комплекс Ольхон
Комплексы Шебарта, Ольхон, Тонта и Шида, неразделенные
Комплексы Тутай и Шебарта, неразделенные Комплекс Орсо Комплекс Усть-Зундук
Комплекс Калтыгей (ранний протерозой)
Раннепротерозойские комплексы фундамента Сибирской платформы
Раннепалеозойские бластомилониты
(б)
Зона Крестовская Зона Анга-Сахюрты Чернорудская зона Зона Зундук
Коллизионный шов
Сибирская платформа ^ Участки работ
Участки работ
Рис. 2. Схема расположения геологических комплексов (а) и региональных тектонических зон (б) раннепалеозойского Ольхонского террейна (модифицирована после [Donskaya et al., 2017]).
Fig. 2. Schematic location of geological complexes (a) and regional tectonic zones (б) of the Early Paleozoic Olkhon terrane (modified after [Donskaya et al., 2017]).
амфиболитами, гранат-биотитовыми гнейсами [Sklyarov et al., 2013]. Породы комплекса Орсо образуют обособленную пластину в Крестовской зоне, в пределах которой отмечается чередование амфиболитов и дву-слюдяных, гранат-двуслюдяных гнейсов, протолитами которых были вулканогенно-осадочные породы, возможно туффоиды кислого состава [Gladkochub et al., 2010]. Возраст цирконов в двуслюдяном гнейсе комплекса Орсо по отношению 206pb/238U варьируется от 785 до 860 млн лет, группируясь в два кластера - 792±10 и 844±6 млн лет [Gladkochub et al., 2010]. По совокупности данных по породам зоны Орсо можно допустить их формирование в пределах неопротерозойской активной окраины одного из микроконтинентов с раннедо-кембрийской корой [Gladkochub et al., 2010; Donskaya et al., 2017].
Зона Анга-Сахюрты является самой крупной зоной Ольхонского террейна и занимает около половины его площади (рис. 2). Внутренняя структура этой зоны -это коллаж многочисленных узких, но протяженных сдвиговых пластин, сложенных метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации породами комплексов Шебарта и Ольхон [Fedorovsky et al., 2005; Donskaya et al., 2013, 2017; Sklyarov et al., 2020a]. Породы комплекса Шебарта, предположительно раннекембрий-ского возраста, представлены в этой зоне гранат-биотитовыми, биотитовыми, амфибол-биотитовыми гнейсами, а также мигматитами по ним [Donskaya et al., 2017]. Предполагается, что гнейсы по своему химическому составу близки осадочным породам задуговых бассейнов [Makrygina et al., 2007; Gladkochub et al., 2008b; Donskaya et al., 2017]. Комплекс Ольхон включает в себя мраморы и мраморные меланжи, кварциты, ортослан-цы, амфиболиты. С породами этого комплекса пространственно ассоциируют метагабброиды и метаги-пербазиты, которые интерпретируются как фрагменты офиолитов, формирующихся в надсубдукционной обстановке [Sklyarov et al., 2020b].
Чернорудская зона, в отличие от других зон Ольхон-ского террейна, сложена породами, преимущественно метаморфизованными в условиях гранулитовой фации, и представляет собой сильное тектоническое перемешивание пород комплексов Шебарта, Ольхон, Тон-та и Шида (рис. 2) [Fedorovsky et al., 2005; Gladkochub et al., 2008b; Donskaya et al., 2013, 2017]. Породы комплекса Шебарта в этой зоне представлены клинопи-роксенсодержащими гранулитами, а также гнейсами гранат-ортопироксен-биотитового, шпинель-гранат-биотитового и гранат-кордиерит-биотитового состава [Gladkochub et al., 2008b, 2010]. Комплекс Ольхон в Чернорудской зоне, так же как и в зоне Анга-Сахюрты, сложен мраморами и мраморными меланжами, кварцитами и метавулканитами в виде двупироксеновых и гранат-двупироксеновых гранулитов [Fedorovsky et al., 2005; Gladkochub et al., 2008b, 2010; Donskaya et al., 2017]. U-Pb возраст по циркону магматических прото-литов двупироксеновых гранулитов составляет 624 ±11 млн лет [Volkova et al., 2010]. Породы комплекса
Тонта имеют очень локальное распространение в Чер-норудской зоне и представлены гранат-двупироксено-выми мафическими гранулитами с геохимическими характеристиками базальтов типа OIB и возрастом про-толита около 545 млн лет [Donskaya et al., 2017]. К Чер-норудской зоне можно отнести и метаморфизованные в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации гнейсы комплекса Шида. Для магматических цирконов из лейкосомы мигматизированного гранат-био-титового гнейса этого комплекса был получен возраст 530±5 млн лет [Vladimirov et al., 2011].
Зона Зундук расположена в северо-восточной части Ольхонского террейна (рис. 2). Большая часть этой зоны сложена тектоническими пластинами метамор-физованных в условиях амфиболитовой фации пород комплексов Шебарта и Ольхон. Кроме того, в этой зоне отмечаются выходы двух экзотических пластин, сложенных породами комплексов Усть-Зундук и Калтыгей. Метавулканиты комплекса Ольхон в этой зоне представлены кварц-эпидот-плагиоклаз-амфиболовыми и эпидот-мусковит-полевошпат-кварцевыми сланцами, протолитами могли быть вулканиты островных дуг Палеоазиатского океана с возрастом 637±4 млн лет (U-Pb возраст цирконов из эпидот-мусковит-полево-шпат-кварцевого сланца) [Gladkochub et al., 2017; Donskaya et al., 2017]. Разгнейсованные граниты комплекса Усть-Зундук с возрастом 807±9 млн лет, возможно, являются реликтом неопротерозойской активной континентальной окраины одного из микроконтинентов [Donskaya et al., 2017]. Комплекс Калтыгей представляет собой реликт палеопротерозойского блока, сложенного гранулитами, для которых возраст метаморфизма оценивается как 1.83-1.88 млрд лет [Poller et al., 2005; Donskaya et al., 2017; Volkova et al., 2021], а минимальный возраст протолита - как 1.91-1.94 млрд лет [Volkova et al., 2021].
U-Pb датирование цирконов из пород Ольхонского террейна показало, что возраст всех структурно-метаморфических преобразований и сопряженного с ними магматизма варьируется в диапазоне 450-510 млн лет [Bibikova et al., 1990; Gladkochub et al., 2008a, 2008b; Vladimirov et al., 2008, 2011; Sklyarov et al., 2009, 2020a; Fedorovsky et al., 2010; Volkova et al., 2010, 2021; Donskaya et al., 2013, 2017]. Возраст раннего гранулитового метаморфизма в породах Чернорудской зоны определен в интервале 480-507 млн лет [Bibikova et al., 1990; Gladkochub et al., 2008a, 2008b; Li et al., 2009]. Ранние аккреционные события в зоне Анга-Сахюрты, выраженные формированием синскладчатых и синметаморфиче-ских гранитоидов, соответствуют временному интервалу 480-495 млн лет [Donskaya et al., 2013; Gladkochub et al., 2008b; Mikheev et al., 2017]. Возраст позднего амфиболитового метаморфизма и сопряженного с ним синметаморфического магматизма варьируется в интервале 460-475 млн лет [Vladimirov et al., 2008; Li et al., 2009; Volkova et al., 2010; Mekhonoshin et al., 2013; Makrygina et al., 2014; Donskaya et al., 2013, 2017]. U-Pb возраст по циркону наиболее поздних магматических
пород, в том числе щелочных пород Тажеранского массива, составляет 450-470 млн лет [Sklyarov et al., 2009; Fedorovsky et al., 2010; Starikova et al., 2014].
3. ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Гранат-биотитовые гнейсы Ольхонского террейна были изучены в правом борту р. Анга (участок Анга, Крестовская зона), на участках Улан-Харгана и Хол-бо-Нур (приольхонская часть зоны Анга-Сахюрты) и участке Ольхон (зона Анга-Сахюрты на острове Оль-хон), а также в районе северной оконечности острова Ольхон (участок Хобой, Чернорудская зона) (рис. 2). Петрографические, геохимические, изотопные характеристики, составы гранатов и возраст цирконов для гнейсов Крестовской зоны и гнейсов участков Улан-Харгана и Ольхон зоны Анга-Сахюрты приводятся в данной работе впервые. Геохимические, изотопные и геохронологические данные для гнейсов участка Хол-бо-Нур зоны Анга-Сахюрты были частично опубликованы в работе [Donskaya et al., 2017], а характеристика гнейсов Чернорудской зоны дана в работах [Gladko-chub et al., 2008b, 2010].
Анализы составов гранатов выполнены на электронном сканирующем микроскопе LEO 1430VP с энергодисперсионным спектрометром INCAEnergy 350 в Центре коллективного пользования (ЦКП) «Геоспектр» Геологического института им. Н.Л. Добрецова СО РАН, г. Улан-Удэ (аналитики С.В. Канакин и Е.А. Хромова). Ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 0.3-0.4 нА, размер пучка <0.1 мкм, время измерения 50 с.
Определение содержаний главных элементов выполнено методом силикатного анализа в ЦКП «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН. Определение содержаний редких и редкоземельных элементов выполнено методом ICP-MS в Лимнологическом институте СО РАН, ЦКП «Ультрамикроанализ», на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce (Agilent Technologies Inc., США) (аналитик С.В. Пантеева). Концентрации элементов в образцах рассчитаны относительно международных стандартов BHVO-2, BCR-2, G-2, GSP-2. Химическое разложение проб для ICP-MS анализа проведено в ЦКП «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН методом сплавления с метаборатом лития по методике [Panteeva et al., 2003], что позволило достичь полного растворения всех минералов. Ошибка определений содержаний редких и редкоземельных элементов методом ICP-MS составляла не более 5 %.
Изотопные Sm-Nd исследования проведены в Институте земной коры СО РАН. Изотопные отношения Nd и Sm измерены на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT-262 в статическом режиме в ЦКП «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН. Измеренные отношения 143Nd/144Nd нормализованы к отношению 146Nd/144Nd=0.7219. Точность определения концентраций Sm и Nd составила 0.5 %, изотопных отношений 147Sm/144Nd - 0.5 %. Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd для стандарта JNd-1 составило 0.512090 ±0.000017 (2а, n=11). При расчете величин eNd(T) и
модельных возрастов TNd(DM) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара CHUR по [Jacobsen, Wasserburg, 1984] и деплети-рованной мантии DM по [Goldstein, Jacobsen, 1988].
Изучение зерен циркона проводилось в ЦКП «Геоспектр» Геологического института им. Н.Л. Добрецова СО РАН, г. Улан-Удэ. 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) по методике, опубликованной в [Khu-banov et al., 2016; Buyantuev et al., 2017]. Диаметр лазерного пучка при абляции составлял 30 мкм. При анализе проводилось измерение изотопных отношений в зернах циркона без какого-либо их предварительного отбора по размеру или морфологии. Калибровка проводилась с использованием стандартного циркона 91500, имеющего возраст 1065.4±0.6 млн лет [Wiedenbeck et al., 2004]. Цирконовые стандарты Plesovice (337.1±0.4 млн лет [Slama et al., 2008]) и GJ-1 (608.5±0.4 млн лет [Jackson et al., 2004]) использовались для контроля качества данных. Обработка выполненных измерений проводилась в программах GLITTER [Griffin et al., 2008] и ISOPLOT [Ludwig, 2003]. В интерпретации учитывались только оценки возраста, дискордантность (D) которых не превышает 10 %, при этом для цирконов с возрастом <1 млрд лет D=((207Pb/235U возраст)/^6^/ 238U возраст)-1)х100 %, а для цирконов >1 млрд лет D=((207Pb/206Pb возраст)/^^/23^ возраст)-1)х100 % [Powerman et al., 2021]. Гистограммы и кривые относительной вероятности построены с ошибкой 1а. Значения конкордантных возрастов оценены с погрешностью 2 а.
4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ, ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ И МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПАРАГНЕЙСОВ
В зоне Крестовской гранат-биотитовые гнейсы, относящиеся к ангинскому комплексу, слагают небольшую пластину на участке Анга (рис. 2), имеющую тектонические контакты с другими породами зоны, в том числе с габброидами Бирхинского массива. Условия метаморфизма пород ангинского комплекса были рассчитаны как T=530-650 °С и P=3.3-4.8 кбар [Sklyarov et al., 2020a]. Проанализированные гнейсы состоят преимущественно из плагиоклаза, кварца, биотита и граната, иногда встречаются реликтовые зерна роговой обманки (рис. 3, а, б). Порфиробласты граната содержат многочисленные включения кварца и биотита (рис. 3, а, б). Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом и рудным минералом. Составы гранатов в двух проанализированных гнейсах (образцы 1812 и 1575) немного отличаются друг от друга, но в любом случае характеризуются преобладанием альмандинового ми-нала (FeOtot=27.5-28.3 и 33.2-33.9 мас. %) (Прил. 1, табл. 1.2). Основные отличия выражены в разных содержаниях CaO (5.5-5.9 и 1.4-1.5 мас. %), при том что
Зона Крестовская, участок Анга
"нашем, -j^
Зона Анга-Сахюрты, участок Улан-Харгана
Зона Анга-Сахюрты, участок Ольхон
Г- т^г Ш1&Я11 (д) Образец 2020
Чернорудская зона, участок Хобой
ч ^г* .г .. (ж) Образец 03206
(б) Образец 1812
500 мкм !
(г) Образец 0732
■
Зона Анга-Сахюрты, участок Холбо-Нур
& , - Sfe
Г;
Bt.
Ш Ш > Кт^Щ
\ 1 X .
J
500 мкм
Чернорудская зона, участок Хобой
й
Чернорудская зона, участок Хобой
(з) Образец 03227
I I ^и^а-эсц uoiii ,
¿ЖЯж Jsfc'>. * -V •;•• / SP
Рис. 3. Микрофотографии шлифов гнейсов Ольхонского террейна. Grt - гранат, Bt - биотит, Amp - амфибол, Cpx - клинопиро-ксен, Opx - ортопироксен, Crd - кордиерит.
Fig. 3. Microphotographs of thin gneisses sections from the Olkhon terrane. Grt - garnet, Bt - biotite, Amp - amphibole, Cpx - clinopy-roxene, Opx - orthopyroxene, Crd - cordierite.
Alm+Sps
Зона Крестовская, Анга Зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана Зона Анга-Сахюрты, Ольхон Зона Анга-Сахюрты, Холбо-Нур Зона Черноруд, Хобой
Grs
Рис. 4. Состав гранатов в гранат-биотитовых гнейсах Ольхонского террейна. Миналы: Alm - альмандиновый, Sps - спессар-тиновый, Grs - гроссуляровый, Prp - пироповый.
Fig. 4. Composition of garnets in garnet-biotite gneisses of the Olkhon terrane. Minals: Alm - almandine, Sps - spessartine, Grs - gros-sular, Prp - pyrope.
содержания MnO и MgO близки и составляют в обоих образцах 4.5-5.8 и 2.3-3.4 мас. %, соответственно (Прил. 1, табл. 1.2; рис. 4).
В зоне Анга-Сахюрты гранат-биотитовые гнейсы пользуются максимально широким распространением и объединяются в комплекс Шебарта. Гнейсы были детально изучены на трех участках под условными названиями Улан-Харгана, Холбо-Нур (приольхонская часть зоны) и Ольхон (соответственно остров Ольхон) (см. рис. 2). Условия метаморфизма в зоне Анга-Сахюр-ты соответствуют T=560-650 °С и P=4.4-4.8 кбар [Sklyarov et al., 2020a]. Главными породообразующими минералами гранат-биотитовых гнейсов на всех участках являются плагиоклаз, кварц и биотит; гранат (4-7 %) является второстепенным минералом (см. рис. 3, в, д). Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом и рудным минералом. Кроме того, в некоторых гнейсах участка Улан-Харгана отмечаются реликтовые зерна роговой обманки, а гнейсы участка Ольхон содержат в некоторых образцах мусковит в качестве второстепенного минерала. Гранаты во всех проанализированных гнейсах зоны Анга-Сахюрты относятся к группе альмандинов. Гранаты в гнейсах участков Улан-Харгана и Холбо-Нур характеризуются следующим составом: FeOtot=25.1-31.2, MnO=4.5-8.6, MgO=1.8-4.3, Ca0=2.6-8.0 мас. % (Прил. 1, табл. 1.2; рис. 4), в то время как гранаты в гранат-биотитовых гнейсах с мусковитом участка Ольхон имеют немного отличный состав: Fe0tot=33.3-35.0, MnO=2.2-3.4, MgO=2.7-4.5, CaO= =1.9-2.8 м°ас. % (Прил. 1, табл. 1.2; рис. 4).
Чернорудская зона Ольхонского террейна представляет собой область пород, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации [Fedorovsky et al., 2005; Gladko-chub et al., 2008b; Donskaya et al., 2017]. В пределах этой зоны гнейсы, относящиеся к комплексу Шебарта, были изучены в районе северной оконечности острова Ольхон (участок Хобой) (см. рис. 2). Большинство гнейсов, помимо граната и биотита, содержат типоморфные минералы гранулитовой фации метаморфизма - ортопироксен,
шпинель или кордиерит и, соответственно, представлены гранат-ортопироксен-биотитовыми, шпинель-гранат-биотитовыми и гранат-кордиерит-биотитовы-ми разностями (см. рис. 3, ж, з) [Fedorovsky et а1., 2005; С^косИиЬ et а1., 2008Ь, 2010]. Также в ассоциации с гранатсодержащими гнейсами здесь присутствуют безгранатовые клинопироксенсодержащие гранулиты (см. рис. 3, е) [Fedorovsky et а1., 2005; СМкосИиЬ et а1., 2008Ь, 2010]. РТ-параметры регрессивной стадии метаморфизма для гранат-ортопироксен-биотитового гнейса были рассчитаны как Т=640-650 °С и Р=4.5-4.8 кбар, а для шпинель-гранат-биотитовых и гранат-кордиерит-биотитовых гнейсов - Т=730-770 °С и Р=6.4-7.9 кбар [С^^^иЬ et а1., 2008Ь, 2010]. Составы гранатов во всех проанализированных гнейсах Чернорудской зоны отличаются от составов гранатов в других зонах содержаниями FeOtot=28.3-32.8, Мп0=0.9-1.2, Mg0=6.1-9.5, СаО=1.4-2.8 мас. % (Прил. 1, табл. 1.2; рис. 4), что характерно для гранатов гранулитовой фации метаморфизма.
5. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ПАРАГНЕЙСОВ
Содержание SiO2 в гранат-биотитовых гнейсах Крестовской зоны составляет 64-70 вес. %, в гнейсах зоны Анга-Сахюрты - 63-77 вес. %, а в гранатсодержащих и безгранатовых гнейсах (гранулитах) Чернорудской зоны - 62-67 вес. % (Прил. 1, табл. 1.3). Согласно петрохи-мической классификации А.Н. Неелова [Nee1ov, 1980], используемой для метаморфизованных пород, в не-метаморфизованном состоянии гнейсы Крестовской зоны представляли собой граувакковые песчаники, гнейсы разных участков зоны Анга-Сахюрты - преимущественно полимиктовые алевролиты, а гнейсы (гра-нулиты) Чернорудской зоны - граувакковые песчаники и алевролиты (рис. 5, а). По классификации Ф. Петти-джона ^Ш^п et а1., 1972] гнейсы Крестовской зоны соответствуют лититам, а породы зоны Анга-Сахюрты и Чернорудской зоны - грауваккам (рис. 5, б).
(о) 0.40
0.30
§ 0.23
5 0.14
0.06
IV
Алевропелитовые аргиллиты
Полимиктовы^^
алевролиты А^)
0.04 0.15 0.26 0.32 0.42 Fe2*+Fe3*+Mn+Mg+Ca (ат. кол)
Зона Крестовская, Анга Зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана Зона Анга-Сахюрты, Ольхон Зона Анга-Сахюрты, Холбо-Нур Зона Черноруд, Хобой
Сублитит (Кварцевый аренит
1.0 1.5
log(SiO2/Al2O3)
2.0
Рис. 5. Диаграммы Al/Si - Fe2++Fe3++Mn+Mg+Ca [Neelov, 1980] (а) и log(Na2O/K2O) - log(SiO2/Al2O3) [Pettijohn et al., 1972] (б) для гнейсов Ольхонского террейна.
Fig. 5. Al/Si - Fe2++Fe3++Mn+Mg+Ca diagrams [Neelov, 1980] (a) and log(Na2O/K2O) - log(SiO2/Al2O3) [Pettijohn et al., 1972] (б) for gneisses of the Olkhon terrane.
(a)
70
60
50
N 40 F
30 20 10
+ базальты
Океанические О островные дуги!
♦ j +ь
андезиты Дациты IZZjL—j
Зона Крестовская, Анга Зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана Зона Анга-Сахюрты, Ольхон Зона Анга-Сахюрты, Холбо-Нур Зона Черноруд, Хобой
.О,
.....Активные
континентальные окраиньь,
риолиты
\ л >•- J Ри'
^ J
V_____
Пассивные окраины
2
4
6
La/Sc
10
(в)
10
0.1
0.01
/
риолиты
/а □ л/
А
+дациты
. %
^ /
^ /а+ андезиты
М
о°Л? ,
+ базальты
/
1
10
Zr/Sc
100
1000
Sc (г) 10
Zr/10
о О
0.1
0.01 0.01
0.1 1 La/Sc
10
Рис. 6. Диаграммы Ti/Zr - La/Sc [Bhatia, Crook, 1986] (a), Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (б), Th/Sc - Zr/Sc [McLennan et al., 1993] (e), Th/Co - La/Sc [Cullers, 2002] (г) для гнейсов Ольхонского террейна.
Fig. 6. Ti/Zr - La/Sc diagrams [Bhatia, Crook, 1986] (a), Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (б), Th/Sc - Zr/Sc [McLennan et al., 1993] (e), Th/Co - La/Sc [Cullers, 2002] (г) for the Olkhon terrane.
V
II
II
8
1
Проанализированные метаосадочные породы всех зон характеризуются невысокими значениями отношения SiO2/Al2O3, варьирующимися от 3.7 до 6.4, что характерно для незрелых осадочных пород (Прил. 1, табл. 1.3).
Гранат-биотитовые гнейсы Крестовской зоны характеризуются минимальными среди всех проанализированных пород значениями отношений La/Sc (0.31.5) и Zr/Sc (4.0-6.6), а также максимальными Ti/Zr (26.9-53.1) (рис. 6). На диаграммах Ti/Zr - La/Sc и Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] точки составов гнейсов этой зоны преимущественно попадают в поля океанических островных дуг (рис. 6, а, б), а отношения таких элементов, как Th/Sc, Zr/Sc, Th/Co, La/Sc, показывают, что данные породы могли быть сформированы или за счет разрушения пород среднего (андезитового) состава, или за счет смешения материала, образованного при разрушении как основных, так и кислых магматических пород (рис. 6, в, г). Проанализированный гранат-биотитовый гнейс обнаруживает значение eNd(470), равное -3.7 (Прил. 1, табл. 1.4).
Гранат-биотитовые гнейсы всех участков зоны Ан-га-Сахюрты хоть и обнаруживают варьирующиеся значения отношений La/Sc (0.4-4.5), Zr/Sc (6.4-38.3), Th/Sc (0.1-1.4), практически все попадают в поля континентальных дуг на диаграммах Ti/Zr - La/Sc и Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (рис. 6, а, б). Фигуративные точки этих гнейсов располагаются вдоль тренда вариации составов источников на диаграмме Th/Sc - Zr/Sc [McLennan et al., 1993], варьируясь от источников среднего до источников кислого состава (рис. 6, в), что подтверждается и отношениями в этих породах таких элементов, как Th/Co и La/Sc (рис. 6, г). Гранат-биотитовые гнейсы и сопряженные с ними гранитогнейсы участков Улан-Харгана и Холбо-Нур обнаруживают близкие отрицательные значения eNd(470), изменяющиеся от -7.8 до -9.0 (Прил. 1, табл. 1.4), в то время как гранат-биотито-вые гнейсы участка Ольхон имеют отличающиеся друг от друга значения eNd(470), варьирующиеся от -0.2 до -9.0 (Прил. 1, табл. 1.4).
Гранатсодержащие и безгранатовые гнейсы (грану-литы) Чернорудской зоны характеризуются значениями отношений La/Sc (1.1-2.2), Zr/Sc (6.8-15.0), Th/Sc (0.4-0.7), близкими к таковым в породах зоны Анга-Сахюрты, что может свидетельствовать о формировании их в результате разрушения тех же самых источников (рис. 6). Так же как гранат-биотитовые гнейсы зоны Анга-Сахюрты, гнейсы (гранулиты) Чернорудской зоны попадают в поля континентальных дуг на диаграммах Ti/Zr - La/Sc и Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (рис. 6, а, б). Значение eNd(470) в клинопироксенсо-держащем гранулите составило -3.4 (Прил. 1, табл. 1.4 [Gladkochub et al., 2008b]).
6. РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ U-PB ИССЛЕДОВАНИЙ
В пробе № 1812 гранат-биотитового гнейса Крестовской зоны было проанализировано 63 зерна детритового
циркона, для 49 зерен были получены конкордантные значения возраста (Прил. 1, табл. 1.5; рис. 7, а). Значения возраста проанализированных зерен показали хорошо выраженные основные пики на 780-820 млн лет (16 зерен) и на 498-515 млн лет (14 зерен) (рис. 7, а). Только два зерна имеют палеопротерозойский возраст (1881 и 2073 млн лет). Возраст самого молодого, вероятно метаморфического, циркона составляет 471 ±4 млн лет. Цирконы с возрастом около 500 млн характеризуются достаточно высокими значениями отношения Th/U (Прил. 1, табл. 1.5; рис. 8, а), возможно свидетельствуя о их магматическом происхождении.
Проба № 1565 была отобрана из гранат-биотитово-го гнейса участка Улан-Харгана зоны Анга-Сахюрты. В этой пробе было проанализировано 17 зерен циркона (28 точек), из которых для 20 точек были получены конкордантные значения возраста (Прил. 1, табл. 1.5; см. рис. 7, б). Проанализированные детритовые цирконы в этой пробе показали значения возраста 1367 (1 зерно), 749-768 (4 зерна), 671 (1 зерно) и 626-644 млн лет (3 зерна). Для 13 точек были получены значения возраста в диапазоне 448-477 млн лет, а для восьми точек зерен циркона был рассчитан конкордантный возраст 460±4 млн лет, который фиксирует время метаморфизма (см. рис. 7, б). Низкие значения Th/U отношения в этих зернах, варьирующиеся от 0.02 до 0.39 (рис. 8, б), подтверждают метаморфический генезис этих цирконов [Rubatto, 2002].
В пробе № 2020 гранат-биотитового гнейса участка Ольхон зоны Анга-Сахюрты было изучено 110 зерен циркона, для 99 зерен были получены конкордантные значения возраста (Прил. 1, табл. 1.5; см. рис. 7, в). Максимальный пик с возрастом 489 млн лет образуют цирконы метаморфического генезиса (25 зерен), которые характеризуются низкими значениями отношения Th/U, изменяющимися от 0.01 до 0.14 (см. рис. 7, в; рис. 8, в). Для 24 точек зерен циркона был рассчитан средневзвешенный возраст 489±2 млн лет (см. рис. 7, в). Возраст самого молодого метаморфического циркона составляет 470±4 млн лет (Прил. 1, табл. 1.5). Значения возраста детритовых цирконов в этой же пробе варьируются от 522 до 879 млн лет (72 зерна), возраст самого молодого детритового циркона составляет 522±4 млн лет (см. рис. 7, в).
U-Pb геохронологические исследования циркона из гранат-биотитового гнейса участка Холбо-Нур зоны Ан-га-Сахюрты (проба № 0734) и гранитной выплавки в толще этих гранат-биотитовых гнейсов (проба № 14106) были проведены ранее [Donskaya et al., 2017]. Рассчитанный по цирконам метаморфического генезиса (краевые области зерен циркона) возраст метаморфизма составил 473±4 и 470±5 млн лет [Donskaya et al., 2017]. Для детритовых ядер в цирконах были зафиксированы следующие оценки возраста: ~600, 750-780, 895 млн лет (рис. 9). Возраст самого молодого ядра детритового циркона составил 537±10 млн лет. Два проанализированных зерна циркона докембрийского возраста в этих пробах имеют дискордантные значения, поэтому
полученные данные рассматриваются только как относительные минимальные значения ^Ф^^РЬ возраста (~2100 и 2300 млн лет) [Donskaya et al., 2017].
и-РЬ анализ зерен циркона из клинопироксенсо-держащего гнейса (гранулита) участка Хобой Черно-рудской зоны (проба № 03210) был предсавлен в работах Д.П. Гладкочуба с соавторами et al., 2008Ь, 2010]. По краевым частям зерен циркона из
этой пробы был рассчитан возраст метаморфизма, который составил 498±7 млн лет (рис. 9) et al., 2008Ь, 2010]. Анализ детритовых ядер циркона показал, что большинство из них имеет значения возраста в интервале 535-1012 млн лет (рис. 9) ^М^ЛЛ et al., 2008Ь, 2010]. Возраст самого молодого ядра де-тритового циркона составил 535±5 млн лет. Так же как и в проанализированных пробах участка Холбо-Нур
(а)
Проба 1812 (зона Крестовская, Анга)
(б)
20
16-
ш
Ci CD « 12 о сс
о
Проба 1565 (зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана)
460
765
630
400
900 1400 1900 Возраст, млн лет
2400
0
400 600
0.077 р 0.075 £ 0.073 0.071
0.069
450 ^онк. = 460±4 млн лет СКВО = 10.1
0.53 0.55 0.57 0.59 0.61 0.63
Л
800 1000 1200 Возраст, млн лет
1400 1600
(в)
Проба 2020 (зона Анга-Сахюрты, Ольхон)
20
16
ш
Ci
ф
« 12
о сс
о
0
1 I-
О
400 500 600 700 800 900 1000 Возраст, млн лет
Рис. 7. Гистограммы и кривые относительной вероятности возраста цирконов из гранат-биотитовых гнейсов Ольхонского террейна.
Fig. 7. Histograms and relative age probability curves for zircons from garnet-biotite gneisses of the Olkhon terrane.
2.2 1.8 D 1.4 1.0 0.6 0.2
Проба 1812 (зона Крестовская, Анга)
Проба 1565 (зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана)
- О
1.0 • •
: > 0.6 • • • •
й & О о •
- О • • •
- 0.2 ■
л
500
1000 1500 Возраст, млн лет
2000
200
600 1000 Возраст, млн лет
1400
1.0 0.8 0.6 0.4 0.2
Проба 2020 (зона Анга-Сахюрты, Ольхон)
Рис. 8. Отношения Th/U в цирконах из гранат-биотитовых гнейсов Ольхонского террейна. Fig. 8. Th/U relationships in zircons from garnet-biotite gneisses of the Olkhon terrane.
A -A
* .^t * A* t
400 500
600 700 800 Возраст, млн лет
900
8
207Pb/235U
4
0
8
4
0
0 50
Участок Улан-Харгана, зона Анга-Сахюрты (данная работа)
0 1000 1500 2000 2500 3000 3500
_У
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
Участок Ольхон, зона Анга-Сахюрты (данная работа)
Никл.
Участок Холбо-Нур, зона Анга-Сахюрты [Donskaya et al., 2017]
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
u
Участок Хобой, Чернорудская зона [Gladkochub et al., 2008b]
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
Ушаковская свита, Сибирская платформа [Gladkochub et al., 2013]
Ui
nil
Качергатская свита, Сибирская платформа [Gladkochub et al., 2013]
1
àii
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 Возраст, млн лет
Рис. 9. Кривые относительной вероятности возраста цирконов из гнейсов Ольхонского террейна и вендских песчаников качергатской и ушаковской свит фундамента Сибирской платформы.
Fig. 9. Relative age probability curves for zircons from the gneisses of the Olkhon terrane and Vendian sandstones of the Kachergat and Ushakovka Formations of the Siberian Platform.
зоны Анга-Сахюрты, четыре докембрийских циркона являются слегка или умеренно дискордантными, что позволяет рассматривать полученные значения как минимально допустимые значения возраста (от 1658 до 2753 млн лет) [Gladkochub et al., 2008b, 2010].
7. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Петрохимические характеристики гранат-биотитовых гнейсов зоны Крестовской, а также гранат-биотитовых гнейсов зоны Анга-Сахюрты, гранатсодержа-щих и безгранатовых гнейсов (гранулитов) Черноруд-ской зоны показали, что протолиты всех этих пород представляли собой незрелые осадочные породы, в том числе граувакки или лититы по классификации Ф. Пет-тиджона [Pettijohn et al., 1972] либо граувакковые песчаники или граувакковые и полимиктовые алевролиты по классификации А.Н. Неелова [Neelov, 1980] (см. рис. 5, а, б).
Анализ химических составов проанализированных гнейсов зоны Анга-Сахюрты и Чернорудской зоны показал, что, несмотря на разный петрографический состав и разную степень метаморфизма, гнейсы имеют в целом подобные геохимические характеристики. Точки составов этих гнейсов попадают преимущественно в поля континентальных дуг или располагаются вблизи них на диаграммах Ti/Zr - La/Sc и Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (см. рис. 6, а, б). В то же время при том, что значения индикаторных отношений La/Sc, Zr/Sc, Th/Sc, Th/Co в изученных гнейсах разных участков перекрываются между собой, отмечаются вариации в этих величинах даже в пределах одного участка (см. рис. 6). Кроме того, в гранат-биотитовых гнейсах участка Ольхон зоны Анга-Сахюрты зафиксированы сильно варьирующиеся значения eNd(T): от -0.2 до -9.0 (Прил. 1, табл. 1.4). Такие вариации химических и изотопных составов в парагнейсах, протолитами которых являлись терригенные породы полимиктового или граувакково-го состава, могут свидетельствовать о различных пропорциях того или иного источника в субстрате гнейсов даже на одном участке, а также о плохом перемешивании первичного материала в небольших по размеру осадочных бассейнах, что в целом подтверждает незрелый состав исследованных пород зоны Анга-Сахюрты и Чернорудской зоны. Также отметим, что, несмотря на варьирующиеся значения eNd(T) в парагнейсах Черно-рудской зоны и зоны Анга-Сахюрты, точки изотопного состава этих пород располагаются между точками составов их потенциальных источников сноса, обнаруженных в Ольхонском террейне (см. дискуссию далее), что может указывать на то, что протолиты гнейсов могли быть образованы в результате разрушения одних и тех же источников, возможно накапливающихся в разных пропорциях (рис. 10, а).
Сопоставление возраста детритовых цирконов из гнейсов разных участков зоны Анга-Сахюрты и гнейсов (гранулитов) Чернорудской зоны показало, что практически все значения возраста детритовых цирконов попадают в диапазон 530-1000 млн лет, а самые молодые
зерна детритового циркона во всех пробах имеют возраст в диапазоне 522-537 млн лет. Также отметим, что три проанализированных детритовых ядра в гранат-биотитовом гнейсе с ортопироксеном из Чернорудской зоны, исследованные Н.И. Волковой с соавторами [Уо1-коуа et а1., 2010], показали значения возраста 531, 570 и 592 млн лет, т.е. попадают в отмеченный выше временной интервал. Таким образом, анализ возраста детри-товых цирконов из пород Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты позволяет сделать тот же вывод, что и
сравнение химических и Ш изотопных составов пород из этих зон, а именно, что протолиты гнейсов из этих зон могли быть образованы в результате разрушения одних и тех же источников, аккумулированных в разных пропорциях. Интересным выводом также является то, что гранат-биотитовый гнейс участка Ольхон зоны Анга-Сахюрты (проба 2020), для которого фиксируется максимальное значение ем(Т)=-0.2, не содержит ни одного детритового циркона докембрийского возраста (Прил. 1, табл. 1.4, 1.5; см. рис. 7, в), в то же время
(а)
10
-5
-10
-15
Ольхон О
Ольхон О
Тонта□ Тонта□ CHUR
▲
▲ ■ Парагнейсы »Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты
Усть- M _ Зундуки
Калтыгей О
Калтыгей О 1 |
га с
■
О
500 1000
Возраст, млн лет
1500
(б)
10
5 -
(6)
10
о О
-5 -
-10 -
Крестовская зона
Участок Анга, гнейсы Комплекс Орсо,
О
0.1
о
Орсо О
Л
двуслюдяные гнейсы
Бирхинская вулкано-плутоническая ассоциация
-15
500 1000
Возраст, млн лет
1500
0.01 0
Зона Анга-Сахюрты, Улан-Харгана Зона Анга-Сахюрты, Ольхон Зона Анга-Сахюрты, Холбо-Нур Зона Черноруд, Хобой Комплекс Тонта (545 млн лет) Комплекс Ольхон (625-640 млн лет) Комплекс Усть-Зундук (800 млн лет) Комплекс Калтыгей (1.83-1.88 млрд лет)
Магматические породы кислого
О
О
О О О О?) О
О
Магматические породы основного
сол<» 0 л_
А
01
0.1 1 La/Sc
10
Рис. 10. Диаграмма £Nd(T) - возраст для пород северо-восточной части Ольхонского террейна (а), диаграммы £Nd(T) - возраст (б) и Th/Co - La/Sc [Cullers, 2002] (е) для пород юго-западной части Ольхонского террейна (Крестовская зона). Nd изотопные составы парагнейсов Ольхонского террейна представлены в Прил. 1, табл. 1.4. Химические и Nd изотопные составы потенциальных источников сноса для парагнейсов Ольхонского террейна по [Gladkochub et al., 2010; Makrygina et al., 2010; Donskaya et al., 2017].
Fig. 10. The sNd(T) - age diagram for the rocks of the northeastern part of the Olkhon terrane (a), the sNd(T) - age diagram (б) and the Th/Co - La/Sc [Cullers, 2002] diagrams (е) for rocks of the southwestern part of the Olkhon terrane (Krestovka zone). The Nd isotopic compositions of the paragneisses of the Olkhon terrane are presented in App. 1, Table 1.4. Chemical and Nd isotopic compositions of potential sources area for paragneisses of the Olkhon terrane according to [Gladkochub et al., 2010; Makrygina et al., 2010; Donskaya et al., 2017].
5
0
0
0
в породах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты с более низкими величинами eNd были зафиксированы зерна докембрийского возраста, хотя и имеющие дис-кордантные значения (пробы 0734, 14106, 03210 [Glad-kochub et al., 2008b; Donskaya et al., 2017]).
Гранат-биотитовые гнейсы Крестовской зоны имеют геохимические характеристики, отличающиеся от гнейсов других зон, также точки их составов попадают преимущественно в поля океанических островных дуг на диаграммах Ti/Zr - La/Sc и Sc-Th-Zr/10 [Bhatia, Crook, 1986] (см. рис. 6, а, б). Кроме того, в гранат-биотитовых гнейсах Крестовской зоны отмечается бимодальное распределение возрастных пиков, а наиболее молодой пик имеет значение возраста 498-515 млн лет (см. рис. 7, а), тогда как детритовые цирконы подобного возраста не были отмечены в гнейсах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты.
Таким образом, обобщая вышеизложенное, можно сделать вывод о присутствии в Ольхонском террейне двух серий гранат-биотитовых гнейсов разных по составу и возрасту субстратов: (1) гнейсов Крестовской зоны, (2) гнейсов (гранулитов) Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты, накопление которых происходило, по-видимому, в разных осадочных бассейнах. Общим для гнейсов всего Ольхонского террейна является единичное присутствие раннедокембрийских зерен детритового циркона, что не позволяет рассматривать породы фундамента Сибирской платформы в качестве поставщика обломочного материала в бассейны седиментации. Также на основании возраста самых молодых детритовых цирконов как в гнейсах Крестовской зоны, так и в гнейсах Чернорудской зоны и зоны Ан-га-Сахюрты (см. рис. 7, 9), принимая во внимание возраст метаморфических преобразований пород Ольхон-ского террейна (460-500 млн лет), можно говорить о кембрийском возрасте осадочных бассейнов, в которых происходило накопление терригенных пород, явившихся субстратами для гранат-биотитовых гнейсов Ольхонского террейна.
На основании оценок возраста детритовых цирконов и геохимических характеристик гнейсов были предприняты попытки реконструировать бассейны, в которых происходило накопление протолитов изученных терригенных толщ. Ранее для протолитов гнейсов Чер-норудской зоны и зоны Анга-Сахюрты, относимых к комплексу Шебарта, предполагалось формирование в обстановке задугового бассейна [Makrygina et al., 2007; Gladkochub et al., 2008b; Donskaya et al., 2017]. Однако сопоставление спектров возраста детритовых цирконов из гнейсов Чернорудской зоны и зоны Анга-Са-хюрты со спектрами возраста детритовых цирконов поздневендских отложений качергатской свиты байкальской серии и ушаковской свиты Западного Прибайкалья, т.е. осадочных толщ, расположенных в пределах Сибирской платформы, но в непосредственной близости от Ольхонского террейна (см. рис. 1), показало, что в неопротерозойском сегменте эти спектры достаточно близки друг другу (см. рис. 9). Основные
отличия отмечаются в докембрийском сегменте возраста, а именно обильная популяция цирконов докем-брийского возраста присутствует в вендских терригенных породах Сибирской платформы и практически отсутствует в гнейсах Ольхонского террейна (см. рис. 9). Качергатская свита байкальской серии и уша-ковская свита являются частью крупного неопротерозойского Саяно-Байкало-Патомского пояса, распространенного вдоль всей южной окраины Сибирской платформы, а накопление пород этих свит осуществлялось в обстановке бассейна форланда (качергатская свита), переходящего во внутриконтинентальный (предгорный) бассейн (ушаковская свита), сформировавшийся на фоне роста вендского орогенного сооружения. Это сооружение возникло в результате причленения к южному краю фундамента Сибирской платформы неопротерозойского композитного супертеррейна, образованного в результате аккреции фрагментов активных континентальных окраин, островных дуг, микроконтинентов, существовавших в Мировом и Палеоазиатском океанах (рис. 11, а) [СМкосИиЬ et а1., 2013, 2019]. В современной структуре северного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса вблизи краевой части Сибирской платформы в виде не полностью разрушенного остатка этого крупного неопротерозойского композитного супертеррейна можно рассматривать Бай-кало-Муйский пояс [Rytsk et а1., 2007; Рошегшап et а1., 2015; СМкосИиЬ et а1., 2019], а в виде отдельных раздробленных сегментов этого супертеррейна - фрагменты докембрийских и неопротерозойских комплексов пород в Западном Забайкалье [Ruzhentsev et а1., 2012] и Приольхонье [Эошкауа et а1., 2017]. Предполагается, что окончательное присоединение этого крупного неопротерозойского композитного супертеррейна к краю платформы имело место на временном рубеже 600610 млн лет [Ruzhentsev et а1., 2012; Ромтегшап et а1., 2015; СМко^иЬ et а1., 2019] и фиксируется серией магматических пород в Байкало-Муйском поясе [ко№ et а1., 1998; АшюИп et а1., 2000; Rytsk et а1., 2004, 2007, 2011, 2017; Fedotova et а1., 2014; Somsikova et а1., 2021]. Снос материала с этого супертеррейна в сторону платформы, а именно в бассейн форланда и в последующем во вну-триконтинентальный (предгорный) бассейн, обеспечил поступление неопротерозойских цирконов в осадочные толщи этих бассейнов, а снос непосредственно с фундамента платформы способствовал добавлению докембрийских цирконов в бассейны седиментации (рис. 11, а). Снос обломочного материала с этого же неопротерозойского композитного супертеррейна в сторону Палеоазиатского океана мог способствовать накоплению незрелых терригенных отложений в бассейнах континентального склона этого объединенного сооружения и обеспечивал поступление в эти отложения неопротерозойских цирконов, преобладающих в породных комплексах этого композитного супертер-рейна. Протолиты парагнейсов Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты, вероятно, и являлись первоначально осадками континентального склона. Важным
(а)
Ушаковская свита (внутри-континентальный бассейн)
Композитный Протолиты гнейсов неопротерозойский Чернорудской зоны и
супертеррейн зоны Анга-Сахюрты Блок (континентальный склон) Орсо
Бирхинская островная дуга
(б)
Ольхонский композитный террейн
Крестовская Чернорудская зона ^ зона Гнейсы и зона Анга-Сахюрты ч у участка
Анга
Рис. 11. Модель формирования протолитов гнейсов Ольхонского террейна: (а) - начальная стадия, (б) - завершающая (коллизионная) стадия.
Fig. 11. Model of protolithic gneisses formation in the Olkhon terrane: (a) - initial stage, (б) - final (collisional) stage.
доказательством правомерности сделанных выводов может являться тот факт, что в Ольхонском террей-не частично присутствуют фрагменты неопротерозойских активных окраин и островных дуг с возрастом пород, соответствующим возрасту детритовых цирконов в проанализированных гнейсах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты [Эошкауа et а1., 2017]. Единичные докембрийские зерна детритового циркона, зафиксированные в некоторых проанализированных пробах гнейсов Чернорудской зоны и зоны Анга-Са-хюрты, могли поступать в бассейн седиментации при разрушении пород докембрийского блока Калтыгей или других докембрийских блоков, которые также могли входить в структуру неопротерозойского композитного супертеррейна. Самые молодые цирконы с возрастом около 530 млн лет могли поступать в бассейны седиментации в результате разрушения магматических образований, внедрявшихся в породы композитного сооружения на временном интервале 530-590 млн лет. В настоящее время непосредственно в Ольхон-ском террейне магматические породы подобного возраста не отмечены, однако постколлизионные грани-тоиды с возрастом 537-584 млн лет зафиксированы в Байкало-Муйском поясе [Sryvtsev et а1., 1992; Rytsk et а1., 2011, 2019], что позволяет допускать присутствие магматических пород этого же временного интервала и в «ольхонской» части неопротерозойского композитного сооружения. В то же время в Чернорудской зоне Ольхонского террейна отмечен реликт мигматизиро-ванного гнейса с возрастом 530±5 млн лет [V1adimirov et а1., 2011], который, возможно, являлся частью метаморфического комплекса, формирующегося в основании неопротерозойского композитного сооружения, а также гранат-двупироксеновые мафические гранулиты с
геохимическими характеристиками 01В базальтов и возрастом протолита около 545 млн лет [Эошкауа et а1., 2017]. В дальнейшем все докембрийские, неопротерозойские и, возможно, раннекембрийские комплексы пород, входившие в состав «ольхонской» части крупного неопротерозойского композитного сооружения, так же как и остатки осадочных бассейнов, развивавшихся на континентальном склоне, уже в результате раннепалеозойских аккреционно-коллизионных событий, в том числе значительных сдвиговых перемещений, были раздроблены, метаморфизованы и вошли в структуру уже раннепалеозойского Ольхонского террейна (рис. 11, б).
Зона Крестовская, в пределах которой на участке Анга распространены изученные гранат-биотитовые гнейсы, представляет собой обособленное подразделение в структуре Ольхонского террейна, включающее в себя породы Бирхинской вулканоплутонической ассоциации, ангинского комплекса и комплекса Орсо (см. рис. 2). Анализ значений возраста детритовых цирконов в гнейсах Крестовской зоны показал, что наиболее древние цирконы с возрастом 780-820 млн лет в этих гнейсах близки к возрасту цирконов в двуслюдяных гнейсах, образованных по вулканогенно-осадочным породам (туффоидам) и слагающих комплекс Орсо этой же зоны [СМкосИиЬ et а1., 2010]. Возраст цирконов в двуслюдяных гнейсах комплекса Орсо по отношению 206РЬ/238и варьируется от 785 до 860 млн лет, группируясь в два кластера - 792±10 и 844±6 млн лет [С^ко-сИиЬ et а1., 2010]. Возраст молодой популяции детри-товых цирконов в гранат-биотитовых гнейсах (498515 млн лет) в пределах ошибок определения возраста близок возрасту островодужных магматических пород Бирхинской вулканоплутонической ассоциации:
492±5-500±3 млн лет [Fedorovsky et al., 2005; Yudin et al., 2005; Gladkochub et al., 2014; Donskaya et al., 2017]. Кроме того, химические и Nd изотопные составы гранат-биотитовых гнейсов Крестовской зоны являются промежуточными между составами двуслюдяных гнейсов комплекса Орсо и габброидов/вулканитов Бирхин-ской вулканоплутонической ассоциации (см. рис. 10, б, в) [Gladkochub et al., 2010; Makrygina et al., 2010; Donskaya et al., 2017]. Незрелый состав проанализированных гранат-биотитовых гнейсов Крестовской зоны позволяет предположить, что в процессе аккреционно-коллизионных событий при сочленении блока Орсо и Бирхинской островодужной системы в единую Крестовскую зону могли образовываться внутриконтинен-тальные бассейны с накоплением молассовых толщ, источниками терригенных пород которых были вышеперечисленные комплексы (рис. 11, б).
В процессе формирования раннепалеозойского Оль-хонского террейна все терригенные породы, являющиеся протолитами изученных гнейсов, испытали метаморфизм в условиях гранулитовой или амфиболитовой фации, связанный с аккреционными и коллизионными событиями, которые и привели к возникновению единого композитного Ольхонского террейна.
8. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Гранат-биотитовые гнейсы зоны Анга-Сахюрты Оль-хонского террейна, так же как гранатсодержащие и безгранатовые гнейсы (гранулиты) Чернорудской зоны, были образованы за счет метаморфической переработки незрелых терригенных осадочных пород полимик-тового или грауваккового состава, близких по составу породам континентальных дуг. Проанализированные гнейсы обнаруживают как сходства, так и некоторые отличия геохимических и изотопных характеристик, что может свидетельствовать о различном вкладе того или иного источника в субстрат гнейсов. Возраст большинства зерен детритовых цирконов в гнейсах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты соответствует временному интервалу 530-1000 млн лет, а самые молодые зерна детритового циркона имеют возраст в диапазоне 522-537 млн лет.
Совокупность геохимических и геохронологических данных по гнейсам Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты дает основание предполагать, что про-толиты этих гнейсов могли быть образованы в результате разрушения одних и тех же источников преимущественно неопротерозойского возраста. Субстраты гнейсов первоначально являлись осадками континентального склона неопротерозойского композитного сооружения, присоединенного к Сибирской платформе на рубеже 600-610 млн лет, при сносе обломочного материала с этого композитного супертеррейна в сторону Палеоазиатского океана. Самые молодые цирконы с возрастом около 530 млн лет, возможно, могли поступать в бассейн седиментации из магматических комплексов, прорывающих неопротерозойское композитное сооружение.
Гранат-биотитовые гнейсы Крестовской зоны по химическому составу близки незрелым граувакковым песчаникам, имеющим геохимические характеристики, схожие с терригенными породами океанических островных дуг. Детритовые цирконы в гнейсах Крестовской зоны образуют возрастные пики на отметках 780-820 и 498-515 млн лет. Субстраты гранат-биотитовых гнейсов Крестовской зоны могли быть образованы в пределах внутриконтинентального бассейна, сформированного в результате аккреционно-коллизионных событий при сочленении блока Орсо и Бирхинской островодужной системы в единую Крестовскую зону.
Раннедокембрийские оценки возраста были получены только для единичных зерен детритового циркона, что не позволяет рассматривать породы фундамента Сибирской платформы в качестве поставщика обломочного материала в бассейны седиментации.
Возраст самых молодых детритовых цирконов из гнейсов Ольхонского террейна указывает на кембрийский возраст осадочных бассейнов, в которых происходило накопление протолитов этих пород.
Все терригенные породы, являющиеся протолита-ми изученных гнейсов, испытали метаморфизм в условиях гранулитовой или амфиболитовой фации, связанный с аккреционными и коллизионными событиями, ответственными за возникновение единого раннепа-леозойского композитного Ольхонского террейна.
9. БЛАГОДАРНОСТИ
Авторы благодарны чл.-корр. РАН А.А. Сорокину и д.г.-м.н. О.М. Туркиной за конструктивные замечания, позволившие улучшить качество статьи.
Авторы посвящают эту статью памяти д.г.-м.н. В.С. Федоровского, интерес которого к геологии Приольхонья и многочисленные яркие идеи об эволюции Ольхон-ского террейна сподвигают их двигаться дальше в изучении геологии, тектоники и петрологии этого крайне интересного региона.
10. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ/CONTRIBUTION OF THE AUTHORS
Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку публикации.
The authors contributed equally to this article.
11. КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ / CONFLICT OF INTERESTS
Авторы заявляют об отсутствии у них конфликта интересов. Все авторы прочитали рукопись и согласны с опубликованной версией.
The authors have no conflicts of interest to declare. All authors have read and agreed to the published version of the manuscript.
12. ЛИТЕРАТУРА / REFERENCES
Amelin Y.V., Rytsk E.Y., Krymskii R.S., Neimark L.A., Skub-lov S.G., 2000. Vendian Age Enderbites of Granulite Complex
Baikal-Muya Ophiolite Belt (North Pribaikal'e): U-Pb and Sm-Nd Isotopic Evidences. Doklady Earth Sciences 371 (5), 652-654.
Bhatia M.R., Crook K.A.W., 1986. Trace-Element Characteristics of Greywackes and Tectonic Setting Discrimination of Sedimentary Basins. Contributions to Mineralogy and Petrology 92, 181-193. https://doi.org/10.1007/BF0 0375292.
Bibikova E.V, Karpenko S.F., Sumin L.V., Bogdanovsky O.G., Kirnozova T.I., Lyalikov A.V., Makarov VA., Arakelyants M.M., Korikovsky S.P., Fedorovsky V.S., 1990. U-Pb, Sm-Nd, Pb-Pb and K-Ar Ages of Metamorphic and Igneous Rocks of the Olkhon Region (Western Baikal Region). In: Geology and Geochronology of the Precambrian of the Siberian Platform and Its Framing. Nauka, Leningrad, p. 170-183 (in Russian) [Бибикова Е.В., Карпенко С.Ф., Сумин Л.В., Богданов-ский О.Г., Кирнозова Т.И., Ляликов А.В., Макаров В.А., Аракелянц М.М., Кориковский С.П., Федоровский В.С. U-Pb, Sm-Nd, Pb-Pb и K-Ar возраст метаморфических и магматических пород Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука, 1990. С. 170-183].
Buyantuev M.D., Khubanov V.B., Vrublevskaya T.T., 2017. U-Pb LA-ICP-MS Dating of Zircons from Subvolcanics of the Bimodal Dyke Series of the Western Transbaikalia: Technique, and Evidence of the Late Paleozoic Extension of the Crust. Geodynamics & Tectonophysics 8 (2), 369-384 (in Russian) [Буянтуев М.Д., Хубанов В.Б., Врублевская ТТ U-Pb LA-ICP-MS датирование цирконов из субвулканитов бимодальной дайковой серии Западного Забайкалья: методика, свидетельства позднепалеозойского растяжения земной коры // Геодинамика и тектоно-физика. 2017. Т. 8. № 2. С. 369-384]. https://doi.org/10. 5800/GT-2017-8-2-0246.
Cullers R.L., 2002. Implications of Elemental Concentrations for Provenance, Redox Conditions, and Metamorphic Studies of Shales and Limestones near Pueblo, CO, USA. Chemical Geology 191 (4), 305-327. https://doi.org/10. 1016/S0009-2541(02)00133-X.
Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky VS., Mazu-kabzov A.M., Cho M., Cheong W., Kim J., 2013. Synmetamor-phic Granitoids (~490 Ma) as Accretion Indicators in the Evolution of the Ol'khon Terrane (Western Cisbaikalia). Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1205-1218. https:// doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.006.
Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky V.S., Sklyarov E.V., Cho M., Sergeev S.A., Demonterova E.I., Mazukab-zov A.M., Lepekhina E.N., Cheong W., Kim J., 2017. Pre-colli-sional (>0.5 Ga) Complexes of the Olkhon Terrane (Southern Siberia) as an Echo of Events in the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research 42, 243-263. https://doi.org/10. 1016/j.gr.2016.10.016.
Donskaya T.V., Sklyarov E.V., Gladkochub D.P., Mazu-kabzov A.M., Sal'nikova E.B., Kovach V.P., Yakovleva S.Z., Berezhnaya N.G., 2000. The CisBaikal Collisional Metamorphic Belt. Doklady Earth Sciences 374 (7), 1075-1079 (in Russian) [Донская Т.В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П.,
Мазукабзов А.М., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс // Доклады РАН. 2000. Т. 374. № 7. С. 1075-1079].
Fedorovsky V.S., Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Khro-mykh S.V., Mazukabzov A.M., Mekhonoshin A.S., Sklyarov E.V., Sukhorukov VP., Vladimirov A.G., Volkova N.I., Yudin D.S., 2005. The Ol'khon Collision System (Baikal Region). In: E.V Sklyarov (Ed.), Structural and Tectonic Correlation across the Central Asia Orogenic Collage: North-Eastern Segment. Guidebook and Abstract Volume of the Siberian Workshop IGCP 480: Irkutsk - Ulan-Ude, Russia, July 25 - August 6, 2005. IEC SB RAS, Irkutsk, p. 5-76.
Fedorovsky V.S., Sklyarov E.V., Izokh A.E., Kotov A.B., Lav-renchuk A.V., Mazukabzov A.M., 2010. Strike-Slip Tectonics and Subalkaline Mafic Magmatism in the Early Paleozoic Collisional System of the Western Baikal Region. Russian Geology and Geophysics 51 (5), 534-547. https://doi.org/ 10.1016/j.rgg.2010.04.009.
Fedorovsky V.S., Vladimirov A.G., Khain E.V., Kargopo-lov S.A., Gibsher A.S., Izokh A.E., 1995. Tectonics, Metamor-phism, and Magmatism of Collision Zones in Early Paleozoic Orogenic Complexes of Central Asia. Geotectonics 3, 3-22 (in Russian) [Федоровский В.С., Владимиров А.Г., Хаин Е.В., Каргополов С.А., Гибшер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22].
Fedotova A.A., Razumovskiy A.A., Khain E.V., Anoso-va M.O., Orlova A.V, 2014. Late Neoproterozoic Igneous Complexes of the Western Baikal-Muya Belt: Formation Stages. Geotectonics 48, 292-312. https://doi.org/10.1134/S001 6852114040049.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Cho M., Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Cheong W., Kim J., 2017. First Data on the Age of Rocks from the Northern Flank of the Olkhon Terrane, Western Baikal Area. Doklady Earth Sciences 476, 10211025. https://doi.org/10.1134/S1028334X17090240.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Fedorovskii V.S., Mazu-kabzov A.M., Sklyarov E.V., Lavrenchuk A.V., Lepekhina E.N., 2014. Fragment of the Early Paleozoic (~500 Ma) Island Arc in the Structure of the Olkhon Terrane, Central Asian Fold Belt. Doklady Earth Sciences 457, 905-909. https:// doi.org/10.1134/S1028334X14080042.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Fedorovsky V.S., Mazu-kabzov A.M., Larionov A.N., Sergeev S.A., 2010. The Olkhon Metamorphic Terrane in the Baikal Region: An Early Paleozoic Collage of Neoproterozoic Active Margin Fragments. Russian Geology and Geophysics 51 (5), 447-460. https:// doi.org/10.1016/j.rgg.2010.04.001.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Fedorovsky V.S., Mazu-kabzov A.M., Wingate M.T.D., Poller U., Todt W., 2008a. New Data on the Age and Protolith of Granulites of the Olkhon Collisional System (Baikal Region). Doklady Earth Sciences 419, 417-422. https://doi.org/10.1134/S10283 34X08030148.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Stanevich A.M., Pisarev-sky S.A., Zhang S., Motova Z.L., Mazukabzov A.M., Li H., 2019.
U-Pb Detrital Zircon Geochronology and Provenance of Neo-proterozoic Sedimentary Rocks in Southern Siberia: New Insights into Breakup of Rodinia and Opening of Paleo-Asian Ocean. Gondwana Research 65, 1-16. https://doi.org/10. 1016/j.gr.2018.07.007.
Gladkochub D.P., Donskaya T.V, Wingate M.T.D., Poller U., Kröner A., Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Todt W., Pi-sarevsky S.A., 2008b. Petrology, Geochronology, and Tectonic Implications of c. 500 Ma Metamorphic and Igneous Rocks along the Northern Margin of the Central-Asian Oro-gen (Olkhon Terrane, Lake Baikal, Siberia). Journal of the Geological Society 165, 235-246. https://doi.org/10.1144/ 0016-76492006-125.
Gladkochub D.P., Stanevich A.M., Mazukabzov A.M., Donskaya T.V., Pisarevskii S.A., Nicoll G., Motova Z.L., Kornilo-va T.A., 2013. Early Evolution of the Paleoasian Ocean: LA-ICP-MS Dating of Detrital Zircon from Late Precambrian Sequences of the Southern Margin of the Siberian Craton. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1150-1163. https:// doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.002.
Goldstein S.J., Jacobsen S.B., 1988. Nd and Sr Isotopic Systematics of River Water Suspended Material: Implications for Crustal Evolution. Earth and Planetary Science Letters 87 (3), 249-265. https://doi.org/10.1016/0012-821X (88)90013-1.
Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O'Reilly S.Y., 2008. GLITTER: Data Reduction Software for Laser Ablation ICP-MS. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Miner-alogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, p. 308-311.
Izokh A.E., Gibsher A.S., Zhuravlev D.Z., Balykin P.A., 1998. Sm-Nd Dating of the Ultramafic-Mafic Massifs of the Eastern Branch of the Baikal-Muya Ophiolite Belt. Doklady Earth Sciences 360 (4), 525-529.
Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E., 2004. The Application of Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry to in Situ U-Pb Zircon Geochronology. Chemical Geology 211 (1-2), 47-69. https://doi.org/ 10.1016/j.chemgeo.2004.06.017.
Jacobsen S.B., Wasserburg G.J., 1984. Sm-Nd Isotopic Evolution of Chondrites and Achondrites, II. Earth and Planetary Science Letters 67 (2), 137-150. https://doi.org/10.10 16/0012-821X(84)90109-2.
Khubanov V.B., Buyantuev M.D., Tsygankov A.A., 2016. U-Pb Dating of Zircons from PZ3-MZ Igneous Complexes of Transbaikalia by Sector-Field Mass Spectrometry with Laser Sampling: Technique and Comparison with SHRIMP Russian Geology and Geophysics 57 (1), 190-205. https:// doi.org/10.1016/j.rgg.2016.01.013.
Lavrenchuk A.V., Sklyarov E.V., Izokh A.E., Kotov A.B., Va-syukova E.A., Fedorovskii VS., Gladkochub D.P., Donskaya TV., Mazukabzov A.M., 2019. Birkhin Volcanoplutonic Association, Ol'khon Region, Western Baikal Area: Petrological Criteria of Comagmatic Origin. Petrology 27, 291-306. https:// doi.org/10.1134/S0869591119030044.
Li X.C., Yu J.H., Sang L.Q., Luo Li., Zhu G.R., 2009. Granulite Facies Metamorphism of the Olkhon Terrane in Southern
Siberian Craton and Tectonic Significance. Acta Petrologica Sinica 25 (12), 3346-3356.
Ludwig K.R., 2003. ISOPLOT 3.70. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. User's Manual. Berkeley Geochronology Center special Publication 4, 76 p.
Makrygina V.A., Belichenko V.G., Reznitsky L.Z., 2007. Types of Paleoisland Arcs and Back-Arc Basins in the Northeast of the Paleoasian Ocean (from Geological Data). Russian Geology and Geophysics 48 (1), 107-119. https://doi. org/10.1016/j.rgg.2006.12.010.
Makrygina V.A., Sandimirov I.V., Sandimirova G.P., Pa-khol'chenko Y.A., Kotov A.B., Kovach V.P., Travin A.V, 2010. Nd-Sr Systematics of Metamagmatic Rocks of the Anginskaya and Talanchanskaya Formations, Middle Part of Lake Baikal. Geochemistry International 48, 979-987. https://doi.org/ 10.1134/S0016702910100034.
Makrygina V.A., Tolmacheva E.V., Lepekhina E.N., 2014. Crystallization History of Paleozoic Granitoids in the Ol'khon Region, Lake Baikal (SHRIMP-II Zircon Dating). Russian Geology and Geophysics 55 (1), 33-45. https://doi.org/10.10 16/j.rgg.2013.12.010.
McLennan S.M., Hemming S., McDaniel D.K., Hanson G.N., 1993. Geochemical Approaches to Sedimentation, Provenance, and Tectonics. In: M.J. Johnsson, A. Basu (Eds), Processes Controlling the Composition of Clastic Sediments. Geological Society of America Special Paper 248, 21-40. https://doi.org/10.1130/SPE284-p21.
Mekhonoshin A.S., Vladimirov A.G., Vladimirov VG., Vol-kova N.I., Kolotilina T.B., Mikheev E.I., Travin A.V., Yudin D.S., Khlestov VV., Khromykh S.V., 2013. Restitic Ultramafic Rocks in the Early Caledonian Collisional System of Western Cis-baikalia. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 12191235. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.007.
Mikheev E.I., Vladimirov A.G., Fedorovsky V.S., Bayano-va T.B., Mazukabzov A.M., Travin A.V., Volkova N.I., Khromykh S.V., Khlestov VV., Tishin P.A., 2017. Age of Overthrust-Type Granites in the Accretionary-Collisional System of the Early Caledonides (Western Baikal Region). Doklady Earth Sciences 472, 152-158. https://doi.org/10.1134/S10283 34X17020167.
Neelov A.N., 1980. Classification of Metamorphic Sedimentary and Volcanic Rocks According to Distribution of Major and Trace Elements. Nauka, Leningrad, 100 p. (in Russian) [Неелов А.Н. Петрохимическая классификация ме-таморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.].
Panteeva S.V., Gladkochoub D.P., Donskaya T.V., Marko-va V.V., Sandimirova G.P., 2003. Determination of 24 Trace Elements in Felsic Rocks by Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry after Lithium Metaborate Fusion. Spectro-chimica Acta Part B: Atomic Spectroscopy 58 (2), 341-350. https://doi.org/10.1016/S0584-8547(02)00151-9.
Pettijohn F.J., Potter P.E., Siever R., 1972. Sand and Sandstones. Springer, 618 p. https://doi.org/10.1007/978-1-4615-9974-6.
Poller U., Gladkochub D., Donskaya T., Mazukabzov A., Sklyarov E., Todt W., 2005. Multistage Magmatic and Metamorphic Evolution in the Southern Siberian Craton: Archean
and Palaeoproterozoic Zircon Ages Revealed by SHRIMP and TIMS. Precambrian Research 136 (3-4), 353-368. https:// doi.org/10.1016/j.precamres.2004.12.003.
Powerman V.I., Buyantuev M.D., Ivanov A.V., 2021. A Review of Detrital Zircon Data Treatment, and Launch of a New Tool "Dezirteer" along with the Suggested Universal Workflow. Chemical Geology 583, 120437. https://doi.org/ 10.1016/j.chemgeo.2021.120437.
Powerman V., Shatsillo A., Chumakov N., Kapitonov I., Hourigane J., 2015. Interaction between the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) and the Siberian Craton as Recorded by Detrital Zircon Suites from Transbaikalia. Precambrian Research 267, 39-71. https://doi.org/10.1016/j.precamres. 2015.05.015.
Rosen O.M., Fedorovsky V.S., 2001. Collisional Granitoids and Crustal Delamination (Examples of Cenozoic, Paleozoic, and Proterozoic Collisional Systems). Nauchnyi Mir, Moscow, 188 p. (in Russian) [Розен О.М., Федоровский В.С. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М.: Научный мир, 2001. 188 с.].
Rubatto D., 2002. Zircon Trace Element Geochemistry: Partitioning with Garnet and the Link between U-Pb Ages and Metamorphism. Chemical Geology 184 (1-2), 123-138. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(01)00355-2.
Ruzhentsev S.V., Minina O.R., Nekrasov G.E., Aristov V.A., Golionko B.G., Doronina N.A., Lykhin D.A., 2012. The Baikal-Vitim Fold System: Structure and Geodynamic Evolution. Geotectonics 46, 87-110. https://doi.org/10.1134/S0016 852112020033.
Rytsk E.Y., Kovach V.P., Kovalenko V.I., Yarmolyuk V.V., 2007. Structure and Evolution of the Continental Crust in the Baikal Fold Region. Geotectonics 41, 440-464. https:// doi.org/10.1134/S0016852107060027.
Rytsk E.Y., Kovach V.P., Yarmolyuk V.V., Kovalenko V.I., Bogomolov E.S., Kotov A.B., 2011. Isotopic Structure and Evolution of the Continental Crust in the East Transbai-kalian Segment of the Central Asian Foldbelt. Geotec-tonics 45, 349. https://doi.org/10.1134/S00168521110 50037.
Rytsk E.Y., Makeev A.F., Glebovitsky VA., Fedoseenko A.M., 2004. A Vendian (590±Ma) Age for the Padora Group in the Baikal-Muya Foldbelt: Evidence from U-Pb Zircon Data. Doklady Earth Sciences 397 (6), 765-767.
Rytsk E.Yu., Salnikova E.B., Glebovitsky V.A., Velikosla-vinsky S.D., Alekseev I.A., Fedoseenko A.M., Plotkina Yu.V., 2017. The Vendian Age of Granodiorites and Plagiogranites of the Tallainskii Complex (Baikal-Muya Belt): U-Pb Isotope Data. Doklady Earth Sciences 474, 569-573. https:// doi.org/10.1134/S1028334X17050166.
Rytsk E.Yu., Salnikova E.B., Yarmolyuk V.V., Andreev A.A., Bogomolov E.S., Lebedeva Yu.M., Velikoslavinsky S.D., Ani-simova I.V., Plotkina Yu.V, Fedoseenko A.M., 2019. The Early Cambrian Age and Crustal Sources of Granitoids of the Goryachinskiy Pluton (Northern Baikal): Geodynamic Implications. Doklady Earth Sciences 484, 163-166. https:// doi.org/10.1134/S1028334X19020053.
Sklyarov E.V., Fedorovsky VS., Kotov A.B., Lavrenchuk A.V., Mazukabzov A.M., Levitsky VI., Sal'nikova E.B., Starikova A.E., Yakovleva S.Z., Anisimova I.V, Fedoseenko A.M., 2009. Car-bonatites in Collisional Settings and Pseudo-Carbonatites of the Early Paleozoic Ol'khon Collisional System. Russian Geology and Geophysics 50 (12), 1091-1106. https://doi. org/10.1016/j.rgg.2009.11.008.
Sklyarov E.V., Fedorovsky V.S., Lavrenchuk A.V., Starikova A.E., Kotov A.B., Mazukabzov A.M., 2013. Aerospace Geological Map of Anga - Begul Interfluve (Baikal). The Right Anga Zone. Copymaster Center, Moscow.
Sklyarov E.V., Lavrenchuk A.V., Fedorovsky V.S., Gladko-chub D.P., Donskaya T.V., Kotov A.B., Mazukabzov A.M., Starikova A.E., 2020a. Regional, Contact Metamorphism, and Autometamorphism of the Olkhon Terrane (West Baikal Area). Petrology 28 (1), 47-61. https://doi.org/10.1134/ S0869591120010051.
Sklyarov E.V., Lavrenchuk A.V., Fedorovsky V.S., Pushka-rev E.V., Semenova D.V., Starikova A.E., 2020b. Dismembered Ophiolite of the Olkhon Composite Terrane (Baikal, Russia): Petrology and Emplacement. Minerals 10 (4), 305. https://doi.org/10.3390/min10040305.
Slama J., Kosler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A. et al., 2008. Ple-sovice Zircon - A New Natural Reference Material for U-Pb and Hf Isotopic Microanalysis. Chemical Geology 249 (1-2), 1-35 https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.11.005.
Somsikova A.V., Kostitsyn Yu.A., Fedotova A.A., Razumov-skiy A.A., Khain E.V., Astrakhantsev O.V., Batanova VG., Ano-sova M.O., 2021. Late Neoprotherozoic Granitoid Magma-tism of the Baikal-Muya Fold Belt, Ophiolite and Post-Ophio-lite Plagiogranites. Geochemistry International 59, 12-31. https://doi.org/10.1134/S0016702921010109.
Sryvtsev N.A., Khalilov V.A., Buldygerov V.V., Perelya-ev VI., 1992. Geochronology of Granitoids of the Baikal-Muya Belt. Russian Geology and Geophysics 9, 72-78 (in Russian) [Срывцев Н.А., Халилов В.А., Булдыгеров В.В., Переля-ев В.И. Геохронология гранитоидов Байкало-Муйского пояса // Геология и геофизика. 1992. № 9. С. 72-78].
Starikova A.E., Sklyarov E.V., Kotov A.B., Salnikova E.B., Fedorovskii V.S., Lavrenchuk A.V., Mazukabzov A.M., 2014. Vein Calciphyre and Contact Mg Skarn from the Tazheran Massif (Western Baikal Area, Russia): Age and Genesis. Doklady Earth Sciences 457, 1003-1007. https://doi.org/ 10.1134/S1028334X14080182.
State Geological Map of the Russian Federation, 2006. Series Angara-Yenisei. Scale 1:1000000 (Third Generation). Sheet N-48 (Irkutsk). VSEGEI Publishing House, Saint Petersburg (in Russian) [Государственная геологическая карта Российской Федерации. Серия Ангаро-Енисей-ская. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Лист N-48 (Иркутск). СПб.: ВСЕГЕИ, 2006].
Vladimirov A.G., Khromykh S.V., Mekhonoshin A.S., Volko-va N.I., Travin A.V, Yudin D.S., Kruk N.N., 2008. U-Pb Dating and Sm-Nd Systematics of Igneous Rocks in the Ol'khon Region (Western Baikal Coast). Doklady Earth Sciences 423, 1372-1375. https://doi.org/10.1134/S1028334X08 090092.
Vladimirov A.G., Volkova N.I., Mekhonoshin A.S., Travin A.V, Vladimirov VG., Khromykh S.V., Yudin D.S., Koloti-lina T.B., 2011. The Geodynamic Model of Formation of Early Caledonides in the Olkhon Region (West Pribaikalie). Doklady Earth Sciences 436, 203-209. https://doi.org/10. 1134/S1028334X10901234.
Volkova N.I., Mikheev E.I., Travin A.V., Vladimirov A.G., Mekhonoshin A.S., Khlestov V.V., 2021. P-T Conditions, U/Pb and 40Ar/39Ar Isotopic Ages of UHT Granulites from Cape Kaltygei, Western Baikal Region. Geodynamics & Tectonophysics 12 (2), 310-331 (in Russian) [Волкова Н.И., Михеев Е.И., Травин А.В., Владимиров А.Г., Мехоношин А.С., Хлестов В.В. Условия формирования, U/Pb и 40Ar/39Ar изотопное датирование UHT гранулитов мыса Калты-гей, Западное Прибайкалье // Геодинамика и тектоно-физика. 2021. Т. 12. № 2. С. 310-331]. https://doi.org/ 10.5800/GT-2021-12-2-0526.
Volkova N.I., Vladimirov A.G., Travin A.V., Mekhonoshin A.S., Khromykh S.V., Yudin D.S., Rudnev S.N., 2010. U-Pb Isotopic Dating of Zircons (SHRIMP-II) from Granulites of the Ol'khon Region of Western Baikal Area. Doklady Earth Sciences 432, 821-824. https://doi.org/10.1134/S10283 34X10060243.
Wiedenbeck M., Hanchar J.M., Peck W.H., Sylvester P., Valley J., Whitehouse M., Kronz A., Morishita Y. et al., 2004. Further Characterisation of the 91500 Zircon Crystal. Geo-standards and Geoanalytical Research 28 (1), 9-39. https:// doi.org/10.1111/j.1751-908X.2004.tb01041.x.
Yudin D.S., Khromykh S.V., Mekhonoshin A.S., Vladimi-rov A.G., Travin A.V., Kolotilina T.B., Volkova M.G., 2005. 40Ar/39Ar Age and Geochemical Features of Syncollisional Gabbroids and Granites from the Western Baikal Region: Evidence from the Birkhin Massif and Its Folded Framing. Doklady Earth Sciences 405, 1261-1265.
Таблица 1.1. Возраст «доколлизионных» пород Ольхонского террейна Table 1.1. Age of "precollision" rocks of the Olkhon terrane
ПРИЛОЖЕНИЕ 1 /APPENDIX 1
Зона
Комплекс/ ассоциация
Название породы
Метод
Возраст, млн лет
Литературный источник
Крестовская
Бирхинская вулкано-плутоническая ассоциация
Монцогаббро Габбро-норит Вулканит кислого состава Гранит
U-Pb (TIMS) 499±2 [Fedorovsky et al., 2005]
Ar-Ar 500±3 [Yudin et al., 2005]
U-Pb (SHRIMP) 492±5 [Gladkochub et al., 2014]
U-Pb (SHRIMP) 495±8 [Donskaya et al., 2017]
Двуслюдяной гнейс по вулканогенно-Комплекс Орсо осадочной породе, туффоиду кислого состава
U-Pb (SHRIMP)
792±10 844±6
[Gladkochub et al., 2010]
Комплекс Ольхон Двупироксеновый гранулит по базальту U-Pb (SHRIMP) 624±11 [Volkova et al., 2010]
Чернорудская
Комплекс Тонта
Гранат-двупироксеновый гранулит по базальту типа OIB
U-Pb (SHRIMP)
545
[Donskaya et al., 2017]
Комплекс Шида
Мигматизированный гранат-биотитовый гнейс
U-Pb (SHRIMP)
530±5
[Vladimirov et al., 2011]
Комплекс Ольхон
Эпидот-мусковит-полевошпат-кварцевый сланец по вулканиту кислого состава
U-Pb (SHRIMP) 637±4
[Donskaya et al., 2017]
Комплекс Усть-Зундук
Гнейсогранит
U-Pb (SHRIMP) 807±9
[Donskaya et al., 2017]
Зундук
Комплекс Калтыгей
Гранатсодержащий гранулит
Разгнейсованный гранит
Гранулит по метапелиту
U-Pb (SHRIMP) U-Pb (SHRIMP)
U-Pb (SHRIMP)
[Donskaya et al., 2017]
1876±6 [Poller et al., 2005]
1873±6 (ядра) 1829±22 (каймы)
1868±6
1866±4
(метам.)
1.94-1.91
(протол.)
[Volkova et al., 2021]
Таблица 1.2. Выборочные анализы гранатов из гранат-биотитовых гнейсов Ольхонского террейна Table 1.2. Sampling analyses of garnets from garnet-biotite gneisses of the Olkhon terrane
Зона Крестовская Анга-Сахюрты
Участок Анга Улан-Харгана Холбо-Нур
Образец 1812 1575 1562 1565 0732
Зерно 1 2 1 2 1 2 1 2 1
Позиция ц ц ц ц ц к ц к ц к ц к ц к ц к ц к
36.78 37.22 36.69 36.93 37.06 37.07 36.88 36.58 37.20 37.48 36.93 36.84 37.37 37.62 37.35 37.19 37.61 36.97
А1А 20.10 20.05 20.06 20.22 20.01 20.09 20.11 19.97 19.88 19.88 19.16 19.16 20.41 19.39 20.16 19.95 19.48 19.54
27.75 28.12 27.48 28.28 33.65 33.83 33.17 33.87 25.76 25.77 25.28 25.10 30.55 29.83 31.20 29.87 27.80 26.58
МпО 5.51 5.09 5.63 5.81 4.52 5.64 4.87 5.53 7.75 8.57 8.23 7.41 4.53 4.82 5.23 4.92 7.21 7.10
МдО 2.55 2.79 2.55 3.00 3.38 2.79 3.18 2.27 3.22 2.50 3.17 2.21 4.34 3.52 3.25 2.65 4.31 3.33
СаО 5.48 5.93 5.53 5.51 1.47 1.44 1.50 1.37 5.86 6.11 5.83 7.96 2.56 5.25 3.32 5.34 3.89 5.30
Сумма 98.17 99.20 97.94 99.75 100.09 100.86 99.71 99.59 99.67 100.31 98.60 98.68 99.76 100.43 100.51 99.92 100.30 98.82
81 3.002 3.002 3.001 2.963 2.988 2.980 2.986 2.987 2.981 2.998 2.996 2.992 2.989 2.998 2.987 2.989 2.993 2.991
А1 1.934 1.906 1.934 1.913 1.902 1.904 1.920 1.922 1.878 1.875 1.833 1.834 1.924 1.822 1.901 1.891 1.828 1.864
Рез+ 0.062 0.090 0.064 0.162 0.123 0.136 0.108 0.104 0.159 0.128 0.175 0.183 0.098 0.182 0.126 0.131 0.186 0.155
Ре2+ 1.831 1.806 1.815 1.736 2.146 2.138 2.138 2.208 1.567 1.596 1.541 1.522 1.945 1.806 1.961 1.877 1.664 1.643
Мп 0.381 0.348 0.390 0.395 0.309 0.384 0.334 0.382 0.526 0.581 0.566 0.510 0.307 0.325 0.354 0.335 0.486 0.487
М8 0.310 0.335 0.311 0.359 0.406 0.334 0.384 0.276 0.385 0.298 0.383 0.267 0.517 0.418 0.387 0.317 0.511 0.401
Са 0.479 0.512 0.485 0.474 0.127 0.124 0.130 0.120 0.503 0.524 0.507 0.693 0.219 0.448 0.284 0.460 0.332 0.459
Сумма 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000
ХА1ш 0.61 0.60 0.60 0.59 0.72 0.72 0.72 0.74 0.53 0.53 0.51 0.51 0.65 0.60 0.66 0.63 0.56 0.55
хр 0.13 0.12 0.13 0.13 0.10 0.13 0.11 0.13 0.18 0.19 0.19 0.17 0.10 0.11 0.12 0.11 0.16 0.16
ХРгр 0.10 0.11 0.10 0.12 0.14 0.11 0.13 0.09 0.13 0.10 0.13 0.09 0.17 0.14 0.13 0.11 0.17 0.13
ХСг* 0.16 0.17 0.16 0.16 0.04 0.04 0.04 0.04 0.17 0.17 0.17 0.23 0.07 0.15 0.10 0.15 0.11 0.15
Таблица 1.2 (продолжение) Table 1.2 (continued)
Зона Анга-Сахюрты Чернорудская
Участок Холбо-Нур Ольхон Хобой
Образец 0732 0734 2020 2023 03206 03218 03225
Зерно 2 1 2 1 2 1 2 1 1 1 2
Позиция ц к ц к ц к ц к ц к ц к ц к к к к к
SiO2 36.74 37.20 37.24 36.81 36.83 37.04 37.56 36.97 37.85 36.90 37.11 37.14 37.27 37.18 38.37 36.99 36.96 38.22
Al2O3 19.65 19.52 20.29 19.67 19.78 19.37 20.41 20.47 20.28 20.20 20.30 19.80 19.80 20.11 21.05 21.57 21.51 21.27
FeO,o, 26.84 25.91 27.27 25.78 26.46 25.21 33.98 34.36 33.28 34.47 33.60 34.39 34.32 35.04 30.24 32.88 28.61 28.34
MnO 7.32 6.96 7.63 7.67 8.60 8.15 2.36 3.33 2.18 3.44 2.39 3.00 2.65 3.27 1.04 0.93 1.18 0.96
MgO 2.97 2.72 3.43 2.40 2.70 1.77 4.44 2.82 4.48 2.67 4.08 3.50 4.39 2.87 6.99 6.08 8.44 9.47
CaO 4.66 6.87 3.76 6.28 4.66 8.03 2.25 2.24 2.78 2.15 1.90 2.03 1.87 1.97 2.84 2.09 1.58 1.40
Сумма 98.18 99.18 99.62 98.61 99.03 99.57 101.00 100.19 100.85 99.83 99.38 99.86 100.30 100.44 100.53 100.54 98.28 99.66
Si 3.000 3.000 2.992 2.994 2.989 2.990 2.973 2.980 2.995 2.990 2.990 2.996 2.979 2.994 2.985 2.900 2.913 2.955
Al 1.892 1.856 1.922 1.886 1.892 1.843 1.905 1.945 1.892 1.930 1.928 1.883 1.866 1.909 1.931 1.994 1.998 1.940
Fe3+ 0.108 0.143 0.094 0.126 0.130 0.176 0.149 0.096 0.117 0.091 0.091 0.125 0.177 0.103 0.098 0.204 0.176 0.148
Fe2+ 1.725 1.604 1.738 1.627 1.666 1.525 2.100 2.220 2.085 2.245 2.173 2.195 2.116 2.256 1.869 1.953 1.709 1.686
Mn 0.506 0.475 0.519 0.528 0.591 0.557 0.158 0.227 0.146 0.236 0.163 0.205 0.179 0.223 0.069 0.062 0.079 0.063
Mg 0.361 0.327 0.411 0.291 0.327 0.213 0.524 0.339 0.528 0.322 0.490 0.421 0.523 0.344 0.811 0.711 0.991 1.092
Ca 0.408 0.594 0.324 0.547 0.405 0.695 0.191 0.193 0.236 0.187 0.164 0.175 0.160 0.170 0.237 0.176 0.134 0.116
Сумма 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000
XAIm 0.57 0.53 0.58 0.54 0.56 0.51 0.71 0.75 0.70 0.75 0.73 0.73 0.71 0.75 0.63 0.67 0.59 0.57
xSps 0.17 0.16 0.17 0.18 0.20 0.19 0.05 0.08 0.05 0.08 0.05 0.07 0.06 0.07 0.02 0.02 0.03 0.02
XPrp 0.12 0.11 0.14 0.10 0.11 0.07 0.18 0.11 0.18 0.11 0.16 0.14 0.18 0.12 0.27 0.25 0.34 0.37
xGrs 0.14 0.20 0.11 0.18 0.14 0.23 0.06 0.06 0.08 0.06 0.05 0.06 0.05 0.06 0.08 0.06 0.05 0.04
Примечание. ц - центр, к - край. Note. ц - centre, к - edge.
Таблица 1.3. Химический состав гнейсов Ольхонского террейна Table 1.3. Chemical composition of gneisses of the Olkhon terrane
Зона Крестовская Анга-Сахюрты
Участок Анга Улан-Харгана Ольхон
Порода Гранат-биотитовый гнейс Гранат-биотитовый гнейс
Образец 1812 1571 1572 1573 1574 1575 1562 1565 2020 2021 2023
SiO2, мас. % 65.04 69.76 66.14 64.96 63.73 69.54 67.96 63.47 72.53 73.60 68.93
тю2 0.89 0.62 0.83 0.82 0.93 0.71 0.60 0.74 0.42 0.32 0.59
А12°3 12.39 12.27 11.59 11.99 13.00 11.36 15.05 16.86 14.27 13.93 15.42
FeA 1.14 1.35 1.36 1.52 1.52 1.17 1.67 1.89 0.76 0.55 1.15
FeO 7.21 4.71 6.69 7.49 7.00 6.71 3.31 4.09 2.49 2.22 2.98
MnO 0.32 0.33 0.48 0.41 0.39 0.77 0.15 0.15 0.05 0.02 0.06
MgO 4.29 2.61 4.34 4.48 4.13 3.17 1.43 2.01 1.05 0.77 1.45
CaO 2.21 2.58 2.79 2.81 3.29 1.61 4.01 3.55 2.95 3.05 3.14
Na2° 1.76 2.36 1.53 2.03 2.11 1.37 3.57 3.79 3.37 3.67 3.33
K2O 2.89 2.26 2.63 1.86 2.19 2.47 1.07 1.85 1.17 1.01 1.55
PA 0.17 0.18 0.25 0.21 0.18 0.12 0.18 0.27 0.03 <0.03 0.19
П.п.п. 0.87 0.66 1.10 1.01 0.98 0.74 0.91 0.76 0.75 0.59 0.91
HA 0.03 0.04 0.04 0.05 0.05 0.04 0.08 0.07 0.04 0.04 0.08
CO2 0.34 0.21 0.12 0.19 0.20 0.20 0.06 0.13 <0.06 <0.06 <0.06
Сумма 99.56 99.95 99.89 99.84 99.69 99.98 100.04 99.63 99.88 99.77 99.78
Rb, г/т 56 63 57 36 49 67 21 46 46 38 62
Sr 260 265 277 299 374 157 472 412 379 296 374
Y 26 40 41 32 35 38 27 31 12 3 24
Zr 100 138 129 128 133 116 166 175 125 182 356
Nb 8 9 8 9 9 9 5 6 8 6 10
Ba 1826 695 2710 2528 3200 775 688 853 685 445 705
La 4.95 31.96 13.62 13.06 11.10 24.88 9.67 25.42 15.74 8.95 41.49
Ce 11.22 64.65 28.58 33.11 30.09 52.63 36.92 50.61 28.18 20.52 82.65
Pr 1.56 7.47 3.92 3.65 3.43 5.83 3.12 6.34 2.97 1.54 9.03
Nd 6.85 26.94 17.33 15.43 15.37 23.28 13.61 25.20 9.74 4.40 31.24
Sm 2.03 6.29 5.17 4.21 4.31 5.48 3.84 5.55 1.89 0.73 6.45
Eu 0.94 1.41 1.04 1.08 1.16 1.18 1.32 1.68 1.18 0.79 1.30
Gd 2.80 6.16 5.98 4.84 4.61 5.46 4.19 5.40 1.45 0.63 5.41
Tb 0.57 0.98 1.05 0.89 0.88 0.98 0.73 0.90 0.25 0.08 0.77
Dy 3.89 6.29 7.10 5.84 5.78 6.53 4.71 5.80 1.70 0.48 4.50
Ho 0.86 1.40 1.47 1.20 1.24 1.34 0.98 1.21 0.39 0.11 0.89
Er 2.44 4.20 4.16 3.35 3.62 3.49 2.96 3.50 1.19 0.37 2.54
Tm 0.36 0.64 0.64 0.50 0.55 0.51 0.47 0.53 0.19 0.07 0.43
Yb 2.17 4.24 4.15 3.30 3.73 3.17 3.38 3.79 1.32 0.58 2.95
Lu 0.33 0.63 0.60 0.48 0.57 0.45 0.51 0.60 0.19 0.11 0.45
Hf 2.64 3.81 3.34 3.18 3.45 3.12 4.62 4.87 3.48 4.59 9.04
Ta 0.49 0.18 0.01 0.59 0.56 0.59 0.09 0.15 0.37 0.25 0.66
Th 3.94 7.92 4.09 3.76 4.26 5.71 2.84 3.57 7.51 2.38 13.46
U 0.90 1.74 1.39 1.10 1.26 1.19 0.63 0.55 0.51 0.61 2.90
a 0.22 0.21 0.21 0.22 0.24 0.19 0.26 0.31 0.23 0.22 0.26
b 0.27 0.20 0.28 0.29 0.29 0.23 0.18 0.20 0.12 0.11 0.15
SiO2/Al2O3 5.2 5.7 5.7 5.4 4.9 6.1 4.5 3.8 5.1 5.3 4.5
Таблица 1.3 (продолжение) Table 1.3 (continued)
Зона Анга-Сахюрты Чернорудская
Участок Холбо-Нур Хобой
Порода Гранат-биотитовый гнейс Гранат-ортопироксен-биотитовый гнейс Гранат-кордиерит-биотитовый гнейс Клинопироксенсодержащие гнейсы (гранулиты)
Образец 0732* 0733* 0734* 03206** 03227** 03209** 03210** 03216**
SiO2, мас. % 66.58 68.17 66.57 62.04 65.67 61.42 67.76 63.37
TiO2 0.63 0.58 0.60 0.83 0.82 0.81 0.46 0.78
Al2O3 15.80 14.45 16.35 16.66 13.30 14.35 10.65 11.39
Fe2°3 1.31 1.88 1.24 1.22 1.08 1.28 0.99 0.77
FeO 3.91 3.69 3.59 5.20 5.77 5.39 3.86 5.16
MnO 0.16 0.17 0.13 0.08 0.09 0.11 0.08 0.15
MgO 1.64 1.35 1.41 3.83 4.00 4.12 2.62 2.66
CaO 3.54 3.31 3.47 4.63 2.87 9.36 9.91 12.06
Na2O 3.86 3.98 3.92 1.49 2.20 0.57 0.77 0.45
K2O 1.33 1.40 1.37 1.13 1.37 0.06 0.16 0.03
P2O5 0.21 0.16 0.16 0.15 0.16 0.19 0.07 0.16
П.п.п. 0.93 0.80 0.64 2.15 1.82 0.03 1.05 2.58
H2O- 0.12 0.09 0.06 0.40 0.23 0.33 0.22 0.13
CO2 <0.06 <0.06 0.11 0.06 0.22 1.54 1.32 0.22
Сумма 100.02 100.03 99.62 99.87 99.60 99.56 99.92 99.91
Rb, г/т 33 37 36 79 68 1 3 1
Sr 388 431 416 349 380 294 278 236
Y 43 44 41 49 35 33 22 34
Zr 156 166 208 160 150 130 150 210
Nb 5 6 5 12 13 10 2 6
Ba 764 998 889 537 379 189 91 52
La 25.58 32.80 40.37 46.26 42.40 20.68 21.35 29.71
Ce 49.29 70.22 79.99 90.44 80.59 46.24 49.88 69.99
Pr 6.36 7.85 9.49 11.57 10.07 5.79 5.68 8.23
Nd 26.32 32.61 38.92 43.07 37.32 23.44 25.11 32.10
Sm 5.69 6.93 7.97 8.59 6.38 5.42 5.12 6.23
Eu 1.37 1.76 1.88 1.42 1.69 1.31 1.13 1.21
Gd 5.32 5.57 5.24 7.72 6.55 6.28 4.59 6.79
Tb 0.85 0.93 0.89 1.30 1.00 0.99 0.70 1.05
Dy 5.88 6.19 6.09 8.29 6.09 5.69 3.71 5.45
Ho 1.42 1.46 1.43 1.67 1.27 1.20 0.80 1.18
Er 4.58 4.54 4.45 4.77 3.34 3.35 2.23 3.35
Tm 0.74 0.71 0.71 0.68 0.47 0.50 0.33 0.51
Yb 4.70 4.57 4.60 4.72 3.10 3.12 2.06 3.24
Lu 0.80 0.77 0.80 0.74 0.54 0.48 0.32 0.50
Hf 4.20 4.61 5.31 4.38 5.00 1.95 0.57 1.96
Ta 0.08 0.19 0.13 0.47 0.90 1.10 0.19 0.83
Th 4.28 5.57 8.15 12.74 8.69 7.81 6.17 10.23
U 1.14 0.58 0.63 3.56 1.32 1.80 1.53 3.75
a 0.28 0.25 0.29 0.32 0.24 0.28 0.19 0.21
b 0.18 0.17 0.17 0.27 0.25 0.37 0.32 0.38
SiO2/Al2O3 4.2 4.7 4.1 3.7 4.9 4.3 6.4 5.6
Примечание. a=Al/Si (ат. кол.), b=Fe3++Fe2++Mn+Ca+Mg (ат. кол.) [Neelov, 1980]. * - составы после [Donskaya et al., 2017]; ** - составы после [Gladkochub et al., 2008b] с корректировками.
Note. а=А1^ (at. col.), b=Fe3++Fe2++Mn+Ca+Mg (at. col.) [Neelov, 1980]. * - compositions after [Donskaya et al., 2017]; ** - compositions after [Gladkochub et al., 2008b] with corrections.
Таблица 1.4. Sm-Nd изотопные данные для гнейсов Ольхонского террейна Table 1.4. Sm-Nd isotopic data for gneisses of the Olkhon terrane
Номер образца Участок Название породы Возраст, млн лет Содержание, мкг/г Sm Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ±2а TJDM), млн лет TNd(DM-2st), млн лет Литературный источник
Крестовская зона
1812 Анга Grt-Bt гнейс 470 2.30 8.23 0.1729 0.512375±9 -3.7 - - Данная работа
Зона Анга-Сахюрты
1565 Улан-Харгана Grt-Bt гнейс 470 5.40 27.90 0.1204 0.511986±13 -8.1 1899 1893 Данная работа
2020 Ольхон Grt-Bt гнейс 470 2.00 16.60 0.0762 0.512258±13 -0.2 991 1234 Данная работа
2021 Ольхон Grt-Bt гнейс 470 0.80 4.66 0.1067 0.512250±12 -2.2 1283 1399 Данная работа
2023 Ольхон Grt-Bt гнейс 470 5.23 28.70 0.1129 0.511919±10 -9.0 1859 1964 Данная работа
0734 Холбо-Нур Grt-Bt гнейс 470 7.19 40.33 0.1107 0.511910±9 -9.0 1833 1968 [Эо^кауа et а1., 2017]
14106 Холбо-Нур Гранитогнейс 470 0.96 6.76 0.0879 0.511905±18 -7.8 1508 1863 [Эо^кауа et а1., 2017]
Чернорудская зона
03210 Хобой Срх-гранулит 470 5.12 25.11 0.1227 0.512234±41 -3.4 1535 1504 [Gladkochub et al., 2008b]
Таблица 1.5. LA-ICP-MS U-Pb изотопные отношения и конкордантные U-Pb значения возраста цирконов из гнейсов Ольхонского террейна
Table 1.5. LA-ICP-MS U-Pb isotope ratios and U-Pb concordant ages of zircon from gneisses of the Olkhon terrane
Изотопные отношения
Возраст, млн лет
№ Th/U 207Pb/ 206Pb 1а abs 207Pb/ 235U 1а abs 206Pb/ 238U 1а abs Rho 207Pb/ 206Pb 1а 206Pb/ 238U 1а 207Pb/ 235U 1а %
Проба 1812, Крестовская зона, участок Анга
PRB01 0.41 0.0582 0.0011 0.6675 0.0113 0.0834 0.0006 0.028 536 41 516 4 519 7 1
PRB05 0.38 0.0661 0.0010 1.1182 0.0148 0.1230 0.0009 0.060 810 32 748 5 762 7 2
PRB06 0.58 0.0699 0.0016 1.3967 0.0294 0.1452 0.0013 0.005 926 46 874 7 888 12 2
PRB07 0.70 0.0579 0.0018 0.6447 0.0195 0.0810 0.0007 0.020 524 68 502 4 505 12 1
PRB08 0.96 0.0590 0.0013 0.6660 0.0137 0.0821 0.0007 0.011 566 48 509 4 518 8 2
PRB09 0.58 0.1151 0.0017 5.1196 0.0651 0.3235 0.0024 0.030 1881 27 1807 12 1839 11 4
PRB11 0.24 0.0570 0.0010 0.6612 0.0109 0.0843 0.0007 0.017 491 40 522 4 515 7 -1
PRB12 2.26 0.0636 0.0011 0.6917 0.0106 0.0790 0.0006 0.047 729 36 490 3 534 6 9
PRB13 0.63 0.0675 0.0011 1.2718 0.0188 0.1370 0.0010 0.027 854 34 827 6 833 8 1
PRB14 1.45 0.0625 0.0019 0.8793 0.0249 0.1023 0.0009 0.010 692 62 628 5 641 13 2
PRB15 0.86 0.0579 0.0010 0.6377 0.0100 0.0801 0.0006 0.031 526 38 497 4 501 6 1
PRB17 0.66 0.0665 0.0013 1.1706 0.0202 0.1279 0.0010 0.001 824 39 776 6 787 9 1
PRB19 0.39 0.0683 0.0017 1.2931 0.0294 0.1376 0.0012 0.001 878 49 831 7 843 13 1
PRB21 1.39 0.0655 0.0020 1.1549 0.0331 0.1282 0.0012 0.027 790 62 778 7 780 16 0
PRB23 0.44 0.0668 0.0013 1.1882 0.0210 0.1293 0.0010 0.007 833 40 784 6 795 10 1
PRB24 0.36 0.0638 0.0024 0.8914 0.0317 0.1016 0.0011 0.017 735 76 624 6 647 17 4
PRB25 0.26 0.0660 0.0011 1.1798 0.0174 0.1299 0.0010 0.019 808 34 787 6 791 8 0
PRB27 0.27 0.0658 0.0011 1.2100 0.0184 0.1337 0.0010 0.004 801 35 809 6 805 8 0
PRB28 1.24 0.0659 0.0013 1.2151 0.0222 0.1340 0.0011 0.018 804 41 811 6 808 10 0
PRB29 0.28 0.0680 0.0021 1.2662 0.0372 0.1353 0.0014 0.038 870 63 818 8 831 17 2
PRB30 1.29 0.0699 0.0015 1.3057 0.0251 0.1359 0.0011 0.002 925 42 821 6 848 11 3
PRB31 0.84 0.0565 0.0012 0.6398 0.0126 0.0824 0.0007 0.005 471 47 510 4 502 8 -2
PRB32 0.91 0.0586 0.0014 0.7171 0.0164 0.0890 0.0008 0.013 553 52 550 5 549 10 0
PRB33 0.21 0.0565 0.0017 0.5887 0.0164 0.0757 0.0007 0.025 473 64 471 4 470 10 0
PRB35 0.57 0.0666 0.0038 1.2158 0.0691 0.1328 0.0015 0.021 825 116 804 8 808 32 1
PRB37 0.50 0.0582 0.0026 0.6429 0.0275 0.0804 0.0009 0.025 536 94 498 5 504 17 1
PRB38 0.81 0.0680 0.0021 1.2664 0.0380 0.1355 0.0012 0.030 868 63 819 7 831 17 1
PRB39 0.73 0.0691 0.0016 1.3673 0.0304 0.1438 0.0012 0.028 903 48 866 7 875 13 1
PRB41 0.48 0.0688 0.0032 1.2772 0.0582 0.1350 0.0014 0.029 894 93 816 8 836 26 2
PRB42 0.67 0.0671 0.0022 1.2677 0.0397 0.1375 0.0013 0.040 840 66 830 7 831 18 0
PRB43 0.48 0.0604 0.0017 0.6914 0.0188 0.0832 0.0008 0.039 619 60 515 5 534 11 4
PRB44 0.63 0.0663 0.0013 1.1551 0.0217 0.1268 0.0010 0.036 815 42 769 6 780 10 1
PRB45 0.21 0.0683 0.0014 1.2643 0.0234 0.1347 0.0011 0.041 878 41 814 6 830 10 2
PRB47 0.63 0.0693 0.0026 1.2998 0.0481 0.1364 0.0014 0.041 909 76 824 8 846 21 3
PRB48 0.89 0.0675 0.0015 1.2593 0.0268 0.1356 0.0012 0.041 855 46 820 7 828 12 1
PRB49 0.95 0.0592 0.0013 0.6831 0.0144 0.0840 0.0007 0.044 573 48 520 4 529 9 2
PRB50 0.62 0.0677 0.0022 1.2833 0.0395 0.1379 0.0014 0.056 860 65 833 8 838 18 1
PRB51 0.24 0.0604 0.0014 0.7462 0.0164 0.0899 0.0008 0.050 617 49 555 5 566 10 2
PRB52 0.70 0.0654 0.0014 1.1734 0.0243 0.1304 0.0011 0.064 788 45 790 6 788 11 0
PRB53 0.88 0.1282 0.0025 6.5209 0.1213 0.3701 0.0030 0.066 2073 35 2030 14 2049 16 2
PRB54 0.61 0.0650 0.0026 1.1196 0.0443 0.1252 0.0014 0.048 775 83 761 8 763 21 0
PRB55 0.58 0.0675 0.0016 1.2655 0.0279 0.1363 0.0012 0.054 854 47 824 7 830 12 1
Таблица 1.5 (продолжение) Table 1.5 (continued)
Изотопные отношения Возраст, млн лет D, %
№ Th/U 207Pb/ 206Pb 1а abs 207Pb/ 235U 1а abs 206Pb/ 238U 1а abs Rho 207Pb/ 206Pb 1а 206Pb/ 238U 1а 207Pb/ 235U 1а
PRB56 0.48 0.0677 0.0016 1.2710 0.0294 0.1366 0.0012 0.062 859 49 825 7 833 13 1
PRB57 0.62 0.0596 0.0023 0.6818 0.0254 0.0832 0.0008 0.035 590 81 515 5 528 15 2
PRB59 0.76 0.0582 0.0016 0.6645 0.0175 0.0831 0.0008 0.068 536 59 515 5 517 11 1
PRB63 0.33 0.0606 0.0028 0.7098 0.0322 0.0853 0.0011 0.048 624 97 527 7 545 19 3
PRB65 1.18 0.0681 0.0019 1.1337 0.0310 0.1211 0.0011 0.071 871 57 737 6 770 15 4
PRB66 0.70 0.0710 0.0018 1.3971 0.0337 0.1431 0.0013 0.092 958 50 862 7 888 14 3
PRB67 0.62 0.0597 0.0032 0.6627 0.0357 0.0808 0.0008 0.045 593 113 501 5 516 22 3
Проба 1565, зона Анга-Сахюрты, участок Улан-Харгана
PRB01 0.05 0.0541 0.0009 0.5726 0.0082 0.0768 0.0007 0.102 376 35 477 4 460 5 -4
PRB02 0.04 0.0556 0.0009 0.5785 0.0088 0.0755 0.0007 0.095 436 36 469 4 464 6 -1
PRB03 0.05 0.0560 0.0009 0.5776 0.0083 0.0749 0.0006 0.110 452 35 465 4 463 5 -1
PRB04 0.27 0.0629 0.0013 0.8931 0.0169 0.1031 0.0010 0.085 704 43 633 6 648 9 2
PRB05 0.63 0.0871 0.0011 2.8355 0.0313 0.2363 0.0019 0.150 1363 24 1367 10 1365 8 0
PRB09 0.78 0.0655 0.0009 1.1423 0.0136 0.1265 0.0011 0.132 791 28 768 6 774 6 1
PRB10 0.95 0.0656 0.0009 1.1412 0.0142 0.1262 0.0011 0.138 795 29 766 6 773 7 1
PRB12 0.38 0.0653 0.0009 1.1289 0.0137 0.1256 0.0011 0.133 782 29 763 6 767 7 1
PRB13 0.29 0.0647 0.0009 1.0969 0.0134 0.1231 0.0010 0.125 763 29 749 6 752 6 0
PRB14 0.02 0.0574 0.0009 0.5691 0.0085 0.0719 0.0006 0.110 507 36 448 4 457 5 2
PRB15 0.02 0.0577 0.0010 0.5923 0.0095 0.0745 0.0007 0.104 518 38 463 4 472 6 2
PRB16 0.03 0.0580 0.0012 0.5879 0.0110 0.0736 0.0007 0.087 529 44 458 4 470 7 3
PRB17 0.08 0.0585 0.0011 0.6148 0.0103 0.0763 0.0007 0.107 547 39 474 4 487 6 3
PRB18 0.69 0.0660 0.0012 0.9542 0.0153 0.1050 0.0009 0.112 805 36 644 5 680 8 6
PRB19 0.59 0.0652 0.0012 0.9171 0.0151 0.1020 0.0009 0.114 782 37 626 5 661 8 5
PRB20 0.39 0.0565 0.0010 0.5711 0.0091 0.0734 0.0007 0.109 469 38 457 4 459 6 0
PRB23 0.02 0.0585 0.0010 0.5979 0.0094 0.0742 0.0007 0.100 549 37 461 4 476 6 3
PRB24 1.04 0.0654 0.0012 0.9883 0.0160 0.1097 0.0010 0.109 788 36 671 6 698 8 4
PRB26 0.03 0.0578 0.0011 0.5880 0.0108 0.0739 0.0007 0.093 521 43 460 4 470 7 2
PRB30 0.32 0.0581 0.0012 0.5825 0.0109 0.0727 0.0007 0.086 534 44 453 4 466 7 3
Проба 2020, зона Анга-Сахюрты, участок Ольхон
PRB001 0.51 0.0668 0.0008 0.8901 0.0083 0.0967 0.0008 0.131 831 24 595 4 646 4 9
PRB002 0.12 0.0601 0.0007 0.8139 0.0079 0.0983 0.0008 0.133 607 25 605 5 605 4 0
PRB003 0.10 0.0589 0.0007 0.6434 0.0061 0.0792 0.0006 0.125 565 25 492 4 504 4 3
PRB004 0.06 0.0564 0.0006 0.6611 0.0061 0.0851 0.0007 0.127 468 25 526 4 515 4 -2
PRB005 0.05 0.0597 0.0007 0.8037 0.0074 0.0977 0.0008 0.133 593 24 601 4 599 4 0
PRB006 0.19 0.0619 0.0008 0.8818 0.0090 0.1035 0.0008 0.120 669 26 635 5 642 5 1
PRB007 0.08 0.0588 0.0007 0.7643 0.0079 0.0943 0.0008 0.127 561 27 581 4 577 5 -1
PRB008 0.03 0.0568 0.0007 0.6140 0.0058 0.0784 0.0006 0.142 484 25 487 4 486 4 0
PRB009 0.49 0.0662 0.0008 1.2399 0.0123 0.1359 0.0011 0.142 814 25 821 6 819 6 0
PRB010 0.10 0.0554 0.0007 0.5978 0.0059 0.0784 0.0006 0.122 427 26 486 4 476 4 -2
PRB011 0.05 0.0627 0.0007 1.0540 0.0102 0.1220 0.0010 0.142 697 25 742 6 731 5 -2
PRB012 0.72 0.0655 0.0008 1.1795 0.0111 0.1307 0.0010 0.136 791 24 792 6 791 5 0
PRB013 0.07 0.0562 0.0007 0.6035 0.0066 0.0780 0.0006 0.110 458 28 484 4 479 4 -1
PRB014 0.15 0.0635 0.0008 0.9540 0.0098 0.1090 0.0009 0.137 726 26 667 5 680 5 2
PRB015 0.03 0.0645 0.0007 1.1302 0.0106 0.1271 0.0010 0.128 759 24 771 6 768 5 0
PRB016 0.02 0.0631 0.0007 0.6679 0.0064 0.0768 0.0006 0.133 711 24 477 4 519 4 9
Таблица 1.5 (продолжение) Table 1.5 (continued)
Изотопные отношения Возраст, млн лет D, %
№ Th/U 207Pb/ 206Pb 1a abs 207Pb/ 235U 1a abs 206Pb/ 238U 1a abs Rho 207Pb/ 206Pb 1a 206Pb/ 238U 1a 207Pb/ 235U 1a
PRB017 0.11 0.0695 0.0008 1.2281 0.0110 0.1282 0.0010 0.157 914 22 778 6 814 5 5
PRB018 0.17 0.0644 0.0007 1.1759 0.0109 0.1325 0.0011 0.159 755 24 802 6 789 5 -2
PRB019 0.12 0.0553 0.0006 0.6053 0.0057 0.0794 0.0006 0.145 425 25 493 4 481 4 -2
PRB020 0.40 0.0646 0.0008 1.1840 0.0114 0.1331 0.0011 0.138 760 24 806 6 793 5 -2
PRB021 0.11 0.0559 0.0007 0.6078 0.0060 0.0789 0.0006 0.135 448 25 490 4 482 4 -1
PRB022 0.11 0.0553 0.0006 0.5936 0.0055 0.0780 0.0006 0.149 423 25 484 4 473 3 -2
PRB023 0.03 0.0585 0.0007 0.7093 0.0072 0.0880 0.0007 0.146 549 26 544 4 544 4 0
PRB024 0.58 0.0660 0.0008 1.2840 0.0129 0.1412 0.0011 0.133 807 25 851 6 839 6 -1
PRB025 0.29 0.0632 0.0008 0.9330 0.0096 0.1071 0.0009 0.151 715 25 656 5 669 5 2
PRB026 0.06 0.0618 0.0009 0.6606 0.0087 0.0776 0.0007 0.104 666 31 482 4 515 5 7
PRB027 0.08 0.0611 0.0007 0.7388 0.0074 0.0877 0.0007 0.151 643 25 542 4 562 4 4
PRB028 1.02 0.0715 0.0008 1.1356 0.0110 0.1154 0.0009 0.145 970 23 704 5 770 5 9
PRB030 0.65 0.0669 0.0009 1.2877 0.0149 0.1397 0.0011 0.124 835 27 843 6 840 7 0
PRB031 0.93 0.0641 0.0007 1.1815 0.0112 0.1337 0.0011 0.163 746 24 809 6 792 5 -2
PRB032 0.88 0.0664 0.0008 1.3138 0.0142 0.1437 0.0012 0.133 818 26 866 7 852 6 -2
PRB033 0.22 0.0616 0.0008 0.9312 0.0108 0.1097 0.0009 0.131 660 28 671 5 668 6 0
PRB035 0.01 0.0551 0.0007 0.6025 0.0070 0.0794 0.0007 0.135 416 29 492 4 479 4 -3
PRB036 0.12 0.0589 0.0009 0.7151 0.0092 0.0882 0.0007 0.114 562 31 545 4 548 5 1
PRB037 0.55 0.0659 0.0007 1.2493 0.0116 0.1376 0.0011 0.158 803 23 831 6 823 5 -1
PRB038 0.42 0.0683 0.0009 1.2994 0.0151 0.1382 0.0011 0.133 876 27 834 6 845 7 1
PRB039 0.07 0.0612 0.0008 0.7114 0.0077 0.0844 0.0007 0.151 645 27 522 4 546 5 4
PRB040 0.05 0.0583 0.0007 0.7037 0.0074 0.0876 0.0007 0.157 540 27 541 4 541 4 0
PRB041 0.29 0.0650 0.0008 1.1883 0.0119 0.1326 0.0011 0.156 775 25 803 6 795 6 -1
PRB042 0.44 0.0667 0.0009 1.3191 0.0156 0.1436 0.0012 0.136 828 28 865 7 854 7 -1
PRB043 0.08 0.0589 0.0010 0.7194 0.0111 0.0886 0.0008 0.102 563 36 548 5 550 7 1
PRB044 0.94 0.0659 0.0009 1.1791 0.0139 0.1298 0.0011 0.147 804 28 787 6 791 6 1
PRB045 0.08 0.0567 0.0007 0.6061 0.0064 0.0776 0.0006 0.147 480 27 482 4 481 4 0
PRB046 0.23 0.0631 0.0008 0.9217 0.0092 0.1060 0.0009 0.155 713 25 649 5 663 5 2
PRB047 0.15 0.0663 0.0008 1.2105 0.0120 0.1325 0.0011 0.175 816 24 802 6 805 5 0
PRB048 0.09 0.0596 0.0008 0.7107 0.0089 0.0865 0.0007 0.133 590 30 535 4 545 5 2
PRB049 0.11 0.0620 0.0009 0.7945 0.0099 0.0930 0.0008 0.141 674 30 573 5 594 6 4
PRB050 0.47 0.0713 0.0008 1.1399 0.0112 0.1161 0.0009 0.168 965 24 708 5 772 5 9
PRB051 0.63 0.0676 0.0013 1.3279 0.0227 0.1425 0.0013 0.108 857 38 859 7 858 10 0
PRB052 0.43 0.0645 0.0008 1.2751 0.0141 0.1435 0.0012 0.153 758 27 864 7 835 6 -3
PRB053 0.36 0.0627 0.0008 0.9382 0.0098 0.1086 0.0009 0.175 699 26 664 5 672 5 1
PRB054 0.11 0.0565 0.0007 0.6130 0.0064 0.0788 0.0006 0.171 471 27 489 4 485 4 -1
PRB055 0.05 0.0567 0.0007 0.6164 0.0066 0.0789 0.0007 0.176 480 28 489 4 488 4 0
PRB058 0.07 0.0565 0.0007 0.6195 0.0066 0.0796 0.0007 0.175 470 27 494 4 490 4 -1
PRB059 0.09 0.0567 0.0007 0.6034 0.0066 0.0772 0.0006 0.162 481 28 479 4 479 4 0
PRB061 0.14 0.0625 0.0008 1.0115 0.0104 0.1175 0.0010 0.169 691 25 716 6 710 5 -1
PRB062 0.57 0.0606 0.0014 0.9574 0.0208 0.1147 0.0011 0.089 624 49 700 6 682 11 -3
PRB063 0.50 0.0694 0.0013 1.1681 0.0199 0.1221 0.0011 0.108 912 37 743 6 786 9 6
PRB064 0.48 0.0669 0.0008 1.2077 0.0125 0.1310 0.0011 0.171 836 25 793 6 804 6 1
PRB065 0.90 0.0683 0.0010 1.3373 0.0174 0.1422 0.0012 0.140 877 30 857 7 862 8 1
PRB066 0.12 0.0552 0.0007 0.5972 0.0064 0.0786 0.0007 0.173 418 27 488 4 475 4 -3
Таблица 1.5 (продолжение) Table 1.5 (continued)
Изотопные отношения Возраст, млн лет D, %
№ Th/U 207Pb/ 206Pb 1a abs 207Pb/ 235U 1a abs 206Pb/ 238U 1a abs Rho 207Pb/ 206Pb 1a 206Pb/ 238U 1a 207Pb/ 235U 1a
PRB067 0.11 0.0555 0.0007 0.5993 0.0065 0.0784 0.0007 0.169 431 27 487 4 477 4 -2
PRB068 0.13 0.0554 0.0007 0.6074 0.0067 0.0796 0.0007 0.167 427 28 494 4 482 4 -2
PRB069 0.04 0.0553 0.0007 0.6054 0.0069 0.0794 0.0007 0.159 425 29 493 4 481 4 -2
PRB070 0.06 0.0564 0.0008 0.6131 0.0077 0.0789 0.0007 0.162 467 31 490 4 486 5 -1
PRB072 0.06 0.0570 0.0008 0.6217 0.0072 0.0791 0.0007 0.161 492 29 491 4 491 5 0
PRB074 0.59 0.0657 0.0010 1.3230 0.0180 0.1461 0.0013 0.155 798 31 879 7 856 8 -3
PRB075 0.47 0.0663 0.0008 1.1342 0.0122 0.1242 0.0010 0.174 816 25 755 6 770 6 2
PRB076 0.65 0.0637 0.0009 1.1717 0.0157 0.1335 0.0012 0.154 732 31 808 7 788 7 -3
PRB077 0.81 0.0656 0.0010 1.3120 0.0188 0.1452 0.0013 0.155 793 32 874 7 851 8 -3
PRB078 0.48 0.0699 0.0012 1.3501 0.0213 0.1402 0.0013 0.139 925 35 846 7 868 9 3
PRB079 0.05 0.0593 0.0008 0.7138 0.0080 0.0873 0.0007 0.183 579 27 540 4 547 5 1
PRB080 0.03 0.0561 0.0007 0.6614 0.0077 0.0856 0.0007 0.184 456 28 529 4 516 5 -3
PRB081 0.05 0.0559 0.0008 0.6305 0.0076 0.0819 0.0007 0.169 447 29 508 4 496 5 -2
PRB082 0.10 0.0557 0.0007 0.6136 0.0073 0.0799 0.0007 0.174 441 29 496 4 486 5 -2
PRB083 0.04 0.0597 0.0008 0.6210 0.0074 0.0756 0.0006 0.182 591 29 470 4 491 5 4
PRB084 0.95 0.0672 0.0008 1.2179 0.0135 0.1317 0.0011 0.195 843 26 797 6 809 6 1
PRB085 0.24 0.0603 0.0008 0.7879 0.0092 0.0948 0.0008 0.177 615 28 584 5 590 5 1
PRB086 0.49 0.0609 0.0008 0.9831 0.0113 0.1172 0.0010 0.182 636 28 714 6 695 6 -3
PRB087 0.55 0.0662 0.0009 1.2520 0.0154 0.1374 0.0012 0.168 811 28 830 7 824 7 -1
PRB088 0.10 0.0567 0.0007 0.6211 0.0073 0.0795 0.0007 0.190 480 29 493 4 491 5 -1
PRB089 0.62 0.0675 0.0011 1.3086 0.0192 0.1408 0.0013 0.145 853 33 849 7 850 8 0
PRB091 0.57 0.0686 0.0009 1.2310 0.0144 0.1302 0.0011 0.191 887 27 789 6 815 7 3
PRB093 0.14 0.0647 0.0008 0.9966 0.0115 0.1118 0.0010 0.188 765 27 683 6 702 6 3
PRB094 0.33 0.0602 0.0008 0.7825 0.0097 0.0944 0.0008 0.175 611 29 581 5 587 6 1
PRB095 0.46 0.0674 0.0010 1.1931 0.0164 0.1284 0.0011 0.176 852 31 779 6 797 8 2
PRB096 0.02 0.0567 0.0008 0.6709 0.0081 0.0860 0.0007 0.191 478 30 532 4 521 5 -2
PRB097 0.81 0.0653 0.0009 1.2507 0.0160 0.1390 0.0012 0.177 785 29 839 7 824 7 -2
PRB098 1.03 0.0673 0.0010 1.3198 0.0172 0.1424 0.0012 0.187 847 29 858 7 854 8 0
PRB099 0.24 0.0697 0.0009 1.1199 0.0128 0.1167 0.0010 0.206 918 26 712 6 763 6 7
PRB100 0.72 0.0667 0.0009 1.3179 0.0168 0.1435 0.0012 0.176 827 29 865 7 854 7 -1
PRB101 0.10 0.0569 0.0008 0.6214 0.0076 0.0793 0.0007 0.185 488 30 492 4 491 5 0
PRB102 0.09 0.0609 0.0009 0.7208 0.0094 0.0860 0.0008 0.179 635 30 532 4 551 6 4
PRB103 0.14 0.0557 0.0008 0.6056 0.0074 0.0790 0.0007 0.192 438 29 490 4 481 5 -2
PRB105 0.43 0.0660 0.0009 1.3012 0.0160 0.1432 0.0012 0.205 806 28 863 7 846 7 -2
PRB106 0.63 0.0661 0.0010 1.1330 0.0165 0.1245 0.0011 0.170 809 33 756 6 769 8 2
PRB107 0.65 0.0661 0.0011 1.3234 0.0197 0.1453 0.0013 0.166 810 33 875 7 856 9 -2
PRB108 0.25 0.0650 0.0009 1.0228 0.0134 0.1143 0.0010 0.189 774 30 698 6 715 7 3
PRB110 0.09 0.0597 0.0008 0.7459 0.0092 0.0908 0.0008 0.198 591 29 560 5 566 5 1
Примечание. Погрешности приводятся на уровне 1а. Rho - коэффициент корреляции ошибок определения изотопных отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U. D - дискордантность: для цирконов с возрастом <1 млрд лет D=((207Pb/235U возраст)/(206РЬ/238и возраст)-1)х100 %, для цирконов >1 млрд лет D=((207Pb/206Pb возраст)/(206РЬ/238и возраст)-1)х100 %.
Note. The errors are given at 1а level. Rho - correlation coefficient for errors of determination of isotope ratios 206pb/238U и 207Pb/235U. D - discordance: for zircons of <1 bln years D=((207Pb/235U age)/(206Pb/238U age)-1)x100 %, for zircons >1 bln years D=((207Pb/206Pb age)/(206Pb/238U age)-1)x100 %.
