Геохронология и изотопные характеристики источников вещества магматических и метаморфических пород Кичерской зоны западной части Байкало-Муйского складчатого пояса

Геологическое строение Байкало-Муйского пояса, его элементов, основные вопросы строения Байкальской горной области и вопросы геохронологии ключевых объектов региона рассмотрены в монографиях, диссертационных исследованиях (Салоп, 1964, 1967; Леснов, 1972; Беличенко, 1977; Булгатов, 1983; Конников, 1986; Добрецов и др., 1989; Скублов, 1994; Конников и др., 1999; Переляев, 2003; Цыганков, 2005) и статьях многих авторов.
Рис. 1. Положение объектов исследования в геологической структуре региона.
А – Тектоническая схема юга Сибирской платформы и складчатых поясов обрамления по (Парфенов и др., 2003; Parfenov et al., 2010). Б – Схема геологического строения Северного Прибайкалья и Забайкалья, составлена А.А Разумовским по данным: (Конников и др., 1999; Федотова и др., 2014) с изменениями. 1 – Сибирская платформа; 2 – Байкало-Патомский пояс; 3 – Байкало-Муйский пояс; 4 – Енисей-Забайкальский пояс; 5 – Монголо-Охотский пояс; 6 – супертеррейны неопротерозойского- кембрийского времени консолидации; 7 – Сибирская платформа: а – чехол, б фундамент – Акитканский вулкано-плутонический пояс; 8 – Байкало-Патомский пояс; 9 –Котерская зона – вулканогенно-осадочные комплексы котерской и горбылокской свит; 10–13 – Байкало-Муйский пояс: 10 – Муйский блок; 11 – Олокитская зона и Сыннырская структура, 12 – подненеопротерозой- нижнекембрийские карбонатные комплексы, 13 – магматические и метаморфические комплексы Байкало-Муйского пояса, нерасчлененные; 14 – палеозойские гранитоиды. Цифрами в кружочках отмечены: 1 – междуречье рек Слюдянка – Рель, 2 – прибрежная часть северной оконечности оз. Байкал, между м. Курла (СВ окраина г. Северобайкальск) и р. Туркин.
Байкало-Муйский складчатый пояс расположен в северной части Байкальской горной области, к югу от Байкало-Патомского пояса (рис.1) – области широкого развития неопротерозойских карбонатно-терригенных, реже вулканогенных толщ, залегающих на палеопротерозойских породах (1.8–2.0 млрд лет, Неймарк и др., 1998; Донская и др., 2013) края Сибирской платформы. Между Байкало-Муйским и Байкало-Патомским поясами расположена Олокитская зона (Добрецов и др., 1985; Немеров, Станевич, 2001; Kuz’min et al., 2006; Zorin et al., 2005) интенсивно дислоцированных пород и рифтогенная Сыннырская структура, включающая ультрамафит-мафитовые плутоны неопротерозойского возраста (Amelin et al., 1997; Арискин и др., 2013; Арискин и др., 2015). А.А. Цыганков (2005) рассматривает Олокитскую зону в составе Байкало-Муйского пояса. К югу от Байкало- Муйского пояса находится Байкало-Витимская складчатая система, на границе этих структурных элементов выделяется Прибайкальский метаморфический пояс, играющий роль
коллизионного фронта (Руженцев и др., 2012), или Баргузинский метаморфический блок (Зорин и др., 2009). Байкало-Витимская (Удино-Витимская) складчатая система – поздненеопротерозойско-кембрийский надсубдукционный пояс, возникший на мезо – неопротерозойском гетерогенном фундаменте (Гордиенко, 2021; Гордиенко и др., 2006; 2010;2021; Некрасов и др., 2007; Руженцев и др., 2010; 2012).
Стояла задача связать имеющийся «массив» геологических данных с геохронологической и изотопно-геохимической информацией, полученной автором, совместно с накопленными результатами изучения различных изотопных систем для пород междуречья Слюдянка-Рель южной части Кичерской зоны (ц.1 на рис. 1, рис. 2). Для этого района по результатам предшествующих геохронологических исследований и их геологической интерпретации (Макрыгина и др., 1993, Амелин и др., 2000; Цыганков, 2005; Рыцк и др., 2013; Андреев и др., 2018) выявлялись противоречия.
Для решения вопросов тектонического районирования и восстановления истории геологического развития подвижного пояса поставлена задача выявления и датирования гранитоидов, маркирующих этап завершения тектонической активности в регионе. Данные об объёме, составе и возрасте таких гранитов оказались противоречивы.
Отдельной проблемой является вопрос о распространённости гранулитов и, соответственно, вопрос о характере метаморфизма (региональный, локальный). Гранулитовый комплекс картируется вдоль побережья оз. Байкал полосой не менее чем в несколько километров шириной (Макрыгина и др., 1993; Конников, 1999; Цыганков, 2005), либо лишь в объеме двух выходов (в районах южной оконечности Богучанской бухты и мыса Лударь) общей площадью не более 1 км2 (Амелин и др., 2000); высказывалось мнение, что эндербиты представлены в виде единичных геологических тел (Рыцк и др., 2012). Вопрос о пространственно-площадном распространении гранулитов оставался неясным, в связи с чем была сформулирована одна из задач работы, решённая с помощью геохимического, геохронологического и изотопно-геохимического исследования гранулитов, занимающих разные геологические позиции.
Объектами исследования являются комплекс метаморфических пород гранулитовой фации и распространенные совместно с ними гранитоиды районов губы Балтаханова, Лударской губы, Богучанской и Слюдянской губы, левобережья нижнего течения реки Рель и окрестностей с. Байкальское (северо-западное побережье Байкала, рис.2), а также ультрамафит-мафитовые плутоны района. Эта территория представляет собой часть Кичерской (нюрундуканской) зоны западного сегмента Байкало-Муйского вулкано- плутонического пояса. Изотопно-геохимические и геохронологические методы, применявшиеся для решения поставленных задач, рассмотрены в специальной главе диссертации.
ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ
Гранулитовый комплекс Кичерской зоны
В береговых обнажениях мысов, разделяющих бухты Богучанская, губа Балтаханова и Лударская, в выходах на прилегающих возвышенностях и в долине реки Рель, включая окрестности расположенного в её устье села Байкальское (см. рис.2) распространены изучавшиеся многими исследователями (Петрова и др., 1984; Bukharov et al., 1990; Макрыгина и др., 1993; Скублов, 1994; Конников и др., 1999; Амелин и др., 2000; Рыцк и др (2001, 2007, 2013; Цыганков, 2005; Лебедева и др., 2016; Андреев и др., 2018) эндербито-гнейсы (двупироксен- или гиперстен-плагиоклазовые породы среднего состава), чарнокитоиды (двупироксен-двуполевошпатовые породы с кварцем), и продукты их регрессивного преобразования (биотитовые и амфибол-биотитовые кристаллические сланцы и гнейсы). В чередовании с этими породами распространены кристаллические сланцы (двупироксеновые, биотит-пироксеновые породы основного состава) и амфиболиты.
10

Рис. 2. Схема геологического строения междуречья Слюдянка – Рель (юго-западная часть Кичерской зоны Байкало-Муйского пояса).
Составлена Разумовским А.А. с использованием материалов: В.П. Сафронов, А.И. Трепалин, В.Ф. Смолькин (Геологическая карта междуречья Тошка – Рель (СЗ побережье оз. Байкал)) 1969 г. Приложение No8 к отчету Нижне-Ангарской партии за 1967-68 гг.; Добржинецкая Л.Ф., 1989).
1 – четвертичные отложения нерасчленённые; 2-6–неопротерозойские образования Байкало– Муйского пояса: 2 – милониты Мамско-Нюрундуканского разлома; 3: а – основные двупироксеновые гранулиты и амфиболиты по ним, б – эндербиты, чарнокиты и гнейсы по ним; 4: а – габбро, габбронориты, оливиновое габбро, троктолиты, б – габбро, амфиболовые габбро; 5 – мигматизированные амфиболиты и ассоциирующие гранитоиды; 6 – тела тоналит- плагиогранит-лейкогранитового комплекса: а – в масштабе схемы, б – вне масштаба; 7 – наложенная амфиболитизация; 8 – геологические границы: а – достоверные, б – предполагаемые; 9 – разрывные нарушения: а – достоверные, б – предполагаемые; 10 – места отбора и номера проб: а – чарнокитоидов богучанского комплекса (5, 7 – 13), б – эндербито-гнейсов комплекса (16 – 20), в – гнейсовидных гранитоидов мыса Лударь (15) и пород гипабиссального тоналит-плагиогранит- лейкогранитового комплекса (1 – 4, 6, 14).
Высокометаморфизованные породы деформированы в сжатые складки преимущественно с северо-западным и северным простиранием осей (рис. 2). Замки складок отчётливо видны в обнажениях северо-западной экспозиции, в частности, в прибрежных выходах восточной оконечности Богучанской бухты (мыс Писаный Камень, название мыса приведено по (Bukharov et al., 1990)) и в северной части мыса Лударь. В верхней части южного – юго- восточного склона горы с в.о. 806 м (севернее с. Байкальское, см. рис. 2) замки складок, образованные эндербито-гнейсами, определяют присутствие на нём небольших вытянутых гряд. Гипсометрически ниже крылья складок, сложенные этими же породами, бронируют склоны, образуя крупные выходы. Поля распространения кристаллических сланцев, более подверженных выветриванию, приурочены на таких склонах к незначительным понижениям в рельефе, существенно менее обнажённым, чем области развития эндербитов, чарнокитов и гнейсов. Лейкократовые породы слагают возвышенность в левом борту долины реки Рель, вблизи ее устья, где картировался Байкальский гранитный массив в виде изометричного в плане тела (Макрыгина и др., 1993; Конников и др., 1999; Цыганков и др., 2000; Цыганков, 2005) или серии пластин (Рыцк и др., 2013).
Таким образом, основные гранулиты в чередовании с эндербито-гнейсами или чарнокитоидами распространены, по крайней мере, от бассейна нижнего течения р. Рель на юге до Богучанской бухты на севере (рис. 2), то есть, полученные геологические данные дают возможность утвердительно ответить на вопрос, распространён ли гранулитовый комплекс за пределами двух небольших участков, показанных на схеме строения территории (Амелин и др., 2000).
Для исследований U-Pb изотопной системы циркона выбраны три образца гранитоидов даек SB01Р4, SB072Р16 и SB072Р17 (точки 1-3 на рис. 2), два образца эндербито-гнейсов 2883 – 1 и AB2 (точки 14 и 18 на рис. 2), два образца чарнокитоидов 2816 и 2821 (точки 12 и 7 на рис. 2) и два образца апогранулитовых гнейсов 2906 и SB0712В (точки 11 и 5 на рис. 2)
Для определения изотопного состава Nd и Sr пород гранулитового комплекса Кичерской зоны выбраны представительные образцы чарнокитоидов SB094Б, 2816, 2821, 2904, 2905-4, 2951, апогранулитовых гнейсов 2906, SB0712В, SB0918B, SB0920A и эндербито-гнейсов 2883-1, 2883-11, 2914, AB2 и SB0916Б (точки 5, 7-12, 14-18 на рис. 2).
Для определения PT параметров формирования гранулитового комплекса Кичерской зоны, выполненного в соавторстве (Азимов и др., 2017) выбран образец чарнокитоидов 2905- 4 (точка 10 на рис. 2). Определены следующие параметры гранулитового метаморфизма: температура около 800°C, давление около 6-7 кбар (расчёты выполнены П.Я. Азимовым (ИГГД РАН), (Азимов и др, 2017)). Близкие значения условий гранулитового метаморфизма получены А.А. Цыганковым по ортопородам (1996) и по гранулитам и высокоглиноземистым гнейсам Ю.М. Лебедевой с соавторами (2016). Расчёт температуры кристаллизации циркона проведён для 21 зерна образца эндербитов 2821. Концентрации титана в цирконе варьируют
от 6.1 до 21.0 ppm, соответствуют образованию кристаллов при температуре от 702 до 813 oC согласно (Watson et al., 2006). Эти оценки температуры кристаллизации циркона в эндербитах согласуются с петрологическими данными по температурам гранулитового метаморфизма этого района.
Внутреннее строение кристаллов циркона из шести проб гранулитов Северного Прибайкалья изучено оптическими и катодолюминесцентными методами. Данные о цвете, морфологии, внутреннем строении циркона изученных проб и содержании в нём урана и тория, полученные при анализе U-Pb изотопной системы циркона методом лазерной абляции и SHRIMP, приведены в табл. 1.
Циркон для из пробы эндербитов 2821 для U-Pb изотопного анализа методом лазерной абляции отобран вручную из размерной фракции от 70 до 150 мкм. Зёрна минерала от прозрачного до коричневатого цвета, иногда трещиноватые. В основном циркон наблюдается в виде призматических и короткопризматических кристаллов (Кудл = от 1:2 до 1:3), со сглаженными вершинами и рёбрами.
Почти все изученные цирконы имеют концентрически зональное строение в виде тёмных и светлых тонких полос, часто в сочетании с секториальной зональностью (рис. 4. Г). Тонкая концентрическая зональность считается характерной особенностью циркона, кристаллизовавшегося в ходе магматических процессов (Corfu et al., 2003). Она связана с циклическими вариациями физических или химических условий вблизи поверхности растущего зерна минерала в ходе роста кристалла.
Профили распределения РЗЭ обычны для циркона магматических пород и отражают известную кристаллохимическую закономерность – рост коэффициента распределения в ряду РЗЭ с уменьшением ионного радиуса от лантана к лютецию. Отчётливо проявлены максимум церия (величина Ce/Ce* лежит в интервале 2-40) и минимум европия (величина Eu/Eu* лежит в интервале 0.12-0.31). Содержание Hf от 7049 до 7681, в среднем 7330 ppm.
По циркону эндербитов 2821 проведены измерения U-Pb изотопной системы 48 зёрен циркона методом лазерной абляции. Построен график с конкордией Аренса-Везерилла по 206Pb/238U и 207Pb/235U (рис. 3. В), 46 точек оказались конкордатными (лежат вдоль конкордии, показанной синей линией). Две точки не ложатся на конкордию и находятся в стороне более древних значений возраста. На графике Тера-Вассербурга (рис. 3. А, Б) проведена дискордия, верхнее пересечение которой может быть обусловлено примесью обыкновенного свинца (точка 207Pb/206Pb = 0.84 ± 0.02 по (Костицын и др., 2015)). Две “отлетающие” точки ложатся вдоль этой дискордии. Рассчитанное по пересечению конкордии с дискордией значение составляет 607 ± 3 млн лет.
Подобные построения сделаны для результатов U-Pb изотопного анализа методом лазерной абляции проб апогранулитовых гнейсов SB0712B, 2906 и чарнокитоидов 2816. Таким образом, получены оценки возраста единой серии чарнокитоидов и апочарнокитовых гнейсов гранулитового комплекса северо-западного Прибайкалья методом LA-IСP-MS по цирконам: 607 ± 3, 608 ± 4, 618 ± 4 млн лет.
11 длиннопризматических кристаллов циркона из той же пробы эндербитов 2821 были проанализированы на SHRIMP II (рис. 4). Содержания урана в зёрнах циркона варьируют от 42 до 146 ppm, тория – от 29 до 106, отношение Th/U равно 0.7. Концентрации U в большинстве зёрен циркона эндербитов обр. 2821 по данным метода LA-ICP-MS (до 339 ppm) выше, чем в зёрнах, измеренным методом SHRIMP (до 146 ppm). Можно предположить, что исследован циркон разных генераций. И на рис. 4 видно, что оценки возраста, полученные методом SHRIMP составляют 640 ± 5 млн. Точки анализов, полученные методом LA-ICP-MS смещены к более молодым возрастам от 630 до 600 млн лет (рис.3Б,В, рис.4). Эти различия полученных значений возраста связаны, очевидно, с присутствием двух разновозрастных фаз изученного циркона. В этом случае на результирующих значениях сказываются методические особенности двух применённых методов, в частности, с объёмом используемого образца циркона при анализе (Костицын и др., 2015).
Таблица 1. Данные о строении и составе изученного циркона из чарнокитоидами и апочарнокитовых гнейсов, эндербито-гнейсов и гранитоидов Кичерской зоны ((*) – ядро зерна, (**) – оболочки, метаморфические зёрна циркона). Координаты точек опробования приведены в системе Пулково 1942.
Проба (т. на рис. 2), коорд.
Цвет
Форма
Кудл
Зональность
Наличие ядер
Кол-во иссл. зёрен
2821 (т. 7) N55°24.865′ E109°12.609′
Прозрачные, до светло- коричневого
Призматические, с пирамидальными вершинами до длиннопризматических
1:2-1:5
Осцилляторная секториальная
Без ядер
48+11
2816 (т. 12) N55°23.218′ E109°12.992′
Розовато- коричневые, бурые
Короткопризматические со сглаженными вершинами
1:2-1:4
Осцилляторная. Есть “заплатки” и “заливы”
Без ядер
42
2906 (т. 11) N55°23.719′ E109°13.387′
Прозрачные
Округлые, короткопризматические со сглаженными гранями и вершинами
1:2
Осцилляторная
Без ядер
42
SB0712В (т. 5) N55°25.825′ E109°10.838′
Прозрачные
Короткопризматические со сглаженными вершинами; “овальные”
1:2-1:3
Осцилляторная фрагментарно Есть пятна однородного циркона, “заплатки” и “заливы”
Без ядер
42
2914 (т. 14) N55°22.933′ E109°11.177′
Прозрачные до светло- коричневого
Несколько разновидностей: длиннопризматические со сглаженными гранями и пирамидальными вершинами; округлые и “овальные”
Окр., 1:4
В призматических – осцилляторная.
В некоторых зёрнах или ядрах присутствуют осцилляторная и полосчатая. В округлых –секториальная.
Есть ядра
56+14
AB2 (т. 18) N55°22.813′ E109°04.362′
Прозрачные до светло- коричневого
Несколько разновидностей: длиннопризматические со сглаженными гранями; округлые и “овальные” с множеством граней
Окр., 1:3-1:5
В призматических – осцилляторная.
В изометричных – секториальная.
Есть ядра
84+18
SB071Р4 (т. 3) N55°27.028′ E109°11.418′
Прозрачные, до жёлто- коричневого
Короткопризматические со сглаженными гранями и вершинами
1:2-1:4
Осцилляторная
Есть ядра
42
SB072Р17 (т. 2) N55°27.018′ E109°12.078′
Коричневатые
Длиннопризматические, игольчатые, выделены в основном обломки кристаллов. Иногда видны пирамидальные вершины
1:4-1:7
Осцилляторная
Без ядер
42
Th/U
0.35 – 0.72
0.06 – 0.83
0.19 – 1.86
0.28 – 1.17
0.09 – 1.23
0.09 – 2.03
0.33 – 0.88
0.18 – 1.48
Th, ppm
15 – 240
39 – 773
128 – 5155
105 – 546
3 – 350
37 – 246 (*),
U, ppm
42 – 339
174 – 982
269 – 4278
212 – 683
20 – 354
24 – 233 (*),
19–73 23–65
(**) 4 – 221
16 – 1432
(**)
10 – 1619
43 – 970
13

Рис. 3. Диаграммы для данных, полученных методом лазерной абляции по 48 точкам анализа циркона из пробы эндербитов 2821:
А) Диаграмма с конкордией в координатах Тера-Вассербурга (Tera and Wasserburg, 1972). Верхнее пересечение дискордии с конкордией не имеет возрастного смысла и обусловлено примесью обыкновенного свинца. Б) На диаграмме Тера-Вассербурга показано нижнее пересечение дискордии с конкордией. В) Диаграмма с конкордией в координатах Аренса-Везерилла. Верхнее пересечение дискордии не имеет возрастного смысла и обусловлено примесью обыкновенного свинца. Эллипсами показаны погрешности измерения для каждого анализа на уровне 1σ. Погрешности вычисленных значений возраста – 2σ. Г) Диаграмма распределения возрастов по 206Pb/238U изотопному отношению, скорректированному на контаминацию обыкновенным свинцом. На рисунке приведено также фото
типичного зерна циркона из исследованной пробы.
Рис. 4. Диаграмма с конкордией в координатах Тера-Вассербурга (Tera and Wasserburg, 1972) для циркона из эндербитов обр 2821 по данным, полученным методом SHRIMP и LA-ICP-MS. Серыми линиями обозначены погрешности 1σ для каждой точки анализа.
Результаты датирования циркона эндербитов обр. 2821 методом лазерной абляции и с помощью SHRIMP, в сочетании с интерпретацией катодолюминесценции, позволяют выделить среди полученных результатов отдельные магматическое (640 ± 5 млн лет) и метаморфическое (607 ± 3 млн лет) события, время образования и преобразования зёрен циркона.
Глубина кратера при исследовании U-Pb изотопной системы циркона методом SHRIMP на 1-2 порядка меньше даже при одинаковых диаметрах ионного и лазерного пучков и позволяет анализировать именно первичные магматические участки циркона, выделенные по катодолюменесцентным изображениям. По причине большей глубины прожигания образца лазером, в анализируемый объём попадают части кристалла из разных зон, не видных на катодолюменесцентных изображениях поверхности. Захват разновременных зон приводит к смещению точек вдоль линии конкордии.
Все точки, измеренные с помощью SHRIMP II, легли на конкордию (рис. 4). Оценка возраста циркона, для которого выявлены признаки кристаллизации из магмы составляет 640 ± 5 млн лет. Этот возраст с учётом морфологии и внутреннего строения циркона (табл. 1) интерпретируется как время образования эндербитов. Методом лазерной абляции получена оценка возраста 607 ± 3 млн лет, соответствующая проявлению амфиболитовой стадии, при которой кристаллизовался циркон. Таким образом, точки анализов могут находиться на короткой дискордии, проходящей совсем рядом с линией конкордии с пересечениями в ~640 и ~600 млн лет.
Рис. 5. Изображения зёрен циркона из пробы апогранулитовых гнейсов SB0712В, полученные при помощи электронного микроскопа MIRA3 TESCAN: катодолюминесцентное изображение (А, В) и фото в режиме вторичных электронов (Б, Г). Тёмные округлые области на А,Б – это кратеры от анализа.
Если гранулитовый метаморфизм проявился в формировании оболочек, новых кристаллов циркона, а также заполнением трещин в ядрах цирконом поздней генерации, то проявление амфиболитового метаморфизма выглядит иначе. При рассмотрении катодолюминесцентных изображений видны пятна, “заплатки” и “заливы”
однородного циркона
резко нарушающие осцилляторную и секториальную зональность циркона чарнокитоидов.
Сделано предположение, что генерация однородного (серого в катодной люминесценции) циркона сформирована на стадии амфиболитового, по всей видимости, регрессивного, метаморфизма в результате перекристаллизации участков первичного циркона чарнокитоидов.
При исследовании циркона из двух образцов эндербито-гнейсов методом LA-ICP-MS получены следующие результаты: проанализировано 84 зерна циркона пробы AB2 (рис. 6. А). Точки анализов расположились вдоль конкордии в диапазоне от 790 до 600 млн лет. В пробе 2914 проанализировано 42 зерна циркона (рис.6.Б) и в этом случае также все точки растянулись вдоль линии конкордии от 840 до 740 млн лет.
Для объяснения причины широкого размаха U-Pb возраста циркона в породах гранулитовой фации метаморфизма можно рассмотреть несколько гипотез: (1) эпизодический рост циркона; (2) непрерывный рост зёрен циркона в ходе длительного метаморфизма; (3) неравномерное омоложение древнего циркона; (4) дискордантное расположение точек; (5) гетерогенный (осадочный) источник циркона. Результаты дальнейших исследований подтвердили гипотезу 4.
(рис. 5 А, В), первичную

Рис. 6. Диаграммы с конкордией Аренса-Везерилла для циркона эндербито-гнейсов AB2 (А) и 2914 (Б). Точки анализа лежат вдоль дискордии, расположенной практически по касательной к линии конкордии, представленной синией линией. Эллипсами изображены погрешности измерения для каждого анализа на уровне 1σ. Показаны значения возраста верхнего и нижнего пересечений линии дискордии. Погрешности вычисленных значений возраста равны 2σ.
Циркон из эндербито-гнейсов 2914 и AB2, для которого сделано предположение о присутствии ядер (рис. 6), в дальнейшем изучен в SHRIMP–центре Академии геологических наук Китая (г. Пекин) профессором А.Кренером (Университет г. Майнц). Получены новые катодолюминесцентные снимки кристаллов циркона проб 2914, AB2 при помощи электронного микроскопа Hitachi SEM S-3000N, благодаря которым удалось выявить, что в цирконе из эндербито-гнейсов 2914 и AB2 выделяются различные типы циркона, и что циркон поздней генерации заполняет трещины в ядрах. Наиболее распространены длиннопризматические зёрна (Кудл = 1:4) со сглаженными вершинами и пирамидальными вершинами и тонкой магматической зональностью. Многие зёрна имеют узкие, высоколюминесцентные оболочки, а часть ядер кристаллов в разной степени фрагментирована, раздроблена и кроме оболочек содержит отдельные трещины или сеть трещин, заполненные позднеобразованным цирконом. Часто встречаются “овальные”, изометричные, часто многогранные “гранулитовые” зёрна.
Рис. 7. Диаграммы с конкордией Аренса-Везерилла для циркона эндербито-гнейсов 2914 А) и AB2: Б) Магматические цирконы с метаморфическими оболочками. В) Метаморфические зёрна циркона.
Результаты исследования циркона из пробы эндербито-гнейсов 2914 на SHRIMP II сходны с данными для эндербито-гнейсов AB2. Возраст по изотопному отношению 206Pb/238U восьми зёрен составляет 826 ± 8 млн лет (рис. 7. А), который совпадает с возрастом пяти зёрен
магматического циркона образца AB2 (рис. 7. Б). Четыре анализа высоколюминесцентных и низкоурановых метаморфических оболочек эндербито-гнейсов 2914 показывают возраст по изотопному отношению 206Pb/238U 640 ± 7 млн лет (рис. 7. А) и совпадают с результатами для трёх низкоурановых метаморфических оболочек эндербито-гнейсов AB2 с конкордантным возрастом 640±10 млн лет (рис.7.Б). Семь круглых метаморфических зёрен циркона эндербито-гнейсов AB2 показывают конкордантное значение возраста 640 ± 6 млн лет (рис 7. В). Четыре точки анализа кристаллов эндербито-гнейсов 2914 и три точки анализа кристаллов эндербито-гнейсов AB2 находятся между двух конкордантных групп (рис. 7. А и Б).
Таким образом, результаты измерения U-Pb изотопной системы методами LA-ICP-MS и SHRIMP позволяют сделать вывод о том, что протолит эндербито-гнейсов кристаллизовался 826 ± 8 млн лет назад, а 640 ± 10 млн лет назад породы испытали метаморфизм в условиях гранулитовой фации, во время которого образовывались метаморфические оболочки и новые кристаллы.
1 защищаемое положение:
В составе богучанского гранулитового комплекса западной части Байкало-Муйского пояса присутствуют породы двух типов: эндербито-гнейсы и чарнокитоиды, с акцессорными зёрнами циркона разного внутреннего строения. Протолит эндербито-гнейсов кристаллизовался 826 ± 8 млн лет назад, затем – 640 ± 10 млн лет назад породы испытали метаморфизм в условиях гранулитовой фации. Одновременно с этим метаморфизмом (640 млн лет) образовались чарнокитоиды. Породы богучанского гранулитового комплекса, согласно полученным U-Pb изотопным данным по зёрнам циркона, испытали ретроградные метаморфические преобразования амфиболитовой фации в интервале 630 – 600 млн лет назад.
Рис. 8. График зависимости εNd(T) от εSr(T) для пород гранулитового комплекса.
В результате исследования Rb-Sr и Sm- Nd изотопных систем установлена гетерогенность протолитов пород гранулитового комплекса (рис. 8). Значения εNd(0.8 млрд лет) для эндербито-гнейсов составляют от −9.6 до −8, ɛSr(0.8 млрд лет) = +34…+46, породы имеют коровые характеристики. Значения εNd(0.6 млрд лет) для чарнокитоидов и апочарнокитовых гнейсов Кичерской зоны варьируют от +0.7 до +3, значения ɛSr(0.6 млрд лет) – от −22 до
+4, эти гранитоиды могут быть образованы за счёт существенного вклада мантийного вещества.
2 защищаемое положение:
Установлена гетерогенность протолитов пород богучанского гранулитового комплекса. Протолиты двупироксеновых и ортопироксеновых эндербито-гнейсов (модельный возраст TNd2 = 2.2 – 2.3 млрд лет) были образованы из обогащённого материала, преимущественно раннедокембрийской коры (ɛNd(0.8 млрд лет) = −9.6… −8.0, ɛSr(0.8 млрд лет) = +34…+46)). Чарнокитоиды характеризуются позднемезопротерозойским Nd-модельным возрастом (TNd2 = 1.1 – 1.3 млрд лет) и значениями ɛNd(0.6 млрд лет) = +0.7…+3.0, ɛSr(0.6 млрд лет) = −22…+4).
Тоналит-плагиогранит-лейкогранитный гипабиссальный комплекс
Гипабиссальный комплекс тоналитов-плагиогранитов Кичерской зоны западной ветви Байкало-Муйского пояса (рис.1, район, обозначенный цифрой 1) изучался в наиболее обнажённой её части, междуречье Слюдянка – Рель (рис. 2). Этот комплекс подробно описан в работах (Федотова и др., 2014; Сомсикова и др., 2021). Гранитоиды слагают серию даек и
морфологически разнообразных жильных тел, секущих метаморфические породы гранулитовой фации в северо-западной части Богучанской губы (рис. 2, точки 4, 5, рис. 9. Б), чередование амфиболитов и плагиогнейсов в береговых обнажениях мыса Лударь (рис. 2, точка 13) и в районе ручья Туркин (рис. 1, район, обозначенный цифрой 2), а также габброиды массива Курлинский, троктолиты и габбро расслоенного комплекса Тонкого мыса (рис. 1, район, обозначенный цифрой 1, рис. 2, точки 1-3, рис. 9. А). В составе комплекса преобладают плагиограниты, отмечаются плагиолейкограниты и лейкограниты, отличающиеся крайне малыми количествами биотита.
Рис. 9. А. Точки опробования сложнопостроенного лейко- плагиогранит-плагиогранит- тоналитового тела, секущего
ванные и рассланцованные; апогранулитовые
ты; 7 – апоэндербит- чарнокитовые гнейсы; 8 – порфировидные кварц-
плагиоклазовые граниты с мелкокристаллической основной массой; 9 – геологические границы: а – достоверные, б – предполагаемые; 10 – разрывные нарушения: а достоверные, б – предполагаемые. Схемы строения составлены А.А. Разумовским и приведены в работе (Федотова и др., 2014).
Тоналиты (обр. SB072Р17) образуют маломощные зоны в составе сложнопостроенных тел (рис. 2, точка 2, рис. 9. А) и представляют собой среднекристаллические породы, состоящие из зёрен соссюритизированного плагиоклаза и кварца, чешуек хлоритизированного биотита, таблитчатого амфибола, погружённых в мелкокристаллическую массу аллотриоморфнозернистого кварца, имеющую струйчатое строение. Акцессорные минералы – апатит, циркон.
породы
комплекса
Тонкого
геологического строения обнажения (точки 1, 2 на рис. 2).
расслоенного южного берега мыса, на схеме
Б. Точки опробования порфировидных гранитов жил (точка 5 на рис. 2), секущих чередование чарнокитов и апочарнокитовых гнейсов (точка 6 на рис. 2) и амфиболитов западной части Богучанской губы, на схеме геологического строения обнажения.
1 – осыпи; 2 – лейкократовые средне- мелкокристаллические гранитоиды: тоналиты краевой и лейкоплагиограниты центральной части тела; 3 – средне- мелкокристаллические мезократовые плагиограниты и тоналиты средней части тела; 4 – оливиновое габбро амфиболизированное; 5 – пироксениты амфиболизиро-
интенсивно 6 – амфиболи-

В северо-западной части Богучанской губы комплекс амфиболитизированных габбро рассечён сетью гранитоидных жил и прожилков, образование которых, по-видимому, происходило в условиях хрупких сколовых деформаций, наиболее мелкие (менее 1-1.5 см) жилки имеют лейкогранитный состав. Преобладающие плагиогранитные тела, мощностью 5- 40 см, имеют массивную структуру и отчётливо секут как границы между чередующимися гнейсами и амфиболитизированными габбро, так и гнейсовидность и метаморфическую полосчатость этих пород (рис. 9. Б). Плагиограниты дайки, секущей амфиболиты западной части Богучанской бухты (обр. SB0712Г, рис. 2, точка 6, рис. 9. Б) – породы, состоящие из заключенных в микрогранитную основную массу крупных зёрен полевого шпата и удлинённо- призматических и игольчатых кристаллов амфибола, частично, реже полностью замещённого эпидотом. Акцессорные минералы – апатит, циркон.
Тоналиты (SB072Р17 (рис. 2, точка 2, рис. 9. А)), плагиограниты (SB0712Г (точка 6 на рис. 2) и 2965 (ц. 2 на рис. 1)) и лейкоплагиограниты (SB0715A и 2810 (район северо – восточного и северного побережья мыса Тонкий) имеют высокие содержания Al2O3 = 15.7 – 20.5, Na2O = 3.9 – 6.3 (табл.2 Приложение в тексте диссертации). По следующим особенностям: Sr = 398 – 582 мкг/г, Y = 4.3 – 4.4 мкг/г, Sr/Y = 91 – 136 тоналиты (SB072Р17), плагиограниты (SB0712Г и 2965) дайкового комплекса соответствуют гранитоидам с геохимическими характеристиками адакитов (Drummond, Defant, 1990; Castillo, 2006).
Лейкограниты и граниты, относящиеся к тому же комплексу, согласно геологическим данным (Федотова и др., 2014) (дайковые тела (SB098Д (точка 13 на рис. 2), SB0710A (точка 4 на рис. 2), SB071P4 (рис. 2, точка 3) и SB072P16 (рис. 2, точка 1, рис. 9. А), а также жильные лейкограниты (2963 (ц. 2 на рис. 1)) и гнейсовидные лейкограниты (2962 (ц. 2 на рис. 1)) из чередования с амфиболитами, демонстрируют несколько более низкие содержания Al2O3 (13.5-16.7 мас. %), относительно высокие содержания Na2O (3.3 – 4.3 мас. %), отличаясь большим диапазоном величины отношения K2O/Na2O (0.2 – 1.4) от тоналитов, плагиогранитов и лейкоплагиогранитов (образцы SB072Р17, SB0712Г, 2965, SB0715A и 2810). В породах более низкое содержание Sr, но отношение Sr/Y довольно высокое (39 – -53). Плагиогнейсы со сходными геохимическими характеристкими известны в регионе (Конников и др., 1999).
Рис. 10. График зависимости εNd (0.6 млрд лет) от εSr (0.6 млрд лет) для пород тоналит-плагиогранит- лейкогранитной серии и трокто- литов Тонкого мыса.
Цифрами обозначены значения εNd(0.6 млрд лет) для каждого образца.
Вариации изотопного состава Nd плагиогранитов Кичерской зоны согласуются с пред- положением о гетерогенности источников гранитоидных магм, отвечающего преимущественно ювенильной неопротерозойской коре. Неоднородность протолита подтверждают значения 147Sm/144Nd, лежащие в широком диапазоне: от 0.0879 до 0.1654, а
также состав пород рассматриваемой серии гранитоидов, варьирующий от тоналитов до лейкогранитов, и отмечавшиеся выше индикаторные содержания элементов-примесей.
Модельные возрасты TNd тоналитов (образец SB072P17) и плагиогранитов (образцы SB0712Г и 2965) адакитовой группы составляют 0.66 – 0.86 млрд лет. Значения εNd(T) этих
образцов равны +4.7…+7.1 (рис.10). Значения модельного возраста для проб гранитов (образец SB098Д) и лейкогранитов (образцы SB072P16, 2962 и 2963) неадакитовой группы составляют 0.67–1.00 млрд лет. Значения εNd(T) для этих пород равны +3.2…+6.7 (рис. 10).
Породы комплекса тоналитов-плагиогранитов-лейкогранитов не являются дифференциатами габброидов массивов Тонкий мыс Слюдинский и Курлинский. Напротив, дайки комплекса гранитоидов запечатывает структуру, образованную в результате совмещения гранулит-эндербит-чарнокитового комплекса, ортоамфиболитов и связанных с ними габброидов.
Для изучения изотопных характеристик пород пироксенит-троктолит-габбрового комплекса Тонкий мыс выбраны типичные породы комплекса – троктолиты. Исследование Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем 6 образцов пород показало, что начальное изотопное отношение (87Sr/86Sr)0 близкое у всех исследованных пород и составляет 0.7030±0.0002. Модельный возраст TNd троктолитового комплекса Тонкого мыса составляет 0.82-1.37 млрд лет. Изотопный состав неодима четырёх образцов троктолитов габбрового разреза Тонкого Мыса (εNd(0.6 млрд лет) = +4.0…+4.9) отличается от изотопного состава двух образцов троктолитов пироксенит-троктолит-габбрового (εNd(0.6 млрд лет) = −0.5; −0.9) (рис. 10).
Возраст комплекса Тонкий мыс, полученный по минеральной Sm-Nd изохроне равен 585±22 млн лет (Макрыгина и др., 1993). Модельный возраст образцов ультрамафит- мафитовых пород Чайского массива составляет 0.8-2.3 млрд лет (εNd = +2.3…+7.0), возраст кристаллизации составляет 627±25 млн лет (Amelin et al., 1997). На графике зависимости 143Nd/144Nd от 147Sm/144Nd для пород Тонкого мыса и Чайского массива наблюдается единый тренд, который может рассматриваться как отражение процесса смешения мантийного компонента с обогащённым и подразумевает общность формирования ультрамафит- мафитовых пород Чайского массива и Тонкого мыса. В таком случае их можно отнести к единому, чая-нюрундуканскому комплексу.
Образование гранитоидов с адакитовыми характеристиками может происходить в субдукционных условиях при плавлении погружающейся литосферной плиты (Defant, Drummond, 1990; Defant, Kepezhinskas, 2001 и др.). Однако не было достаточных оснований исключать второй возможный механизм образования изученных адакитов – плавление мафитового материала в условиях сверхутолщённой нижней коры (Petford, Atherton, 1996; Xu et al., 2002 и др.).
Таким образом, в западной части Байкало-Муйского пояса, в междуречье Слюдянка – Рель (рис. 2) охарактеризован гипабиссальный тоналит-плагиогранит-гранитный комплекс, ранее не выделявшийся. В состав комплекса входят гранитоиды с адакитовыми характеристиками, а также лейкограниты, адакитовым характеристикам не отвечающие.
3 защищаемое положение:
Тоналиты-плагиограниты-лейкограниты юго-запада Кичерской зоны Байкало-Муйского пояса образуют самостоятельный гипабиссальный комплекс. В его составе присутствуют соответствующие адакитам породы, с фракционированным спектром РЗЭ, низкими содержаниями тяжёлых РЗЭ, Y, высокими концентрациями Sr, εNd(T) = +4.7 … +7.0; ɛSr(T) = −17…−23). Sm-Nd изотопно-геохимические характеристики пород комплекса (εNd(T) = +3.2…+7.1) указывают на разнородный состав неопротерозойской коры островодужного или океанического типа.
Результаты анализа U-Pb системы 42 зёрен циркона из пробы тоналитов SB072P17 указывают на время кристаллизации породы, происходившей 595 ± 5 млн лет назад (рис. 11). При исследовании U-Pb изотопной системы 42 зёрен циркона из пробы лейкогранитов
SB071P4 получены точки, которые ложатся на линию конкордии и дают спектр возрастов от 590 до 620 млн лет, что связано с внутренним строением исследованных кристаллов. Предполагается, что в части циркона из лейкогранитов присутствуют ядра. За время заключительного этапа развития Байкало-Муйского пояса принимается возраст тоналитов, равный 595 ± 5 млн лет (рис. 11).
Рис. 11. Диаграммы для данных по 42 точкам анализа циркона из пробы тоналитов SB072Р17: А) Диаграмма с конкордией в координатах Аренса-Везерилла. Нижнее пересечение дискордии не имеет возрастного смысла. Эллипсами показаны погрешности измерения для каждого анализа на уровне 1σ. Погрешности вычисленного значения возраста – 2σ.
Б) Диаграмма распределения возрастов по 206Pb/238U изотопному отношению, скорректированному на контаминацию обыкновенным свинцом. На рисунке приведено также фото типичного зерна циркона из исследованной пробы.
4 защищаемое положение:
Время кристаллизации гранитоидов гипабиссального комплекса Кичерской зоны оценивается в 595 ± 5 млн лет согласно данным U-Pb изотопного исследования кристаллов циркона. Не позднее этого времени богучанский гранулитовый комплекс Кичерской зоны был выведен в верхние горизонты коры Байкало-Муйского складчатого пояса.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Диссертационная работа основана на комплексном геологическом, геохронологическом и изотопно-геохимическом исследовании гранитоидов, габброидов и метаморфических пород Кичерской зоны запада Байкало-Муйского складчатого пояса.
Далее следуют основные полученные выводы:
 Обоснована последовательность этапов формирования структуры Кичерской зоны Байкало-Муйского пояса. К концу поздненепротерозойского времени сформирована гетерогенная структура, сложенная основными гранулитами, эндербито-гнейсами, чарнокитоидами, кристаллическими сланцами и гнейсами, на которую наложен метаморфизм не позднее 607 ± 3 млн лет млн лет назад, происходивший с ~640 млн. лет в условиях от гранулитовой до амфиболитовой фации низких давлений ( 700 – 900°C и ≤ 5 – 7 кбар для гранулитов).
 В составе гранулитового комплекса изучены две группы: эндербито-гнейсы, протолит которых, по изотопным данным, образован за счёт древнего корового источника, и чарнокитоиды и апочарнокитовые гнейсы, обнаруживающие значительно меньшую примесь корового материала. Эндербито-гнейсы имеют высокий уровень спектра и слабофракционированное (3.5 < LaN/YbN < 6.8) распределение РЗЭ. Акцессорные цирконы из двух изученных проб эндербитов методом LA-ICP-MS содержат ядра с возрастами в диапазоне 780 – 830 млн лет, оболочки кристаллов образовались не позднее 610 млн лет назад. Измерение циркона из этих же двух проб на SHRIMP II указывает на два конечных члена – магматического события 826 ± 8 млн лет назад и метаморфизма предположительно 640 ± 10 млн лет назад. Результаты измерения возраста кристаллов циркона, попадающие в интервал между (640 – 600 млн лет) не имеют прямого поэтому геологического смысла, но указывают на диапазон времени перекристаллизации циркона в условиях метаморфизма регрессивной стадии. Эндербито-гнейсы характеризуются палеопротерозойским Nd - модельным возрастом (TNd2 = 2.2 – 2.3 млрд лет) и отрицательными значениями ɛNd(0.6) = −8.6...−9.6.  Чарнокитоиды и апочарнокитовые гнейсы гранулитового богучанского комплекса показывают умеренно и сильнофракционированное (6.5 < LaN/YbN < 35.9) распределение РЗЭ с отрицательной, либо положительной аномалией Eu. Значения U-Pb изотопных возрастов этих зёрен циркона лежат в диапазоне от 640 до 610 млн лет. Циркон в чарнокитоидах кристаллизовался при температуре от 702 до 813oC. Чарнокитоиды характеризуются неопротерозойским Nd-модельным возрастом ((TNd2) =1.1 – 1.3 млрд лет) и положительными значениями ɛNd(0.6 млрд лет) = +0.7...+3.0.  Выявлена закономерная связь между значением модельного возраста и диапазоном значений возраста акцессорного циркона гранулитов. Эндербито-гнейсы с гетерогенными зёрнами циркона с возрастом от 840 до 610 млн лет показывают древний модельный возраст (2.3 – 2.2 млрд лет), чарнокитоиды с узким диапазоном значения возраста по циркону от 640 до 607 млн лет показывают более молодой модельный возраст (1.1 – 1.3 млрд лет).  В междуречье Слюдянка – Рель охарактеризован гипабиссальный тоналит-плагиогранит- лейкогранитный комплекс, ранее не выделявшийся в качестве самостоятельного. В состав комплекса входят гранитоиды с адакитовыми характеристиками, а также лейкограниты и граниты, таковым не отвечающие.  Время образования комплекса оценивается в 595 ± 5 млн лет и интерпретируется как заключительный этап развития в неопротерозое. Значения Nd модельного возраста 0.66 – 1.00 млрд лет. Формирование комплекса интерпретируется как маркирующее заключительный этап магматизма, связанного с формированием коры Кичерской зоны Байкало-Муйского пояса.  Sm-Nd изотопно-геохимические данные, полученные по наименее изменённым разновидностям троктолитов дунит-троктолит-габбровой серии массива Тонкий мыс, согласуются с заключением о принадлежности этих пород к чая-нюрундуканскому ультрамафит-мафитовому комплексу.  Образование гранитоидов с адакитовыми характеристиками может объясняться существованием субдукционных условий и явлениями плавления погружающейся литосферной плиты во время формирования комплекса. Однако нет и достаточных оснований исключать возможность возникновения в это время условий, отвечающих второму возможному механизму образования адакитов – плавлению мафитового материала в условиях нижней коры. Не исключено, что возможен смешанный механизм формирования распространёенных в Северном Прибайкалье пород с адакитовыми характеристиками.  Время формирования и оценка Sm-Nd изотопных данных для гранитоидов Кичерской зоны западной части Байкало-Муйского пояса (εNd(0.6 млрд лет) =+3.2 ...+7.1, возраст кристаллизации 595 ± 5 млн лет), и для риолитов и гранит-порфиров падринской серии (εNd(0.6 млрд лет) = +4.7...+5.4, возраст кристаллизации 590 ± 5 млн лет (Рыцк и др., 2004)) дают основание предполагать, что породы имеют общее происхождение, и что риолиты падринской серии Каралон-Мамаканской зоны восточной части Байкало-Муйского пояса могут являться эффузивными аналогами гранитоидов гипабиссального комплекса Кичерской зоны западной части Байкало-Муйского пояса.