Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2024, № 1

Российская академия наук
СТРАТИГРАФИЯ. 
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ 
КОРРЕЛЯЦИЯ
Том 32    №  


2024    Январь–Февраль
Основан в 1993 г. академиком Б.С. Соколовым
Выходит 6 раз в год 
ISSN: 0869-592X
Журнал издается под руководством 
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор
А.Б. Герман
Члены редакционной коллегии: 
А.С. Алексеев, Е.Ю. Барабошкин,
М.Е. Былинская (ответственный секретарь),
В.С. Вишневская, Ю.Б. Гладенков,
В.А. Захаров, Ю.Д. Захаров, А.Б. Котов, А.Б. Кузнецов, Н.Б. Кузнецов, 
Ю.А. Лаврушин, М.Г. Леонов,
Т.Б. Леонова, А.В. Лопатин, А.К. Маркова, 
Дж. Мадхавараджу, С.В. Наугольных,
М.А. Рогов (заместитель главного редактора), 
А.Ю. Розанов, Н.В. Сенников, Р.Э. Спайсер, 
А.С. Тесаков, Т.Ю. Толмачева,
М.А. Федонкин (заместитель главного редактора), 
Е.А. Языкова
Зав. редакцией А.И. Мещерская
Адрес редакции: 119017 Москва, Пыжевский пер., 7, 
ГИН РАН
e-mail: alla-mesherskaya@yandex.ru
Москва
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Редколлегия журнала “Стратиграфия. 
     Геологическая корреляция” 
     (составитель), 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 32, номер 1, 2024
Полиметаморфизм в геологическом развитии Южно-Алтайского метаморфического пояса, 
Центрально-Азиатский складчатый пояс
И. К. Козаков, М. О. Аносова, Т. И. Кирнозова, Ю. В. Плоткина,  
Е. В. Толмачева, Ч. Эрдэнэжаргал  
3
Граница средней и верхней юры на севере Сибири: проблемы обоснования
В. Г. Князев, А. С. Алифиров  
19
Строение, возраст и условия формирования позднемезозойского Восточно-Монгольского 
вулканического пояса 
В. В. Ярмолюк, А. М. Козловский, Е. А. Кудряшова, Ц. Оюунчимэг 
32
Био-магнитостратиграфия туронских–коньякских отложений разреза  
Нижняя Банновка, юго-восток Русской плиты 
Е. М. Первушов, И. П. Рябов, А. Ю. Гужиков, В. Б. Сельцер, Е. А. Калякин, В. А. Фомин 
58
Региональная стратиграфическая схема палеогена Калининградской области:  
современное состояние, проблемы и перспективы совершенствования
А. И. Яковлева  
91
Авторский указатель тома 31, 2023 
118
 

CONTENTS
Vol. 32, No. 1, 2024
Polymetamorphism in the Geological Development of the South Altai Metamorphic Belt, Central Asian 
Folded Belt
I. K. Kozakov, M. O. Anosova, T. I. Kirnozova, Yu. V. Plotkina, E. V. Tolmacheva, Ch. Erdenezhargal 
3
The Middle-Upper Jurassic Boundary in the North of Siberia: Problems of the Evidence
V. G. Knyazev, A. S. Alifirov 
19
Structure, Age, and Evolution of the Late Mesozoic East Mongolian Volcanic Belt
V. V. Yarmolyuk, A. M. Kozlovsky, E. A. Kudryashova, Ts. Oyunchimeg 
32
Bio-Magnetostratigraphy of the Turonian–Coniacian Deposits of the Lower Bannovka Section,  
South-East of the Russian Plate
E. M. Pervushov, I. P. Ryabov, A. Yu. Guzhikov, V. B. Seltser, E. A. Kalyakin, V. A. Fomin 
58
Regional Paleogene Stratigraphic Scheme of Kaliningrad Oblast: State of the Art,  
Problems and Perspectives for Improvement
A. I. Iakovleva 
91
 
Author’s Index of Volume 31, 2023 
118

СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ,  2024, том 32, № 1,  с.  3–18
 
УДК 550.93:552.4(517.3)+551.24
ПОЛИМЕТАМОРФИЗМ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ РАЗВИТИИ 
ЮЖНО-АЛТАЙСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКОГО ПОЯСА, 
ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС
© 2024 г.    И. К. Козаков1,*, М. О. Аносова2, Т. И. Кирнозова2, Ю. В. Плоткина1, 
Е. В. Толмачева1, Ч. Эрдэнэжаргал3,4
1Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия
2Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского РАН, Москва, Россия
3Институт геологии, Академия наук Монголии, Улан-Батор, Монголия
4Монгольский национальный университет, Улан-Батор, Монголия
*e-mail: ivan-kozakov@yandex.ru
Поступила в редакцию 04.04.2023 г.
После доработки 23.04.2023 г.
Принята к публикации 21.06.2023 г.
Кристаллические комплексы герцинского Южно-Алтайского метаморфического пояса (ЮАМП), 
входящего в состав Центрально-Азиатского складчатого пояса, протяженностью более 1500 км слагают тектонические пластины разного масштаба, в которых уровень метаморфизма на ранних этапах 
достигал условий высокотемпературных субфаций амфиболитовой и, местами, гранулитовой фаций. 
В тектоническом плане полоса их выходов приурочена к окраине Северо-Азиатского каледонского 
континента, протягиваясь с юго-востока на северо-запад вдоль южного склона Гобийского, Монгольского и Китайского Алтая в Восточный Казахстан, где они представлены в Иртышской сдвиговой 
зоне. В составе ЮАМП установлены поли- и монометаморфические комплексы. Для Цэлской тектонической пластины Гобийского Алтая юго-восточной части ЮАМП определен возраст гранитоидов 
позднего эпизода метаморфизма: от 374 ± 2 до 360 ± 5 млн лет. Эти и ранее полученные результаты 
показывают, что ранний эпизод метаморфизма пониженного давления и поздний эпизод повышенного давления происходили в интервалах ~390–385 и 375–360 млн лет соответственно практически 
на всем протяжении данного пояса. В промежутке между ними фиксируется кратковременная стадия стабилизации. Эти процессы происходили в ходе закрытия бассейна с океанической корой тетического ряда Южно-Монгольского океана (Палеотетис I). Пространственное положение ЮАМП 
обусловлено асимметричностью строения бассейна, в котором активная континентальная окраина 
представлена вдоль его северной части, а пассивная —  
вдоль южной (в современных координатах).
Ключевые слова: Центрально-Азиатский складчатый пояс, герциниды, Южно-Алтайский метаморфический пояс, полиметаморфизм, дайковые рои, геодинамические обстановки
DOI: 10.31857/S0869592X24010017, EDN: ZKSKEX
ВВЕДЕНИЕ
Складчатые сооружения Центральной Азии характеризуются двумя основными типами тектонических структур —  
мозаичными и линейными 
(Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994). 
К первому типу относятся главным образом байкальские и каледонские структуры, ко второму — 
 
герцинские подвижные пояса западной части Алтае-Саянской области и Южной Монголии (рис. 1). 
Вдоль их границы с каледонидами выделяется Гоби-Алтайская зона, которая рассматривается как 
краевая часть каледонского палеоконтинента (Руженцев и др., 1990; Руженцев, Поспелов, 1992).
В тектоническом плане формирование Южно-Алтайского метаморфического пояса (ЮАМП) 
обусловлено асимметричностью строения бассейна, в котором активная континентальная окраина 
представлена вдоль его северной части, а пассивная —  
вдоль южной (в современных координатах).
В статье обсуждаются результаты структурногео 
логических и геохронологических исследований, позволяющие представить схему формирования герцинских моно- и полиметаморфических 
комплексов. Установленные особенности становления и развития этих поясов дают возможность 
определить геодинамические обстановки проявления процессов регионального метаморфизма в линейных аккреционно-коллизионных структурах 
3

КОЗАКОВ и др.
центрального сегмента Центрально-Азиатского 
складчатого пояса.
ПОЛОЖЕНИЕ ГЕРЦИНСКОГО 
МЕТАМОРФИЧЕСКОГО ПОЯСА 
ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ
Рис. 1. Схема положения кристаллических комплексов Южно-Алтайского метаморфического пояса в структурах центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого 
пояса. Составлена с использованием (Моссаковский и др., 
1993; Диденко и др., 1994; Козаков и др., 2004, 2011, 2019).
1 —  
древние платформы; 2 —  
структуры раннекаледонского 
супертеррейна Центральной Азии; 3 —  
структуры поздних 
каледонид; 4, 5 —  
линейные аккреционно-коллизионные 
пояса: 4 —  
позднепалеозойские (герцинские), 5 —  
раннемезозойские (индосинийские); 6 —  
поля нерасчлененных 
позднепалеозойских и мезо-кайнозойских магматических 
пород; 7, 8 —  
докембрийские террейны: 7 —  
раннедокембрийские, 8 —  
неопротерозойские; 9 —  
Южно-Гобийский 
микроконтинент; 10 —  
области выходов тектонических 
пластин Южно-Алтайского метаморфического пояса (390–
360 млн лет): 1 —  
сдвиговой зоны Восточного Казахстана, 
2 —  
Китайского Алтая, 3 —  
Монгольского Алтая, 4 —  
Гобийского Алтая; 11 —  
положение зоны Южно-Гобийского метаморфического пояса (230–220 млн лет); 12 —  
главные тектонические границы. Римскими цифрами показаны докембрийские террейны: I —  
Тувино-Монгольский, 
II —  
Дзабханский и Сонгинский; III —  
Байдарикский, 
IV —  
Тарбагатайский.
В Гоби-Алтайской зоне вдоль южного склона Гобийского, Монгольского и Китайского Алтая, а также в Восточном Казахстане (в Иртышской сдвиговой 
зоне) в тектонических пластинах разного масштаба 
представлены кристаллические породы, которые 
объединены нами в герцинский Южно-Алтайский 
метаморфичеcкий пояс. Они слагают тектонические пластины шириной от сотен метров до 15–20 км 
и протяженностью от первых километров до 50–
60 км, ограниченные с севера системой вязких разрывов, параллельных северо-западным структурам 
зеленосланцевых толщ палеозоя, а с юга срезанные 
северо-западными и субширотными зонами милонитов, связанными с глубинными разломами (Иртышским, Булганским, Заалтайским), которыми отделены от островодужных и океанических комплексов герцинид (рис. 1). На всем протяжении ЮАМП 
в тектонических пластинах представлены биотитовые 
и гранат-биотитовые гнейсы, содержащие ставролит, 
кианит, андалузит, силлиманит, а также биотит-роговообманковые гнейсы, амфиболовые кристаллические сланцы, амфиболиты, сформировавшиеся 
при метаморфизме осадочных и вулканогенных пород. Среди них развиты тела и массивы гранитоидов 
(син- и постметаморфических) и дайки метабазитов. 
Во многих пластинах нами было установлено проявление полиметаморфизма, который изначально 
был определен только структурно-геологическими 
методами и относилcя к докембрию (Козаков, 1986). 
Позднее для пластин были проведены геохронологические исследования цирконов U–Pb методом, которые дали основания для их корреляции с развитием 
герцинид (Бибикова и др., 1992; ID TIMS)1, и петрологические исследования (Козаков и др., 2002, 2011; 
Сухоруков, 2007; Сухоруков и др., 2016; Полянский 
и др., 2011; Kröner еl al., 2010). В пределах пояса между собой пластины метаморфических пород разделены зонами рассланцевания, ориентированными, 
как правило, согласно с главной картируемой северо-западной структурой пояса.
В тектонических пластинах ЮАМП фиксируется проявление зонального регионального метаморфизма кианит-силлиманитовой фациальной 
серии М2. Для ставролитовых и кианитовых парагенезисов, развитых в Монгольском Алтае, получены значения температур и давлений в диапазоне 560–630qC и 5.5–7.5 кбар (Козаков и др., 2002). 
1В данной работе для определения возраста использован 
U–Pb метод по циркону (ID TIMS); использование других 
методов указывается в тексте.
Данные парагенезисы также широко развиты в тектонических пластинах Китайского Алтая и Иртышской сдвиговой зоны Восточного Казахстана 
(рис. 1), где для гранат-кианит-биотитовых гнейсов Предгорненской пластины получены близкие 
значения Р–Т условий метаморфизма: 580–600qC 
и 5.8–6.2 кбар (Козаков и др., 2011).
К более ранним (М1) относятся реликтовые парагенезисы метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии, сопровождавшегося мигматизацией и достигавшего уровня гранулитовой 
фации М1. Породы с парагенезисами раннего метаморфизма устанавливаются только в виде реликтов 
в будинах или тектонических линзах.
 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024

 
ПОЛИМЕТАМОРФИЗМ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ РАЗВИТИИ 
5
Рис. 2. Схема тектонического положения кристаллических комплексов Монгольского и Гобийского Алтая.
1 —  
герциниды Южно-Монгольского пояса; 2 —  
каледониды краевой части Северо-Азиатского палеоконтинента; 3 —  
ранние каледониды Озерной зоны; 4 —  
тектонические пластины кристаллических пород герцинского ЮАМП; 5 —  
посткинематические гранитоиды (поздний палеозой–ранний мезозой); 6 —  
глубинные разломы, разделяющие тектонические структуры (I – Булганский, II —  
Заалтайский); 7 —  
разломы; 8 —  
положение объектов датирования (возраст в млн лет). Цифры 
в кружках —  
тектонические пластины: 1 —  
Булганская, 2 —  
Бодончинская, 3 —  
Барлагинская, 4 —  
Цэлская, 5 —  
Цогтская.
Рис. 3. Пологие структуры позднего эпизода метаморфизма (М2) в Цогтской тектонической пластине, наложенные 
на дайки гашуннурского комплекса, прорывающие синметаморфические (М1) диориты с возрастом 385 ± 2 млн лет.
установлены синметаморфические амфиболовые диориты и габбро-диориты, расположенные 
в скальных обнажениях правого берега ручья Турген-гол в 16 км ниже сомона Цогт (рис. 3).
Возрастные значения для цирконов диоритов практически конкордантны и составляют 385 ± 2 млн лет (Бибикова и др., 1992). Данные диориты и габбро-диориты прорывают 
В гранулитах Цогтской пластины Гобийского Алтая (рис. 2) для парагенезиса плагиоклаз + ортопироксен + клинопироксен + биотит + кварц определены 
P–T условия 870qC и 5.7 кбар (Козаков и др., 2002). 
В Бодончинской пластине в более низкотемпературных зонах условия метаморфизма М1 определены в интервале 520–560qC и 3–3.6 кбар; для наиболее широко развитых на Монгольском и Гобийском 
Алтае ставролитовых и кианитовых парагенезисов 
позднего эпизода метаморфизма (М2) получены значения в диапазоне 560–630qC и 5.5–7.5 кбар (Козаков 
и др., 2011). В Булганской тектонической пластине 
реликты гиперстена установлены среди диопсидовых 
гнейсов, слагающих центральные части будин, среди 
гнейсов с парагенезисом метаморфизма повышенного давления: кианит–гранат–ставролит–мусковит–биотит–пла 
гиоклаз–кварц (Козаков, 1986). Это 
позволило связать развитие процессов данного метаморфизма с наложением на ранее высокометаморфизованные породы. Северо-западную ориентировку 
структур большинства тектонических пластин пояса 
определяет поздний эпизод метаморфизма повышенных давлений (М2) и сопряженные с ним деформации. При этом повторное наложение метаморфизма 
во многих случаях “стирает” парагенезисы раннего 
метаморфизма М1..
Реликты раннего метаморфизма наиболее отчетливо представлены в Цогтской тектонической 
пластине Гобийского Алтая (рис. 2). В ней были 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024

КОЗАКОВ и др.
Рис. 4. Дайки гашуннурского комплекса, разделяющие М1 и М2.
а —  
фрагмент роя даек района Цэл-сомона; б —  
дайки, будинированные при наложении метаморфизма М2 дайки; в — дайка, дислоцированная при наложении сдвиговых субвертикальных деформаций этапа М2; г —  
наложение лежачих складок 
раннего этапа метаморфизма М2 на мигматиты этапа М1 и прорывающие их дайки.
комплекса, прорывающие мигматиты раннего эпизода метаморфизма М1 и гранитоиды, его завершающие, совместно переработанные в ходе позднего 
эпизода метаморфизма повышенного давления М2.
Проведенные исследования детритовых цирконов метатерригенных пород Бодончинской 
тектонической пластины позволили определить нижнюю границу их накопления возрастом 458 ± 4.5 млн лет (Козаков и др., 2009), верхнюю —  
возрастом раннего эпизода метаморфизма 
385 ± 5 млн лет (Бибикова и др., 1992). Таким образом, возрастной интервал их накопления не превышал 60–70 млн лет, что соответствует позднему 
ордовику–раннему девону.
В тектонических пластинах ЮАМП Китайского 
Алтая (рис. 1) присутствуют гнейсы со ставролитом, 
кианитом и гранатом, но также и с андалузитом, 
кордиеритом и силлиманитом (Windley et al., 2002; 
Zheng et al., 2007), то есть в них есть парагенезисы 
метаморфизма как пониженного, так и повышенного давления. При этом ранними являются фрагменты высокотемпературных мигматизированных 
пород, а более поздними —  
гнейсы низкотемпературные повышенного давления (с кианитом и ставролитом), как и в тектонических пластинах Гобийского и Монгольского Алтая (рис. 2).
мигматизированные роговообманковые гнейсы 
с реликтами гиперстеновых гнейсов и переработаны в условиях амфиболитовой фации в ходе метаморфизма М2 (Козаков, 1986; Козаков и др., 2002). 
В них присутствуют также ксенолиты смятых 
в складки мигматизированных гнейсов, связанных 
с ранним эпизодом метаморфизма М1. Кроме того, 
они прорваны дайками габброидов гашуннурского 
комплекса (рис. 4а), с которыми совместно деформированы и метаморфизованы в амфиболитовой 
фации при метаморфизме М2 (рис. 4б–4г); последние часто преобразованы в гранатовые амфиболиты. Дайки гашуннурского комплекса образуют как 
отдельные тела, так и рои (рис. 4а) площадью до 
десятков километров.
В Бодончинской пластине возраст метаморфизма и складчатости (М2), наложенных на мигматиты раннего метаморфизма (М1), постметаморфические гранитоиды и дайки гашуннурского 
комплекса, определяют цирконы синметаморфических расслоенного габбро и трондьемитов массива Эхний-ус: 371 ± 2 и 365 ± 4 млн лет (Бибикова и др., 1992). В Цэлской пластине установлен 
возраст гранитоидов, определяющих интервал проявления позднего эпизода метаморфизма: 374 ± 2 
и 360 ± 5 млн лет (Козаков и др., 2022); при этом 
в ней также широко развиты дайки гашуннурского 
 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024

 
ПОЛИМЕТАМОРФИЗМ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ РАЗВИТИИ 
7
Для пегматоидных гранитов, завершающих поздний эпизод метаморфизма в тектонической пластине 
Китайского Алтая, установлен возраст 373 ± 2 млн 
лет (Козаков и др., 2011, 2022). В северо-западной 
части Китайского Алтая установлены гранитоиды 
с возрастом 462 ± 10 млн лет (U–Th–Pb SIMS), метаморфизованные совместно с вмещающими породами в условиях амфиболитовой фации и содержащие 
метаморфогенные цирконы с возрастами в интервале 
400–370 млн лет (Wang et al., 2006).
В Восточном Казахстане, на северо-западном 
продолжении ЮАМП (рис. 1), в сдвиговых зонах, 
ограничивающих тектонические пластины, встречаются рассланцованные гранитоиды с возрастом 226 
± 9 млн лет (Козаков и др., 2011). При этом оценка 
возраста метаморфизма по циркону ультраметагенных гранатовых гранитов Курчум-Кальджирской 
пластины составляет 362 ± 5 млн лет (Козаков и др., 
2011). Надо отметить, что в этой пластине метаморфизм происходил только в условиях андалузит-силлиманитовой фациальной серии и ранний эпизод 
метаморфизма не фиксируется, что отличает ее от 
остальных пластин ЮАМП. В целом в пределах восточной части ЮАМП кристаллические породы были 
сформированы к началу раннего карбона и позднее 
не вовлекались в процессы высокотемпературного 
регионального метаморфизма. Развитие сдвиговых 
зон не фиксируется в пермских гранитоидах. Однако 
в северо-западном продолжении пояса в Китайском 
Алтае и Восточном Казахстане после завершения девонского метаморфизма в сдвиговых зонах известны 
более поздние пермские, главным образом низкотемпературные метаморфические преобразования.
В интервале между ранним и поздним эпизодами 
метаморфизма (~380–370 млн лет) происходило внедрение даек гашуннурского комплекса. Они развиты 
во всех тектонических пластинах ЮАМП. Наиболее 
широко они представлены в Цогтской, Цэлской 
и Бодончинской пластинах (рис. 4), образуя дайковые поля и рои метабазитов, переработанных в ходе 
повторного метаморфизма М2 (рис. 4б–4г).
В районе сомона Цэл метабазиты гашуннурского комплекса по геохимическим характеристикам сходны с базальтами срединно-океанических 
хребтов или океанических плато, а в юго-восточной части Цэлской пластины их составы смещены в область базальтов вулканических дуг. Sm–Nd 
изотопные исследования также дают аналогичные 
различия в характеристиках источников их расплавов (Козаков и др., 2019). В Цэлской тектонической пластине возрастные рубежи формирования структур были установлены на основе корреляции с этапами развития структур Бодончинской 
и Цогтской тектонических пластин, расположенных в северо-западном и юго-восточном продолжении ЮАМП (рис. 2). Для Цэлской тектонической пластины были получены оценки возраста 
циркона: 550–460 и 430–350 млн лет (LA-ICP-MS) 
(Burenjargal et al., 2014; Hanћl et al., 2016), однако 
они не дают возможности установить положение 
датированных объектов по отношению к этапам 
структурно-метаморфического развития ЮАМП.
Складчатые структуры раннего эпизода метаморфизма (М1) в Цогтской, Цэлской, Бодончинской и других пластинах имели изначально субмеридиональную ориентировку (в современной 
структуре), то есть не совпадающую с главными 
картируемыми северо-западными и широтными 
структурами тектонических пластин ЮАМП (Козаков, 1986; Козаков и др., 2007, 2011, 2022). Это 
фиксирует положение шарниров реликтовых складок и линейности (рис. 5а, 5б). Наложение регионального метаморфизма позднего эпизода (М2) 
сопровождалось образованием на ранней стадии 
структур лежачих складок (рис. 5в, 5г).
Как правило, наложенный метаморфизм не сопровождался мигматитообразованием; иногда фиксируется фельдшпатизация. Структуры и минеральные парагенезисы раннего эпизода (М1) сохраняются 
только как реликты, разделенные зонами рассланцевания, и в большинстве случаев затушевываются. Главными картируемыми структурами Цэлской 
пластины являются прямые изоклинальные складки 
субширотного простирания позднего эпизода (М2) 
(рис. 5д) и регионально развитая кристаллизационная сланцеватость, параллельная их осевым поверхностям (Козаков и др., 2007, 2011). В Цогтской Барлагинской и Бодончинской пластинах они имеют 
северо-западную ориентировку, то есть в основных 
чертах подчиняются доминирующему простиранию 
ЮАМП (рис. 1). Для оценки возрастного интервала 
формирования структур метаморфизма М2 Цэлской 
пластины были опробованы синметаморфические 
кварцевые диориты с возрастом 374 ± 2 млн лет. Их 
положение определяется наложением кристаллизационной сланцеватости (по биотиту, реже с роговой обманкой), параллельной осевым поверхностям 
главных картируемых изоклинальных складок позднего этапа метаморфизма, регионально развитым во 
вмещающих биотитовых гнейсах с пластами амфиболитов (Козаков и др., 2022). Изучение кристаллизационной сланцеватости показывает, что данные 
кварцевые диориты ко времени ее наложения были 
уже закристаллизованы, как и дайковые тела плагиогранитов поздней фазы. Пологие структуры раннего 
этапа метаморфизма М2, которые регионально наложены на дайки гашуннурского комплекса и мигматиты раннего эпизода метаморфизма (М1), в кварцевых диоритах не проявлены. Следовательно, их 
внедрение происходило после образования структур 
раннего этапа, но до образования прямых складок 
и регионально развитой кристаллизационной сланцеватости позднего этапа метаморфизма (М2). Запрокидывание прямых складок в Цэлской пластине 
и, соответственно, кристаллизационной сланцеватости в массиве на север связано с надвигами, происходившими в ходе сочленения метаморфических 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024

КОЗАКОВ и др.
Рис. 5. Складчатые структуры Цогтской тектонической пластины, 
сформированные в ходе регионального метаморфизма раннего и позднего 
эпизодов метаморфизма М1 и М2.
а, б —  
субмеридиональные складки раннего эпизода метаморфизма М1; 
в, г —  
лежачие складки раннего этапа метаморфизма М2, наложенные на 
мигматиты раннего эпизода метаморфизма М1; д —  
главные картируемые 
северо-западные субвертикальные складки ЮАМП позднего этапа метаморфизма М2; е —  
мигматиты раннего эпизода метаморфизма М1, переработанные совместно с дайками при метаморфизме М2.
 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024

 
ПОЛИМЕТАМОРФИЗМ В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ РАЗВИТИИ 
9
Строение кристаллов циркона изучено с помощью оптического микроскопа Leica DM/
LP (ув. 10–1000) и электронного микроскопа 
TESCAN VEGA 3 в режиме вторичных электронов 
и катодолюминесценции.
Исследование U–Pb изотопной системы циркона проводили методом LA-ICP-MS в ГЕОХИ 
РАН на масс-спектрометре высокого разрешения 
Element-XR с ионизацией в индуктивно-связанной плазме с лазерной приставкой LSX-213 G2+. 
Использовали следующие параметры измерений: 
диаметр кратера 40 мкм, частота импульсов лазерного излучения 6 Гц, величина газовых потоков: 
гелий —  
0.950 л/мин, аргон: рабочий газ —  
0.990 л/
мин, вспомогательный газ —  
1.9 л/мин, охлаждающий газ —  
16.0 л/мин. Анализ проводили блоками, 
с измерением в начале и конце каждой серии стандартов цирконов: GJ (Jackson et al., 2004) и 91500 
(Wiedenbeck et al., 1995). Полученные данные обрабатывали при помощи программы Glitter (van 
Achterbergh et al., 1999). Для построения диаграмм 
использована программа Isoplot 4.15 (Ludwig, 2008).
РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ 
ИССЛЕДОВАНИЙ ЦИРКОНА
пород с толщами раннего палеозоя южной окраины 
каледонского палеоконтинента. Эти соотношения 
практически совпадают с установленными для массива Эхний-ус Бодончинской пластины (374 ± 2 млн 
лет; Бибикова и др., 1992) —  
внедрение между первым 
и вторым этапами метаморфизма М2. В Бодончинской, Барлагинской и Цогтской пластинах зоны их 
сочленения с толщами северного обрамления имеют 
субвертикальную ориентировку, осложненную надвигами (Козаков и др., 2022). Интрузивные кварцевые диориты с возрастом 374 ± 2 млн лет, связанные 
с этим метаморфизмом, в разной степени рассланцованы; сланцеватость совпадает с ориентировкой 
вмещающих их структур. Верхнюю возрастную границу интервала метаморфизма М2 (360 ± 5 млн лет) 
определяют массивные постметаморфические субщелочные граниты юго-восточной части Цэлской 
пластины (Козаков и др., 2022). Во вмещающих их 
толщах широко представлены мигматизированные 
породы раннего этапа метаморфизма М1 (рис. 5е), 
анатектические гранитоиды и прорывающие их метабазиты гашуннурского комплекса (рис. 4а), образующие дайковые поля.
Для установления верхней возрастной границы 
проявления регионального высокотемпературного 
метаморфизма М1, достигающего на современном 
эрозионном срезе условий гранулитовой фации и/
или интенсивной мигматизации высокотемпературной амфиболитовой фации, исследованы цирконы из 
лейкосом мигматизированных тоналитовых гнейсов, 
в которых установлен гиперстен. Данные мигматизированные гнейсы представлены в скальных обнажениях Цогтской пластины правобережья ручья 
Гэгэтин-гол в 7 км к югу от бригады Далан у выхода 
в долину Гоби. Именно на этом участке установлены 
будины, содержащие во внутренних частях реликты 
двупироксеновых гранулитов, а в краевых частях 
рассланцованные в амфиболитовой фации (Козаков 
и др., 2002). В этой зоне установлены субмеридиональные структуры раннего эпизода метаморфизма 
М1 (рис. 5а, 5б). Возраст раннего эпизода метаморфизма в ней был оценен по метаморфогенным цирконам из мигматизированных тоналитовых гнейсов 
(проба 5189-3) с реликтами гранулитов и составил 384 
± 2 млн лет (Козаков и др., 2002). Близкое, практически конкордантное значение возраста 385 ± 5 млн 
лет, как отмечалось, было получено для цирконов 
синметаморфических роговообманковых диоритов 
центральной части Цогтской пластины (рис. 3) (Бибикова и др., 1992).
МЕТОДИКА ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ 
ИССЛЕДОВАНИЙ ЦИРКОНА
Выделение циркона из мигматизированных тоналитовых гнейсов (проба 5189-3) проводилось по 
стандартной методике с использованием тяжелых 
жидкостей.
Для установления верхней возрастной границы 
метаморфизма М1, достигающего на современном 
эрозионном срезе гранулитовой фации, исследован циркон из интенсивно мигматизированных тоналитовых гнейсов (проба 5189-3) скальных обнажений Цогтской пластины на правобережье ручья 
Гэгэтин-гол. Циркон из данной пробы представлен 
идиоморфными и субидиоморфными кристаллами 
призматического габитуса (от удлиненного до короткопризматического, иногда до округлого). Кудл = 1–3. 
Простые формы, формирующие огранение, представлены призмами {100}, {111} и дипирамидами {101} 
и {111}. Ребра кристаллов сглажены. Зерна циркона 
прозрачные и полупрозрачные, цвет изменяется от 
бесцветного и бледно-желтого до светло-коричневого. Катодолюминесцентное исследование внутреннего строения кристаллов показало, что все они имеют 
ядра с тонкой осцилляторной зональностью и с более 
низкой интенсивностью люминесценции, чем тонкие 
оболочки (рис. 6а–6е).
Оптическое исследование показало, что зерна 
циркона состоят из ядер и одной или двух оболочек. Ядра в цирконе преимущественно коричневые, 
прозрачные, с резорбированной поверхностью, часто 
разбиты трещинами на отдельные блоки. Они содержат многочисленные первичные, частично раскристаллизованные (с силикатным стеклом) расплавные 
включения; вторичные полностью раскристаллизованные расплавные включения и вторичные флюидные включения, приуроченные к трещинкам. Присутствие первичных расплавных включений в ядрах 
циркона свидетельствует об их вулканическом 
СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ 
том 32 
№ 1 
2024