Тажеранский массив, как уже говорилось, залегает в метаморфических породах Ольхонской серии докембрия, а именно: в хужирской карбонатной и уланнурской гнейсо-сланцевой свитах. Приведем краткую вещественную характеристику непосредственно вмещающих пород, так как несомненно, что они оказали свое влияние на состав щелочной интрузии и на характер контактово-метасоматических образований в ее ореоле.

Мраморы хужирской свиты составляют значительную часть всей кристаллической толщи, примыкающей к массиву. Ближайший пласт мраморов, окаймляющий его, но не испытавший заметного контактового воздействия, имеет мощность от 150 до 300 м. Он сложен белыми (на поверхности выветривания желтоватыми) крупнокристаллическими разновидностями массивного сложения. Это чисто кальцитовые мраморы. Состав 97,2% кальцита и 2,8% примесей, представленных диопсидом, форстеритом и тремолитом. В качестве обычной примеси отмечается также графит, иногда весьма обильный. Для нас особенно интересен вопрос о магнезиальности мраморов района, так как карбонатные породы, развитые в пределах Тажеранского массива, богаты магнезией. Доломитовые прослои мощностью от 3 до 10 м зафиксированы нами по периферии Тажеранского массива вдоль западной его границы, однако они залегают уже в гнейсах улан-нурской свиты. Магнезиальные карбонатные породы Тажеранского массива могли образоваться за счет таких доломитовых слоев, но мощность их должна была бы быть гораздо большей. В то же время достаточно мощные доломитовые пачки в ольхонской серии до сих пор отмечались лишь по западному побережью Малого моря, представляя так называемую зундукскую свиту. Вопрос о первичном стратиграфическом положении магнезиальных карбонатных пород Тажеранского массива требует еще уточнения. Чтобы закончить характеристику мраморов хужирской свиты, отметим, что они нередко марганценосны, что объясняет появление ряда минералов марганца в пределах массива.

Внутри пачки мраморов, окружающей Тажеранский массив, отмечаются маломощные (0,5-5 м) прослои кристаллосланцев, среди которых преобладают две разновидности: плагиоамфиболовые, с не значительным содержанием (до 5 %) биотита и микроклина и примесью сфена, апатита, клиноцоизита, хлорита, рудного минерала; цветной индекс не более 40; плагиоклаз-андезин; амфибол подщелочен и характеризуется зеленовато-синими цветами плеохроизма; пироксен-амфиболовые плагиосланцы, не содержащие биотита и микроклина, с более основным плагиоклазом и цветным индексом около 60.

Кристаллические сланцы уланнурской свиты, вмещающие массив, довольно разнообразны по своему составу. В основном это плагиобиотит-амфиболовые разновидности со значительными вариациями в количественном соотношении этих минералов. Кроме того, нередко присутствуют такие темноцветные минералы, как диопсид, гиперстен и альмандин в различных пропорциях и сочетаниях, что создает обилие разновидностей, нередко тонко переслаивающихся между собой. Например: весьма характерны тонкополосчатые зоны с чередованием полос (1-5 см мощностью) плагио-амфиболового и плагио-двупироксенового составов с четкими границами между ними. Альмандин образует тонкие цепочкообразные скопления, согласные со сланцеватостью, иногда крупные кристаллы и гнезда до 1-2 см в поперечнике; цвет красный, буроватый, малиновый. Показательно, что нормативный состав их обнаруживает нефелин, и, следовательно, небольшая перекристаллизация пород с незначительным привносом и выносом отдельных компонентов приведет к появлению в породе реального нефелина. В отдельных случаях мы действительно наблюдали преобразование сланцев в нефелиновые сиениты и йолиты. Среди описанных сланцев меланократового облика нередко наблюдаются послойные зонки и секущие инъекции относительно более лейкократовых пород сиенитового и диорито-сиенитового составов, представляющих, вероятно, продукт ранних стадий гранитизации, возможно достигавших состояния реоморфической подвижности. Зонки нередко смяты в общие со сланцами складки и возникли, очевидно, еще в докембрийское время. В отдельных участках такие породы преобладают и на карте обозначены нами как гнейсы.

Силлиманитовые сланцы. Эти специфические породы развиты вдоль западной границы щелочного интрузива в виде узкой прерывающейся полосы шириной не более нескольких десятков метров. Своим появлением они обязаны не региональному метаморфизму, а более поздним процессам кислотного выщелачивания вдоль зоны разлома, с которой эти породы совпадают. В тех случаях, когда степень преобразования первичных гнейсо-сланцевых пород еще недостаточно глубока, в силлиманитовых сланцах видны реликты микроклина, альбита, альмандина, мусковита и биотита. Наиболее поздней стадии образуется кварц-силлиманитовая порода, на две трети состоящая из кварца и на одну треть из силлиманита с характерным присутствием рутила (2 %) и зеленоватого мусковита.

Кварциты до некоторой степени связаны с кварц-силлиманитовыми сланцами; образуя прослои среди плагиосланцев в зонах разломов, а также тела овальной формы порядка сотен метров по длинной оси в виде обломков среди щелочных сиенитов в ассоциации со сланцами. Они содержат незначительное количество силлиманита и, видимо, представляют крайнюю ступень кислотного выщелачивания. Для них характерна примесь турмалина, граната, циркона, сфена, апатита, пренита, пирита и графита.

Кварц - волластонит – диопсидовые карбонатные породы с апатитом. Охарактеризуем их несколько подробнее, в связи с тем, что волластонит считается критическим минералом для определения фаций глубинности метаморфических и метасоматических карбонатных пород, тем более что волластонитовые породы впервые установлены в ольхонской серии докембрия. Они выявлены нами в 1966 г. в скальных обнажениях на берегу Байкала южнее Тажеранского щелочного массива (около 300 м от его южной границы). Породы развиты в виде сложно изогнутого пласта мощностью 1-5 м, в среднем 3 м, залегающего среди биотит-альмандиновых, плагиоамфиболовых и двупироксеновых кристаллических сланцев. Волластонитсодержащие породы грубозернистые с неравномерно-зернистым такситовым, иногда брекчиеподобным сложением. Линзы, скопления и прослои кварца чередуются с участками карбонатного или диопсид-волластонитового состава а также с зонами, обогащенными голубым апатитом. Макроскопически они неотличимы от подобных пород Слюдянки, хотя в последних, волластонит не был известен. Вблизи пласта описываемых пород проходит тектоническая зона, влияние которой, видимо распространялось и на волластонитовые породы. Карбонатные участки сложены форстеритовыми и диопсидовыми кальцифирами. В контактах между ними видно, как диопсид развивается в виде кайм вокруг форстерита, т. е. является более поздним минералом. Эти участки кальцифиров, по существу, являются реликтами среди волластонит-кварцевой массы, развивающейся за счет кальцифиров. Количество волластонита, как и других минералов в целом трудно оценить из-за крайне неравномерного сложения породы. Макроскопически видны мономинеральные зонки волластонита, измеряемые первыми сантиметрами по мощности и простиранию. Отдельные индивиды его не превышают 3 мм.