CC BY
22
УДК: 550.93, 902.66, 550.4, 552.23, 552.3
И.Д. Соболев1, А.Н. Шадрин2, В.А. Расторгуев3, Д.А. Козырева4
РАННЕОСТРОВОДУЖНЫЕ ГРАНИТОИДЫ ЩУЧЬИНСКОЙ ЗОНЫ ПОЛЯРНОГО УРАЛА (РЕЗУЛЬТАТЫ U-PB (SIMS) ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ)5
В Щучьинской зоне Полярного Урала изучены гранитоиды палеовулканов Речной и Яля-Пэ, отнесенные при геологической съемке к силурийскому хоймпэйскому комплексу, а также гранитоиды массивов Нганотский-1 и Нганотский-2, закартированные в качестве раннедевонского юньягинского комплекса. Выяснено, что по минеральному и химическому составу породы изученных массивов соответствуют островодужным гранитоидам I типа. Для цирконов из гранитоидов палеовулканов Речной, Яля-Пэ и массива Нганотский-1 получены U-Pb (SIMS) конкордантные датировки 456±6, 454±4 и 463±3 млн лет соответственно, что позволяет утверждать существование в Щучьинской зоне островной дуги со среднего—позднего ордовика. Установление возраста гранитоидов позволяет также отнести вмещающие вулканиты к сядайской свите и уточнить верхний стратиграфический предел ее формирования как средний—верхний ордовик.
Ключевые слова: Полярный Урал, гранитоиды, цирконы, U-Pb геохронология, островная дуга, магматизм, геохимия.
In the Schuchinskaya Zone of the Polar Urals granitoids of the Rechnoy and Yalya-Pe paleovolcanoes have been studied. They were mapped as Khoimpeysky Complex of Silurian age. In addition, granitoids of the Nganotsky-1 and Nganotsky-2 plutons mapped as Yunyaginsky Complex of Early Devonian age have been investigated. It was found that based on the mineral and chemical composition the rocks of all plutons studied correspond to island arc I-type granitoids. U-Pb (SIMS) concordant ages of zircons from granitoids of the Rechnoy and Yalya-Pe paleovolcanoes, and of the Nganotsky-1 pluton are 456±6, 454±4 and 463±3 Ma, respectively, which implies the existence of an island arc in the Schuchinskaya Zone as early as the Middle—Late Ordovician. Establishing the age of granitoids allows to refer volcanic rocks cut by plutons to Syadayskaya Formation, and to clarify the upper stratigraphic limit of its sedimentation as Middle—Upper Ordovician.
Key words: Polar Urals, granitoids, zircons, U-Pb geochronology, island arc, magmatism, geochemistry.
Введение. Щучьинская зона — самая северная часть палеозойской островодужной системы Урала (рис. 1, а). В строении Щучьинской зоны принимают участие породы офиолитовой ассоциации (гипербазитовые массивы Харчерузь, Сыумкеу, Пусьерка и Няропэ) и расположенные восточнее ранне-среднепалеозойские островодужные плутонические и осадочно-вулканогенные образования (рис. 1, б). Среди плутонических образований наиболее широко развиты габброиды, а гранитоиды имеют значительно меньшее распространение и локализованы в виде небольших штокообразных массивов площадью до 10—16 км2. Островодужные габброиды и гранитоиды Щучьинской зоны относили к разным комплексам [Сирин и др.,
1962; Бевз, 1976; Старков, 1985; Охотников, 1985; Ремизов, 1998]. В настоящее время в соответствии с легендой к Полярноуральской серии листов Госгеолкарты-200 (2009) эти образования относятся к габброноритовому харапэйско-масловскому, габбро-плагиогранитовому хоймпэйскому, габбро-диорит-тоналитовому юньягинскому и грано-диоритовому юрмэнэкскому плутоническим комплексам.
Хоймпэйский комплекс впервые выделен В.Н. Вороновым в 1976 г. при геологической съемке масштаба 1:50 000 (ГС-50). Его образования больше всего распространены на хребтах Хойм-Пэ и Харам-Пэ, а также по рекам Ябтояха и Сядэйяха и представлены двумя фазами. На долю первой
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, аспирант; Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, мл. науч. с.; Геологический институт РАН; ст. лаб.; e-mail: sobolev_id@mail.ru
2 НАО СибНАЦ, начальник отдела; e-mail: shadrin_a_n@sibsac.ru
3 НАО СибНАЦ, вед. геолог; e-mail: Rastorguev_V@sibsac.ru
4 Институт физики Земли имени О.Ю. Шмидта РАН, инженер; e-mail: kozdasha@mail.ru
5 Петрографические шлифы изготовлены и силикатный анализ пород выполнен за счет гранта РФФИ «Мой первый грант» (проект № 16-35-00552). Анализ микроэлементов сделан при финансовой поддержке Программы президиума РАН «Арктика» П.3П.
Рис. 1. Схемы тектонического районирования Урала (а) и Щучьинской зоны Полярного Урала (б): а — тектоническая схема Уральского складчатого пояса, по [Кузнецов и др., 2000]: 1 — мезозойско-кайнозойские комплексы чехла Восточно-Европейской платформы и Западно-Сибирской плиты; 2—3 — палеозойские и докембрийские комплексы Западного Урала: 2 — преимущественно осадочные комплексы палеозойского возраста, 3 — преимущественно позднедокембрийские метаморфизованные осадочные, вулканогенные и плутонические комплексы; 4—5 — палеозойские и докембрийские комплексы Восточного Урала: 4 — ранне-среднепалеозойские вулканогенно-осадочные комплексы, 5 — неравномерно метаморфизованные осадочные, вулканогенно-осадочные, офиолитовые и гранитоидные комплексы докембрийского и палеозойского возраста; 6 — палеозойские и докембрийские комплексы Зауралья; 7 — Главный Уральский надвиг; 8 — контур тектонической схемы
Щучьинской зоны Полярного Урала; б — тектоническая схема Щучьинской зоны Полярного Урала (составлена по данным [Зылёва и др., 2014]): 1 — позднедокем-брийские и палеозойские образования Западно-Уральской мегазоны; 2 — мезозойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 3—8 — позднедокембрийско-палеозойские образования Щучьинской зоны: 3 — позднедокембрийско-раннепалеозойские гипербазиты Хадатинского массива, 4 — палеозойские осадочно-вулканогенные образования, 5 — раннепалеозойские габброи-ды и плагиогранитоиды хоймпэйского плутонического комплекса, 6 — ранне-среднедевонские габброиды и плагиогранитоиды юньягинского плутонического комплекса, 7 — девонско-раннекаменноугольные гранитоиды юрмэнэкского плутонического комплекса, 8 — позднепалеозойские габбродолериты наунпэйского гипабиссального комплекса (а — штоки, б — дайки); 9 —
Главный Уральский надвиг; 10 — реки; 11 — исследуемые районы
фазы комплекса, представленной габброидами, приходится 98,5%, а на плагиогранитоиды второй фазы — лишь 1,5%. Интрузивы хоймпэйского комплекса прорывают островодужные вулканиты верхнеордовикско-нижнесилурийской сядай-ской свиты, нижнесилурийской янганапэйской толщи и предположительно раннесилурийские габброиды харампэйско-масловского комплекса. Они прорываются предположительно ранне-среднедевонскими интрузивами габбро-диорит-тоналитового юньягинского комплекса [Душин и др., 2009, Зылёва и др., 2014]. На основании геологических взаимоотношений возраст габброидов и гранитоидов хоймпэйского комплекса считался позднесилурийским. В результате K-Ar датирования пород хоймпэйского комплекса [Душин и
др., 2009] получен широкий диапазон возраста от кембрия до среднего девона (526—386 млн лет), причем преобладают силурийские датировки.
Юньягинский комплекс впервые выделен В.Н. Вороновым в процессе геологической съемки (1969—1976). Согласно легенде к Полярно-уральской серии листов Госгеолкарты-200 (2009) юньягинский комплекс имеет трехфазное строение. Породы первой фазы представлены габбро и габбродиоритами, второй фазы — диоритами, плагиогранитами и гранитами, третьей фазы — гранитами. Образования юньягинского комплекса прорывают силурийские островодужные вулканиты янганапэйской толщи и силурийские образования янганапэйского вулканического комплекса и в свою очередь прорываются раннекаменноуголь-
ными даиками долеритов наунпэиского комплекса. До недавнего времени имелись лишь немногочисленные K-Ar датировки гранитоидов юньягинского комплекса, полученные в работах [Старков, 1985; Андреичев, 2004], значения которых варьируют от 419 до 291 млн лет. Позднее получены Rb-Sr и U-Pb датировки, согласно которым Rb-Sr возраст гранитоидов ЯнганапэИского и Сибилейского массивов определен как раннедевонский — 398+18 и 401+9 млн лет соответственно [Андреичев, 2004; Андреичев, Ларионов, 2008], а U-Pb возраст цирконов из гранитоидов ЯнганапэИского массива получился ландоверийско-венлокским — 435+5 млн лет.
Геологическая позиция гранитоидов и их минеральный состав. В центре и на севере Щучьинской зоны (рис. 1, б) нами изучены три штокообразных тела плагиогранитоидов, слагающих эродированные фрагменты палеовулканических кольцевых структур — Речной и Яля-Пэ (рис. 2, а, б), и два интрузива кварцевых диоритов и плагиогранитов (массивы Нганотский-1 и Нганотский-2) (рис. 2, в), которые отнесены В.Н. Вороновым при ГС-50 (1976) к силурийско-девонскому хоймпэйскому и средне-позднедевонскому юньягинскому комплексам соответственно. Д.Н. Ремизов [Ремизов, 2004] включает оба массива в состав раннедевонской янганапэйской вулкано-плутонической андезито-идной ассоциации.
Гранитоидный массив палеовулкана Речной расположен в центральной части Щучьинской структуры, в нижнем течении р. Юньяха (рис. 2, а). Он слагает плутоническую часть палеовулканической кольцевой структуры, прорывая островодужные вулканиты, которые отнесены В.Н. Вороновым при ГС-50 к верхнесилурийской янганапэйской толще. Массив размером 1x0,5 км имеет неправильную, вытянутую в северо-восточном направлении форму, сложен лейкоплагиогранитами и плагиогра-нитами, между которыми отмечены постепенные переходы. Для пород характерна массивная текстура, средне-мелкозернистая гипидиоморфнозерни-стая структура в сочетании с микрографической. Породы состоят из плагиоклаза (55 об.%), кварца (40 об.%), калиевого полевого шпата (5 об.%) и
Рис. 2. Геологические схемы исследуемых районов по данным ГС-50 (1976), с авторскими изменениями: а — палеовулкан Речной; б — палеовулкан Яля-Пэ; в — гранитоидные массивы Нганотский-1, Нганотский-2, Нганотский-3: 1 — средне-верхнеордовикские вулканиты сядайской свиты; 2 — среднеде-вонские осадочно-вулканогенные образования ензорской толщи; 3 — средне-верхнедевонские вулканогенно-осадочные образования тальбейской толщи; 4 — верхнетриасовые терри-генные отложения; 5—6 — образования хоймпэйского плутонического комплекса: 5 — габброиды первой фазы, 6 — гранитои-ды второй фазы (а — диориты, кварцевые диориты, тоналиты; б — плагиограниты и лейкоплагиограниты); 7 — габбродиориты первой фазы юньягинского комплекса; 8 — геологические границы (а — согласные, б — несогласные); 9 — разломы (а — достоверные, б — достоверные, скрытые под вышележащими образованиями); 10 — точки наблюдения
хлоритизированного темноцветного минерала (до 1 об.%). В лейкоплагиогранитах встречаются небольшие (до 15x25 см) пегматоидные участки розовых средне-крупнозернистых лейкоплагиогра-нитов (обр. № S221). Краевые закалочные фации интрузивного тела сложены порфировидными пла-гиоклазитами с тонкозернистой аплитовой кварц-плагиоклазовой основной массой. На контакте гранитоидов с вулканитами отмечена обильная прожилково-вкрапленная минерализация пирита и халькопирита — медноколчеданное рудопрояв-ление Речное.
Гранитоидные массивы палеовулкана Яля-Пэ расположены в северной части Щучьинской зоны на сопке Яля-Пэ (рис. 2, б). Они слабо вытянуты в субширотном направлении и имеют размеры в плане 0,7x1 и 0,5x1 км. По данным ГС-50 (1976) первый массив прорывает вулканиты сядайской свиты, а второй — сечет габброиды первой фазы хоймпэйского комплекса, вулканиты сядай-ской свиты и янганапэйской толщи. Вулканиты сядайской свиты на востоке от палеовулкана Яля-Пэ (по руч. Сядэйябтояха) на основании находок фауны ругоз, табулят и криноидей имеют позднеордовикско-раннесилурийский возраст [Зылёва и др., 2014]. В северо-западной части Щучьинской зоны K-Ar методом установлен венлок-ский возраст субвулканической фации сядайского вулканического комплекса [Душин и др., 2009]. Возраст вулканитов янганапэйской толщи в 8 км на юго-восток от палеовулкана Яля-Пэ фаунисти-чески обоснован Е.Г Катасоновым и С.М. Андроновым (1969) как венлокско-лудловский.
В самом южном массиве кольцевой структуры Яля-Пэ плагиограниты в краевой части интрузива имеют порфировидную структуру с тонкозернистой основной массой. Микровкрапленники размером 1,5—2,5 мм представлены плагиоклазом и кварцем. По мере удаления от контакта зернистость основной массы постепенно увеличивается, ее структура становится мелко-среднезернистой. В центральной части массива плагиограниты имеют массивную текстуру, порфировидную мелко-среднезернистую диоритовую структуру. Породообразующие мине-
Рис. 3. Диаграммы для гранитоидов Щучьинской зоны Полярного Урала: а — классификационная диаграмма Ab—An—Or, по [Barker, 1979]; б — график распределения редкоземельных элементов, составы гранитоидов нормированы на хондрит С1, по [Sun, McDonough, 1989]; в — мультиэлементная диаграмма, составы гранитоидов нормированы на N-MORB, по [Pearce, 1982]; г — диаграмма для реконструкции геодинамических обстановок формирования гранитоидов Rb—(Y+Nb), по [Pearce et al., 1984].
1—4 — фигуративные точки составов гранитоидов Щучьинской зоны: 1 — палеовулкан Речной, 2 — палеовулкан Яля-Пэ, 3 — массив Нганотский-1, 4 — массив Нганотский-2. Для сравнения нанесены точки составов: модельных плагиограни-тов Срединно-Океанического хребта (СОХ) (5), гранитоидов островной дуги Омана (6), а также офиолитовых гранитоидов блока Смартвилль (7), Срединно-Атлантического хребта (8), Тродоса (9) и Туссана (10), по [Pearce et al., 1984]. Химический состав гранитоидов Щучьинской зоны приведен в табл. 1, 2
La Рг Pm Eu Tb Ho Tm Lu Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb
0.03
Sr Rb Th Nb P Hf Ti Yb К Ba Ta Ce Zr Sm Y
1000
100 Rb
10
MMN 1 1 Mill И INN _Син-коллизионные/ _
: граниты I
- ^^ ТЗнутриплитнш гранитоиди
Е Граниты - вулкани-~ ческих А0 / :
г дуг : Граниты ! * СОХ :
.......1 1 1 1 Hill ........1
10 100 1000 Y+Nb
Al □2 03 о 4 * 5
«■i 47 Ж9 *10
Таблица 1
Химический состав (масс. %) гранитоидов Щучьинской зоны
Номер образца Порода эю2 ТЮ2 А12О3 Fe2Oз FeO МпО MgO СаО №20 К2О Р205 111111 Сумма
Гранитоиды палеовулкана Речной
1169 Кварцевые диориты 58,40 0,81 16,17 5,22 - 0,10 2,39 7,56 7,68 0,06 0,27 1,40 100,05
1170 61,91 0,65 14,82 8,78 - 0,09 3,51 2,33 4,97 0,51 0,17 2,30 100,03
8221-А Плагиограниты 70,22 0,50 11,08 3,44 2,17 0,11 3,49 1,25 3,32 0,54 0,07 3,82 100,00
8220 Лейкоплагио-граниты 74,27 0,29 12,68 0,58 1,50 0,05 0,88 2,06 5,79 0,37 0,06 1,47 100,00
8218 75,74 0,24 12,79 0,53 1,23 0,04 1,03 1,20 5,63 0,43 0,06 1,09 100,00
8221 76,90 0,16 11,79 0,24 1,19 0,01 0,30 0,51 4,08 3,61 0,01 0,45 99,12
8219 77,01 0,20 11,74 0,60 1,31 0,04 0,84 1,13 5,74 0,19 0,04 1,15 100,00
1171 77,25 0,20 11,59 0,24 1,32 0,03 0,53 1,38 5,29 1,01 0,03 1,14 100,00
1172 78,55 0,15 11,76 0,96 - 0,02 0,15 0,96 6,48 0,41 0,00 0,60 100,04
Гранитоиды палеовулкана Яля-Пэ
2059 Тоналиты 66,52 0,51 14,87 0,49 3,60 0,10 1,26 5,02 2,43 0,34 0,25 4,40 99,79
3010 Плагиограниты 69,59 0,25 13,32 0,54 2,45 0,09 0,44 4,42 4,40 1,26 0,19 3,34 100,29
3014 72,38 0,43 13,36 0,86 2,16 0,07 0,84 1,88 5,69 0,11 0,25 1,69 99,72
Ганитоиды массива Нганотский-1
1072 Кварцевые диориты 60,22 0,67 14,38 3,26 5,62 0,08 2,95 6,67 2,88 0,28 0,25 2,95 100,21
Гранитоиды массива Нганотский-2
1073 Тоналиты 67,23 0,41 13,26 2,91 2,16 0,08 1,34 6,12 2,97 0,11 0,30 3,03 99,92
8204 Плагиограниты 70,60 0,52 13,38 1,98 2,56 0,09 1,00 3,22 3,83 1,32 0,09 1,18 99,77
8201 71,64 0,55 13,27 1,79 2,34 0,08 1,14 2,60 4,22 0,58 0,10 1,42 99,72
8202 71,64 0,39 13,08 1,84 2,42 0,06 1,63 2,43 4,57 0,41 0,12 1,42 100,00
8200 72,08 0,32 12,05 1,18 1,87 0,07 2,08 3,17 4,70 0,27 0,10 2,12 100,00
8210 72,98 0,36 12,81 1,45 1,98 0,05 1,51 1,80 5,17 0,42 0,10 1,36 100,00
Примечания: химический состав определен методом рентгеноспектрального флуоресцентного (РФА) анализа в лаборатории химии минерального сырья Института геологии Коми НЦ УрО РАН; состав образца № 8221 определен там же методом классического химического анализа; состав образцов № 2059, 3010, 3014, 1072, 1073 — методом РФА в Тюменской Центральной лаборатории; состав образцов № 1169, 1170, 1172 — методом РФА в лаборатории физических и химических методов исследования минерального вещества Института геологии и геохимии имени А.Н. Заварицкого УрО РАН.
ралы представлены плагиоклазом среднего состава (35 об.%), кварцем (30 об.%), роговой обманкой (30 об.%) и биотитом (5 об.%).
Массивы Нганотский-1 и Нганотский-2 расположены в северной части Щучьинской зоны в верховьях р. Юньяха (рис. 2, в). Интрузивы в плане имеют субизометричную неправильную форму и размеры 1,3x0,8 и 2,5x3,3 км соответственно. Массив Нганотский-1 характеризуется зональным строением. В центральной части он сложен габбро и габбродиоритами, а в краевых частях — диоритами и кварцевыми диоритами. В составе массива Нганотский-2 выделяются диориты, тоналиты и плагиограниты, преобладают последние. Вмещающие вулканиты янганапэйской толщи в районе г. Сибилепэ и по рекам Ензоръяха и Нганотаяха имеют лудловско-пржидольский возраст, установленный по многочисленным находкам фауны, собранной В.Н. Вороновым при ГС-50 в 1976 г.
Кварцевые диориты в краевой части массива Нганотский-1 имеют порфировидную структуру с тонкозернистой, гипидиоморфнозернистой основной массой. Они сложены (об.%) плагиоклазом (40), кварцем (40), роговой обманкой (20), биотитом (<1). Фенокристаллы представлены пла-
гиоклазом и роговой обманкой размером 1—3 мм. Основная масса состоит из зерен плагиоклаза, роговой обманки, кварца и листочков биотита размером 0,3—0,8 мм. Плагиоклаз сильно соссю-ритизирован и эпидотизирован. Роговая обманка эпидотизирована и слабохлоритизирована. Биотит встречается редко, обычно в срастании с амфиболом, он часто замещен хлоритом или агрегатом хлорита и лейкоксена.
Плагиограниты массива Нганотский-2 характеризуются преимущественно порфировидной гипидиоморфнозернистой гранитовой структурой и массивной текстурой. Породообразующие минералы представлены (об.%) плагиоклазом (40—50), кварцем (30—40), калиевым полевым шпатом (5—15) и роговой обманкой (5—7). Среди порфировидных выделений (8—20 об.%) преобладают таблички серицитизированного и соссю-ритизированного плагиоклаза размером 2—6 мм, значительно реже встречаются призматические зерна роговой обманки размером 2—3 мм, часто замещенной хлоритом и эпидотом. Основная масса мелко-среднезернистая (размер зерен 0,5—2,0 мм), сложена субидиоморфными кристаллами роговой обманки и плагиоклаза, а также ксеноморфными
Таблица 2
Микроэлементный состав гранитоидов Щучьинской зоны
Компонент Лейкоплагиограниты палеовулкана Речной Плагиограниты массива Нганотский-2
S220 S218 S221 1171 S204 S201 S200 S210
Li 1,97 2,26 0,45 0,56 1,93 2,97 4,23 3,54
Sc 11,35 9,80 1,76 7,49 17,23 6,97 14,84 12,93
Ti 1869,10 1731,95 654,30 857,50 2544,75 2507,11 2333,72 2770,61
V 32,09 29,21 3,35 7,52 84,61 45,90 47,42 62,09
Cr 22,00 27,93 17,79 2,74 18,73 4,71 22,06 85,27
Mn 269,00 238,87 41,36 130,09 646,43 517,50 471,17 324,58
Co 1,81 2,37 0,43 1,17 7,00 3,70 6,57 4,59
Ni 1,69 1,96 2,39 1,30 1,50 2,06 4,68 4,48
Cu 3,49 0,22 5,22 3,67 3,17 7,63 170,84 -
Zn 33,19 23,59 1,99 8,58 31,78 40,08 24,83 12,08
Rb 3,77 5,48 18,52 4,79 12,57 4,83 3,93 3,71
Sr 109,20 111,12 6,91 46,76 226,97 156,71 219,70 145,24
Y 29,95 33,46 18,67 40,45 25,42 26,31 27,61 28,33
Zr 67,66 71,13 124,47 183,49 39,18 66,01 60,21 48,31
Nb 2,82 2,47 3,31 2,78 1,02 0,13 1,00 1,16
Mo 4,00 3,12 2,94 0,23 3,14 1,19 2,56 8,58
Ag 0,19 0,21 0,46 0,18 0,10 0,22 0,24 0,09
Cs 0,13 0,11 0,07 0,00 0,14 0,07 0,09 0,04
Ba 48,48 63,89 39,03 7,55 143,48 - 97,08 39,96
La 7,92 9,57 6,54 10,23 9,97 5,29 6,34 4,22
Ce 25,34 24,84 13,65 29,57 27,93 15,36 19,17 12,47
Pr 3,79 3,47 2,99 4,48 4,05 2,58 3,05 2,27
Nd 17,12 16,12 13,04 20,27 18,67 13,00 15,57 12,03
Sm 4,35 4,09 3,15 5,38 4,77 3,78 4,58 3,72
Eu 0,87 0,91 0,16 0,78 1,13 1,11 1,21 0,80
Gd 5,12 5,07 3,22 5,87 5,23 4,10 5,30 4,08
Tb 0,79 0,84 0,57 1,11 0,76 0,75 0,79 0,66
Dy 5,52 6,05 3,70 7,18 4,96 4,74 5,35 4,43
Ho 1,23 1,36 0,80 1,57 1,04 1,05 1,18 0,96
Er 3,81 4,25 2,57 4,89 3,20 3,16 3,50 2,79
Tm 0,59 0,65 0,40 0,73 0,45 0,48 0,52 0,43
Yb 4,55 5,01 2,80 5,10 3,43 3,27 3,73 2,69
Lu 0,63 0,68 0,43 0,78 0,45 0,49 0,53 0,40
Hf 2,12 2,21 5,80 4,07 1,52 2,49 1,95 1,69
Ta 0,15 0,14 0,52 0,25 0,03 0,08 0,02 0,03
Pb 3,30 2,17 0,25 - 2,18 6,74 2,63 1,58
Th 1,15 0,99 1,07 1,96 1,12 0,82 0,92 1,00
Примечание. Содержание элементов-примесей определено методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН.
выделениями кварца и калиевого полевого шпата. Взаимоотношение зерен полевых шпатов реакционное, с образованием мирмекитов. К зернам роговой обманки тяготеют кристаллы акцессорного магнетита размером 0,1—0,7 мм. В плагиогранит-порфирах краевых частей массива размер зерен основной массы уменьшается до 0,01—0,50 мм.
Химические особенности гранитоидов. Грани-тоиды палеовулканов Речной и Яля-Пэ имеют нормальную и пониженную щелочность и по петрохимической классификации относятся преимущественно к лейкоплагиогранитам и
плагиогранитам [Петрографический..., 2008]. По классификации Ф. Баркера [Barker, 1979] они определяются как тронпьемиты, а пегматоидные разности — как граниты (рис. 3, а). Породы характеризуются натриевым типом щелочности. При содержании SiO2 от 66,5 до 78,6 масс.% для них характерны следующие вариации состава (масс. %): TiO2 0,2-0,5; AI2O3 11,1-14,9; Fe2OзобIЦ 1,0-5,9; MgO 0,2-3,5; CaO 0,5-4,4; Na2O 2,4-6,5; K2O 0,1-1,3 (табл. 1). В пегматоидных участках лей-коплагиогранитов содержание K2O увеличивается до 3,6%. Эндоконтактовая часть массива Речной
сложена кварцевыми диоритами нормальной и повышенной щелочности (табл. 1).
Для лейкоплагиогранитов палеовулкана Речной типично низкое суммарное содержание редкоземельных элементов (РЗЭ) — от 54 до 98 г/т (табл. 2). Хондрит-нормированное распределение РЗЭ характеризуется слабым обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых (LaN/YbN = 1,74^2,33) и выраженным дефицитом Eu (рис. 3, б). Для пород характерно слабое обогащение крупноионными литофильными элементами и наличие небольшого Ta-Nb минимума (рис. 3, в).
Гранитоиды массива Нганотский-1 и Нганот-ский-2 относятся к петрохимическим рядам пониженной и нормальной щелочности, характеризуются натриевым типом щелочности и классифицируются как кварцевые диориты, тоналиты и плагиограниты [Петрографический..., 2008]. По классификации Ф. Баркера [Barker, 1979] гранитоиды массива Нганотский-1 определяются как тоналиты, а массива Нганотский-2 — как трон-дьемиты и тоналиты (рис. 3, а). При содержании SiO2 от 60,2 до 73,0 масс. % вариации петрогенных оксидов следующие (масс. %): TiO2 0,3—0,7; Al2O3 12,1-14,4; Fe2O№) 3,2-9,4; MgO 1,0-3,0; CaO 1,8-6,7; Na2O 2,9-5,2; K2O 0,1-1,3 (табл. 1).
Плагиограниты массива Нганотский-2 по характеру распределения элементов-примесей похожи на лейкоплагиограниты палеовулкана Речной (табл. 2). Они характеризуются низкой концентрацией РЗЭ (от 52 до 86 г/т), слабым обогащением легкими РЗЭ (LaN/YbN = 1,57^2,91) и выраженным дефицитом европия (рис. 3, б). В плагиогранитах массива Нганотский-2, в отличие от лейкоплагиогранитов палеовулкана Речной, заметно лучше проявлена отрицательная Ta-Nb аномалия (рис. 3, в).
По генетической классификации Б. Чаппелла и А. Уайта [Whalen et al., 1987] все рассматриваемые гранитоиды можно отнести к гранитам I типа и лейкократовому подтипу гранитов I типа.
Таким образом, особенности минерального и химического составов рассматриваемых грани-тоидов свидетельствуют о том, что они относятся к достаточно «примитивным» плагиогранитоидам, которые могли образоваться в геодинамической обстановке океанических хребтов или незрелых островных дуг. Поэтому для уточнения происхождения изучаемых плагиогранитоидов мы сравнили их микроэлементный состав с расчетным составом плагиогранитов Срединно-Океанического хребта (СОХ); с составами плагиогранитоидов из океанических хребтов, не связанных с процессами субдукции, — из «нормальных» офиолитов Тосканы и «аномальных» Срединно-Атлантического хребта (45° N); с составами плагиогранитов из океанических хребтов, образование которых вызвано субдукцией, — из офиолитов блока Смартвилль, образовавшихся в задуговой обстановке, и надсуб-
дукционных офиолитов Тродоса, сформированных в преддуговой обстановке, а также с островодуж-ными плагиогранитами Омана [Pearce et al., 1984]. Плагиогранитоиды Щучьинской зоны отличаются от большинства офиолитовых плагиогранитоидов тем, что обогащены крупноионными литофильны-ми элементами (K, Rb, Th) и обеднены высокозарядными элементами (РЗЭ, Ta, Nb, Zr, Hf, Y) (рис. 3, в). Они наиболее близки к трондьемитам из раннеостроводужных комплексов Омана и из надсубдукционных офиолитов Тродоса, образовавшихся в преддуговой обстановке. На диаграммах Дж.А. Пирса [Pearce et al., 1984], в частности на диаграмме Rb-(Y+Nb) (рис. 3, г), фигуративные точки составов изучаемых плагиогранитоидов находятся в поле гранитоидов вулканических дуг.
Результаты U-Pb датирования цирконов из гранитоидов. Выполнено U-Pb (SIMS) датирование цирконов из пегматоидных лейкоплагиогранитов палеовулкана Речной (обр. № S221) и плагиогранитов палеовулкана Яля-Пэ (обр. № 3010) второй фазы хоймпэйского комплекса. Кроме того, датированы цирконы из кварцевых диоритов массива Нганотский-1 (обр. № 1072) первой фазы юньягинского комплекса. Пробоподготовка и измерения проводились на вторично-ионном масс-спектрометре «SHRIMP-II» в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по методике, изложенной в работах [Ireland, 1995; Larionov et al., 2004].
Среди цирконов из пегматоидных лейкопла-гиогранитов палеовулкана Речной (обр. № S221) выделяются два типа зерен. Первый тип представлен идиоморфными прозрачными светло-желтыми субизометричными или слабо удлиненными (^удл=1"2,5) бипирамидальными кристаллами размером 70-120 мкм, которые в катодных лучах имеют яркое свечение и осцилляционную зональность (рис. 4, а). Внутри некоторых зерен встречаются овальные ядра со слабым свечением. Цирконы второго типа резко преобладают, они представлены субидиоморфными, иногда ксеноморфными зернами, часто с неровными краями, а также идиоморфными бипирамидально-призматическими кристаллами, изометричными и слабоудлиненными (^"удл=1+2,5), полупрозрачными, светло-коричневыми, размером 40-200 мкм. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 4, а) цирконы второго типа характеризуются очень слабым однородным свечением, в них содержится большое количество черных включений. В некоторых зернах видна лоскутная зональность, с элементами мозаичной, а в отдельных цирконах — осцилляционная (рис. 4, а).
Для 10 зерен циркона из обр. № S221 получен широкий диапазон Pb/ U-возраста — от 985 до 438 млн лет (табл. 3). Для 9 зерен (рис. 4, б) с возрастом от 478 до 438 млн лет рассчитан кон-кордантный возраст, который составил 456±6 млн
лет (2а, среднеквадратичное отклонение (СКВО) равно 0,33), отвечающий концу дарривилского века среднего ордовика—катийскому веку позднего ордовика. В этой группе зерен присутствуют цирконы обоих вышеописанных типов (рис. 4, а). Одно зерно с возрастом 985+17 млн лет (1а) в катодных лучах отличается, оно имеет умеренно яркое свечение и размытую осцилляционную зональность.
Цирконы из плагиогранитов массива Яля-Пэ (обр. № 3010) представлены идиоморфными прозрачными светло-желтыми короткими (Кудп=2^2,5) бипирамидально-призматическими кристаллами размером 60—125 мкм. Катодолюминесцентные изображения цирконов демонстрируют (рис. 4, в)
контрастную секториальную зональность в сочетании с осцилляционной, реже попадаются зерна только с осцилляционной зональностью. и-РЬ датирование 10 зерен циркона из обр. № 3010 дало разброс возраста от 479 до 108 млн лет (табл. 3). Для 9 зерен циркона (рис. 4, г), 206РЬ/238и возраст которых варьирует от 479 до 445 млн лет, конкордантный возраст составляет 454+4 млн лет (2а, СКВ0=0,35), что соответствует границе санд-бийского и катийского веков позднего ордовика. Эта группа цирконов характеризуется сектори-альной и секториально-осцилляционной зональностью на катодолюминесцентных изображениях (рис. 4, в). Одно зерно с тонкой осцилляционной зональностью имеет возраст 108+1 млн лет (1а).
Таблица 3
Результаты U-Th-Pb изотопного анализа зерен циркона из гранитоидов палеовулканов Речной (образец № S221), Яля-Пэ (образец № 3010) и массива Нганотский-1 (образец № 1072)
Номер анализа 206Pbc, % Содержание, г/т 232Th Изотопные отношения, ± % (1a) Rho Возраст, млн лет, ± 1a D, %
U Th 206Pb* 238U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 206Pb/238U 207Pb/206Pb
S221_9.1 0,47 461 113 28,0 0,25 0,0543 ±4,5 0,527 ±4,9 0,0703 ±1,9 0,39 438 ±8 384 ±100 -12
S221_10.1 2,19 138 82 8,6 0,61 0,0596 ±16,0 0,580 ±16,0 0,0706 ±2,4 0,15 439 ±10 590 ±340 34
S221_5.1 1,54 1398 265 88,0 0,20 0,0597 ±4,2 0,593 ±4,6 0,0721 ±1,8 0,39 449 ±8 592 ±91 32
S221_2.1 0,56 808 125 51,1 0,16 0,0548 ±3,8 0,553 ±4,3 0,0732 ±2,0 0,46 455 ±9 404 ±85 -11
S221_1.1 0,57 713 144 45,3 0,21 0,0556 ±3,5 0,564 ±3,9 0,0735 ±1,8 0,46 457 ±8 437 ±78 -4
S221_6.1 0,14 881 185 56,2 0,22 0,0575 ±2,5 0,588 ±3,1 0,0742 ±1,8 0,58 461 ±8 511 ±55 11
S221_7.1 9,32 17 7 1,2 0,41 0,0800 ±52,0 0,830 ±53,0 0,0749 ±6,4 0,12 466 ±29 1200 ±1000 157
S221_4.1 1,92 121 66 8,1 0,56 0,0572 ±17,0 0,600 ±17,0 0,0765 ±2,5 0,15 475 ±11 498 ±370 5
S221_8.1 3,32 506 212 34,7 0,43 0,0603 ±9,3 0,641 ±9,5 0,0771 ±1,9 0,20 479 ±9 614 ±200 28
S221_3.1 0,41 250 86 35,7 0,36 0,0728 ±4,9 1,657 ±5,2 0,1651 ±1,8 0,35 985 ±17 1008 ±99 2
3010_8.1 0,40 449 236 6,6 0,54 0,0462 ±5,7 0,108 ±5,7 0,0169 ±0,9 0,16 108 ±1 8 ±132 -93
3010_6.1 0,81 108 78 6,7 0,75 0,0547 ±8,2 0,539 ±8,3 0,0714 ±1,3 0,16 445 ±6 400 ±174 -10
3010_7.1 0,74 116 101 7,2 0,90 0,0544 ±7,2 0,537 ±7,3 0,0716 ±1,1 0,15 446 ±5 388 ±154 -13
3010_6.2 0,64 110 91 6,8 0,85 0,0546 ±6,6 0,540 ±6,7 0,0717 ±1,2 0,18 447 ±5 396 ±141 -11
3010_5.1 0,76 72 28 4,6 0,40 0,0546 ±7,7 0,551 ±7,8 0,0732 ±1,3 0,17 455 ±6 396 ±164 -13
3010_1.1 0,47 79 33 5,0 0,44 0,0539 ±5,8 0,544 ±6,0 0,0733 ±1,2 0,20 456 ±5 367 ±126 -20
3010_4.1 0,43 87 49 5,5 0,58 0,0573 ±5,1 0,580 ±5,2 0,0733 ±1,2 0,22 456 ±5 503 ±108 10
3010_3.1 0,64 58 27 3,7 0,47 0,0566 ±7,6 0,577 ±7,7 0,0738 ±1,4 0,18 459 ±6 476 ±160 4
3010_2.1 1,44 139 90 9,1 0,67 0,0542 ±12,0 0,562 ±12,0 0,0752 ±1,2 0,10 467 ±5 379 ±250 -19
3010_9.1 7,89 41 17 2,9 0,43 0,0590 ±37,0 0,620 ±37,0 0,0771 ±3,2 0,09 479 ±15 567 ±650 18
1072_1.1 3,33 763 578 40,5 0,78 0,0570 ±5,8 0,470 ±5,8 0,0598 ±0,6 0,11 374 ±2 492 ±130 32
1072_1.2 3,86 745 874 40,8 1,21 0,0619 ±6,3 0,523 ±6,3 0,0613 ±0,7 0,12 383 ±3 670 ±130 75
1072_3.1 0,06 880 1147 51,4 1,35 0,0556 ±1,4 0,521 ±1,5 0,0679 ±0,5 0,35 424 ±2 437 ±30 3
1072_7.1 1,38 874 786 53,5 0,93 0,0551 ±5,7 0,533 ±5,8 0,0702 ±0,7 0,12 437 ±3 417 ±130 -5
1072_4.1 0,29 337 202 21,4 0,62 0,0574 ±3,0 0,581 ±3,1 0,0735 ±0,8 0,25 457 ±3 505 ±66 11
1072_2.1 0,22 381 288 24,1 0,78 0,0559 ±2,5 0,567 ±2,6 0,0735 ±0,6 0,23 457 ±3 450 ±56 -2
1072_8.1 0,29 584 260 37,4 0,46 0,0576 ±3,0 0,591 ±3,1 0,0743 ±0,8 0,25 462 ±3 516 ±65 12
1072_9.1 0,57 494 440 32,1 0,92 0,0575 ±2,9 0,595 ±3,1 0,0751 ±0,9 0,30 467 ±4 511 ±65 10
1072_5.1 0,92 513 797 33,4 1,61 0,0580 ±4,8 0,602 ±4,9 0,0752 ±0,9 0,18 468 ±4 531 ±110 14
1072_6.1 0,53 394 261 25,9 0,68 0,0559 ±3,8 0,585 ±3,9 0,0759 ±0,7 0,19 472 ±3 448 ±84 -5
Примечания. Ошибка в калибровке стандарта составляет 0,57% (для образца № 8221) и 0,35% (для образцов № 3010 и 1072); РЬС и 206РЬ* — содержание обыкновенного и радиогенного свинца соответственно; изотопные отношения скорректированы по измеренному 204РЬ; D — дискордантность: D = 100-[возраст (207РЬ/206РЬ)/возраст (206РЬ/238и) — 1]; КЬо — коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235и.
а
1.1 (457±8) 2.1 (455±9) 3.1 (985±17) 4.1 (475±11)
5.1 (449±8) 6.1 (461 ±8) 7.1 (466±29)
о о ¿ât
8.1 (479±9)
10.1 (439±10) 9.1 (438±8) ^ v
KV M
о -
&
100 цт
1.1 (456±5) 2.1 (467±5) 3.1 (459±6)
t о Oä О-
4.1 (456±5)
7.1 (446±5)
5.1 (455±6)
8.1 (108±1)
6.1(445±6) ^ 6.2 (447±5)
9.1 (479±15) . 100 um .
1.1 (374±2)
оо
1.2 (383±3)
2.1 (457±3) 3.1 (424±2)
;0' О ,
5.1 (468±4) 6.1(472±3)
4.1 (457±3)
о
7.1 (437±3)
8.1 (462±3) 9Л (467±4)
/о о**
100 цт
0,060
0,086 0,082 0,078
0,8 1,2
17РЬ/235и
£
Г 0,074
0,070
0,066
Образец ЗОЮ 206Pb/238U возраст 454 ± 4 млн лет (± 2о) п = 9/10, СКВО = 0,35
0,0 0,2
0,4 0,6 0,8
207РЪ/235и
1,0 1,2
0,082 0,078 0,074 Р 0,070 f 0,066 0,062 0,058
Образец 1072
206-1-и /238-г у
РЬ/ U возраст 463 ± 3 млн лет (± 2 g) п = 6/10, СКВО = 0,83
0,054
-н
Дискордия с пересечениями : 0 ± 50 и 468 ± 40 млн лет, СКВО = 0,55
0,35
0,45
207РЪ/235и
Рис. 4. Катодолюминесцентные изображения цирконов c номерами датированных зерен и их возрастом (млн лет) и диаграммы с конкордией для возраста цирконов из гранитоидов палеовулканов Речной (а, б), Яля-Пэ (в, г) и массива Нганотский-1 (д, е) соответственно. Эллипсы погрешностей на уровне 2ст, результаты U-Pb SIMS датирования приведены в табл. 3
Образование гранитоидов палеовулкана Яля-Пэ происходило 454±4 млн лет назад, на рубеже сан-дийского и катийского веков позднего ордовика. Молодое зерно альбского возраста образовалось либо в результате наложенных динамометамор-
фических процессов, интенсивно проявленных в гранитоидах массива Яляпэ, либо вследствие механического засорения при пробоподготовке.
Цирконы из кварцевых диоритов массива Нганотский-1 (обр. № 1072) представлены про-
зрачными светло-желтыми, хорошо ограненными бипирамидально-призматическими удлиненными (Худл=2^4) кристаллами размером 50-130 мкм, с небольшими черными включениями рудного минерала. В катодных лучах (рис. 4, д) цирконы имеют слабое однородное темно-серое свечение, реже отмечаются зерна с более интенсивным свечением. В цирконах слабо проявлена осцилля-ционная зональность, местами затушеванная лоскутной зональностью. U-Pb датирование 10 зерен циркона из обр. № 1072 дало широкий разброс значений — от 472 до 374 млн лет (табл. 3). По всем 10 точкам построена дискордия (рис. 4, е) с нижним пересечением 0±50 млн лет и верхним пересечением 468+40 млн лет (СКВО=0,55). Для наиболее дискордантных молодых цирконов с возрастом 374±2 и 383±3 млн лет характерна видимая на катодолюминесцентных изображениях (рис. 4, д) лоскутная зональность или же они не зональны. В остальных цирконах (дискордант-ность от -5 до 14) осцилляционная зональность плохо проявлена, иногда присутствуют элементы лоскутной зональности.
В области верхнего пересечения дискордии с конкордией 6 из 10 аналитических точек образуют группу с датировками, варьирующими от 472 до 457 млн лет (рис. 4, е). Для этой группы точек рассчитан конкордантный возраст, который составил 463±3 млн лет (2a, СКВО=0,83). Согласованность конкордантного возраста с возрастом верхнего пересечения дискордии с конкордией позволяет сделать вывод о том, что возраст 463±3 млн лет с большой долей вероятности отвечает времени кристаллизации расплава — рубежу дарривилского и сандбийского веков среднего ордовика.
Отметим, что очень похожие изотопные датировки получены [Андреичев и др., 2012] для цирконов из роговообманковых гнейсовидных плагиогранитов, распространенных в поле офио-литовых метагабброидов малыкского комплекса, развитых на западе Щучьинской структуры. U-Pb (SIMS) датирование позволило В.Л. Андреичеву
с соавторами рассчитать конкордантный возраст по 5 индивидуальным зернам циркона, который составил 451+14 млн лет (2а, СКВ0=0,21).
Выводы. 1. Гранитоиды палеовулканов Речной и Яля-Пэ, относимые к хоймпэйскому комплексу, сформировались в обстановке юной островной дуги, о чем свидетельствуют их пространственная ассоциация и секущие взаимоотношения с ранне-островодужными вулканитами, а также меднокол-чеданный состав руд палеовулкана Речной. Геохимические особенности изученных гранитоидов также характерны для пород, образовавшихся в надсубдукционных обстановках.
2. Интрузивы гранитоидов палеовулканов Речной и Яля-Пэ, а также массива Нганотский-1 сформировались на рубеже среднего и позднего ордовика (456+6, 454+4 и 463+3 млн лет соответственно), а не в позднем силуре и раннем—среднем девоне, как считалось раньше. В связи с этим целесообразно отнести все исследованные тела гранитоидов к хоймпейскому комплексу, уточненный возраст которого отвечает среднему—позднему ордовику.
3. Изученные гранитоидные тела прорывают островодужные вулканиты, которые принято было относить к образованиям близких по составу верхнеордовикско-нижнесилурийской сядайской свиты и силурийской янганэпэйской толщи. Полученные средне-позднеордовикские датировки для гранитоидов весьма надежно фиксируют верхний стратиграфический предел формирования вмещающих вулканитов как средне-верхнеордовикский, что близко к стратиграфическому уровню сядай-ской свиты.
Благодарности. Авторы выражают благодарность сотрудникам ЦИИ ВСЕГЕИ П.А. Львову и Е.Н. Лепехиной, выполнившим и-РЬ датирование цирконов (проведено в рамках работ по ГМК-200, лист Q42-III); Я.В. Бычковой за анализ элементов-примесей (1СР-М8); С.Т. Неверову, Т.В. Кабановой и Н.П. Горбуновой, выполнившим определения петрогенных элементов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Андреичев В.Л. Изотопная геохронология ультра-мафит-мафитовых и гранитоидных ассоциаций восточного склона Полярного Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 44 с.
Андреичев В.Л., Куликова К.В., Ларионов А.Н. и-РЬ возраст плагиогранитов Малыко (Полярный Урал) // Изв. Коми НЦ УрО РАН. 2012. № 4(12). С. 60-66.
Андреичев В.Л., Ларионов А.Н. ЯЬ-8г- и и-РЬ-данные о возрасте гранитоидного магматизма Щучьинской островодужной системы Полярного Урала // Фундамент, структуры обрамления Западно-Сибирского мезозойско-кайнозойского осадочного бассейна, их геодинамическая эволюция и проблемы нефтегазонос-ности: Мат-лы Всеросс. науч. конф. Тюмень — Новосибирск, 2008. С. 7-8.
Бевз Е.И. Особенности петрохимии и металлогении плагиогранит-габброидных комплексов восточного склона Полярного Урала // Магматизм и металлогения Севера Урала и Пай-Хоя. Сыктывкар, 1976. С. 42-57 (Тр. Ин-та геологии Коми фил. АН СССР).
Душин В.А., Сердюкова О.П., Малюгин А.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. 2-е изд. Сер. Полярно-Уральская. Листы 0-42-1, II (Лаборовая). Объясн. записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2009. 372 с.
Зылёва Л.И., Коновалов А.Л., Казак А.П. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Сер. Западно-Сибирская. Лист 0-42 (Салехард). Объясн. записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2014. 396 с.
Кузнецов Н.Б., Удоратина О.В., Андреичев В.Л. Палеозойское изотопное омоложение комплексов доуралид и проблема эволюции восточной окраины ВосточноЕвропейского континента в палеозое // Вестн. ВГУ. Сер. Геол. 2000. № 3 (9). С. 15-19.
Охотников В.Н. Гранитоиды и рудообразование (Полярный Урал). Л.: Наука, 1985. 184 с.
Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. 2-е изд. СПб.: ВСЕГЕИ, 2008. 200 с.
Ремизов Д.Н. Гранитоидный магматизм Щучьин-ского района Полярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 110 с.
Ремизов Д.Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон). Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 221 с.
Сирин Н.А. Магматизм и его металлогенические особенности на Приполярном—Полярном Урале. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 288 с.
Старков В.Д. Интрузивный магматизм эвгеосин-клинальных зон Полярного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. 148 с.
Barker F. Trondhjemites, dacites and related rocks. N.Y.: Elsevier, 1979.
Ireland T.R. Ion microprobe mass-spectrometry: Techniques and applications in cosmochemistry, and geo-
chronology // Advances in analytical geochemistry. 1995. Vol. 2. P. 1-118.
Larionov A.N, Andreichev V.L., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoprotero-zoic Timanide Orogen of Eastern Baltica / Eds. D.G. Gee, V. Pease. Geol. Soc. Mem. N 30. L., 2004. P. 69-74.
Pearce J.A. Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins // Continental basalts and mantle xenoliths. Shiva, Nantwich, 1983. P. 230-249.
Pearce J.A, Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrology. 1984. Vol. 25. P. 956-983.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes / Magmatism in the Ocean Basins Saunders // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.
Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-Type granites — geochemical characteristics, discrimination and pedogenesis // Contrib. Mineral. and Petrol. 1987. Vol. 95(4). P. 407-419.
Поступила в редакцию 06.10.2016
