CC BY
22
УДК 550.38435:551.71 (470.22)
Н.В. Лубнина1, А.И. Слабунов2
КАРЕЛЬСКИЙ КРАТОН В СТРУКТУРЕ НЕОАРХЕЙСКОГО СУПЕРКОНТИНЕНТА КЕНОРЛЕНД: НОВЫЕ ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ ПО ГРАНУЛИТАМ ОНЕЖСКОГО КОМПЛЕКСА3
Новые палеомагнитные и изотопно-геохронологические данные, полученные для неоархейского Онежского гранулитого комплекса, позволили реконструировать положение Карельского кратона в составе неоархейского суперконтинента Кенорленд. Выполнены геологические корреляции для кратонов Карельский, Каапваальский, Пилбара, Сьюпириор, Слейв. Сопоставление независимых геологических и палеомагнитных данных позволило предложить новую конфигурация неоархейского суперконтинента Кенорленд. Положение древнего ядра Карельского кратона (Водлозерского террейна), расположенного на северо-западной периферии структуры суперконтинента, реконструировано на основании полученных ранее палеомагнитным данных о неоархейских санукитоидах Панозерского массива и новых данных о гранулитах Онежского комплекса.
Ключевые слова: Карельский кратон, неоархей, суперконтинент Кенорленд, палеомагнетизм, U—Pb датирование, Онежский гранулитовый комплекс.
New paleomagnetic and isotopic-geochronological data obtained for Neoarchean Onega granulite complex, were used to reconstruct the position of the Karelian craton in the Neoarchean supercontinent Kenorland. Geological correlations were made for the Karelian, Kaapvaal, Pilbara, Superior, and Slave cratons. Comparison of independent geological and paleomagnetic data allowed us to propose a new configuration of the Neoarchean supercontinent Kenorland. The position of the ancient core of the Karelian craton (the Vodlozero terrane), located in the North-Western margin of the supercontinent structure, reconstructed based on the previously paleomagnetic data for the Neoarchean Panozero sanukitoid massif and new one for granulite of Onega complex.
Key words: Karelian craton, NeoArchean, supercontinent Kenorland, paleomagnetism, U—Pb dating, Onega granulite complex.
Введение. Проведенные реконструкции неоархейского суперконтинента Кенорленд основаны на анализе геологических и палеомагнитых данных для кратонов Карельский, Каапваальский, Пилбара, Сьюпириор, Слейв [Лубнина, Слабунов, 2009, 2011; 81аЪипоу, Lubnina, 2016]. Они во многом базировались на палеомагнитных данных. В частности, положение древнего ядра Водло-зерского террейна оценивалось по результатам изучения Панозерского санукитоидного массива, расположенного на северо-западной периферии структуры [Лубнина, Слабунов, 2009]. Вместе с тем в составе этого террейна известны неоархейские гранулиты (онежский или карицкий по [Костин, 1989] гранулит-эндербит-чарнокитовй комплекс), палеомагнитные данные о которых крайне важны для тестирования геодинамической реконструкции неоархейского суперконтинента Кенорленд.
Геология гранулитов Онежского комплекса. Гранулитовые комплексы достаточно широко распространены в архее восточной части Фенно-
скандинавского щита (рис. 1, А), и они могут быть объектами для палеомагнитных исследований.
В пределах неоархейского Карельского крато-на известны следующие гранулитовые (гранулит-эндербит-чарнокитовые) комплексы (рис. 1, А): Вокнаволокский, Тулосский, Онежский, Вар-паисъярвинский и Пудасъярвинский [Король, 2009; Слабунов и др., 2006, 2015 и ссылки в этих работах]. Большая часть гранулитовых комплексов провинции сформировалась в неоархее. Все они обнаруживают определенные черты сходства и в основном сложены эндербитами диоритового— тоналитового состава, которые содержат включения пара- и ортопород, представленных основными, средними и реже кислыми и ультраосновными гранулитами. Наиболее молодыми компонентами комплекса могут быть чарнокиты.
Онежский неоархейский гранулит-эндербит-чарнокитовый комплекс расположен на границе центрального и периферического доменов Водло-зерского террейна Карельского кратона (рис. 1, Б).
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, профессор; e-mail: natalia.lubnina@gmail.com
2 Институт геологии Карельского научного центра РАН, лаборатория петрологии и тектоники, зав. лабораторией; e-mail: slabunov@krc.karelia.ru
3 Работа выполнена за счет гранта РФФИ (проекты № 15-05-09288, 17-05-01270) и на приборах, закупленных по Программе развития Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова.
1 2 I/I®
7 8 | О 9 ИИ| \11
Рис. 1. Схема тектонического районирования Фенноскандинавского щита, по [Слабунов и др., 2006] с дополнениями (А): 1 — платформенный чехол; 2 — каледонский ороген; 3—5 — континентальная кора Фенносканди-навского щита (по времени формирования):
3 — палео/мезопротерозойская (1,75—1,5 млрд лет) ювенильная; 4 — палеопротерозойская (2,5—1,75 млрд лет) ювенильная; 5 — архейская (3,5—2,5 млрд лет), в том числе частично переработаиная в палеопротерозое; 6 — неоархейские гранулитовые комплексы Карельского кратона: Он — Онежский, Вк — Вокнаволок-ский, Ту — Тулосский, Ва — Варпаисъярвин-ский, Пд — Пудасъярвинский. Цифры в кружках — главные структуры Фенноскандинавского щита: 1 — Карельский кратон; 2 — Беломорский подвижный пояс; 3 — Кольский террейн Лапландско-Кольского орогенического пояса; 4 — Мурманский
кратон; 5 — кратон Норрботтен; 6 — Свекофеннский орогенический пояс; 7 — Свеконорвежский орогенический пояс.
Схема геологического строения района Онежского озера и положение объектов палеомагнитных исследований (Б), составлена на основании [Костин, 1989; Куликов и др., 2017; Слабунов и др., 2011] (Б): 1—5 — протерозойские образования: 2 — осадочные, вулканогенные комплексы, силлы основных пород; 3 — людиковийские и ятулийские дайки габброидов, долеритов, перидотитов;
4 — Бураковский перидотит-габброноритовый расслоенный плутон (2,45—2,37 млрд лет); 5 — дайки габброидов (2,5—2,4 млрд лет); 6—11 — архейские образования: 6 — крупнозернистые граниты онежского комплекса; 7 — граниты тубозерского комплекса; 8 — порфировидные граниты кубовского комплекса (2,7 млрд лет); 9 — онежский гранулит-эндербит-чарнокитовый комплекс (2,74 млрд лет) (площадь распространения показана на основании анализа аномалий магнитного поля); 10 — мезоархейский Маткалахтинский зеленокаменный пояс; 11 — ТТГ с разнообразными гранитоидами (кальинско-водлозерский комплекс)
(3,2—2,7 млрд лет).
Цифрами на схеме обозначены точки палеомагнитного опробования: 1 — м. Черный; 2 — о. Б. Гольцы; 3 — Бесов Нос
Его коренные выходы находятся в узкой береговой полосе и на островах восточного берега Онежского озера южнее устья р. Водла, по ним сложно судить об истинных размерах массива. Однако, судя по особенностям структуры магнитного поля, гранулитовый комплекс слагает тело размером (в плане) 100 км по простиранию и 25 км в ширину (рис. 1, Б). Прямые контакты комплекса с окружающими породами не обнажаются, но по геофизическим данным уверенно фиксируется секущее по отношению к гранулитам положение неопротерозойских (~2,505 млрд лет) и палеопро-терозойских (~1,97 млрд лет) даек [Куликов, и др., 2017и ссылки в этой работе].
Рассматриваемый гранулитовый комплекс состоит из двух компонентов — гранитоидов (эндербитов—чарнокитов) и ксенолитоподобных
фрагментов основных, средних и кислых гранули-тов, реже высокомагнезиальных пород (горнблен-дитов). Гранулиты образуют ксенолитовидные тела среди эндербитов—чарнокитов.
Эндербиты состоят из плагиоклаза, кварца, ортопироксена, в чарноэндербитах и чарнокитах присутствуют калиевый полевой шпат (ортоклаз) обычно с микропертитовым строением [Слабунов и др., 2011, 2015]. Для плагиоклазов весьма характерны антипертиты [Костин, 1989]. Кроме орто-пироксена в породах могут присутствовать кли-нопироксен и биотит. В целом отмечается крайне плохая сохранность темноцветных минералов, в первую очередь пироксенов, по которым образуются ассоциации низкотемпературных минералов. Условия становления гранулитовых ассоциаций в этих породах по наиболее сохранившимся раз-
новидностям оцениваются следующим образом: 7=750^830 °С, Р=5,1^5,3 кбар [Слабунов и др., 2011, 2015].
По петрохимическим характеристикам эндербиты—чарнокиты этого комплекса варьируют от диоритов, тоналитов, гранодиоритов до гранитов известково-щелочной серии (рис. 2, а, в; табл. 1). Наиболее поздние крупнозернистые разности эндербитов отвечают по составу диоритам—гранодиоритам. Обращает на себя внимание отсутствие разностей с содержанием 8Ю2 60—67%. Вместе с тем такой состав обычен для кислых и средних гранулитов, блоки которых находятся среди эндербитов— чарнокитов.
Гранитоиды этой группы и по геохимическим характеристикам имеют значительное сходство с породами тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации. Спектр распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) дифференцированный, с близким к ТТГ низким уровнем значений нормированного содержания тяжелых РЗЭ (рис. 2, д). Для пород характерно обеднение № относительно La и ТИ (рис. 2, д). Грану-литы среднего и кислого составов состоят из ортопикоксена, клинопироксена, плагиоклаза, биотита, кварца, встречаются ортоклаз и амфибол. По составу они отвечают диоритам—кварцевым диоритам известково-щелочной серии (рис. 2, б, г; табл. 1) и существенно отличаются от эндербитов—чарнокитов более низким содержанием 8Ю2. Еще больше эти две группы отличаются по геохимическим особенностям. Последние, в отличие от эндербитов, характеризуются меньшей дифференциацией спектра распределения РЗЭ, хорошо выраженной положительной гг аномалией (относительно № и 8ш), а главное — меньшим уровнем деплети-рованности по РЗЭ (рис. 2, д).
Основные гранулиты представляют собой двупироксеновые кристаллослан-цы, в условиях хорошей сохранности состоящие из орто- и клинопироксе-нов, плагиоклаза. Условия становления гранулитов по наиболее сохранившимся разновидностям оцениваются так: 7=750^870 °С, Р=5,5^6,5 кбар [Слабунов и др., 2011, 2015]. Основные гранулиты (двупироксеновые кристаллосланцы) по петрогеохимическим особенностям отвечают базальтам толеитовой серии (рис. 2, б, г; табл. 1). Для них характер-
Таблица 1
Химический состав пород Онежского гранулит-эндербит-чарнокитового комплекса (оксида! — масс.%, элементы — г/т)
Состав Порода, номер анализа
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
8Ю2 57,52 68,82 71,44 70,28 48,62 51,80 48,92 52,44 66,40 55,00
ТЮ2 0,90 0,41 0,22 0,33 0,88 0,13 1,21 0,79 0,74 1,04
А12О3 18,00 16,20 14,78 14,98 15,45 4,89 14,42 17,83 16,03 16,85
Fe2O3 1,77 1,00 0,57 1,44 3,05 2,42 3,90 2,36 1,50 1,23
FeO 4,45 1,86 1,43 0,87 8,75 10,70 8,91 6,03 2,73 7,61
МпО 0,11 0,03 0,03 0,03 0,19 0,28 0,20 0,13 0,04 0,18
МвО 2,26 1,16 0,78 0,82 7,90 14,22 6,46 4,80 1,54 5,84
СаО 5,36 2,90 2,53 2,47 9,43 11,02 10,28 8,54 3,48 6,04
Ка2О 5,34 4,74 4,29 4,42 2,77 0,29 3,43 4,53 4,54 3,88
К2О 1,29 1,91 3,22 3,00 0,84 0,15 0,78 0,90 1,53 0,89
Р2О5 1,65 0,16 0,09 0,10 0,13 0,01 0,14 0,16 0,27 0,29
Н2О 0,15 0,06 0,09 0,13 0,05 0,26 0,07 0,09 0,03 0,09
ппп 1,05 0,74 0,45 0,80 1,45 3,35 1,22 1,16 0,91 0,97
Сг 33 26 10 15 265 2839 148 64 31 -
№ 43 16 13 16 21 1242 81 79 24 1240
Со 15 6 4 4 60 56 46 33 11 62
V 41 32 13 28 296 39 317 296 58 138
Си 62 7 24 4 367 48 90 51 24 80
RЪ 29 33 50 49 10 3 7 11 51 31
Ва 338 512 949 804 - 30 53 142 557 507
8г 395 238 261 208 136 8 106 334 287 423
Та 0,77 0,12 0,21 0,23 0,30 0,35 0,33 0,77 1,26 0,99
КЪ 10,7 4,7 3,7 4,3 2,2 2,0 3,2 5,6 13,1 13,9
ш 0,84 5,75 6,18 7,34 1,93 0,57 2,63 3,18 13,36 5,60
гг 24 175 178 211 52 18 56 88 468 165
У 58 3 3 4 21 3 25 11 11 16
ТИ 1,60 7,62 8,78 12,98 0,74 1,08 0,47 3,13 10,97 6,33
Ьа 54,4 28,37 32,00 36,03 5,72 4,45 4,10 16,96 60,38 32,52
Се 150,30 53,14 60,46 72,22 14,67 13,23 10,98 34,67 125,26 65,78
Рг 21,71 5,32 5,58 6,91 2,07 1,65 1,61 3,76 12,31 7,27
ш 96,21 20,07 20,41 25,73 10,09 6,65 9,32 15,85 47,96 30,55
22,52 2,79 2,60 3,46 2,76 1,11 2,90 2,88 6,74 5,15
Еи 1,10 0,70 0,87 0,84 0,84 0,30 1,00 0,90 1,48 1,63
Gd 20,96 2,40 2,26 2,99 3,28 0,96 3,90 2,90 5,92 5,00
ТЪ 2,98 0,21 0,19 0,28 0,65 0,10 0,68 0,38 0,60 0,61
Dy 13,19 0,67 0,59 0,91 4,04 0,36 4,44 1,98 2,48 3,09
Но 2,17 0,14 0,13 0,19 0,84 0,10 0,97 0,42 0,43 0,60
Ег 5,50 0,37 0,36 0,51 2,39 0,33 2,96 1,28 1,18 1,77
Тш 0,58 0,04 0,04 0,06 0,33 0,04 0,41 0,16 0,13 0,21
УЪ 3,27 0,26 0,30 0,38 2,38 0,41 2,94 1,16 0,85 1,51
Ьи 0,37 0,04 0,04 0,06 0,33 0,05 0,40 0,16 0,10 0,20
Примечания. 1 — эндербит (ОК9-7/2, о. Б. Голец); 2 — эндербит (ОШ-1/1, Бесов Нос); 3 — чарнокит (ОШ-12/2, мыс Черный); 4 — чарнокит (ОШ-Ю/1, мыс Черный); 5 — основной гранулит (ОК9-7/1, о. Б. Голец); 6 — горноблендит (ОШ-4/3, о. Б. Голец); 7 — основной гранулит (BD-10-9, мыс Черный); 8 — основной гранулит (ОШ-12/1, мыс Черный); 9 — кислый гранулит (ОШ-Ю/2, мыс Черный); 10 — ортопироксен—биотитовый гранулит (ОШ-1/2, Бесов Нос). Анализы выполнены в аналитической лаборатории Института геологии КарНЦ РАН.
Рис. 2. Петрогеохимические особенности Онежского гранулитового комплекса. Фигуративные точки их состава на классификационных диаграммах: а, б — SiO2—Na2O+K2O, по [А Classification..., 1989]; в — An—Ab—Or, по [O'Connor, 1965]; г — на катионной диаграмме FeO*+TiO2—Al2O3—MgO, по [Jensen, 1965]. На диаграммах а и б пунктирной линией показаны составы гранитоидов из работы [Костин, 1989], косым крестиком — средний состав гранитоидов ТТГ-ассоциации. На диаграмме г буквами обозначены: БК — базальтовый коматиит, ПК — перидотитовый коматиит, ВЖТ — высокожелезистый толеит, ВМТ — высокомагнезиальный толеит; породы толеитовой серии: ТА — андезиты, ТД — дациты, ТР — риолиты; породы известково-щелочной серии: ИЩБ — базальты, ИЩА — андезиты, ИЩД — дациты; ИЩР — риолиты. На графиках д—е — спайдерграммы нормированных по примитивной мантии, по [Hofmann, 1988], значений содержания малых элементов: д — в эндербитах и чарнокитах (серое поле — в среднекислых гранулитах из включений), е — в основных гранулитах
но «плоское» распределение нормированных по хондриту РЗЭ при уровне содержания 10—20 хон-дритов, отрицательная аномалия № (относительно ТИ и La) на спайдерграмме (рис. 2, е). Такие геохимические особенности роднят эти породы с островодужными базальтами, широко представленными в зеленокаменных поясах [Ранний..., 2005; Слабунов и др., 2006].
Изотопно-геохронологические исследования. и—ТИ—РЬ геохронологические исследования цирконов из пород гранулитовго комплекса проводились на ионном микрозонде «8НЫМР-11» в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике [МШаш8, 1998].
Из основных гранулитов м. Черный выделены цирконы. В их монофракции преобладают мелкие (90—120 мкм) округлые (рис. 3, а—г), реже призматические с коэффициентом удлинения (Ку=1,3^1,4) (рис. 3, е), бесцветные и коричневатые полупрозрачные кристаллы, иногда встречаются крупные (до 200 мкм) призматические мутные коричневые субидиоморфные кристаллы.
Во многих мелких цирконах наблюдаются округлые хорошо ограненные ядра размером 40—90 мкм (Ку = 1,3^1,4) (рис. 3, б— г) с ярким свечением в катодной люминисценции (СЦ) и следами зональности, а также темные оболочки с тусклым ^-свечением. Отмечаются отдельные мелкие кристаллы, полностью темные на катодо-люминесцентных изображениях (рис. 3, д).
В результате датирования цирконов получено несколько возрастных групп. Наиболее древний возраст, который по верхнему пересечению дис-кордии с конкордией составил 2898±21 млн лет (рис. 4), получен для темных на ^-изображениях слабозональных ядер цирконов. Содержание в них и составляет 153—165 ррт, ТИ — 73—110 ррт, ТИ/и = 0,50^0,69 (табл. 2).
По «гранулитовым» многогранным ядрам (рис. 3, б—г) и темному тонкозональному зерну (рис. 3, а) построена дискордия с верхним пересечением 2838±23 млн лет (рис. 4). Содержание в этих цирконах и (10—18 ррт) и ТИ (1—6 ррт) минимально, ТИ/и=0,11^0,42, что характерно для цирконов, кристаллизующихся в условиях грану-литовой и эклогитовой фаций.
По темным на ^-изображениях зернам (рис. 3, д), оболочкам (рис. 3, б, г) и призматическим кристаллам (рис. 3, е) получен более молодой возраст — 2734±20 млн лет (по верхнему пересечению дискордии) (рис. 4). Формирование этих цирконов связано с метаморфическими процессами (ТИ/ и=0,14^0,96), возможно, гранулитовой фации.
Оболочки двух зерен (рис. 3, в) демонстрируют палеопротерозойские значения возраста: 2584±23 и 2536±217 млн лет (рис. 4; табл. 2).
Ранее были датированы цирконы из основных гранулитов с о. Б. Гольцы и показано, что время раннего гранулитового метаморфизма оценивается в 2739±17 млн лет, позднего — в 2701±14 млн лет
Таблица 2
И-ТЬ-РЬ изотопные данные для цирконов из основных гранулитов (образец № BD-10-9), мыс Черный
/п Номера образцов и точек анализа Содержание ТИ/и Измеренные изотопные отношения (± 1а) КЫэ Возраст**, млн лет (± 1а) D,%o
п/ % и, мкг/г ТЪ, мкг/г 206РЬ % 206рЬ* мкг/г 207РЬ/206РЬ 207РЬ/235и 206РЬ/238и 206РЬ/238и 207РЬ/206РЬ
1 BD-10-9_1.1 11 5 0,00 5,16 0,42 0,2002 14,74 0,534 0,756 2758 2828 3
2 BD-10-9_1.2 858 156 1,19 344 0,19 0,1833 10,93 0,4591 0,519 2435 2584 6
3 BD-10-9_2.1 164 112 0,00 79,2 0,71 0,2027 15,71 0,562 0,839 2875 2848 -1
4 BD-10-9_3.1 18 6 0,00 7,92 0,32 0,1965 14,09 0,52 0,763 2699 2797 4
5 BD-10-9_3.2 418 62 0,00 182 0,15 0,18623 13,05 0,5082 0,872 2649 2709,1 2
6 BD-10-9_4.1 10 1 1,05 4,59 0,11 0,2147 15,32 0,541 0,682 2787 2869 3
7 BD-10-9_5.1 469 65 0,00 208 0,14 0,1875 13,33 0,5155 0,878 2680 2720,4 2
8 BD-10-9_6.1 162 151 0,00 73,8 0,96 0,1898 13,86 0,5299 0,829 2741 2740 0
9 BD-10-9_7.1 14 6 0,00 6,47 0,41 0,1994 14,78 0,538 0,765 2773 2821 2
10 BD-10-9_8.1 153 73 0,11 74,5 0,50 0,2101 16,32 0,5659 0,819 2891 2899 0
11 BD-10-9_9.1 16 5 0,57 7,17 0,30 0,2006 14,26 0,529 0,699 2737 2790 2
12 BD-10-9_9.2 709 131 0,26 306 0,19 0,18894 12,86 0,4998 0,873 2613 2712,2 4
13 BD-10-9_10.1 164 105 0,07 73,7 0,66 0,1893 13,64 0,5243 0,816 2717 2731 0
14 BD-10-9_11.1 16 6 0,39 7,26 0,40 0,1998 14,43 0,533 0,766 2755 2796 2
15 BD-10-9_11.2 978 418 1,41 385 0,44 0,18038 10,4 0,4495 0,657 2393 2536 6
16 BD-10-9_12.1 165 110 1,09 76,2 0,69 0,2184 15,24 0,5298 0,720 2740 2895 6
Примечания. Ошибки приведены для интервала 1а; РЬС и РЬ* — обыкновенная и радиогенная составляющие соответственно. Ошибка калибровки стандарта — 0,54%. Поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204РЬ. D — коэффициент дискордантности: 100-((1 — (возраст РЬ/238и)/(возраст 207РЬ/206РЬ)); Rho — коэффициент корреляции отношений 207РЬ*/235и и 206РЬ*/238и.
2796 ± ЗОРтн
| 40 мкм |
...... BD-10/9J1.2
Г-10/9_11.1
40 мкм .
тШщл
.о
t *
CL | 60 мкм ,
О 2797±а
2709 ± 8 млн
BSE н
50 мкм
BD-10/9 3.1
BD-10/9 3.2
BD-10/9_5.1
О"
GL
О 2740 ± 11^лн
BSE ^^^^ 60 мкм ,
I I
BD-10/9_6.1 ^^ :jf. ¿Г
Vi . CL
Рис. 3. Катодолюминесцентные (CL) и в отраженных электронах (BSE) изображения цирконов из основного гранулита на м. Черный (проба BD-10/9): а — тонкозональный мезоархейский без молодых оболочек; б-г — с древними ядрами и неоархейскими оболочками; д — неоархейский «гранулитовый»; е — неоархейский призматический. Белые кружки — места определения изотопного возраста с указанием значений 207Pb/206Pb возраста в млн лет. Цифрами показаны номера проб в табл. 2
а
2828 Ма
2584 Ма
2821 Ма
2731 Ма
в
2720 Ма
0,48 12,2
12,6
13,0
13,4 7РЬ/235и
13,8
14,2
14,6
Рис. 4. Диаграмма с конкордией для цирконов из основного гранулита на м. Черный (проба ВD-10/9). Т 2д — изохронный возраст; Т4РЬ-РЬ — 207РЬ/2б6РЬ возраст. Цифры на рисунке — аналитические точки в табл. 2
[Слабунов и др., 2011]. Возраст магматической стадии формирования эндербитов в условиях гра-нулитовой фации оценивается в 2717±8 млн лет, в них установлены также ксенокристы с возрастом 2844 млн лет [Матвеева и др., 2011]). В гранули-тах отмечаются процессы диафтореза с возрастом около 2522±64 млн лет.
Учитывая все полученные данные, можно уверенно оценить время проявления высокотемпературных процессов, в ходе которых образовались эндербиты, чарнокиты и кристаллосланцы, — 2739-2701 млн лет. В гранулитах и эндербитах установлены ксенокристы с возрастом 2,84 и 2,9 млрд лет, которые несут информацию о возрас-
те протолита. Обращает на себя внимание наличие в гранулитах м. Черный (кроме неоархейской, 2739 млн лет) популяции «гранулитовых» цирконов с возрастом 2838 млн лет, что, вероятно, отражает поздние мезоархейские термальные процессы в Водлозерском террейна [Ранний..., 2005].
Петро-палеомагнитные исследования. Лабораторная обработка коллекций выполнена в петромагнитной лаборатории кафедры динамической геологии МГУ имени М.В. Ломоносова по стандартной методике [Палеомагнитология, 1982]. Для определения минералов-носителей намагниченности в породе изучена непрерывная зависимость магнитной восприимчивости от температуры в отсутствии внешнего магнитного поля на приставке-печи CS-3 («AGICO», Чехия). Измерения проводили до температуры 700 °C в поле 300 мТл. Измерения остаточной намагниченности в процессе температурных чисток выполняли на спин-магнитометре JR-6A («AGICO», Чехия). Для размагничивания образцов использована немагнитная печь TD48 («ASC Scientific», США) с величиной некомпенсированного поля не более 5-10 нТ.
Все образцы подвергнуты детальному ступенчатому температурному размагничиванию до температур точек Кюри для минералов-носителей намагниченности в исследуемых образцах. Число шагов температурной чистки варьировало от 10 до 20. Температурная чистка проводилась до полного размагничивания образцов или до того момента, когда величина намагниченности становилась соизмеримой с уровнем чувствительности измерительного прибора, или в случае хаотичного поведения вектора естественной остаточной намагниченности (ЕОН) в ходе нагрева.
Результаты ступенчатой температурной чистки образцов сопоставляли с данными магнитной чистки контрольной группы образцов переменным магнитным полем. Размагничивание проводили на приборе LDA-3A-AF («AGICO», Чехия) с диапазоном напряженности переменного поля от 1 до 100 мТ. Общее число шагов магнитной чистки до 15. Для проведения компонентного анализа использована программа Remasoft 3.0. Компонента считалась выделенной, если не менее 3 точек
(шагов чистки) лежало на одной прямой на диаграмме Зийдервельда.
Для каждой компоненты, выделенной в определенном температурном спектре, рассчитывали средние направления с учетом статистических параметров (кучность (К) и радиус доверия (а^)) [Палеомагнитология, 1982]. Среднее направление для каждой компоненты намагниченности рассчитано как по отдельным сайтам, так и по образцам в целом. Время приобретения породами намагниченности оценивали на основании тестов палеомагнитной надежности (тесты контакта). С каждого среднего направления пересчитаны координаты палеополюсов на координаты точек отбора образцов.
В ходе петро-палеомагнитных исследований эндербитов, чарнокитов и основных гранули-тов с м. Черный установлено, что основным минералом-носителем намагниченности является магнетит. В высокотемпературном/высококоэрцитивном спектре выделена компонента СН юго-юго-восточного склонения и умеренного положительного наклонения (рис. 5, а—в). Среднее направление этой компоненты (Бес=183,9°; 1пс=35,7°; а95=5,5°; табл. 3) близко полученному ранее среднему направлению высокотемпературной компоненты для санукитоидов Панозерского массива (рис. 2, б). Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления этой компоненты на координаты точек отбора образцов, близок среднему палеомагнитному полюсу, полученному ранее для Панозерского массива [Лубнина, Слабунов, 2009]. Вместе с тем палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений обратной полярности высокотемпературных компонент намагниченности (СНЯ-ср и РМЯ, рис. 6), с одной стороны, близки палеомагнитным полюсам 2450 млн лет для Карельского кратона, а с другой — лежат в мезопроте-розойской части Траектории кажущейся миграции Восточно-Европейского кратона (рис. 6). Прямой тест контакта для образцов гранулитов получить невозможно из-за отсутствия вмещающих пород.
Вместе с тем по геофизическим данным гра-нулиты Онежского комплекса, возможно, секутся несархейскими габброноритовыми Шальской и Авдеевской дайками (рис. 1, А). В образцах
Рис. 5. Результаты палеомагнитных исследований образцов неоархейских гранулитов Водлазерского террейна на м. Черный и Центрально-Карельского террейна на оз. Тулос, а также секущих их долеритовых даек: неоархейских Шальских (~2,5 млрд лет)
и палеопротерозойской (~2,2 млрд лет) А—Б — примеры ступенчатой температурной чистки (а—в, ж—м) и чистки переменным полем (г—е) образцов неоархейских гранулитов Водлозерского террейна на м. Черный (А, а—в) и Центрально-Карельского террейна на оз. Тулос (Б, ж—и), а также секущих их долеритовых даек: неоархейские Шальские (~2,5 млрд лет, А, г—е) и палеопротерозойская (~2,2 млрд лет, Б, к—м) соответственно. Для каждого образца: диаграмма Зийдервельда в географической системе координат (а, е, ж, м), кривая изменения величины естественной остаточной намагниченности в ходе чистки (б, г, и, к) и стереопроекция направлений в географической системе координат (в, д, з, л). Белые кружки — проекции векторов на верхнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельде проекция на вертикальную плоскость), черные кружки — проекции векторов на горизонтальную плоскость). Цифры у кружков указывают температуру магнитной чистки (°С). На диаграммах Зийдервельде пунктирные линии — направления и названия выделенных компонент намагниченности (буквенные обозначения компонент см. в табл. 2). PDF — современная вязкая компонента намагниченности (пояснения см. в тексте). В — распределение на сфере выделенных высокотемпературных компонент остаточной намагниченности в географической системе координат: н— о — в породах Водлозерского террейна на м. Черный: н — в неоархейских гранулитах; о — в неоархейских Шальских дайках; п—р — в породах Центрально-Карельского террейна на оз. Тулос: п — в неоархейских гранулитах на оз. Тулос; р — в палеопротерозойской дайке (~2,2 млрд лет). Буквенные обозначения компонент намагниченности см. в табл. 2
габброноритов в высокотемпературном/высококоэрцитивном интервале выделяется компонента SH1 юг-юго-восточного склонения и низкого положительного/отрицательного наклонения (рис. 5, г—е; табл. 3). Среднее направление выделенных высокотемпературных компонент намагниченности в гранулитах и габброноритовых дайках отличается статистически значимо (рис. 5, н, о; табл. 3), что свидетельствует об отсутствии регионального пере-магничивания после внедрения неоархейских даек габброноритов.
В опробованных ранее на o-вах Деда и Горелый неоархейских (~2680 млн лет) гранитоидах выделены высокотемпературные компоненты UBG1 и UBG2 соответственно [Scherbakova et al., 2017]. Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления обратной полярности высокотемпературной компоненты, выделенной в гранитоидах, близок полученному ранее палеопротерозойскому полюсу 1980 млн лет для Карельского кратона [Lubnina et al., 2017]. Однако палеомагнитные полюсы совпадают, только если принять выделенные высокотемпературные компоненты намагниченности разной полярности. Вместе с тем антиподальность высокотемпературных компонент намагниченности может свидетельствовать как о совпадении разновозрастных докембрийских полюсов Карельского кратона, так и о разной степени перемагни-чивания отличающихся по составу пород.
В результате петро-палеомагнитных исследований гранулитов Тулосского массива выделена высокотемпературная компонента намагниченно-
сти ^ север-северо-восточного склонения и умеренного положительного наклонения (рис. 5, ж—и, п). В прорывающей гранулиты долеритовой дайке (2,2 млрд лет) также выделяется высокотемпературная TD-компонента север-северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения (рис. 5, к—м, р). Среднее направление ср-компоненты в гранулитах значимо отличается от среднего направления ТD-ср-компоненты в дайке (рис. 5, п—р). Формально тест контакта положительный, поэтому можно считать выделенное в гранулитах направление первичным. Однако палеомагнитный полюс ТРМ-ср, пересчитанный с направления прямой полярности выделенной высокотемпературной компоненты TD-cp, лежит в пределах доверительного интервала полюса «Свекофеннского перемагничивания» 1840 млн лет, традиционно выделяемого в архейско-палеопротерозойских комплексах Фенноскандии ^иЪппа й а1., 2016 и ссылки в этой работе]. Вместе с тем возраст перемагничивания оценивается лишь из геологических общих соображений и может не отражать реальные процессы, происходившие в ходе аккрециоиных событий в Свекофеннском орогене, а представлять собой лишь сумму компонент.
Кроме того, палеомагнитный полюс, пересчитанный со среднего направления высокотемпературной компоненты намагниченности, для неоархейских гранулитов Тулосского комплекса близок таковому для неоархейских гранитоидов Водлозерекого террейна (табл . 3), поэтому вопрос
Таблица 3
Палеомагнитные направления для неоархейского Онежского гранулит-чарнокит-эндербитового комплекса Водлозерского террейна
Номер п/п Породы/комплекс Компонента В/N Палеомагнитное направление Палеомагнитный полюс Возраст пород, млн лет Ссылка
Dec° Inc ° K a95 ° Plat, °N Plong, °E град. град.
Водлозерский террейн
1 Неоархейские гранулиты, м. Черный CH-cp 19 183,5 46,3 44,3 5,1 -0,9 27,1 4,2 6,5 27392717 эта работа
2 Неоархейские санук-титоиды Панозерского массива PN 1/45 164,4 55,6 39,5 3,4 -10,2 226,1 3,5 4,9 2745 [Лубнина, Слабунов, 2009]
3 Неоархейские граниты, о. Деда UBG1 1/9 245,9 -64,8 36,4 8,7 50,7 117,1 11,2 13,9 2680 [Scherbakova et al., 2017]
4 Неоархейские граниты, о. Деда UBG2 1/15 236,6 -65,5 168,1 3,0 55,5 123,9 3,9 4,8 2680 [Scherbakova et al., 2017]
5 Неоархейские Шаль-ские габброноритовые дайки SH-mean 8/76 174,6 3,6 64,2 7,8 -26,2 41,9 3,5 7,0 ~2504 [Scherbakova et al., 2017]
Центрально-Карельский террейн
6 Неоархейские гранулиты, оз. Тулос TL-cp 1/12 39,7 42,7 30,6 8,0 44,6 155,7 6,1 9,9 2704 эта работа
7 Палеопротерозойская долеритовая дайка TP-cp 1/20 334,5 45,3 47,7 4,8 51,4 248,2 3,8 6,1 ~2200 эта работа
Примечание: B — число сайтов; N — число образцов; Dec°, Inc° — склонение и наклонение средних направлений компонент в географической системе координат соответственно; K — кучность векторов; а95 — радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления. Палеомагнитный полюс в пересчете на координаты точек отбора: Plat, Plong — широта и долгота палеомагнитного полюса; dp/dm — отношение минимальной и максимальной осей овала 95%-ного доверия.
Слабунов, 2009]. Вместе с тем он близок палео-магнитному полюсу, полученному для Шальской габброноритовой дайки (табл. 3) [8сИегЪакоуа й а1., 2017], и значимо отличается от палеомагнитного полюса 1,98 млрд лет Водлозерекого террейна ^иЪтпа е! а1., 2017]. Для гранулитов Онежского комплекса нельзя исключить возможное влияние неоархейско-раннепалеопротерозойского магматического события (внедрение Шальской и Авдеевской даек, а также Бураковской интрузии). Вместе с тем Панозерский санукитоидный массив находится на удалении более 200 км от крупных Сумийских интрузивных массивов, что, скорее всего, исключает его вторичный прогрев и пере-магничивание в раннем палеопротерозое.
Новые палеомагнитные данные, полученные для неоархейских комплексов Карельского крато-на, в совокупности с уже имеющимся «ключевыми» полюсами для кратонов Пилбара, Каапвааль и Сьюпириор позволяют подтвердить предложенную ранее конфигурацию неоархейского суперконти-
Рис. 6. Сопоставление новых палеомагнитных полюсов, полученных для неоархейских гранулитов Онежского и Тулосского комплексов Водлозерского и Центрально-Карельского террейнов соответственно, с известными архейскими—палеопротерозойскими полюсами для Карельского кратона, по [ЬиЪтпа е! а1., 2016, 2017; 8ИегЪакоуа е! а1., 2017] с изменениями и дополнениями: 1 — неоархейские полюсы, полученные нами; 2 — предыдущие архейско-палеопротерозойские полюсы для Водлозерского террейна Карельского кратона; 3 — палео-мезопротерозойские палеомагнитные полюсы для Карельского (Восточно-Европейского) кратона из [ЬиЪшпа е! а1., 2016]; 4 — предполагаемый палео-мезопротерозойский сегмент траектории кажущейся миграции Карельского кратона; 5 — возможные неоархейско-палеопротерозойские тренды перемещения Карельского кратона с учетом полученных нами палеомагнитных данных. Цифры — возраст полюсов на траектории. Буквенные обозначения палеомагнитных полюсов
см. в табл. 3
о времени приобретения неоархейскими гранули-тами Центрально-Карельского террейна остается открытым.
Возможные тренды перемещения Карельского кратона в интервале 2745—2200 млн лет назад, построенные с использованием новых палеомагнит-ных данных, приведены на рис. 6.
Обсуждение результатов. В результате проведенных петро-палеомагнитных исследований получено два новых палеомагнитных полюса — по неоархейским гранулитам Онежского и Тулосского комплексов Водлозерского и Центрально-Карельского террейнов соответственно (табл. 3).
Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления высокотемпературной/высококоэрцитивной компоненты намагниченности, выделенной в гранулитах онежского комплекса, на координаты точек отбора образцов (табл. 3), близок среднему палеомагнитному полюсу, полученному ранее для Панозерского массива санукитоидов Водлозер-ского террейна Карельского кратона [Лубнина,
нента Кенорленд [Лубнина, Слабунов, 2009; 2011 и ссылки в этих работах]. Согласно палеотекто-нической реконструкции (рис. 7) суперконтинент Кенорленд реконструирован в виде плиты вытянутой или серповидной формы [Лубнина, Слабунов, 2009, 2011; 81аЪипоу, Lubnina, 2015, 2016] и ссылки в этих работах. При этом между Карельским и Каапваальским кратонами располагался кратон Пилбара. Важно отметить, что в этой модели находят место неоархейские кратоны Слейв, Бунделкхандский, Дхарвар, Йилгарн и Зимбабве, положение которых реконструировано на основании геологических корреляций [81аЪипоу, Lubnina, 2016].
Совместное перемещение кратонов Карельского и Сьюпириор восстановлено на основании комплекса геологических и палеомагнитных данных [Лубнина, Слабунов, 2011]. Геологические корреляции очевидно свидетельствуют в пользу значительного сходства мезо-неоархейской истории формирования континентальной земной коры восточной части Фенноскандинавского щита (Карельская, Беломорская и Кольская провинции) и восточной части Канадского (провинция Сьюпириор). При этом коррелируется не только время проявления наиболее значимых
4
Я
д~ б
Рис. 7. Реконструкция неоархейского суперконтинента Кенорленд (~2,7 млрд лет), по [Лубнина, Слабунов, 2011; 81аЪитэу, Ь^мта, 2016] с изменениями и дополнениями: 1 — плюмо-вая активность (~2,7 млрд лет); 2 — коллизионная орогения (~2,7 млрд лет); 3 — субдукционные (а) и коллизионные (б) системы (~2,7 млрд лет); 4 — архейская континентальная кора с возрастом: а — >3,0 млрд лет; б — 3,0—2,8 млрд лет; 5 — предполагаемые границы неоархейского суперконтитента Кенорленд
аккреционно-коллизионных событий, но и генеральные направления субдукции, обеспечивающей взаимодействия террейнов (рис. 6).
Модель единого неоархейского суперконтинента Кенорленд, в состав которого входили Карельский и Каапваальский кратоны, также имеет геологическую аргументацию. Мезо-неоархейская история формирования земной коры этих кратонов имеет важные черты сходства [Лубнина, Слабунов, 2011 и ссылки в этой работе]. В этот период новые фрагменты континентальной коры формировались в северной и западной частях Каапваальского кра-тона и в Зимбабве, а также вокруг Водлозерского террейна в Карельском кратоне и в сопряженных с ним структурах. В неоархее в результате коллизии (2,65—2,57 млрд лет назад, л.н.) образовался ороген Лимпопо, а около 2,7 млрд л.н. — Беломорский. Ориентировка неоархейских складчатых поясов Лимпопо и Беломорского весьма сходны в предложенной конфигурации суперконтинента Кенорленд (рис. 6).
Развитие кратонов Индийского щита имеет некоторые особенности ^аЪиму, 2013 и ссылки в этой работе]. Древние ядра южных (Западный Дхарвар, Бастар и Сингдум) кратонов в мезоар-хее (3,1—2,8 млрд л.н.), подобно Каапвальскому кратону, испытывали воздействие мантийных плюмов, в результате чего формировались базальт-коматиитовые комплексы с осадками (такие, как Сургур и Бабабудан в Западном Дхарваре, Сукма на кратоне Бастар, Бадампахар и Симлипал на кра-тоне Сингдум). Вероятно, эти кратоны в мезоархее развивались независимо. В неоархее (2,8—2,7 млрд л.н.) на восточной окраине (в современной системе координат) Западного Дхарварского древнего блока и на южной окраине южного блока Бунделькханд-ского кратона происходил рост новой континентальной коры в ходе аккреционно-субдукционных процессов. В этот период формировались зеле-нокаменные комплексы Восточного Дхарвара и Центрально-Бунделькхандский. Корообразование в связи с субдукционными процессами (вероятно, в режиме активной континентальной окраины) отмечено на кратонах Индийского щита также в период 2,56—2,54 млрд л.н. В конце неоархея (около 2,5 млрд л.н.) произошла амальгамация южных кратонов, в то время как объединение их с северными — значительно более позднее событие (в палеопротерозое).
Палеомагнитные и геологические данные дают основания полагать, что в конце неоархея (2,7—2,6 млрд л.н.) сформировался суперконтинент Кенорленд, в состав которого, безусловно, входили кратоны Карельский, Каапваальский, Пилбара, Сьюпириор, а также, вероятно, кратоны Индийского щита, Йилгарн, Зимбабве и провинция Слейв (рис. 6).
Выводы. 1. Выполнены изотопно-геохронологические исследования цирконов из пород
Онежского гранулит-эндербит-чарнокитового комплекса. Показано, что основная стадия его становления происходила 2739—2717 млн л.н.
2. В результате петро-палеомагнитных исследований неоархейского Онежского гранулит-эндербит-чарнокитового комплекса удалось выделить первичную высокотемпературную компоненту намагниченности, первичная природа которой установлена на основании положительного инверсионного теста контакта. Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления выделенной высокотемпературной компоненты намагниченности, лежит в пределах доверительного интервала с таковым для неоархейского Панозерского сану-китоидного массива. Вместе с тем в неоархейском Тулосском гранулитовом комплексе выделена высокотемпературная компонента намагниченности, среднее направление которой значимо отличается
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Костин В.А. Гранитоиды и метасоматиты Водло-зерского блока (юго-восточная Карелия). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 1989. 165 с.
Король Н.Е. Высокотемпературная амфиболизация при эндербитовой мигматизации основных гранулитов в гранулит-эндербит-чарнокитовых комплексах Карелии // Петрология. 2009. Т. 17, № 4. С. 378-396.
Куликов В.С., Светов С.А., Слабунов А.И. и др. Геологическая карта юго-восточной Фенноскандии масштаба 1 : 750 000: новые подходы к составлению // Тр. КарНЦ РАН. Серия Геология докембрия. 2017. № 2. С. 3-41.
Лубнина Н.В., Слабунов А.И. Палеомагнетизм неоархейской полифазной Панозерской интрузии Фенно-скандинавского щита: новые результаты // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2009. № 6. С. 18-25.
Лубнина Н.В., Слабунов А.И. Реконструкция неоархейского суперконтинента Кенорленд по палеомагнит-ным и геологическим данным // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2011. № 4. С. 22-29.
Матвеева Л.В., Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова Н.А. Геология неоархейского гранулитового метаморфизма Прионежья // Гранулитовые и экло-гитовые комплексы в истории Земли: Мат-лы конф. Петрозаводск, 2011.
Палеомагнитология / Под ред. А.Н. Храмова. Л.: Недра, 1982. 312 с.
Ранний докембрий Балтийского щита / Под ред. В.А. Глебовицкого. СПб.: Наука, 2005. 711 с.
Слабунов А.И., Володичев О.И., Король Н.Е. и др. Архейские гранулитовые комплексы Карельского кра-тона: петрология, геохронология, геодинамика // Петрография магматических и метаморфических горных пород: Мат-лы XII Всеросс. петрографического совещ. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2015. С. 503-506.
Слабунов А.И., Сибелев О.С., Король Н.Е., Володичев О.И. Онежский гранулит-эндербит-чарнокитовый комплекс Карельского кратона // Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли: Путеводитель научных экскурсий. Петрозаводск, 2011. С. 1-17.
Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В. и др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология,
от таковой в гранулитах Онежского комплекса. Новые палеомагнитные данные позволяют реконструировать пространственное положение Водло-зерского и Центрально-Карельского террейнов в структуре Карельского кратона и предположить, что около 2,7 млрд л.н. его формирование как единой плиты еще не завершилось.
3. Новые палеомагнитные данные о неоархейских гранулитах Водлозерского террейна Карельского кратона в совокупности с полученными ранее результатами о сануктитоидах Панозерского массива представляют важный аргумент в пользу обоснованности выполненной реконструкции неоархейского суперконтинента Кенорленд серповидной формы. В его структуре на основании геологических данных предложено положение кратонов Слейв, Бунделкхандского, Дхарвар, Йилгарн и Зимбабве.
геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6. С. 3-32.
A classification of jgneous rocks and glossary of terms / Le Maitre R.W. (ed.). Oxford: Blackwell, 1989. 193 p.
Hofmann A. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust // Earth and Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 90. P. 297-314.
Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks // Ontario Division of Mines, 1976. MP 66. 22 p.
Lubnina N.V., Pisarevsky S.A., Stepanova S.V. et al. Fennoscandia before Nuna: paleomagnetism of 1.98-1.96 Ga mafic rocks of the Karelian craton and paleogeographic implications // Precambr. 2017. Vol. 292. P. 1-12.
Lubnina N.V., Slabunov A.L., Stepanova A.V. et al. The Paleoproterozoic remagnetization trend in rocks of the Belomorian Mobile Belt: Paleomagnetic and geologic evidence // Moscow Univ. Geol. Bull. 2016. Vol. 71, N 5. P. 311-322.
O'Connor J.T. A classification of quartz rich igneous rock based on feldspar ratios // US Geol. Surv. 1965. Prof. Pap. 552D. P. 79-84.
Shcherbakova V.V., Lubnina N.V., Shcherbakov V.P. et al. Paleointensity determination on Paleoarchaean Dikes within the Vodlozerskii Terrane of the Karelian Craton // Izvestiya. Phys. of the Solid Earth. 2017. Vol. 53, N 5. P. 714-732.
Slabunov A.I. Comparison of the crustal evolution of the Fennoscandian, Southern African and Indian Shields in the Meso- to Neoarchean time and Kenorland supercontinent // Abst. 3rd Precambrian Continental Growth and Tectonism, Jhansi, India. IAGR Conference Series. 2013. N 16. P. 173-175.
SlabunovAI, LubninaN.V. Neoarchean supercontinent Kenorland: geological and paleomagnetic data // Abstracts. 35th Intern. Geol. Congr. Cape Town, South Africa. Alexandria: Amer. Geosci. Institute, 2016. P. 3751.
Williams I.S. U-Th-Pb geochronology by Ion microprobe // Rev. in Econ. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1-35.
Поступила в редакцию 03.04.2017
