CC BY
126
УДК 552.333.4: [551.734 + 551.736] (234.82)
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ ПОРОД ГАББРО-ДОЛЕРИТОВОГО КОМПЛЕКСА ПАЙХОЙСКОГО АНТИКЛИНОРИЯ (РОССИЯ, НЕНЕЦКИЙ АВТОНОМНЫЙ ОКРУГ)
Р.И. ШАЙБЕКОВ
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар [email protected]
Циркон является хорошо известным и широко используемым геохронометром, в частности, благодаря своей устойчивости и способности удерживать радиогенный свинец при высокотемпературном метаморфизме. В 70-80-х гг. ХХ в. главными определяющими признаками в установлении возрастной принадлежности центральнопайхойского комплекса были приняты структурные взаимоотношения пород и некоторые цифры калий-аргоновых датировок (радиологический возраст (K-Ar) от 249 ± 11 до 455 ± 25 млн. лет [1, 2], от 268 ± 24 до 382 ± 20 млн. лет [3]), взаимоотношения магматических образований друг с другом, а также с вмещающими, нередко палеонтологически охарактеризованными толщами. Новые данные, полученные в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ, позволили выяснить наиболее вероятный возрастной интервал центральнопайхойского долеритового комплекса.
Ключевые слова: габбро-долериты, Пай-Хой, возраст, цирконы, U-Pb датирование
R.I. SHAYBEKOV. NEW DATA ON THE AGE OF ROCKS OF THE GAB-BRO-DOLERITE COMPLEX IN THE PAI-KHOI ANTICLINORIUM (NENETS AUTONOMOUS DISTRICT, NENETS AUTONOMOUS DISTRICT)
Zircon is a well-known and widely used geochronometer, in particular, owing to its stability and ability to keep radiogenic lead during high-temperature metamorphism. In the 1970-80s of the 20 century, structural relationship between rocks and some figures of potassium-argon datings (radiological age (K-Ar) from 249 ± 11 up to 455 ± 25 million years [1, 2], and from 268 ± 24 up to 382 ± 20 million years [3]), relationship of magmatic formations with each other, and also with containing, frequently paleontologically characterized rock masses were considered to be the main attributes in defining the complex age. New data obtained in the Center of Isotopic Research VSEGEI allowed to find out the most probable age interval of the central Pai-Khoi dolerite complex equal to 369.8 ± 2.27 million years.
Key words: gabbro-dolerites, Pai-Khoi, age, zircons, U-Pb dating
Введение
Изучение возраста базальтоидов представляет интерес не только в связи с тем, что полученные геохронологические датировки помогут уточнить возраст формирования Пайхойского антиклино-рия, но и установить время формирования связанной с ними благороднометалльной сульфидно-медноникелевой минерализации, которая имеет не только минералогическое, но и промышленное значение.
Исследования по изотопному датированию, отраженные в данной статье, были получены в 2005 г. и по существу являлись первой попыткой определения возраста габбро-долеритов Пайхойского антиклинория по цирконам с использованием U-Pb метода (SHRIMP II) [4].
Г еолого-петрографическая характеристика района
Центральная часть Пайхойского антиклинория отличается широким развитием магматических пород основного состава, с которыми пространственно и генетически связаны многочисленные медно-никелевые рудопроявления. Базальтоиды характеризуются близкими геологическими, петрохи-мическими и металлогеническими особенностями и поэтому объединяются в единый комплекс, называемый хенгурским [1,2, 5, 6].
Тела хенгурского долеритового комплекса тянутся вдоль осевой зоны Пайхойского антиклинория от р. Силова-Яха на востоке до Югорского Шара на западе. Протяженность области развития до-
леритов более 200 км, ширина 20-35 км. Всего установлено около 400 тел долеритов. Выходы их группируются на юго-западном крыле антиклино-рия. Фундамент пояса имеет неоднородное строение и характеризуется серией гравитационных ступеней.
Форма долеритовых тел в большинстве случаев пластовая (силлы), они, как правило, интенсивно дислоцированы вместе с вмещающими породами и участвуют в строении крупных брахи-складок (центральная зона) или образуют со вмещающими породами запрокинутые, в основном на северо-восток, изоклинальные складки на крыльях антиклинория. Широко проявляется дизъюнктивная нарушенность тел, которые, как правило, разбиты на блоки крупными субширотными и субмеридио-нальными разломами и рассечены многочисленными трещинами скола. Только в некоторых телах отмечаются элементы несогласия (полого секущие контакты, хонолитообразная форма). Размеры тел различные: их мощность колеблется от 1-1.5 до 150-200 м, протяженность от 100 м до 15-17 км.
Хенгурский комплекс является доскладча-тым, так как антиклинорий сформировался в период герцинского орогенеза [7, 8], т.е. интрузивные тела габбро-долеритов были смяты в складки вместе с вмещающими палеозойскими толщами. Вмещающие породы - от нижнего ордовика (хенгурская серия) до среднего девона (падейская свита). Наибольшее количество тел приурочено к отложениям ордовика.
Интрузивные породы габбро-долеритового комплекса по степени дифференцированности разделяются на три типа: недифференцированные, дифференцированные и полнодифференцированные. Макроскопически габбро-долериты представляют собой разности (от тонко- до крупнокристаллических и пегматоидных) массивных пород от темно-зеленого до темно-серого цвета. Они сложены преимущественно плагиоклазом и моноклинным пироксеном с участием незначительного количества кварца, биотита и роговой обманки. Вторичными минералами являются хлорит, серицит, альбит, серпентин, эпидот, актинолит, роговая обманка, мусковит, карбонат. В качестве акцессорных минералов присутствуют титанит, лейкоксен, рудные минералы.
Объект исследования
Объектом является интрузивное тело, находящееся в центральной части Пайхойского анти-клинория в междуречье рек Хенгоръю и Хэйяха (рис. 1). Оно представляет собой полого залегающее гравитационно-дифференцированное расслоенное магматическое тело, вероятно, являющееся частью единого кольцевого образования длиной около 5 км и шириной более 1 км. Тело приурочено к крупной антиклинальной складке и залегает в наиболее древних слоях ордовика согласно с вмещающими глинисто-известково-кремнистыми сланцами. В экзоконтактах развиты мощные зоны рого-
виков. Интрузия сильно дислоцирована, в ней проявлена постмагматическая дизъюнктивная тектоника. В составе интрузии выявлены следующие разновидности долеритов: контактовые тонко- и мелкокристаллические, пегматитовидные, порфировые, пикритовые, среднекристаллические, крупнокристаллические. В мелко-, средне- и крупнокристаллических долеритах встречается обильная вкрапленность пирротина и халькопирита, неравномерно распределенная по всему разрезу, а также шлиры пирротин-халькопиритового состава диаметром до 2.5 см. Порода, из которой была отобрана геохронологическая проба, представлена крупнокристаллическим мезо- лейкократовым кварцевым и кварцсодержащим пегматитовым габбро-долеритом с размером зерен более 3 мм. Он отличается значительной вариацией минерального состава (об. %): клинопироксен - 25-45, ортопироксен - 5-10, плагиоклаз - 40-60, роговая обманка и биотит - ед. зерна, рудные минералы - 2-7, кварц и микропег-матитовый агрегат - 5-15. Клинопироксен (авгит) представлен призматическими кристаллами размером от 1.5 до 5-6 мм, трещиноватыми, замутнёнными, частично амфиболизированными. Ортопироксен образует изометричные кристаллы, полностью хлоритизированные, тремолитизированные, реже оталькованные. Плагиоклаз наблюдается в крупных призматических кристаллах. По плагиоклазу развивается серицит, цоизит, реже эпидот, в некоторых случаях установлены реликты полисинтетических двойников. Кварц представлен в микро-графических срастаниях с плагиоклазом, размер сростков достигает 1.5-2 мм. Иногда встречаются крупные (2.5^3 мм) ксеноморфные зерна плагиоклаза, часто с волнистым «пламевидным» погасанием. Рудные минералы (магнетит, ильменит) образуют мирмекитовые формы, выделяясь по спайности и на периферии индивидов пироксенов. В ассоциации с рудными минералами встречается светло-бурый биотит. Отобранная непосредственно для анализа порода по химическому и нормативному составу отвечает долерит-пикродолеритам.
Методика выделения цирконов и U-Pb датирования
Для изотопного исследования была отобрана проба из крупнокристаллических габбро-долеритов с сульфидной медно-никелевой минерализацией, объемом 10 кг, из которых в лаборатории технологической минералогии и обработки камня Карельского научного центра было выделено более 3 тыс. зерен циркона.
и-РЬ датирование цирконов проведено на вторично-ионном микрозонде высокого разрешения (SHRIMP-II, аналитик А.Н.Ларионов) в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (г. Санкт-Петербург). Зерна цирконов (в количестве 10 штук) вместе с зернами цирконовых стандартов Тетога 91500 и SL13 были имплантированы в шайбу диаметром 25 мм из эпоксидной смолы ЕроАх , сошлифованы абразивом до поло-
Рис. 1. Место отбора геохронологической пробы с картой-врезкой (фрагмент листа R-41-XXXIV масштаба 1:200 000, ЗАО «Поляргео», г. Санкт-Петербург, 2011).
вины толщины зерна, отполированы и напылены золотом. Затем с помощью сканирующего электронного микроскопа (CamScan MX2500 с катодолюминесцентной системой CLI/QUA2, Bentham) были получены катодолюминесцентные, что позволило, вкупе с оптическими (в проходящем и отраженном свете) изображениями, выбрать подходящие, с точки зрения методологии датирования, координаты точек локального микрозондового исследования в пределах изучаемых кристаллов циркона. Исследовались, по возможности, наименее измененные разности долеритов из различных частей пайхойского габбро-долеритового комплекса.
Измерения U-Pb отношений проведены по методике, описанной в статье [9]. Интенсивность первичного пучка отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 5 нА, диаметр пятна (кратера) - 25 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID [10]. U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону Temora, что соответствует возрасту этого циркона 416.75 млн. лет [11]. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1а, погрешности вычисленных конкор-дантных возрастов — на уровне 2а. При построении графиков с конкордией использовалась программа ISOPLOT/EX [12].
Результаты U-Pb датирования
Большинство цирконов имеют гипидиоморф-ный или идиоморфный - призматический или короткопризматический - облик и удлинение 3:1. Присутствуют также обломки и изометричные кристаллы с округлыми гранями. Обычно цирконы бесцветные, прозрачные с редкими трещинами. В них присутствуют расплавные и флюидальные включения различной формы и размеров. Нередко наблюдается приповерхностное изменение цирконов, что выражается в изменении окраски, потере прозрач-
ности и неровностях поверхности. Цирконы, имеющие призматический и короткопризматический габитус, характеризуются секториальной, реже ос-цилляционной зональностью с различными соотношениями и размерами зон и их комбинаций.
Результаты проведенных геохронологических измерений приведены в табл. 1 и на рис. 2,3.
Определение и-РЬ возраста произведено в 10 зернах. Содержания и, Т^ РЬ в цирконах рассматриваемой пробы сильно варьируются в пределах соответственно (мкг/г) 41-1596, 41-3079, 1.3573.9. Самый молодой возраст (237.2 ± 7.1 млн. лет) был получен для идиоморфного короткопризматического циркона с секториальной зональностью и признаками локальной перекристаллизации на гранях кристалла. Зерно характеризуется минимальным для данной пробы отношением 232Т^238и (1.03).
Цирконы с возрастными значениями от 343.2 ± 2.2 до 331.7 ± 1.6 млн. лет представлены пятью зернами, которые образуют конкордантный возрастной кластер со средним значением 336.2 ± 2.14 млн. лет. Все эти зерна имеют значения 232Т^238и в пределах от 1.19 до 1.99. Они различаются морфологией и типом зональности, варьируясь от незональных бесформенных обломков до идиоморфных кристаллов с тонкой магматической зональностью. В некоторых зернах наблюдается размытие первичной осцилляционной зональности, превращающейся в широкополосную. Учитывая, что в некоторых измерениях значения 206РЬ оказались завышенными, полученный возраст, вероятно, следует считать омоложенным, возможно, в результате метаморфизма.
Цирконы с возрастными значениями от 370.3 ± 2.3 до 368.1 ± 1.7 млн. лет формируют третью группу из четырех зерен, которые образуют конкор-дантный возрастной кластер со средним значением 369.8 ± 2.27 млн. лет. Зерна этой группы характеризуются короткопризматической идиоморфной фор-
Таблица 1
Результаты U-Pb - изотопных исследований цирконов из долеритов
№ крис- талла 206РЬс, % Содержание, мкг/г 232Th/238U Изотопные отношения Коэф. корре- ляции Возраст, млн. лет D,%
U 206Pb* Th 206Pb*/238U±% 207Pb*/235U±% 206Pb/238U 207Pb/206Pb
1 0.13 566 28.7 753 1.37 0.05904±0.66 0.439±2.4 0.269 369.8±2.4 368±53 0
2 0.09 1311 66.6 2156 1.70 0.05904±0.46 0.4391±1.6 0.290 369.8±1.7 368±35 0
3 1.19 537 27.5 835 1.61 0.05892±0.75 0.44±5.8 0.131 369.1±2.7 376±130 2
4 0.36 635 32.4 801 1.30 0.05912±0.64 0.441 ±2.9 0.219 370.3±2.3 376±65 2
5 0.21 1403 63.8 2371 1.75 0.0528±0.49 0.3908±2.3 0.213 331.7±1.6 358±51 8
6 1.92 1596 73.9 3079 1.99 0.05285±0.59 0.388±8.1 0.073 332±1.9 341±180 3
7 0.13 1073 49.5 1237 1.19 0.05364±0.59 0.3946±2.1 0.290 336.9±2 344±44 2
8 1.77 554 26 702 1.31 0.0537±0.92 0.397±7.5 0.123 337.2±3 353±170 5
9 0.17 918 43.2 1339 1.51 0.05467±0.65 0.4048±2.1 0.303 343.2±2.2 359±46 4
10 2.28 41 1.35 41 1.03 0.0375±3.1 0.265±24 0.128 237.2±7.1 257±550 8
Рис. 2. Оптические (в проходящем свете) и катодолюминесцентные изображения зерен циркона.
Рис. 3. и-РЬ-диаграмма с конкордией для цирконов из габбро-долеритового тела, г. Сопчамыльк. t=369.8± 2.27 млн. лет (2ст); СКВО конкордности - 0,000; вероятность конкордатности - 0,996. Координаты точек - центры эллипсов погрешностей.
мой, несут следы перекристаллизации, выражающейся в частичном размытии первичной осцилля-ционной магматической зональности. Для них характерны соотношения 232Т^238и >1.
Обобщение полученных данных позволяет сделать следующие заключения. Возрастные датировки в пределах от 368.1 ± 1.7 до 370.3 ± 2.3 млн. лет соответствуют позднему девону. Часть значений группируется в диапазоне от 331.7 ± 1.6 до 343.2 ± 2.2 млн. лет, соответствуя раннему карбону, значение 237.2 ± 7.1 млн. лет отвечает позднему триасу, т.е.
отмечается принадлежность к позднетриасовому-позднедевонскому возрастным интервалам.
В каждом образце циркона центральной части комплекса наблюдается преобразование вещества циркона - полное или частичное стирание первичной зональности, перекристаллизация, тонкие новообразованные каймы. Величины 232Т^238и имеют разброс в пределах 1.03-1.99, который отражает, как предполагается, метаморфическую перекристаллизацию магматического циркона [13].
Обсуждение результатов и выводы
Как уже упоминалось выше, возраст магма-титов хенгурского комплекса определялся по структурным взаимоотношениям пород и изотопным ка-лий-аргоновым датировкам. В результате предыдущими исследователями были получены следующие возрастные датировки: 455±25-249±11 млн. лет [1, 2, 6, 14]; 382±20-268±24 млн. лет [15]; 382±2-344±2 млн. лет [16]; 362-200 млн. лет [17] - для недифференцированных тел и 294+12-268+24 млн. лет [1] - для дифференцированных; методом сравнительной дисперсии двупреломления по моноклинным пироксенам получены цифры: 344, 363, 387, 434± 15 млн. лет [15, 18].
Значительный разброс датировок, полученные Н.П. Юшкиным по восьми образцам калий-аргоновым методом [1], объяснялся метаморфо-генным перераспределением аргона, поскольку геологические данные противоречили идее о поли-хронности здесь базальтоидного магматизма, больше согласуясь с выводами об однократном его проявлении в ходе герцинского орогенеза.
Тем не менее, рядом авторов [12, 20, 24] предполагалась гетерохронность (полихронность) хенгурского комплекса с вероятностью его подразделения на разновозрастные фазы, что неоднократно выдвигалось в опубликованных работах. В частности, Б.А. Остащенко [6] получил для пайхой-ских габбро-долеритов изотопные калий-аргоновые датировки в интервале 314-294 млн. лет, что вполне соответствовало предложенной им гипотезе магматических импульсов. В кандидатской диссертации О.В. Заборин [15] упоминал, что по данным палеомагнитных исследований (по заключению
A.Г. Комарова, ВСЕГЕИ), хенгурский комплекс имеет ориентировочно додевонский возраст («не моложе силура»). В.И.Устрицким [21] в районе Карской губы была обнаружена дайка, залегающая в пермских отложениях, не отличающаяся по химическому составу от пород хенгурского комплекса. По этой причине время образования упомянутой дайки им было отнесено к перми. Этим же автором [22] отмечалось, что еще О. Л. Эйнором на р. Силова были выявлены базальтоиды в верхней перми.
B. И. Устрицкий подтвердил эти данные собственными находками долеритов среди нижнепермских отложений, которые по химическому составу ничем не отличались от уже известных. На основе всех этих данных В. И. Устрицкий предположил, что на Центральном Пай-Хое существуют две фазы внедрения пластовых интрузий - среднедевонская и позднепермская.
Исходя из вышеописанного, интервал внедрения интрузий хенгурского комплекса охватывает промежуток от верхнего ордовика до нижнего триаса. По последним же существующим схемам возраст габбро-долеритового комплекса считался поздне-девонско-раннекаменноугольным [23, 24].
Полученные конкордантные и-РЬ датировки цирконов из габбро-долеритов хенгурского комплекса [4], локализованных в палеозойских отложениях, согласуются с ранее полученными данными, а также с геологическим строением района, и по нашим данным его значение равно 369.8 ± 2.27 млн. лет, попадая в интервал позднего девона.
Позднее, по цирконам (и/РЬ метод, SHRIMP-II) [25, 25] для дифференцированных и недифференцированных тел, локализованных в отложениях нижнего-среднего ордовика для рудопроявления «Участок Первый», были получены датировки 374.6±2.0 млн. лет и 381.4±2.0 млн. лет (ранее данные, полученные калий-аргоновым методом для этого объекта, разнились на 80 млн. лет [17, с.124-125], попадающие в интервал франского яруса позднего девона. Исходя из этого, авторами делается вывод о том, что «время внедрения силлов хорошо коррелируется с эпохой излияния оливи-новых базальтов на о. Новая Земля (рейская свита нижнего франа) и верхнедевонским костиншар-ским габбро-долеритовым комплексом Новой Земли и эпохой кимберлитового магматизма Зимнего Берега».
Все эти цифры очень хорошо согласуются между собой как по изотопным и-РЬ датировкам, так и по геологическим данным и, вероятнее всего, являются незначительно омоложенными в результате процессов метаморфизма и их возраст можно считать, с большой вероятностью, верхнедевонским.
Полученные данные являются уникальными, которые подтверждают и дополняют многие вышеописанные факты, связанные с магматизмом и временем внедрения интрузивных тел в позднесреднеордовикские отложения на Центральном Пай-Хое.
Автор выражает благодарность академику
Н.П. Юшкину за ценные советы при подготовке
данной статьи, к.г.-м.н. С.К. Кузнецову за критику и замечания, к.г.-м.н. В.Л. Андреичеву за хорошие рекомендации, сотруднику ЦИИ ВСЕГЕИ А.Н. Ларионову за помощь при анализе цирконов и профессиональные советы.
Работа выполнена при поддержке НШ-1310.2012.5, проекта УрО и ДВО РАН №12-С-5-1006, проекта 12-5-6-016-АРКТИКА.
Литература
1. Юшкин Н.П., Давыдов В.П., Остащенко БА. Магматические образования Центрального Пай-Хоя и металлогенические особенности // Вопросы петрографии севера Урала и Ти-мана. Сыктывкар, 1972. С. 3-34. (Труды Института геологии Коми филиала АН СССР; Вып. 17).
2. Юшкин Н.П. Опыт среднемасштабной топо-минералогии. Пайхойско-Южноновоземель-ская минералогическая провинция. Л.: Наука, 1980. 376 с.
3. Заборин О.В. Геолого-петрографические особенности дифференцированных силлов Пай-Хоя // Магматизм и металлогения Северо-Востока европейской части СССР и севера Урала. Сыктывкар, 1978. Т. 5. С. 31-35.
4. Шайбеков Р.И. Долеритовое тело (Сопча) Центрального Пай-Хоя и его датирование с использованием U-Pb метода (SHRIMP II) // Третья Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2006. С. 246-248.
5. Заборин О.В. Диабазовая формация Пай-Хоя // Магматизм, метаморфизм и металлогения Севера Урала и Пай-Хоя. Сыктывкар, 1972. С. 41-42.
6. Остащенко Б.А. Петрология и оруденение центральнопайхойского базальтоидного комплекса. Л.: Наука, 1979. 113 с.
7. Беляков Л.Н. Тектоника Полярного Урала в свете новых данных // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск, 1984.
8. Устрицкий В.И. О соотношении Урала, Пай-Хоя, Новой Земли и Таймыра // Геотектоника. 1985. №1. С. 51-61.
9. Willams I.S. U-Th-Pb Geochronology by ion microprobe / Application in microanalytical technigues to under mineralizing processes. Rev. Econom. Geology. 1998. Vol. 7. P. 1-35.
10. Ludwig K.R. SQUID 1.13a. A User's manual // A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2005 a. 22 p.
11. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chem. Geol., 2003, Vol. 200. P.155-170.
12. Ludwig K.R. User's manual for ISOPLOT/EX
3.22. // Geochronological Toolkit for
Microsoft Excel / Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2005 b. 71 p.
13. Rubatto D, Hermann J. Experimental zircon/melt and zircon/garnet trace element partitioning and implications for the geochronology of crustal rocks // Chemical Geology, 2007. Vol. 241. P. 38-61.
14. Фишман М.В., Андреичев В.Л., Естафьева А.Д. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами (Северо-Восток европейской части СССР, север Урала, Пай-Хой, Новая Земля). Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1981. 181 с. Деп. в ВИНИТИ. № 531-82.
15. Заборин О.В. Основные магматические породы Центрального Пай-Хоя (Югорский полуостров): Диссертация на соискание ученой степени к.г.-м.н. Воркута, 1975. 254 с. (Коми территориально-геологический фонд - Коми ТГФ).
16. Мащак М.С., Езерский ВА., Масайтис В.Л., и Селивановская Т.Л. Геолого-петрографи-ческое и минералогическое изучение измененных пород Карской структуры в связи с оценкой ее перспектив на полезные ископаемые. Окончательный отчёт по теме А-IV/(5) 44-3/20 (в двух томах). Т. I / Мин-во геологии СССР, ВСЕГЕИ. Л., 1979. 293 с.
17. Жуков Ю.В., Заборин О.Л., Маршанский И.И.
Геологическое строение территории листов R-41-103^ (в,г); R^b^-r^); R-41-104-В(в,г); R^b^-r^); R-41-116-Г(а,б); R-
41-117-А(в,г); R-41-117- Б(в,г); R-41-117-
В(а,б); R-41-117-Г(а,б); R-41-118-В(а,б); Геол-фонд ГПП «Поляруралгеология», 1971.
18. Маслов МА., Костюкова ЛА. Магматические формации Севера Урала и Пай-Хоя. Воркута, 1977. 548 с. (Коми ТГФ).
19. Аведисян В.И., Лямин А.З., Рубцов А.И. и др. Отчет по теме: “Обобщение геофизических материалов, изучение глубинного строения Пай-Хоя с целью выработки рекомендаций по прогнозированию площадей, перспективных на медно-никелевое оруденение”. Воркута, 1987. 315 с. (Коми ТГФ).
20. Микляев АС. и др. Геологическое доизучение масштаба 1:50000 Кара-Силовской площади на территории листов R-41-118-А (в, г), Б (в, г), В, Г; 119-В, Г; 130-А (а, б), Б (а, б) с общими поисками. Текст отчета. Воркута, 1998. (Коми ТГФ).
21. Устрицкий В.И. Геологическое строение Центрального Пай-Хоя: Отчет о полевых работах партии №2 эксп. №59 за 1951 г. Текст отчета. Ленинград, 1952. (Коми ТГФ).
22. Устрицкий В.И. Геологическое строение междуречья Сопча - Саа-Яха (Центральный Пай-Хой). Текст отчета. Ленинград, 1951. (Коми ТГФ).
23. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000 000 (новая серия). Лист R-(40)-42-о. Вайгач - п-ов Ямал. Объяснительная записка / Под ред. Л.Л. Подсосова. СПб.: ВСЕГЕИ, 2000. 357с. (МПР России, ВСЕГЕИ, ЗапСибГеоНац, ВНИИОкеангеология).
24. Микляев А.С., Пухонто С.К., Афанасьева ТА. Легенда Госгеолкарты-200 Вайгачско-Пай-хойской серии листов (издание второе). Отчет по объекту: «Подготовка материалов к легенде Ново-Земельской серии листов Госге-олкарты-200». 1999. 78 с. (Коми ТГФ).
25. Шишкин МА., Шкарубо С.И., Маркина Н.М.
и др. Основные итоги создания комплексной Государственной геологической карты м-ба 1:1000000 (3-е поколение) листа R-41
(Амдерма) // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. С. 183-185.
26. Шкарубо С.И., Шишкин МА., Маркина Н.М. и др. Создание комплекта Государственной геологической карты масштаба 1:1000 000 листа R-41. Отчет о выполнении работ по Государственному контракту № 03/03/1217., Морская арктическая геологоразведочная экспедиция (ОАО МАГЭ). Пай-Хой, Печорская низменность, Карское море. Лист R-41, 2008.
Статья поступила в редакцию 3.10.2012.
