CC BY
41
УДК 549 (234.851)
ЦИРКОНЫ ИЗ ОСAДОЧHЫX ОБОЖЕНИЙ НОСШНОГО KOHTAKTA rPAHHTHOrO MAССHHA MAHbXAMБO [СЕНЕРНЫЙ yPAN]
О. В. Удоратина1, Н. Ю. Никулова1, А. А. Павлова2, Д. А. Варламов3, И. В. Швецова1
1Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, [email protected];
2 ВИМС, Москва; 3 ИЭМ РАН, Черноголовка
Рассматриваются особенности морфологии и внутреннего строения кристаллов циркона из гравелитов и песчаников, по комплексу литологических и геохимических признаков отнесенных к тельпосской свите и контактирующих с гранитоидами массива Маньхамбо. Установлено, что в этих породах преобладают неокатанные кристаллы циркона двух типов: дипирамидальные (I тип) и удлиненно-призматические (II тип), различающиеся по цвету и прозрачности. Цирконы I типа характеризуются зональным внутренним строением. В химическом составе цирконов этих типов значительных отличий не обнаружено.
Ключевые слова: циркон, кварциты, гравелиты, гранитоиды, Маньхамбо.
ZIRCONS FROM SEDIMENTS IN CONTACT WITH THE GRANITOIDS OF THE MAN'KHAMBO MASSIVE (NORTHERN URALS]
O. V. Udoratina1, N. Yu. Nikulova1, A. A. Pavlova2, D. A. Varlamov3, I. V. Shvetsova1 institute of Geology Komi SC UB RAS, Syktyvkar; 2VIMS, Moscow; 3IEM RAS, Chernogolovka
The morphology and inner structure of zircon crystals from gravelites and sandstone have been presented. They were lithologically and geochemically related to Telposskaya Formation and contact with granitoids of Man’khambo massif. It was determined that these rocks were dominated by angular zircon crystals of two types, bipyramidal (type 1) and elongated-prismatic (type II), which are different by color and transparency. Zircons of type I were characterized by zonal inner structure. Chemical variations were not found in the zircons of these types.
Keywords: zircon, quartzites, gravelites, granitoids, Man’khambo.
Г еохронологические данные по гра-нитоидам многочисленных массивов Северного и Приполярного Урала, полученные в последнее время, позволяют связывать их формирование с коллизионными процессами венда—позднего кембрия. Возраст гранитоидов массива Маньхамбо установлен различными методами и соответствует интервалу 525— 515 млн лет (и-РЬ БНШМР-П и И-РЬ ЬА 1СР МБ) [2, 15, 17]. Однако имеются как более древние датировки на уровне 1300—1100 [2, 18], так и более молодые — 460—415 млн лет (ЯЬ-Бг по валу) [14].
До сих пор нет единого мнения и о возрасте перекрывающих массив пород. Разными авторами они относятся к различными по возрасту толщам — от рифея
[18] до ордовика [6]. Наиболее полно вопрос об их возрасте был освещен в работах Е. П. Калинина и В. Н. Пучкова [5, 6] и С. С. Щербина [18, 19]. На основании геологических и геолого-тектонических исследований авторы утверждали и подтверждали фактическим материалом две разные точки зрения. По версии Е. П. Калинина и В. Н. Пучкова граниты прорывают рифейские осадочные отложения и трансгрессивно перекрываются нижнепалеозойскими [5, 6], а по мнению С. С. Щербина, перекрывающие отложения относятся к рифею [18]. Обе взаимоисключающие точки зрения основаны на геохронологических данных по гранитам [2, 3, 17]. Таким образом, отложения, перекрывающие граниты массива Маньхамбо, могут принадлежать верхнериф ейской хобе-
инской (ЯзЫЬ) или к нижнеордовикской тельпосской (0111) свитам. Обе палеонтологически немые терригенные толщи могут быть сходны по строению, гранулометрическому составу и структурно-текстурным характеристикам слагающих их пород, но их вещественные составы имеют различия, которые могут послужить надежными диагностическими критериями при установлении стратиграфической принадлежности отложений.
В последние годы, в связи с возобновлением интереса к редкометалльно-редкоземельному оруденению в осадочных отложениях восточного контакта массива Маньхамбо, вновь стала актуальной проблема возраста рудовмещающих толщ. Существуют два взаимоисключающих варианта:
V V V 4 5 ■ * 6
1 2 о о о
1 |
+ + + 8 X X X 9 • 1
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Маньхамбовского и Ильяизского массивов (Удоратина и др., 2006).
1—3 — терригенно-карбонатные отложения Западно-Уральской СФЗ: 1 — терригенно-кар-бонатные отложения (01—01); 2 — карбонатные толщи (8); 3 — терригенные толщи верхнего кембрия-среднего ордовика с базальными конгломератами в основании (обеизская (тель-посская) свита); 4—6 — осадочно-вулканогенные толщи Ляпинской СФЗ Центрально-Уральской мегазоны доуралид: 4 — перимущественно вулканиты основного и кислого состава саблегорской свиты (КРз—УбЪ), 5 — преимущественно сланцевые толщи мороинской свиты (КРзтг), 6 — терригенная толща хобеинской свиты (КРзИЪ); 7—9 — интрузивные образования: 7 — вторая фаза Маньхамбовского массива, 8 — первая фаза Маньхамбовского массива, 9 — пар-нукский комплекс; 10 — точка заложения скважины и ее номер
1. Граниты имеют позднедокембрий-ский возраст. На восточном контакте массива, где в зоне разлома локализовано оруденение, граниты соприкасаются с рифейскими образованиями, но не перекрывающими граниты трансгрессивно, а надвинутыми [1, 10, 11]. При этом возраст перекрывающих пород не связан с возрастом гранитов. Однако в основании толщи часто присутствуют “окатанные” гальки гранитоидов, традиционно считавшиеся маньхамбовскими [18]. Поскольку сами граниты массива Маньхам-бо позднекембрийские, возникает вопрос — какие гранитоиды стали источником галек?
2. Перекрывающие отложения имеют раннепалеозойский возраст [6]. В настоящее время опубликовано значительное количество работ, в которых дана характеристика литологических, геохимических и минералогических особенностей немых терригенных толщ. Особое внимание уделено акцессорным минералам, в том числе цирконам, которые благодаря их устойчивости к различным типам выветривания сохраняют свои первичные физико-химические свойства. Анализ данных о цирконах из хобеинской и тель-посской свит [4, 8, 13, 16] позволяет считать, что отличать эти толщи друг от друга можно по морфологическим и химическим особенностям цирконов.
В ходе работ, проведенных ОАО «Уральская геологосъемочная экспедиция» в рамках проекта «Урал промышленный—Урал Полярный» в 2007— 2009 гг., были изучены разрезы перекрывающей гранитоиды осадочной толщи по скважинам в северной, северо-западной, северо-восточной и восточной частях массива Маньхамбо (рис. 1). Керн скв. С-02 послужил фактическим материалом для наших исследований. Состав отложений в разрезе этой скважины снизу вверх изменяется от конглобрекчий до кварцитопесчаников (рис. 2). Верхняя часть разреза (до глубины 56.0 м) сложена переслаивающимися серыми и темносерыми слюдистыми (биотитовыми) квар-цитопесчаниками, постепенно переходящими в слюдистые гравелиты с прослоями кварцитопесчаников и хлоритовых сланцев, содержащих тонкие послойные выделения пирита. С глубины 145.3 м в разрезе вновь преобладают кварцитопес-чаники, а гравелиты занимают подчиненное положение. В этой части разреза наблюдаются многочисленные зоны дробления и ожелезнения, к которым приурочены выделения рудных минералов [12], характеризующиеся повышенными и аномальными значениями гамма-излучения. В основании разреза (197.7—220.0 м) залегают конглобрекчии с обломками
гранитов, размер и количество которых увеличиваются в нижней части слоя.
Литохимическая характеристика. В
результате литохимической обработки [20] силикатных анализов четырех образцов гравелитов и кварцитопесчаников из интервала 160—200 м из скв. С-02 и одного образца (С-50-02) из скв. 50 были рассчитаны литохимические модули (табл. 1), построена модульная диаграм-
ма (рис. 3) в координатах ГМ — (№20 + К2О), где ГМ (гидролизатный модуль) = А12О3 + ТЮ2 + Ре203 + + МпО)/ БЮ2, и сделан нормативный пересчет минерального состава (табл. 2). Модульная диаграмма (рис. 3) и таблицы показали, что изученная нами совокупность проб образует линию тренда, отражающую изменения в минеральном и гранулометрическом составах пород.
40 о о + + + * * *
° 4 о о °о ° 4 1 2 3 і'"*-' 4 + + 5 * *
Рис. 2. Cxeмaтичecкaя литологическая колонка по скв. C-02.
1 — конглобрекчия, 2 — гравелит, 3 — песчаник, 4 — сланец, 5 — гранит, б — лимонитизация пород
Наиболее щелочными и гидролизатными оказались гравелиты, содержащие около
10 % нормативного фенгита и максимальное количество полевых шпатов.
Присутствие фенгита в нашем случае не имеет отношения к первичному составу пород, а свидетельствует о наложенных (метасоматических) изменениях в породах. По данным Б. И. Омельяненко и его соавторов [9], присутствие фенгита указывает на гидротермальный генезис мета-соматитов. Согласно нормативному пересчету гравелит обр. С-50-02 не содержит фенгита (табл. 2). Можно предположить,
что его состав наиболее близок к первичному составу обломочной породы. Гравелиты с аналогичным составом встречаются и на верхней Печоре [7], примерно в 100 км южнее, но на этой же долготе. Залегаю -щие здесь в основании палеозойского разреза тельпосские гравелиты содержат до 20 % неокатанныхгравийных зерен калиевого полевого шпата и единичные более крупные обломки кислых вулканитов. Источником этих обломков являются расположенные в непосредственной близости массивы поздневендско-раннекембрий-ских гранитов и гранодиоритов. Вверх по
разрезу количество полевошпатового материала постепенно сокращается, и гравелиты сменяются кварцевыми песчаниками. Имеющиеся в нашем распоряжении анализы не позволяют установить полную однозначную аналогию с районом верхней Печоры, однако, учитывая меридиональную приуроченность ф ациальной зональности Ceвepнoro Урала, можно предположить сходство обстановок осадконакоппе -ния на его территории в раннеордовикс -кое время.
Особое внимание мы уделили трем пробам с цирконами (C-02^0, C-02-54, C-02-Зб) из интервала 1б0—200 м. Они представлены светло-серым массивными гравелитами с неравномерным распреде -лением гравия. В шлифах порода характеризуется бластопсефитовой структурой с гранобластовой структурой цемента и массивной текстурой (рис. 4, а). Размер обломков достигает 4.0 мм, преобладает фракция 0.2—0.5 мм. Из-за близости составов кварцевой основной массы и кварцевого же гравия в шлифах границы зерен и окатанность часто неразличимы. Обломки представлены калиевым полевым шпатом (рис. 4, б, д), кварцем, мелкозернистой кварц-полевошпатовой породой иногда с микропегматитовой структурой (рис. 4, в), чешуйками (до 3.0 мм) мусковита, хлоритизированного биотита (0.1—0.15 мм), округлыми зернами апатита и ильменита(?) размером до 0.1 мм. У зерен полевых шпатов окатанность в большинстве случаев хорошая или средняя (рис. 4, б, д). Рудные и акцессорные минералы сконцентрированы в полосы (рис. 4, а, г).
В результате изучения аншлифов из этих же образцов на цифровом электронном сканирующем микроскопе Tescan VEGA-II XMU с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy 450 (ИЭМ РАН, г. Черноголовка) получены их изображения в отраженных электронах с вещественным контрастом (BSE — backscattered electrons), позволившие уточнить распределение минеральных индивидов в породах, и проведен рентгеноспектральный локальный микроанализ ряда минералов. Поскольку в про-толочную пробу попадают как обломочные зерна циркона, так и цирконы из обломков пород в составе гравелита, особое внимание было уделено минералам, концентрирующимся в цементе гравелита (рис. 5, а). Исследованные нами цирконы расположены преимущественно в межзерновом матриксе и имеют хорошо выраженные кристаллографические формы с гранями призмы (рис. 5, б, г, д) или пирамиды (рис. 5, в). Внутреннее строение призматических цирконов зональное, пирамидальных — однородное
Таблица 1
Химический состав пород, мае. %
Компо- С-02-32 С-02-36 С-02-40 С-02-58 С-50-02
ненты и модули Г ипер-силит Суперсилиты
8Ю2 86.94 83.94 82.50 82.70 87.00
ТІО, 0.19 0.62 0.32 0.28 0.50
АЬОз 6.41 7.35 8.62 8.48 6.13
Ре203 1.78 0.33 0.33 0.30 0.45
РеО 0.20 0.23 0.26 0.38 0.48
МпО 0.015 0.059 0.035 0.026 0.011
MgO 0.15 0.27 0.50 0.51 0.56
СаО 0.31 0.31 0.21 0.21 0.05
N320 0.88 1.18 0.80 0.51 0.23
к2о 3.95 4.15 5.30 5.58 4.06
р205 0.023 0.10 0.051 0.056 0.064
ппп 0.047 0.01 0.56 0.60 0.61
Сумма 99.63 99.05 99.49 99.73 100.15
н2о 0.16 0.11 0.13 0.05 0.05
п о 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05
На20+ + к2о 4.83 5.36 6.10 6.19 4.29
гм 0.10 0.10 0.12 0.11 0.08
тм 0.030 0.084 0.037 0.033 0.049
0,14
0,12
0,04
0,00
0,0
С-02-4 1
- с С-02-5 :-02-32 • у* ' ' С-02-ЗЄ ч С-02-58
- ''
-
1,0
2,0
3,0
4,0
5,0
6,0
№90+К20 Рис. 3. Модульная диаграмма
Таблица 2
Нормативный минеральный состав пород, %
Минерал С-02- 32 С-02- 36 С-02- 40 С-02- 58 С-50- 02
Кварц 66.4 68.1 56.4 56.7 70.5
Плагиоклаз 8.1 10 7.9 6.4 2.4
(№) (Ю) (3) (13) (17) (13)
Ортоклаз 21.7 14.7 23.9 26.2 16.7
Мусковит 1.6 3.2 0.8 - 5.6
Фенгит - 1.0 9.7 8.9 1.0
Биотит 0.9 - - 0.9 2.8
Кальцит 0.2 0.1 0.1 0.1 0.2
Апатит - 0.3 - - -
Лейкоксен 0.1 0.6 - 0.1 0.1
Ильменит 0.2 0.3 0.6 0.5 0.2
Титанит 0.4
Г ематит 1.7 0.2 - - 0.3
7,0
(рис. 5). Некоторые зерна с неровными, извилистыми границами не имеют правильных кристаллографических очертаний (рис. 5, е) и, по нашему мнению, являются новообразованными.
Монофракции цирконов были получены из тех же трех проб минерализованных гравелитов по стандартной методике с ручным дочищением материала протолочки. Из проб весом около 0.5 кг удалось выделить более 100 зерен циркона.
Цирконы в пробе С-02-60 представлены в основном непрозрачными светло-
серыми и светло-желтыми до светло-коричневых кристаллами короткопризматического и дипирамидального габитусов с развитием узкого пояса граней призмы. Встречено несколько полупрозрачных кристаллов.
Из пробы С-02-54 были выделены желтовато-серые и бежевые непрозрачные кристаллы короткопризматического и дипирамидального габитусов. Последние часто имеют округленный облик, обусловленный развитием множества граней и отсутствием зоны призмы. Призматические кристаллы составляют 30—40 %
Рис. 4. Структура гравелита, обр. С-02-36: а — полированный срез; б, д — обломки полевых шпатов; в — обломок гранита; г — распределение рудных и акцессорных минералов в породе. Фото б, в, д — с анализатором, г — без анализатора
от общего количества выделенных кристаллов циркона.
Цирконы в пробе С-02-36 представлены равными количествами кристаллов короткопризматического и дипирамидального габитусов. Отличаются от цирконов из проб С-02-60 и С-02-54разнообразием окраски. Примерно половина кристаллов обоих морфотипов окрашена в коричневый цвет различной интенсивности—от светло- до темно-коричневого. Остальные кристаллы светло-желтые или светло-желто-серые. Светлоокрашенные разности полупрозрачные. Таким образом, цирко-
► ^^ ) V'
1 N. .
/ т-.і«
•• V*' ■- г
— 1,• N \
/С<
100 мкм
Рис. 5. Микрофотографии цирконов: а — распределение цирконов в гравелите (указано белыми стрелками); б — раздробленный кристалл с просматриваемой зональностью (I тип); в — поперечный срез призматического кристалла (II тип); г — распределения цирконов в кварц-полевошпат-слюдистом матриксе; д — зональность в цирконе I типа, е — циркон губчатый (новообразованный?)
Рис. 6. Морфологические типы цирконов: а—г (I тип) — дипирамидальные с пинакоидами на головке без призмы (а—б), с призмой (в—г) с трещиноватой поверхностью; д—з (II тип) — короткопризматические кристаллы и обломки кристаллов с хорошо выраженной головкой, д — многоглавый
ны из трех изученных нами проб слабо различаются по окраске, прозрачности и кри-сталографическим формам.
Морфология цирконов из пробы С-02-36, планируемой на датирование детритных цирконов, изучалась с помощью электронного микроскопа Тесла ББ-500 в ИГ Коми НЦ УрО РАН (оператор С. С. Шевчук). Цирконы в этой пробе представлены неокатанными кристаллами и обломками кристаллов двух морфологических типов (рис. 6).
Кристаллы I типа характеризуются ди-пирамидальным габитусом с развитием пинакоида на головке как без развития зоны призмы (рис. 6, а, б), так и с разви-
тием призм (рис. 6, в, г). На поверхности этих кристаллов при большом увеличении видна сетка характерных трещин. Под бинокулярным микроскопом мутные (непрозрачные) кристаллы имеют белесую, бежевую, светло-коричневую окраску.
Цирконы II типа — короткопризматические кристаллы и обломки кристаллов с хорошо выраженной головкой (рис. 6, д—з), иногда многоглавые (рис. 6, д). Под бинокулярным микроскопом они выглядят как прозрачные и полупрозрачные кристаллы желтоватого цвета.
Дипирамидальные кристаллы с трещинами на поверхности (I тип) имеют хорошо выраженную зональность (рис. 7,
левый ряд), при этом «трещиноватость» прослеживается в глубь кристаллов. Кристаллы нередко насыщены включениям торита. Цирконы второго типа (рис. 7, правый ряд) незональные, однородные, без включений.
Зависимость химических составов цирконов от морфологии не выявлена. Можно отметить только, что в части цир -конов I типа отмечаются незначительные содержания ТИ.
Особенностью изученных нами пород является отсутствие окатанных розовых и вишневых разновидностей цирконов, характерных для рифейских толщ. Во всех пробах преобладают неокатанные зерна с
Рис. 7. Внутреннее строение кристаллов циркона (изображение в обратно рассеянных электронах). Левая сторона — цирконы I типа, разбитые микротрещинами изометричные дипирамидальные кристаллы с зоной призмы или без нее с хорошо видимой зональностью, неоднородным строением (серые зоны) и включениями торита (белое). Правая сторона — цирконы II типа, короткопризматические (сечения продольные и поперечные), незональные, однородные
легко определяемой формой кристаллов. Часть из них, безусловно, новообразованная и связана с развитым здесь редкометалль-ным и редкоземельным оруденением. Совместное нахождение в породах нескольких морф ологичес -ких разновидностей цирконов предполагает их поступление из различных источников, одним из которых были гранитоиды. Наиболее вероятно, что источником неокатанных цирконов и циртолита являются обломки гранито-идов, содержащиеся в гравелитах и кварцитопесча-никах. Часть изученных нами цирконов относится к кластогенным образованиям, высвобожденным в результате размыва из подстилающих гранитоидов и тут же переотложенным. Сходство цирконов из галек гранитоидов и цирконов из матрикса гравелитов позволяет предположить, что исходными породами для последних были подстилающие гра-нигоиды.
Наличие в основании разреза уралид обломков подстилающихпород, в том числе и гранитоидов, практически не затронутых химическим выветриванием, отмечалось и южнее, в верховье Печоры [8, 16]. Этот факт с учетом полученных нами данных позволяет считать отсутствие коры выветривания на кембрийских гранитах региональной закономерностью, а перекрывающие массив Маньхамбо отложения — нижнеордовикскими (тельпосскими). Однако подтвердить это предположение можно будет лишь после проведения массового датирования детритовых цирконов.
Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований УрО РАЛ № 12-У-5-1025 “Закономерности осадконакопления по-
зднекембрийско-раннеордовикского рифтогенного этапа развития и фа-циальная зональность нижнепалеозойских отложений западного склона севера Урала". Авторы выражают благодарность В. Л. Андреичеву и В. А. Капитановой.
Литература
1. Бороздина Г. М. О корреляции стратотипа хобеинской свиты и отложений в восточном контакте гранитного массива Маньхамбо // Ежегодник-2008: Тр. ИГГ УрО РАН. Вып. 156. Екатеринбург, 2009. С. 57—59. 2. Душин
В. А., Ронкин Ю. Л., Лепихина О. П. Возраст и геодинамическая позиция гранитоидов Маньхамбовского блока (Северный Урал): и-РЬ и Бт-^ изотопная систематика и геохимические ограничения // Изотопные системы и время геологических процессов: Материалы
IV Российской конференции по изотопной геохронологии. Т. I. СПб.: ИП Ка-талкина, 2009. С. 172—174. 3. Душин
B. А., Фауст А. В. Рифейский гранитный магматизм и металлогения Маньхамбовского блока // Региональная геология и металлогения, 2008. № 35.
C. 25—33. 4. Ефанова Л. И. Алькес-вожская толща на севере Урала. Стратиграфия, литология, металлоносность: Автореф. дис. ... канд. геол.- мин. наук. Сыктывкар: Геопринт, 2001. 24 с. 5. Калинин Е. П., Пучков В. Н. Некоторые черты геологического строения и редко-металльной металлогении осевой полосы Северного Урала (верх. р. Укъю, Не-римъю, Ыджыд-Ляга) // Материалы
II Коми республиканской молодежной научной конференции. Сыктывкар, 1967. С. 246—249. 6. Калинин Е. П., Пучков В. Н. Новые данные о геологии и редкометалльной металлогении горных пород Урала в бассейне верхней Печоры. Сыктывкар, 1968. С. 49—60. (Тр. Инта геол. Коми фил. АН СССР. Вып. 9).
7. Никулова Н. Ю., Юдович Я. Э., Кетрис М. П. и др. Литология и геохимия горных пород в зоне межф орма-ционного контакта на верхней Печоре. Сыктывкар: Геопринт, 2006. 127 с.
8. Никулова Н. Ю. Минералогические критерии золотоносного горизонта аль-кесвожской свиты на участке «Руины» (Приполярный Урал) // Литосфера, 2010. № 6. С. 105—110. 9. Омельяненко Б. И., Андреева О. В., Воловикова И. М., Головин В. А. Тонкочешуйчатые диоктаэдри-ческие калиевые слюды как индикатор гидротермального генезиса метасоматитов // Литогенез и рудообразование (крите -рии разграничения эндогенных и экзогенных процессов). М.: Наука, 1989. С. 225—236. 10. Павлова А. А. Особен-
ности пород восточной части гранитного массива Маньхамбо (Приполярный Урал) // Петрология: Электронный сборник тезисов V Сибирской конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 2010. 11. Павлова А. А. Характеристика рудно -ф ормационного типа редкоземельно -уран-ториевого орудене -ния восточной части массива Маньхамбо // Металлогения, минерагения и рудо-генез: Электронный сборник тезисов
V Сибирской конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 2010. 12. Павлова А. А., Нечелюстов Г. Н, Рябцев В. В. Ториевая и урановая минерализация в породах восточного контакта гранитного массива Маньхамбо и условия ее формирования // Разведка и охрана недр, 2011. № 4. С. 57—63. 13. Пыстина Ю. И. Минералогическая стратиграфия метаморфических образований Приполярного Урала. Екатерин-
бург: УрО РАН, 1997. 124 с. 14. Удо-ратитна О. В. Гранитоиды Маньхамбо (Северный Урал): новые данные // Геология европейского севера России. Сб. 4. Сыктывкар, 1999. С. 63—70. (Тр. Инта геологии Коми НЦ УрО РАН. Вып. 103) 15. Удоратина О. В., Андре-ичев В. Л. Изотопно-геохронометриче-ские системы в гранитоидах массива Маньхамбо (Северный Урал) // Петрология магматических и метаморф ических комплексов: Материалы Всероссийской научной конференции. Вып. 4. Томск: ЦНТИ, 2004. С. 78-83. 16. Удоратина О. В., Калинин Е. П., Никулова Н. Ю. Зона контакта гранитоидов Ы1д-жыд-Лягского массива и кварцитов тель-посской свиты (Северный Урал) // Литогенез и геохимия осадочных ф ормаций Тимано-Уральского региона. Сыктывкар, 2007. № 6. С. 90-100. (Тр. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН.
Вып. 121). 17. Удоратина О. В., Соболева А. А, Кузенков Н. А. и др. Возраст гранитоидов Маньхамбовского и Ильяиз-ского массивов (Северный Урал): И-РЬ данные // ДАН, 2006. Т. 406. № 6.
С. 810-815. 18. Щербин С. С. Взаимоотношение разновозрастных гранитоидов с доордовикскими осадочно-метаморфическими породами в районе Маньхамбо на Приполярном Урале // Магматизм, метаморфизм и оруденение в геологической истории Урала. Свердловск, 1974.
С. 62-64. 19. Щербин С. С., Челноков В. П. О возрастном соотношении гранитов двух интрузивных фаз с осадочно -ме -таморфическими породами на Приполярном Урале // Тез. докл. II Уральского петрогр. совещ. Свердловск, 1996. 20. Юдович Я. Э, Кетрис М. П. Основы литохимиии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.
Рецензент к. г.-м. н. Е. П. Калинин
