CC BY
22
УДК 550.93:549.514.81(234.83)
U-Pb (LA-ICP-MS) ВОЗРАСТ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ МЕТАОСАДОЧНЫХ ПОРОД ОСНОВАНИЯ ВЕРХНЕДОКЕМБРИЙСКОГО РАЗРЕЗА СЕВЕРНОГО ТИМАНА
В.Л. Андреичев1, А.А. Соболева1, В.Б. Хубанов2, И.Д. Соболев3,4
1 Институт геологии Коми научного центра УрО РАН, Сыктывкар 2 Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ 3 Геологический институт РАН, Москва 4 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва
Поступила в редакцию 22.01.18
Приводятся первые U-Pb изотопные данные о возрасте детритовых цирконов из мета-терригенных пород румяничной свиты барминской серии, представляющей собой видимое основание докембрийского разреза Северного Тимана. U-Pb (LA-ICP-MS) изотопные датировки 94 цирконовых зерен из тонкозернистого алевропесчаника укладываются в интервал 981—2582 млн лет. Средневзвешенный возраст двух наиболее молодых цирконов, равный 983+40 млн лет, дает основание предполагать вероятным временем осадконако-пления поздний рифей (ранний неопротерозой). Формирование кластических осадков, слагающих все три свиты барминской серии (~5 км), происходило за счет накопления продуктов эрозии одних и тех же источников сноса, каковыми были породные комплексы Среднерусского орогена и комплексы, аналогичные наблюдаемым ныне на Фенноскан-динавском щите.
Ключевые слова: детритовые цирконы, верхний докембрий, Северный Тиман, U—Pb изотопный возраст.
Andreichev V.L., Soboleva A.A., Khubanov V.B., Sobolev I.D. U-Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons from clastic sediments composing lowest part of Precambrian sequence of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series. 2018. Volume 93, part 2. P. 14-26.
The article presents the first U-Pb data on the age of detrital zircons from clastic sediments of Rumyanichnaya Formation included in Barma Group which constitutes the lowest outcropped part of the Precambrian sequence of the Northern Timan. Age data (LA-ICP-MS) for 94 zircon grains from fine-grained aleuritic sandstone cover the range of 981-2582 Ma. Weighted average age of the two youngest zircons yields the age of 983+40 Ma which provides grounds to assume that sediment deposition took place in Late Riphean (Neoproterozoic). The accumulation of clastic sediments that compose the all three formations of Barma Group (~5 km thick) was controlled mostly with terrigenous material from eroded rock complexes coeval with crystalline complexes of Fennoscandia and Central Russian Belt.
Key words: detrital zircons, Upper Precambrian, Northern Timan, U-Pb isotopic age.
Среди современных проблем геологии Тимана и п-ова Канин наиболее актуальными остаются вопросы, связанные со стратиграфией и корреляцией отложений верхнего докембрия. В немалой степени это обусловлено разобщенностью выходов структурно-вещественных комплексов, приуроченных к сводовым частям горстообразных поднятий, расстояние между которыми достигает 200 км. Верхнедокембрийские осадочные, преимущественно терригенные породы известны на п-ове Канин (хр. Канин Камень, мысы Лудоватые), Северном Тимане, Среднем Тимане (Цильменский и Четлас-ский Камни, Вымская гряда), Южном Тимане (Очьпарминское и Джежимпарминское поднятия). Кроме того, породы слабо обнажены, не дают естественных протяженных разрезов, имеют близкий литологический состав и, как правило, лишены органических остатков и отчетливо выраженных
маркирующих горизонтов. Сопоставление разрезов производилось преимущественно на основании литологических, реже геохимических данных и уровня преобразований пород, изменяющегося от позднего катагенеза до регионального метаморфизма амфиболитовой фации, что в итоге привело к значительным разногласиям при стратиграфическом расчленении и корреляции верхнего докембрия Тимана и п-ова Канин (Журавлев и др., 1966; Верхний докембрий..., 1986; Оловянишников, 1998).
Геологическая позиция и проблема возраста барминской серии
На Северном Тимане верхнедокембрийские толщи интрудированы различными по составу магматическими породами позднерифейско-вендского возраста и перекрыты отложениями фанерозоя (рис. 1).
Рис. 1. Схема геологического строения Северного Тимана, по (Оловянишников, 2004): 1 — верхнедевонские базальты; 2 — сред-недевонские песчаники и конгломераты; 3 — нижнедевонские алевролиты, песчаники, глины; 4 — нижнесилурийские известняки с прослоями алевролитов и песчаников; 5 — метаосадочные породы барминской серии: ЯБг — румяничная свита: сланцы, кварциты, мигматиты; КРтг — малочернорецкая свита: сланцы, кварцитопесчаники; КРутЬ — ямбозерская свита: сланцы, квар-цитопесчаники; 6 — граниты; 7 — сиениты; 8 — метагаббро-долериты и долериты; 9 — оливин-керсутитовые габбро; 10 — границы между разновозрастными подразделениями и телами разного состава внутри этих подразделений (а), границы несогласного залегания стратиграфических подразделений (б); 11 — главные разломы; 12 — места отбора проб. Цифрами обозначены массивы: 1 — Большой Румяничный, 2 — Крайний Камешек, 3 — Малый Камешек, 4 — Большой Камешек, 5 — Сопки Каменные. Цифры в прямоугольниках — и-РЬ и РЬ-РЬ цирконовые датировки в млн лет (пояснения в тексте)
Естественные выходы пород наблюдаются на побережье Чёшской губы и Баренцева моря от устья р. Румяничной до мыса Капитанский, по рекам Черной, Малой Черной, Великой и их притокам, а также на сопках Малый и Большой Камешек. Верх-недокембрийские толщи, представленные преимущественно сланцами и кварцитопесчаниками, относятся к барминской серии, подразделяемой на три свиты (снизу-вверх и с юга на север): румя-ничную (до 700 м), малочернорецкую (до 2000 м) и ямбозерскую (до 2000 м), детально охарактеризованные в ряде работ (Гецен, 1968, 1975; Оловянишников, 1998, 2004). Границы между свитами проведены преимущественно по тектоническим разломам. Общее падение пород крутое северо-вос-
точное. Отложения серии, изначально представленные преимущественно пелитами, алевритами и тонкозернистыми песками, после литификации подверглись региональному метаморфизму уровней мусковит-хлоритовой и биотит-хлоритовой субфаций зеленосланцевой фации, местами — до эпидот-амфиболитовой фации. Локально породы испытали и контактовый метаморфизм, обусловленный внедрением интрузивных пород различного состава и возраста.
О возрасте барминской серии существуют различные представления. В разное время она считалась условно нижним (Гецен, 1975), средним (Верхний докембрий..., 1986) и верхним рифеем (Оловянишников, 2004) и даже вендом (Акимова,
1996). Изотопное датирование цирконов из интрузивных пород, прорывающих отложения бармин-ской серии (рис. 1), позволило исключить их вендский возраст. Pb-Pb (Pb-evaporation) возраст единичных зерен циркона из сиенитов массива Крайний Камешек составил 613+2 млн лет, а из гранитов массива Большой Камешек — 621+4 млн лет (Андреичев, Ларионов, 2000). Приводимые в тексте погрешности возраста соответствуют 2о. Близкие результаты были получены при U-Pb (SIMS) датировании цирконов из оливин-керсутитовых габбро, обнаженных в районе устья р. Румяничной (614+2 млн лет) и из сиенитов массива Большой Румяничный (613+7 млн лет) (Larionov et al., 2004). Еще более убедительно о довендском возрасте барминской серии свидетельствуют U-Pb (SIMS) данные по цирконам из гранитов массива Сопки Каменные, возраст которых составляет 727+6 млн лет (Андреичев и др., 2017б). Изотопные данные позволяют считать барминскую серию, по крайней мере, верхним рифеем, но не исключается и более древний возраст, поэтому для установления времени накопления осадков барминской серии необходимо привлечение современных данных.
В настоящее время весьма активно применяется U-Pb датирование детритовых цирконов. За рубежом оно началось более 50 лет назад, первые работы относятся к 1964 г. (Ledent et al., 1964; Tatsumoto, Patterson, 1964). Дальнейшее развитие методов масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) (Ireland, Williams, 2003) и лазерной абляции в индуктивно связанной плазме (LA-ICP-MS) (Kosler, Sylvester, 2003) позволило анализировать большое количество зерен из одного образца (Kosler et al., 2002).
Оценка стратиграфического положения палеонтологически немых толщ основана на предположении о соответствии возраста аллотигенных цирконов, присутствующих в осадочной породе, возрасту эродируемых пород питающих провинций, а наиболее молодые цирконы указывают на возраст самых молодых размываемых пород, участвовавших в процессе формирования осадков, и таким образом показывают нижний возрастной предел осадконакопления (Fedo et al., 2003). Другими словами, порода не может быть древнее возраста самого молодого циркона, но может быть сколь угодно моложе.
В России одной из первых появилась статья по детритовым цирконам из докембрийских осадочных пород Южного Урала (Willner et al., 2003). На Тимане первые результаты были получены по цирконам из кварцитопесчаников джежимской свиты Южного Тимана (Кузнецов и др., 2010). Нашими исследованиями были охвачены осадочные породы средней и верхней частей барминской серии Северного Тимана. Датирование цирконов из тонкозернистых песчаников малочернорецкой свиты (Андреичев и др., 2013, 2014) и ямбозерской свиты
(Андреичев и др., 2017а) показало, что эти осадки сформировались преимущественно за счет привноса в осадочный бассейн, развивавшийся на Тиманской пассивной континентальной окраине (Пучков, 1975, 2010; Кузнецов, 2009а, б), терригенного материала из разрушавшихся породных комплексов, одновоз-растных наблюдаемым сейчас в пределах Фенноскан-динавского щита, а также комплексов Среднерусского орогена, возникшего в результате сочленения в конце раннего протерозоя (1,7-1,8 млрд лет) архейско-раннепротерозойских литосферных мегаблоков Вол-го-Сарматии и Фенноскандии (Бибикова и др., 1995; Claesson et al., 2001; Cocks, Torsvik, 2005; Самсонов и др., 2005; Богданова и др., 2006; Bogdanova et al., 2008). Минимальные U-Pb возрасты детритовых цирконов (~1 млрд лет), выступающие в роли индикатора нижнего возрастного предела осадкона-копления, свидетельствуют о том, что накопление отложений малочернорецкой и ямбозерской свит происходило не ранее чем в начале позднего ри-фея (неопротерозой). Для распространения этого вывода на всю барминскую серию необходимо получить изотопные данные по детритовым цирконам из пород наиболее древней румяничной свиты.
Литологические особенности румяничной свиты и выбор материала для анализа
Породы румяничной свиты выходят на поверхность в отливно-приливной зоне восточного побережья Чёшской губы от устья р. Румяничной до мыса Большой Румяничный и на ограниченных участках среднего течения р. Черной (рис. 1). В разрезе свиты наблюдается чередование пачек глинистых сланцев и пачек, состоящих из хлорит-слюдисто-кварцевых сланцев (метаалевролитов и метаалев-ропелитов) и метапесчаников. Падение пород крутое северо-восточное, нижняя граница свиты не вскрыта эрозией, верхняя граница с малочернорец-кой свитой достоверно не установлена. Метаморфизм пород румяничной свиты выше, чем отложений малочернорецкой и ямбозерской свит. В основном он отвечает условиям биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации, реже эпидот-амфиболи-товой фации. Наиболее интенсивно метаморфи-зованы сланцы румяничной свиты вблизи сиенитового массива мыса Большого Румяничного, где они превращены в мигматиты. Контактовый метаморфизм обусловлен внедрением вендских доле-ритов, оливин-керсутитовых габбро, гранитов, сиенитов и кембрийских(?) щелочных габброидов. Кроме того, на породы румяничной свиты термальное воздействие могли оказывать находящиеся в ближнем геологическом окружении позднеде-вонские базальты, слагающие мыс Малый Румя-ничный (рис. 1).
Цирконы выделены из пробы № 202 метаалев-ропесчаников, выходящих на поверхность в при-ливно-отливной зоне примерно на одинаковом
расстоянии от сиенитов массива мыса Большой Румяничный и выхода оливин-керсутитовых габбро в районе устья р. Румяничной (67,5643° с.ш. 47,8362° в.д.). Это темно-серая тонкослоистая порода, с чередованием светлых и темных прослоев мощностью 0,2—0,3 мм. Светлые прослои сложены зернами кварца (87—90%) размером 0,05—0,20 мм, чешуйками стильпномелана (5—7%) размером 0,02— 0,20 мм и серицита (около 5%) размером 0,01—0,07 мм. Присутствует также небольшое количество апатита, хлорита и ильменита. На фоне мелкозернистой породы хорошо видны более крупные единичные изометричные или удлиненные агрегаты зерен сульфида размером до 1 мм. Состав темных прослоев — кварц (15—47%), стильпномелан (50—80%), серицит (3—5%), единичные зерна апатита, циркона и предположительно амфибола.
Методы исследования
Пробу дробили вручную в стальной ступке до размера обломков < 0,25 мм. Отмучивание измельченного материала производили в проточной водопроводной воде, после чего с применением бро-моформа выделяли тяжелую фракцию, из которой отделяли неэлектромагнитную фракцию, а из нее под бинокуляром беспристрастно отбирали все попадающие в поле зрения цирконы. Все процедуры проводились в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).
Морфология выделенных кристаллов циркона изучена с использованием микроскопа МБС-9 в ГИН РАН. После оптических исследований цирконы помещены в эпоксидные шашки, которые были ошлифованы примерно до половины толщины зерен циркона и отполированы. Изучение и получение изображений цирконов в проходящем и отраженном свете произведено в ИГЕМ РАН на поляризационном микроскопе Nikon Eclipse 50i POL, оснащенном камерой Nikon DS-Fi1 и программой NIS-Elements F 2.30.
Исследования катодолюминесценции кристаллов циркона проведены в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (аналитик Т.И. Голованова) на базе электронно-зондового микроанализатора Cameca MS-46 с использованием цифровой камеры Videoscan 285 и ПО Viewer. Ка-тодолюминесцентные изображения, совместно с фотографиями цирконов в проходящем и отраженном свете, были использованы для выбора участков, наиболее пригодных для датирования — не содержащих дефектов и включений.
Определение U-Pb возраста цирконовых зерен выполнено в Аналитическом центре минералого-геохимических и изотопных исследований ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) методом лазерной абляции и магнитно-секторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-ICP-MS). Лазерный пробоотбор проведен с помощью устройства
лазерной абляции UP-213, а масс-спектрометриче-ский анализ осуществлялся на одноколлекторном магнитно-секторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR. Пробоподготовка цирконовых зерен, аналитические измерения, обработка данных масс-спектрометри-ческого анализа и расчеты возрастов выполнены согласно разработанным в лаборатории стандартным процедурам (Хубанов и др., 2016). В качестве внешнего стандарта использовался цирконовый эталон 91500 (Wiedenbeck et al., 1995), в качестве контрольных образцов — Plesovice с аттестованным возрастом 337,13+0,37 млн лет (Slama et al., 2008) и GJ-1 с аттестованным возрастом 608,5+0,4 млн лет (Jackson et al., 2004). При анализе северотиман-ских цирконов конкордантный возраст 12 зерен Plesovice составил 338,1+3,3 млн лет, а 12 зерен GL-1 - 599,7+5,7 млн лет.
Обработка данных анализа проведена с помощью программы Glitter (Griffin et al., 2008; Van Achterbergh et al., 2001). Для статистического анализа и построения U-Pb диаграмм использовано приложение Isoplot 3.75 (Ludwig, 2012) для программы Microsoft Excel.
Характеристика цирконов
Цирконы мелкие, варьируют по размеру от 40 до 120 мкм. Среди них больше половины составляют хорошо окатанные эллипсовидные зерна. Они светло-розового, светло-сиреневого, светло-желтого или буровато-рыжего цвета, полупрозрачные, с матовой поверхностью. Около четверти зерен — полуокатанные, первично бипирамидально-при-зматического габитуса с Ку 2—4. Встречаются почти бесцветные, светло-розовые и желтые зерна, полупрозрачные и прозрачные. В небольших количествах наблюдаются идиоморфные бипирамидально-призматические (Ку 2—2,5) кристаллы циркона, светло-желтые, прозрачные, с блестящими гладкими поверхностями граней. Во всех зернах присутствует небольшое количество мелких черных включений.
Катодолюминесцентные изображения показывают, что большинство цирконов имеет простое строение и характеризуется секториальной или осцилляционной зональностью, лишь некоторые зерна (8% от исследованных зерен) содержат клас-тогенные ядра.
Всего было проанализировано 120 зерен (табл. 1, рис. 2). Для оценки возраста пород в источниках сноса использовались возрастные значения по отношению 207Pb/206Pb. Из рассмотрения исключены анализы с дискордантностью более |10|%. Оставшиеся 207Pb/206Pb возрасты (94 зерна) заключены в интервале 981—2582 млн лет (рис. 3), в пределах которого выделяются два отчетливых возрастных максимума на уровнях 1150 и 1600 млн лет.
Таблица 1
Результаты U-Pb датирования детритовых цирконов из румяничной свиты, проба 202
Номер зерна Изотопные отношения ИИо Возраст, млн лет о, %
207рь 206РЬ ±1о, % 207рь 235и ±1о, % 206РЬ 238и ±1о, % 206РЬ 238и ±1о 207РЬ 206РЬ ±1о
1 0,07469 2,10 1,97463 2,24 0,19169 1,46 0,65 1130 15 1060 42 -6
2 0,08870 2,04 3,21356 2,20 0,26269 1,45 0,66 1504 20 1398 39 -7
3 0,08526 1,98 3,36335 2,15 0,28602 1,45 0,67 1622 21 1321 38 -19
4 0,07450 2,13 2,03558 2,28 0,19810 1,46 0,64 1165 16 1055 43 -9
5 0,08786 2,09 3,11247 2,25 0,25686 1,47 0,65 1474 19 1379 40 -6
6 0,07702 2,21 1,95075 2,35 0,18363 1,48 0,63 1087 15 1122 43 3
7 0,08865 2,05 3,38065 2,22 0,27649 1,46 0,66 1574 20 1397 39 -11
8 0,09221 2,12 3,71417 2,28 0,28984 1,48 0,65 1641 21 1486 40 -9
9 0,09561 2,15 3,77878 2,31 0,28654 1,49 0,64 1624 21 1540 40 -5
10 0,06446 3,85 0,92892 3,87 0,10416 1,69 0,44 639 10 763 79 19
11 0,07718 2,55 1,99799 2,68 0,18770 1,54 0,58 1109 16 1126 50 2
12 0,07507 2,26 2,15644 2,43 0,20827 1,51 0,62 1220 17 1070 45 -12
13 0,09861 2,17 4,15961 2,34 0,30583 1,50 0,64 1720 23 1598 40 -7
14 0,07423 2,34 1,97965 2,50 0,19335 1,52 0,61 1140 16 1048 47 -8
15 0,10092 2,20 4,31385 2,37 0,30990 1,51 0,64 1740 23 1641 40 -6
16 0,09411 2,17 4,23605 2,35 0,32635 1,50 0,64 1821 24 1510 40 -17
17 0,08569 2,26 2,89833 2,44 0,24522 1,52 0,62 1414 19 1331 43 -6
18 0,07766 3,23 2,19761 3,31 0,20516 1,67 0,50 1203 18 1138 63 -5
19 0,17255 2,31 11,78375 2,48 0,49516 1,55 0,63 2593 33 2582 38 -1
20 0,10165 2,27 4,58807 2,45 0,32725 1,53 0,62 1825 24 1654 42 -9
21 0,07182 2,55 1,73468 2,71 0,17513 1,57 0,58 1040 15 981 51 -6
22 0,08972 2,47 2,96544 2,65 0,23967 1,57 0,59 1385 20 1419 47 2
23 0,10096 2,48 4,40300 2,65 0,31623 1,58 0,59 1771 24 1642 45 -7
24 0,10665 2,52 0,93689 2,69 0,06370 1,57 0,58 398 6 1743 45 338
25 0,11016 2,51 4,79302 2,69 0,31552 1,58 0,59 1768 24 1802 45 2
26 0,10705 2,57 4,87224 2,73 0,33005 1,59 0,58 1839 25 1750 46 -5
27 0,07318 2,87 1,79144 3,02 0,17751 1,63 0,54 1053 16 1019 57 -3
28 0,10882 2,54 4,44583 2,72 0,29629 1,59 0,58 1673 23 1780 46 6
29 0,07253 2,67 1,98153 2,85 0,19813 1,60 0,56 1165 17 1001 53 -14
30 0,09303 2,57 4,06080 2,76 0,31657 1,60 0,58 1773 25 1488 48 -16
31 0,09037 2,95 3,19778 3,11 0,25666 1,67 0,54 1473 22 1433 55 -3
32 0,07435 3,11 1,88692 3,26 0,18409 1,68 0,52 1089 17 1051 61 -4
33 0,07643 3,91 1,78590 4,00 0,16950 1,83 0,46 1009 17 1106 76 10
34 0,09535 3,22 3,49675 3,37 0,26603 1,73 0,51 1521 24 1535 60 1
35 0,12165 2,94 6,30731 3,12 0,37613 1,69 0,54 2058 30 1980 52 -4
Продолжение табл. 1
Номер зерна Изотопные отношения ИИо Возраст, млн лет о, %
207рь 206РЬ ±1о, % 207рь 235и ±1о, % 206рь 238и ±1о, % 206рь 238и ±1о 207РЬ 206РЬ ±1о
36 0,10513 4,36 4,04047 4,42 0,27881 2,06 0,47 1585 29 1717 78 8
37 0,07714 3,28 2,11036 3,44 0,19847 1,73 0,50 1167 18 1125 64 -4
38 0,09707 2,87 3,17642 3,08 0,23741 1,67 0,54 1373 21 1569 53 14
39 0,05051 4,06 0,38871 4,18 0,05584 1,79 0,43 350 6 218 91 -38
40 0,08681 3,41 2,13479 3,57 0,17844 1,77 0,50 1058 17 1356 64 28
41 0,09547 3,37 3,79061 3,56 0,28813 1,78 0,50 1632 26 1538 62 -6
42 0,09174 3,20 3,33363 3,41 0,26373 1,74 0,51 1509 23 1462 60 -3
43 0,07708 3,19 1,94672 3,41 0,18331 1,74 0,51 1085 17 1123 62 4
44 0,05865 3,58 0,42154 3,77 0,05217 1,78 0,47 328 6 554 76 69
45 0,09448 3,39 3,36813 3,60 0,25876 1,79 0,50 1484 24 1518 63 2
46 0,10527 3,30 4,86409 3,53 0,33543 1,78 0,50 1865 29 1719 59 -8
47 0,08128 3,36 2,54181 3,60 0,22703 1,78 0,50 1319 21 1228 65 -7
48 0,09805 3,27 4,27124 3,52 0,31628 1,77 0,50 1772 27 1587 60 -10
49 0,08001 3,61 2,35145 3,83 0,21338 1,83 0,48 1247 21 1197 70 -4
50 0,08866 3,47 3,34649 3,72 0,27408 1,82 0,49 1562 25 1397 65 -11
51 0,07155 3,58 1,81289 3,84 0,18402 1,68 0,48 1089 18 973 71 -11
52 0,11713 3,70 5,98027 3,96 0,37082 1,90 0,48 2033 33 1913 65 -6
53 0,09555 4,00 3,63089 4,22 0,27601 1,95 0,46 1571 27 1539 73 -2
54 0,08641 3,86 3,02092 4,12 0,25396 1,91 0,46 1459 25 1347 73 -8
55 0,10052 3,61 4,60994 3,90 0,33316 1,86 0,48 1854 30 1634 66 -12
56 0,07489 3,36 2,03367 3,46 0,19693 1,82 0,53 1159 19 1066 66 -8
57 0,10778 3,11 4,47727 3,22 0,30126 1,82 0,57 1698 27 1762 56 4
58 0,10249 3,11 4,26084 3,23 0,30149 1,82 0,56 1699 27 1670 56 -2
59 0,09910 5,89 3,89283 5,81 0,28487 2,49 0,43 1616 36 1607 106 -1
60 0,09783 2,99 3,81989 3,13 0,28317 1,79 0,57 1607 25 1583 55 -2
61 0,05688 3,18 0,71462 3,31 0,09112 1,77 0,53 562 10 486 69 -14
62 0,09882 3,23 4,01814 3,34 0,29488 1,84 0,55 1666 27 1602 59 -4
63 0,05084 4,44 0,37682 4,49 0,05375 1,90 0,42 338 6 234 99 -31
64 0,09818 2,89 3,95259 3,04 0,29196 1,77 0,58 1651 26 1590 53 -4
65 0,07202 3,28 1,74424 3,39 0,17564 1,80 0,53 1043 17 986 65 -6
66 0,09288 2,73 3,27025 2,90 0,25534 1,74 0,60 1466 23 1485 51 1
67 0,06920 2,98 1,25446 3,12 0,13147 1,76 0,56 796 13 905 60 14
68 0,09331 3,28 3,46199 3,39 0,26907 1,84 0,54 1536 25 1494 61 -3
69 0,11108 3,52 4,97245 3,60 0,32463 1,92 0,54 1812 30 1817 63 0
70 0,09864 2,87 4,10352 3,02 0,30169 1,77 0,59 1700 26 1599 53 -6
Продолжение табл. 1
Номер зерна Изотопные отношения ИИо Возраст, млн лет о, %
207РЬ 206рь ±1о, % 207РЬ 235и ±1о, % 206РЬ 238и ±1о, % 206РЬ 238и ±1о 207РЬ 206рь ±1о
71 0,09969 3,29 3,81905 3,40 0,27783 1,85 0,54 1580 26 1618 60 2
72 0,09468 2,82 3,77179 2,98 0,28891 1,76 0,59 1636 25 1522 52 -7
73 0,14804 3,32 8,61672 3,42 0,42211 1,95 0,57 2270 37 2323 56 2
74 0,09998 2,58 3,84153 2,77 0,27867 1,72 0,62 1585 24 1624 47 2
75 0,14435 2,94 0,58704 3,05 0,02949 1,80 0,59 187 3 2280 50 1119
76 0,11533 2,98 5,85222 3,12 0,36802 1,81 0,58 2020 31 1885 53 -7
77 0,09231 2,82 3,41745 2,98 0,26850 1,75 0,59 1533 24 1474 53 -4
78 0,10385 2,81 4,60340 2,97 0,32148 1,76 0,59 1797 28 1694 51 -6
79 0,10096 5,76 4,20879 5,70 0,30233 2,49 0,44 1703 37 1642 103 -4
80 0,10202 3,14 4,27833 3,26 0,30414 1,82 0,56 1712 27 1661 57 -3
81 0,07072 2,56 1,99369 2,75 0,20444 1,71 0,62 1199 19 949 52 -21
82 0,08564 3,46 2,62760 3,55 0,22250 1,86 0,52 1295 22 1330 66 3
83 0,09463 2,58 3,98088 2,76 0,30508 1,71 0,62 1716 26 1521 48 -11
84 0,09964 2,96 4,16183 3,10 0,30292 1,79 0,58 1706 27 1617 54 -9
85 0,09792 3,33 3,76515 3,43 0,27886 1,85 0,54 1586 26 1585 61 0
86 0,07884 3,15 2,14278 3,27 0,19710 1,79 0,55 1160 19 1168 61 1
87 0,08298 3,63 2,39285 3,70 0,20913 1,88 0,51 1224 21 1269 69 4
88 0,09732 2,75 3,76088 2,92 0,28025 1,74 0,60 1593 25 1574 51 -1
89 0,08859 3,76 2,84426 3,82 0,23285 1,92 0,50 1349 23 1395 70 3
90 0,10405 3,01 4,33327 3,14 0,30203 1,80 0,57 1701 27 1698 54 0
91 0,10393 2,72 4,15142 2,89 0,28969 1,74 0,60 1640 25 1695 49 3
92 0,09230 3,88 3,22304 3,93 0,25325 1,96 0,50 1455 25 1473 72 1
93 0,09049 3,05 3,23736 3,18 0,25946 1,79 0,56 1487 24 1436 57 -3
94 0,08035 3,20 2,39466 3,32 0,21615 1,80 0,54 1262 21 1206 62 -4
95 0,09870 2,80 3,81304 2,95 0,28019 1,75 0,59 1592 25 1600 51 1
96 0,10565 2,70 4,67159 2,86 0,32069 1,74 0,61 1793 27 1726 49 -4
97 0,10011 2,55 4,53415 2,73 0,32846 1,71 0,62 1831 27 1626 47 -11
98 0,10377 2,73 4,56328 2,89 0,31892 1,74 0,60 1784 27 1693 49 -5
99 0,08888 3,52 3,19641 3,61 0,26081 1,88 0,52 1494 25 1402 66 -6
100 0,08834 3,58 3,07914 3,66 0,25279 1,89 0,52 1453 25 1390 67 -4
101 0,10106 2,97 3,92036 3,11 0,28134 1,79 0,58 1598 25 1644 54 3
102 0,08358 2,60 2,99267 2,78 0,25967 1,71 0,62 1488 23 1283 50 -14
103 0,10857 3,24 4,74890 3,35 0,31720 1,86 0,55 1776 29 1776 58 0
104 0,11128 3,36 5,03139 3,45 0,32789 1,89 0,55 1828 30 1820 60 0
105 0,11020 2,68 4,98788 2,85 0,32826 1,74 0,61 1830 28 1803 48 -2
Окончание табл. 1
Номер зерна Изотопные отношения ИИо Возраст, млн лет о, %
207РЬ 206рь ±1а, % 207РЬ 235и ±1а, % 206РЬ 238и ±1а, % 206РЬ 238и ±1а 207РЬ 206рь ±1а
106 0,10064 3,30 3,97835 3,41 0,28669 1,86 0,54 1625 27 1636 60 1
107 0,07635 2,76 2,08237 2,92 0,19779 1,73 0,59 1163 18 1104 54 -5
108 0,08212 3,29 2,43132 3,40 0,21471 1,82 0,54 1254 21 1248 63 0
109 0,11670 2,60 5,79273 2,79 0,35998 1,72 0,62 1982 29 1906 46 -4
110 0,09081 3,32 3,15220 3,42 0,25174 1,84 0,54 1447 24 1442 62 0
111 0,10681 2,86 4,67823 3,00 0,31765 1,77 0,59 1778 28 1746 51 -2
112 0,07963 3,00 2,13925 3,13 0,19483 1,77 0,57 1148 19 1188 58 4
113 0,10361 3,05 4,06100 3,18 0,28424 1,81 0,57 1613 26 1690 55 5
114 0,08965 2,57 2,86422 2,75 0,23170 1,71 0,62 1343 21 1418 48 6
115 0,09422 4,32 3,29774 4,34 0,25382 2,06 0,47 1458 27 1513 79 4
116 0,09074 2,68 3,41567 2,85 0,27298 1,73 0,61 1556 24 1441 50 -7
117 0,07481 4,52 1,79201 4,54 0,17371 2,02 0,44 1032 19 1064 88 3
118 0,05783 9,82 0,64721 9,65 0,08116 2,87 0,30 503 14 523 202 4
119 0,08639 2,58 3,22194 2,77 0,27048 1,72 0,62 1543 24 1347 49 -13
120 0,09765 3,57 3,92992 3,66 0,29188 1,91 0,52 1651 28 1580 65 -4
Примечание: КЬо - коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235и, В - дискордантность: В = 100 х [возраст (207РЪ/206РЪ) / возраст (206РЬ/238и) - 1], серым фоном выделены датировки с Б > |10|%.
0.6
0.4
Р
0.2
0.0
2200,^5
1
600/
О О и «3 /.1.1.
0 2 4 6 8 10 12 14
207РЬ/235и
Рис. 2. Диаграмма Аренса-Везерилла с конкордией. Нанесены все анализы детритовых цирконов из обр. 202. Центры эллипсов погрешностей (2а) - координаты аналитических точек
Обсуждение результатов
Релевантность полученных данных. Наличие в исследованном образце стильпномелана и хлорита свидетельствует о том, что алевропесчаник был ме-таморфизован в условиях зеленосланцевой фации. На метаморфическую перекристаллизацию указывает также ориентировка чешуек слюдистых минералов в направлении, почти перпендикулярном слоистости, вероятно, параллельно плоскости кливажа. По данным И.П. Новицкого (1976), изменения пород барминской серии в условиях зелено-сланцевой фации происходили при температурах 300-500°С, что значительно ниже температуры закрытия и-РЬ изотопной системы в цирконах (~900°С), поэтому содержащаяся в них информация о возрасте размываемых пород питающих провинций должна сохраняться. Однако близость сиенитового массива, а также оливин-керсутитовых габбро, базальтов и насыщенность серии дайками и жилами гранитов, долеритов и щелочных габброи-дов могли привести к омоложению цирконов, так как в результате воздействия флюидов, сопровождающих внедрение магматических тел, возможно нарушение и-РЬ изотопной системы цирконов вмещающих пород. Косвенные свидетельства такого омоложения, по-видимому, и несут детрито-вые цирконы из исследованного алевропесчаника. В числе 26 анализов, исключенных по причине высокой дискордантности, есть пять относительно молодых возрастов по отношению 206РЬ/238и, варьирующих от 328 до 639 млн лет (табл. 1, № 10, 39, 44, 61 и 63), и одно зерно (№ 118) с возрастом 503+14 млн лет. Последнее определение, несмотря на удовлетворительное значение дискордантности, было исключено из рассмотрения по причине того, что оно не согласуется с геологическим возрастом пород. Все молодые датировки получены по достаточно редким в породе идиоморфным, хорошо ограненным кристаллам циркона, и это заставляет задуматься о возможном влиянии внедрявшихся в этом районе в позднем докембрии и палеозое магматических пород, что могло приводить, в том числе, к регенерации некоторых цирконов.
Источники детритовых цирконов и вероятный седиментационный возраст румяничной свиты. Распределение датировок свидетельствует о том, что при формировании отложений румяничной свиты доминирующая роль принадлежала продуктам размыва нижне- и среднерифейских комплексов, на долю которых приходится 70% датировок в интервале 1019-1644 млн лет, и в меньшей степени источниками сноса являлись породные ассоциации раннепротерозойского возраста (27% датировок в интервале 1654-2323 млн лет), в одном зерне зафиксирован архейский возраст 2582 млн лет. В двух зернах установлены позднерифейские возрасты 981 и 986 млн лет (табл. 1, № 21 и 65), которые можно рассматривать как нижний предел «седиментацион-
ного» возраста румяничной свиты, т.е. накопление осадков происходило не ранее начала позднего рифея.
Время формирования отложений барминской серии. На рис. 3 приведены графики распределения возрастов цирконов из малочернорецкой и ямбозерской свит, представляющих собой среднюю и верхнюю части сводного разреза барминской серии. Обращает на себя внимание сопоставимость результатов по всем трем свитам. Набор возрастов детритовых цирконов из терригенных пород барминской серии Северного Тимана охватывает промежуток времени от начала неопротерозоя до конца мезоархея (1,02,9 млрд лет), с максимальным количеством датировок в интервале 1,0-2,0 млрд лет и минимальными возрастами, приуроченными к 1 млрд лет. Общее сходство распределений дает основание считать, что детритовые цирконы поступали в осадочный бассейн, в котором отлагались обломочные породы барминской серии, из близких по составу питающих провинций.
Как считается, область современного Северного Тимана в начале неопротерозоя представляла собой пассивную окраину Балтики - ее Фенноскандинав-ской части. В составе всех трех коровых блоков, образующих Балтику, - Волго-Уралии, Сарматии и Фенноскандии широко представлены архейские и палеопротерозойские кристаллические комплексы. Мезопротерозойские метаморфические и магматические комплексы развиты почти исключительно в пределах Фенноскандии, за исключением магматических пород машакского уровня (1,36-1,41 млрд лет) на западном склоне Южного Урала, которые, как полагают (Пучков, 2010), могли быть связаны с мезопротерозойским рифтогенезом на окраине Волго-Уралии (блока Протобалтики).
Наиболее вероятные главные провинции, поставлявшие детритовые цирконы с возрастами, характерными для пород барминской серии, это Фенноскандия и Среднерусский ороген, возникший в 1,75-1,80 млрд лет в результате сочленения Фенноскандии и Волго-Сарматии. По-видимому, весь видимый разрез барминской серии (~5 км) был сформирован в позднем рифее (неопротерозое) за счет накопления продуктов эрозии породных комплексов преимущественно этих провинций, но со временем происходила небольшая смена источников сноса. Применение теста Колмогорова-Смирнова (КЗ-теста или критерия согласия Колмогорова-Смирнова) к возрастам цирконов из пород бармин-ской серии (табл. 2, рис. 4) показывает значительное сходство распределений возрастов для нижних свит - румяничной и малочернорецкой. Об этом говорит величина КЗ-коэффициента, составляющая 0,65 и превышающая пороговое значение 0,05, отвечающее стандартному уровню значимости КЗ-теста, равному 95%. Меньшее, но также значимое сходство имеют спектры цирконовых возрастов для малочернорецкой и ямбозерской свит (КЗ = 0,147),
Рис. 3. Сводные графики (гистограммы и кривые плотности вероятности) распределения 207РЬ/206РЬ возрастов детри-товых цирконов из терригенных отложений малочернорецкой (Андреичев и др., 2014) и ямбозерской (Андреичев и др., 2017б) свит барминской серии. Над графиками отрезками отмечены временные диапазоны основных фаз тектогенеза и проявления магматической активности в пределах Балтики (Кузнецов и др., 2014 а, б).
а распределения возрастов цирконов из алевро-песчаников нижней (румяничной) свиты и из песчаников верхней (ямбозерской) свиты уже статистически различны (КЗ = 0,016), что находит отражение в постепенном увеличении доли мезопротерозой-ских цирконов от 60% в алевропесчаниках румя-ничной свиты до 71% в малочернорецкой свите (Андреичев и др., 2014) и далее до 78% в песчаниках ямбозерской свиты (Андреичев и др., 2017а). Увеличение количества цирконов с мезопротеро-зойскими возрастами вверх по разрезу барминской серии можно объяснить возможным более широким выведением на уровень эрозионного среза в раннем неопротерозое в Фенноскандинавской части Балтики коллизионных магматических комплексов и аноро-генных гранитоидов с возрастом 1,45-1,67 млрд лет, а также возрастанием роли обломочного материала, поступавшего из свеконорвежской части Фенно-скандии (Bogdanova й а1., 2008).
Таблица 2
Результаты К8-теста для возрастов детритовых цирконов
Свита, № образца Румяничная Обр. 202 Малочернорецкая Обр. 380 Ямбозерская Обр. 234
Румяничная Обр. 202 0,650 0,016
Малочернорецкая Обр. 380 0,650 0,147
Ямбозерская Обр. 234 0,016 0,147
Примечание. Построение кумулятивных кривых распределения и проведение KS-теста выполнены с использованием макроса (Guynn, Gehrels, 2010) для программы MS Excel.
Возраст, млн лет
Рис. 4. Кумулятивные кривые изотопных возрастов детрито-вых цирконов из терригенных пород барминской серии -алевропесчаников румяничной (обр. 202) и малочернорецкой (обр. 380) свит, песчаника ямбозерской свиты (обр. 234)
Румяничная свита слагает основание видимого разреза барминской серии, поэтому средневзвешенный возраст наиболее молодых детритовых цирконов, равный 983+40 млн лет, можно рассматривать как указание на заложение пассивной континентальной окраины в позднем рифее, хотя не исключен и более древний возраст - окончание среднего рифея. Последнее предположение подтверждается минимальным и-РЬ возрастом циркона (1096+44 млн лет) из кварцитопесчаников светлинской свиты четлас-ской серии, которыми начинается верхнедокембрий-ский разрез Среднего Тимана (Удоратина и др., 2017).
Авторы признательны Н.Б. Кузнецову за конструктивные замечания, способствовавшие существенному улучшению статьи.
Работа выполнена по теме госзадания ГР № АААА-А17-117121270035-0 ИГ Коми НЦ УрО РАН.
ЛИТЕРАТУРА
Акимова Г.Н. Проблематика верхнепротерозойских отложений Северного Тимана // Региональная геол. и металлогения. 1996. № 5. С. 132-135.
Андреичев В.Л., Ларионов А.Н. 207pb/206pb датирование единичных кристаллов циркона из магматических пород Северного Тимана // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тез. докл. I Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: ГЕОС, 2000. С. 26-28.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Герелс Дж. U-Pb-возраст детритовых цирконов из верхнедокембрийских терригенных отложений Северного Тимана // Докл. АН. 2013. Т. 450, № 5. С. 562-566.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Герелс Дж. U-Pb-возраст и источники сноса обломочных цирконов из верхнедокембрийских отложений Северного Тимана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22, № 2. С. 32-45.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. Rb-Sr и U-Pb изотопно-геохронометрические системы в гранитоидах Северного Тимана // Граниты и эволюция Земли: мантия и кора в гранитообразовании. Мат-лы
III международной геологической конференции. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2017а. С. 19-21.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хоуриган Дж.К. Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов из терригенных отложений верхней части до-кембрийского фундамента Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017б. Т. 92, вып. 1. С. 10-20.
Бибикова Е.В., Богданова С.В., Горбачев Р.М и др. Изотопный возраст, природа и структура докембрийской коры в Беларуси // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 6. С. 68-78.
Богданова С.В., Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И. и др. Проект EUROBRIDGE: палеопротерозойская аккреция и коллизия коры в Фенноскандии и Сарматии. Геология и геофизические образы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе EUROPROBE: Очерки по региональной геологии России / Ред. Н.И. Павленкова. М.: РОСНЕДРА, РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221-290.
Верхний докембрий европейского севера СССР (объяснительная записка к схеме стратиграфии) / Ред. В.А. Дедеев, Б.М. Келлер. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1986. 40 с.
Гецен В.Г. О литологии и условиях осадконакопле-ния докембрийских отложений Северного Тимана // Тектоника и древние толщи Тимана и Приполярного Урала. Сыктывкар: Институт геологии Коми филиала АН СССР, 1968. С. 55-66.
Гецен В.Г. Строение фундамента Северного Тимана и полуострова Канин. Л.: Наука, 1975. 144 с.
Журавлев В.С., Забродин В.Е., Раабен М.Е., Черный В.Г. К стратиграфии фундамента Тиманского кряжа // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1966. Т. 41, вып. 2. С. 49-75.
Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедокембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Автореф. дисс. ... докт. геол.-минерал. наук. М.: ИФЗ РАН, 2009а. 49 с.
Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арктиды - начальный этап «собирания» северной части позднепалеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2009б. Т. 84, вып. 1. С. 18-38.
Кузнецов Н.Б, Алексеев А.С., Белоусова Е.А. и др. Тестирование моделей поздневендской эволюции северо-восточной периферии Восточно-Европейской платформы на основе первых результатов и/РЪ-изотопного датирования (ЬЛ-1СР-М8) детритных цирконов из верхневендских песчаников Юго-Восточного Беломорья // Докл. АН. 2014а. Т. 458, № 3. С. 313-317.
Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А. и др. Первые результаты и/РЪ-датирования и изотопно-геохимического изучения детритных цирконов из поздне-докембрийских песчаников Южного Тимана (увал Дже-жим-Парма) // Докл. АН. 2010. Т. 435, № 6. С. 798-805.
Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В. и др. Первые И-РЪ данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014б. Т. 455, № 4. С. 427-432.
Новицкий И.П. Петрология метаморфического комплекса полуострова Канин и Северного Тимана. Автореф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. М., 1976. 24 с.
Оловянишников В.Г. Верхний докембрий Тимана и полуострова Канин. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 164 с.
Оловянишников В.Г. Геологическое развитие Северного Тимана и полуострова Канин. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 80 с.
Пучков В.Н. Структурные связи Приполярного Урала и Русской платформы. Л.: Наука, 1975. 203 с.
Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Петрова А.Ю., Герасимов В.Ю. Тектонические этапы формирования Среднерусского складчатого пояса, центральная часть кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы: геохимия, геохронология и петротектоника // Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Тез. докл. XXXVIII Тектонического совещания М.: Моск. ун-т, 2005. Т. 2. С. 169-171.
Удоратина О.В., Бурцев И.Н., Никулова Н.Ю., Хуба-нов В.Б. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Тимана на основании И-РЪ
датирования детритных цирконов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып. 5. С. 15-32.
Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. U-Pb изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP данными // Геология и геофизика. 2016. Т. 57, № 1. С. 241-258.
Bogdanova S.V., Bingen B, Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precambrian Res. 2008. Vol. 160. P. 23-45.
Claesson S., Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Gorbatschev R. Isotopic evidence of Palaeoproterozoic accretion in the basement of the East European Craton // Tectonophysics. 2001. Vol. 339. P. 1-18.
Cocks L.R.M., Torsvik T.H. Baltica from the late Precambrian to mid Palaeozoic: the gain and loss of a terranes's identity // Earth Sci. Rev. 2005. Vol. 72. P. 39-66.
Fedo C.M, Sircombe K.N., Rainbird R.H. Detrital zircon analysis of sedimentary record // Zircon / Eds. J.M. Hanchar, P.WO. Hoskin. Reviews in Mineralogy and Geochemisty. 2003. Vol. 53. P. 277-303.
Grijfin W.L, Powell W.J, Pearson N.J, O'Reilly S.Y. GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Laser ablation ICP-MS in the Earth sciences: Current practices and outstanding issues // Mineral. Assoc. Canada. Short Course. 2008. Vol. 40. P. 308-311.
Ireland T.R., Williams I.S. Considerations in zircon geo-chronology by SIMS // Zircon / Eds. J.M. Hanchar, P.WO. Hoskin. Reviews in Mineralogy and Geochemisty. 2003. Vol. 53. P. 215-241.
Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. Vol. 211. P. 47-69.
Kosler J., Fonncland H., Sylvester P. et al. U-Pb dating of detrital zircons for sediment provenance studies - a comparison of laser ablation ICP-MS and SIMS techniques // Chem Geol. 2002. Vol. 182. P. 605-618.
Kosler J. , Sylvester P.J. Present trends and the future in geochronology: laser ablation ICP-MS // Zircon / Eds. J.M. Hanchar, P.WO. Hoskin. Reviews in Mineralogy and Geochemisty. 2003. Vol. 53. P. 243-275.
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. London. Mem. 2004. Vol. 30. P. 69-74.
Ledent D., Patterson C., Tilton G.R. Ages of zircon and feldspar concentrates from Northern American Beach and river sands // J. Geol. 1964. Vol. 72. P. 112-122.
LudwigK.R. User's manual for Isoplot 3.75. A geochrono-logical toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Spec. Publ. 2012. N 5. 75 p.
Slama J., Kosler J., Condon D.J. et al. Plesovice zircon -A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. Vol. 249. P. 1-35.
Tatsumoto M., Patterson C. Age studies of zircon and feldspar concentrates from the Franconia sandstone // J. Geol. 1964. Vol. 72. P. 232-242.
Van Achterbergh E., Ryan C.G., Jackson S.E., Griffin W.L. LA-ICP-MS in the Earth sciences - Appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Short
course // St. John's Mineral. Assoc. Canada. 2001. Vol. 29. P. 239-243.
WiedenbeckM., Allé P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. Vol. 19. P. 1-23.
Willner A.P., Sindern S., Metzger R. et al. Typology and single grain U/Pb ages of detrital zircons from Proterozoic sandstones in the SW Urals (Russia): early time marks at the eastern margin of Baltica // Precambrian Res. 2003. Vol. 124. P. 1-20.
Сведения об авторах: Андреичев Валентин Леонидович — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. группы изотопной геохимии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: izo@geo.komisc.ru; Соболева Анна Алексеевна — канд. геол.-минерал. наук, доц., ст. науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: aa_soboleva@mail.ru; Хубанов Валентин Борисович — канд. геол.-минерал. наук, рук. группы ИСП-масс-спектрометрии в лаб. инструментальных методов анализа ГИН СО РАН, e-mail: khubanov@mail.ru; Соболев Иван Дмитриевич — мл. науч. сотр. лаб геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН, e-mail: sobolev_id@mail.ru
