CC BY
63
ГЕОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ НАУКИ
УДК 550.93:552.321 (234.851)
U-Pb ВОЗРАСТ ПЛАГИОГРАНИТОВ МАЛЫКО (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)
В.Л. АНДРЕИЧЕВ*, К.В. КУЛИКОВА*, А.Н. ЛАРИОНОВ**
*Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар **Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского, г. Санкт-Петербург
[email protected]. [email protected]. Alexander [email protected]
Приводятся первые данные о возрасте плагиогранитов, распространенных в зоне развития метаморфизованных габброноритов малыкского комплекса. Он расположен в восточной части Хадатинского офиолитового массива на Полярном Урале. Конкордантный U-Pb возраст по пяти кристаллам циркона составляет 451+14 млн. лет и фиксирует начало гранитообразования в Щучь-инской зоне. Эквивалентность U-Pb возраста плагиогранитов K-Ar возрасту амфиболитов (458+24 млн. лет) подтверждает геологические данные об их одновременном образовании при амфиболитовом метаморфизме габброноритов.
Ключевые слова: цирконы, плагиограниты, SHRIMP, малыкский комплекс, Полярный Урал
V.L. ANDREICHEV, K.V. KULIKOVA, A.N. LARIONOV. U-PB AGE OF THE MALYKO PLAGIOGRANITES (POLAR URALS)
First data on the age of plagiogranites spread in the zone of metamorphosed gabbro-norites of the Malyksky Complex are given. It is located in the eastern part of the Hadatinsky Ophiolite Massif in the Polar Urals. The concordant U-Pb age of five zircon crystals is 451+14 Ma and fixes the beginning of granite forming of the Schuchinskaya Zone. Equivalence of U-Pb age of the plagiogranites to K-Ar age of amphibolites (458+24 Ma) confirms the geological data of their simultaneous generation due to amphibolite metamorphism of gabbronorites.
Key words: zircons, plagiogranites, SHRIMP, Malyksky Complex, Polar Urals
Щучьинская структурно-формационная зона представляет собой самый северный фрагмент палеоокеанических и палеоостроводужных систем восточного склона Урала. В ее строении принимают участие породы офиолитовой ассоциации, слагающие массивы Харчерузь, Сыумкеу, Пусъерка и Ня-ропэ, нередко объединяемые в Хадатинский массив, и расположенного к востоку от него вулканоплутонического пояса (рис. 1). Согласно геологическим данным, рассмотренным в работах [1-8] и многих других исследователей, общая схема распространения магматических образований с запада на восток выглядит следующим образом. Лерцолит-гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый комплексы маркируют зону Главного Уральского глубинного надвига. Восточная краевая часть массива представлена полосчатым дунит-верлит-клинопироксе-нитовым комплексом, контактирующим с габброид-ным комплексом, известным под названием малыкский [2]. Далее следуют среднепалеозойские вулканогенно-осадочные и интрузивные островодуж-ные образования. На севере выделяется янгана-пэйский тоналит-гранодиоритовый комплекс, а в
южной части - юрмэнекский габбро-гранитный. Эта латеральная последовательность с небольшими вариациями поддерживается практически всеми исследователями региона.
Существуют иные интерпретации Щучьин-ской зоны, особенно для территории, занимаемой малыкским комплексом. Так, В.Н. Охотников [9] выделяет здесь выступ кристаллического фундамента дорифейского возраста - Лаборовскую погребенную глыбу, структуры которой имеют не типичную по отношению к Уралу субширотную ориентировку, что впервые было отмечено В.А. Дедеевым [10]. Аналогичной точки зрения придерживаются В.А. Ду-шин и А.В. Чурсин [11], рассматривая Щучьинскую зону в качестве субкольцевого приподнятого блока дорифейского фундамента, осложненного внутренним прогибом.
Несмотря на длительную историю изучения базит-гипербазитовых комплексов Щучьинской зоны их возраст до сих пор остается предметом дискуссий. Наиболее проблемным является малыкский гнейсо-габброноритовый комплекс, рассматриваемый также как гранулит-метабазитовый [12] или габ-
Рис. 1. Схема распространения магматических, метаморфических и осадочных пород Щучьинской зоны (по: [1] с дополнениями).
1 - гипербазиты; 2 - габбро, габбро-амфиболиты; 3 - плагиограниты Малыко и Харампэ (вне масштаба); 4 - гранитоиды янганапэйского комплекса; 5 - гранитоиды юрмэнекского комплекса; 6 - осадочновулканогенные отложения S2-D1; 7 - осадочные отложения D2-C1; 8 - четвертичные отложения. Цифры в кружках - гранитоидные массивы: 1 - Янганапэйский, 2 - Сибилейский, 3 - Юрмэнекский, 4 - Хараса-вейский, 5 - Каньонный.
бро-амфиболитовый [13]. В его строении участвуют первично-магматические габбронориты, нориты, оливиновые, амфиболовые и гранатовые габбро, гнейсовидные и полосчатые апогаббровые гранатовые и цоизитовые амфиболиты. Всеми исследователями отмечается, что начальные метаморфические преобразования разгнейсованных двупирок-сеновых габброноритов соответствуют гранулито-вой фации.
Суть проблемы состоит в том, что на возраст малыкских габброидов и метаморфитов по ним имеются различные точки зрения. Существуют представления об их принадлежности к палеозойским [1 и др.] и рифейским [2] офиолитам, а также к кристаллическому фундаменту дорифейского воз-
раста [5, 14 и др.]. В отличие от амфиболитов, имеющих субмеридиональное (уральское) простирание, блоки габброноритов характеризуются суб-широтными ориентировками первичных структур, т.е. породы имеют разный возраст, на что впервые обратили внимание Н.П. Херасков и А.С. Перфильев [15]. Впоследствии это предположение подтвердилось при К-Аг датировании по породе в целом трех образцов в различной степени измененных габброноритов и амфиболита, отобранных на р. Малыко (табл. 1). Возраст метаморфизованных габброноритов составил 1327-927 млн. лет, а гранатового амфиболита - 458 млн. лет.
По-видимому, эти данные в определенной мере послужили основанием считать малыкские
Таблица 1
Результаты К-Аг датирования пород малыкского комплекса (по: [2])
Образец Порода К, мас. % 0 н > —г а , Возраст, млн.лет(±2о)
133/73 Амфиболит 0.10 3.61 458
гранатовый (468±24)
256/73 Габбронорит 0.82 68.8 927
амфиболизированный (951±27)
257/73 Габбронорит 0.82 76.7 1007
цоизитизированный (1035±80)
259/73 Габбронорит 0.01 1.36 1328 (1350)
измененный
Примечание. Возрастные значения приведены в соответствие с международными константами распада и изотопной распространенностью калия: Хс = 0.581-10"10 год-1, Хр = 4.962-10"10 год-1; 40К/К = 0.01167 атом. % [16]; в скобках указан возраст по цитируемому источнику.
габбронориты докембрийскими. Однако те исследователи, которые относят габброиды к мафитовой составляющей палеозойского(?) хадатинского офи-олитового разреза, подвергают сомнению миллиардные датировки. Вероятная причина их нереальности связывается, например, с низким содержанием калия в породах [1]. Действительно, в одном образце габбронорита и амфиболите оно достигает лишь 0.1 мас. %, но в двух образцах габброноритов калий составляет 0.8 мас. % (табл. 1), и это содержание вряд ли можно считать низким, поэтому возрастные данные по ним могут быть вполне реальны. Не исключено, что удревнение обусловлено избыточным аргоном, присутствие которого в породах базит-ультрабазитового состава отмечалось неоднократно [17-22 и др.]. Но это предположения, поэтому достоверность К-Аг возрастов остается под вопросом.
В поле развития пород малыкского комплекса локализованы жилы и линзовидные тела практически всегда разгнейсованных и окварцованных ги-перстеновых, роговообманковых и биотитовых пла-
гиогранитов, представляющих собой наиболее ранние гранитные проявления в Щучьинской зоне. В большинстве случаев плагиограниты контактируют с цоизитовыми, иногда гранат-цоизитовыми амфиболитами. Простирание тел, гнейсовидность пла-гиогранитов согласуются с метаморфическими структурами вмещающих пород. По географическому принципу, вещественному составу и условиям образования они подразделяются на метамор-фогенные плагиограниты р. Малыко и анатектиче-ские плагиограниты хр. Харампэ [1]. Их образование связывается с частичным плавлением габб-роидов при амфиболитовом метаморфизме, т.е. формирование амфиболитов и плагиогранитов происходило одновременно, по одному и тому же субстрату и не связано с офиолитами [23]. На основании К-Аг возраста амфиболита можно считать, что эти процессы происходили в позднем ордовике, но для более убедительной аргументации необходимы надежные изотопные данные. С этой целью были исследованы роговообманковые плагиограниты, залегающие среди гранат-цоизитовых амфиболитов на правом берегу среднего течения р. Малыко.
Породы имеют бежево-сероватый цвет, гнейсовидную текстуру, мелко-среднезернистую структуру. Состоят из плагиоклаза и кварца в переменных количествах, темноцветные минералы (6 об. %) представлены роговой обманкой, эпидотом, клино-цоизитом, титаномагнетитом, титанитом, актинолитом, хлоритом. Под микроскопом прослеживается микрополосчатость за счет развития тонких зон мелкозернистого гранулированного кварца (рис. 2). Полосы пронизывают неравномернозернистый ал-лотриоморфный плагиоклазовый матрикс. Плагиоклаз по углу взаимного погасания двойников соответствует олигоклазу и формирует зерна таблитчатой формы. Размер табличек варьирует от мелких 0.3-0.4 мм до более крупных 1.2-1.5 мм, преобладает размерность 0.6-0.8 мм. Роговая обманка, эпидот и клиноцоизит формируют гипидиоморфно-зернистые призматически-удлиненные кристаллы до 0.2-0.5 мм, часто наблюдаются ромбовидные
Рис. 2. Мелко-среднезернистая структура плагиогранитов Малыко. а) гранулированный кварц (Qtz) в ал-лотриоморфном агрегате плагиоклаза (Р1) с редкими гипидиоморфными зернами клиноцоизита (Czo) и эпидота (Ер); б) мелкие гипидиоморфные кристаллы роговой обманки (НЬ1) в лейкократовом кварц-плагиоклазовом матриксе. Микрофото с поляризатором.
сечения кристаллов. Характерен четкий плеохроизм от темно-зеленого до зелено-желтого. Роговая обманка частично хлоритизирована.
Породы являются умеренно натровыми и низкоглиноземистыми разновидностями (табл. 2).
Таблица 2
Химический состав (мас. %), концентрации и изотопный состав Rb и Sr в плагиогранитах Малыко
Компоненты Образец
325/1 | 325/3 1 327/3 1 327/5
SiO2 72.54 74.10 71.08 74.48
TiO2 0.26 0.29 0.38 0.28
AI2O3 14.43 13.68 13.55 13.09
Fe2O3 1.42 1.42 2.85 1.67
FeO 1.57 1.31 0.87 1.02
MnO 0.08 0.08 0.05 0.06
MgO 0.99 0.77 0.88 0.88
CaO 4.95 4.43 4.69 4.49
Na2O 2.48 3.29 3.32 2.81
K2O 0.05 0.03 0.09 0.04
P2O5 0.05 0.06 0.07 0.05
П.п.п. 0.86 0.65 1.78 1.02
Сумма 99.68 100.11 99.61 99.89
Rb, мкг/г 0.64 0.31 0.25 0.19
Sr, мкг/г 293.8 272.3 256.5 264.8
8 -•J XJ / 8 O) r 0.0063 0.0033 0.0028 0.0020
87Sr/86Sr±2a 0.70432±10 0. 7 О со 00 00 1+ 0 0.70410±16 6 ± 8 9 3 0 .7 0.
Примечания. 1. Определение содержаний петроген-ных оксидов выполнено силикатным анализом (аналитик Р.Г. Малыхина). 2. Определение содержаний Rb и Sr производилось из одной навески методом изотопного разбавления с использованием трассеров 8?ИЬ и 8^г. После полного разложения проб при температуре ~120 °С смесью плавиковой и хлорной кислот в специальных тефлоновых бюксах выделение концентратов Rb и Sr осуществлялось методом элюентной хроматографии на колонках с внутренним диаметром 7 мм, заполненных 5 см3 смолы DOWEX 50 х 8 крупностью 200-400 меш. В качестве элюента использовалась 2N НС1. Уровень лабораторного фона по Rb и Sr не превышал 2.0 и
0.5 нг соответственно. Измерения изотопного состава Rb и Sr выполнялись на масс-спектрометре МИ-1201Т однолучевым методом в двухленточном режиме ионизации с использованием предварительно отожженных от мешающих примесей рениевых лент. Измеренные изотопные отношения 8?Бг/8^г нормировались к величине 8^Зг/8^г = 0.1194. Коррекция на фракционирование не производилась, на период измерений величина 8?Бг/ Sr в изотопном стандарте стронция SRM-987 составила по 12 анализам 0.71023 + 6 (2ст). Погрешность изотопных отношений 8?Бг/86Зг приводится в последних знаках. Аналитики: А.Г. Сажина и А.Ф. Литвиненко.
На диагностической диаграмме О'Коннора для гра-нитоидов точки составов пород попадают в поле тоналитов.
Определение возраста плагиогранитов на основании Rb-Sr изотопной систематики практически невозможно. Низкие содержания Rb, составляющие десятые доли мкг/г, и, как следствие, чрезвычайно узкий диапазон изотопных отношений (табл. 2), не позволяют провести их графическую (изохронную) интерпретацию, т.е. установить возраст. Из-за содержаний Rb изотопный состав Sr характеризуется
незначительной радиогенной составляющей, поэтому измеренные изотопные отношения 8^г/8^г (0.70388-0.70432) можно рассматривать в качестве изотопных меток субстрата, которые указывают на его мантийное происхождение.
и-РЬ изотопные исследования производились по единичным зернам циркона. Предварительная подготовка пробы заключалась в ее дроблении вручную в стальной ступе до размера -0.25 мм, промывке в проточной воде до серого шлиха, из которого выделялась тяжелая фракция, а из нее при помощи оптического микроскопа производился отбор цирконов. Кристаллы помещались в эпоксидную матрицу совместно со стандартными цирконами 91500 и TEMORA, шлифовались примерно до половины толщины и полировались. Внутренняя структура изучалась на сканирующем электронном микроскопе CamScan МХ2500 с катодолюминесцентной системой ^ШиА2, Веп^ат с целью выбора участка для локального изотопного анализа.
Цирконы имеют субидиоморфный облик, грани призм плоские, изредка слегка неровные, пирамидальные окончания зерен округлые. Кристаллы прозрачные, бледно-розовые. Редкие включения отмечаются лишь в единичных цирконах, где они, вероятно, трассируют поверхность границы ядра или другой неоднородности. Минеральных включений оптическая микроскопия не обнаруживает. Ка-тодолюминесценция цирконов (рис. 3) показывает наличие в кристаллах концентрической и сектори-альной зональности роста, причем границы секторов зигзагообразные.
1У
Det:CL; Mag; 87.0; HV: 15- 00 kV 1-----------------------------1 2QQum
Рис. 3. Катодолюминесцентное изображение цирконов с номерами датированных зерен. Светлые эллипсы показывают расположение аналитических точек.
Измерение изотопных отношений производилось на вторично-ионном масс-спектрометре SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) согласно процедуре, рассмотренной в работах [24, 25]. Полученные аналитические данные обрабатывались с использованием программы SQUID [26]. Pb/U (206Pb/238U и 207Pb/235U) изотопные отношения нормализовались
относительно величины 206РЬ/238и = 0.0668 в стандартном цирконе TEMORA, эквивалентной возрасту 416.75 млн лет [27], а также по циркону 91500, используемому как стандарт концентрации и = 81.2 мкг/г и имеющему 206РЬ/238и возраст, равный 1062 млн. лет [28]. Построение диаграммы Аренса-Везерилла в координатах 206РЬ/238и - 207РЬ/235и производилось по программе ISOPLOT/Eх [29].
Проанализировано шесть зерен циркона (табл. 3). Во всех зернах по РЬ/и изотопным отношениям зафиксированы сопоставимые значения
ям, а возрасты по отношению 207РЬ/206РЬ можно не принимать во внимание. Это связано с более крутым наклоном конкордии в области палеозойских, а также неопротерозойских (позднерифейских) возрастов, где незначительное отклонение координат фигуративной точки от конкордии вызывает существенное увеличение или уменьшение возраста по отношению 207РЬ/206РЬ, тогда как возрасты по РЬ/и изотопным отношениям характеризуются дискор-дантностью в разумных пределах (6** в табл. 3). Кроме того, для палеозойских объектов отмечается
Таблица 3
Результаты и-РЬ изотопных исследований цирконов из плагиогранита (обр. 325/3)
Зерно, 206РЬс, Содержание, мкг/г 232ТЬі Воз раст, млн лет (±1ст) D*, D**,
кратер % 206РЬ* | и | ТЬі 238и 206РЬ/238и 207РЬ/235и | 207РЬ/206РЬ % %
325/3.1.1 0.49 3.05 50 11 0.23 438±14 450±33 512±190 17 3
325/3.2.1 0.35 10.6 169 42 0.26 453±9 430±17 311±94 -31 -5
325/3.3.1 0.47 11.2 181 55 0.32 448±9 418±17 256±100 -43 -7
325/3.4.1 - 4.75 77 46 0.62 452±10 490±17 674±80 49 8
325/3.5.1 - 3.92 61 36 0.60 463±11 463±20 462±100 0 0
325/3.6.1 0.53 37.1 762 788 1.07 354±7 349±10 316±62 -11 -1
Зерно, Изотопные отношения ±% (1ст) Rho
кратер 207РЬ/206РЬ | 206рЬ/238и | 207рь/235и
325/3.1.1 0.0575±8.5 0.0703±3.3 0.558±9.1 0.36
325/3.2.1 0.0526±4.1 0.0728±2.1 0.528±4.6 0.45
325/3.3.1 0.0513±4.4 0.0719±2.1 0.509±4.9 0.43
325/3.4.1 0.0620±3.7 0.0726±2.3 0.620±4.4 0.52
325/3.5.1 0.0562±4.7 0.0745±2.4 0.578±5.3 0.45
325/3.6.1 0.0527±2.7 0.0564±1.9 0.410±3.3 0.58
Примечания. 1. Ошибка в калибровке стандарта составляет 0.67. 2. РЬС и РЬ* указывают содержания обыкновенного и радиогенного свинца, соответственно. 206РЬ„ исправлен на измеренный 204РЬ. 3. Не обнаружено. 4. D - дискордантность: D* = 100 х {[возраст (207РЬ/ и)] / [возраст (206РЬ/238и)] - 1}; D** = 100 х {[возраст (207РЬ/2 5и)] / [возраст (206РЬ/238и)] - 1}. 4. Rho - коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206рь/238и и 207РЬ/235и.
возраста, в большинстве случаев существенно отличающиеся от возрастов по отношению 207РЬ/206РЬ. Об этом достаточно отчетливо свидетельствует параметр дискордантности, показывающий степень расхождения возрастов по различным изотопным отношениям, т.е. отклонение координат фигуративных точек (центров эллипсов погрешностей) от конкордии на диаграмме Аренса-Везерилла. Как правило, расчет дискордантности производится между возрастами по изотопным отношениям 207РЬ/206РЬ и 206РЬ/238и (й* в табл. 3). Положительная величина говорит о более древнем 207РЬ/206РЬ возрасте, следовательно, фигуративная точка находится ниже конкордии и наоборот.
Таким образом, на основании этого параметра возрастные значения являются конкордантными только по одному зерну. В других зернах дискор-дантность достигает значительных величин, что дает повод усомниться в достоверности полученных результатов. Однако расчет дискордантности по изотопным отношениям 207РЬ/206РЬ и 06РЬ/238и в большей степени применим к докембрийским возрастам, а для объективной оценки палеозойских возрастов следует ориентироваться на дискор-дантность возрастов по РЬ/и изотопным отношени-
более высокая надежность возраста по отношению 206РЬ/238и [30], так как преобладающим изотопом урана является 238и (99.2743 атом. % [33]), и небольшие потери 206РЬ не приводят к значительным изменениям возраста.
Изотопные отношения в центральных частях пяти зерен циркона, в которых содержание и составляет 50-181 мкг/г, ^ - 11-55 мкг/г, а Т^и отношение изменяется от 0.23 до 0.6, образуют кластер с возрастом 451 ±14 млн. лет (рис. 4), практически совпадающим с К-Аг возрастом амфиболита. В зерне 325/3.6.1 анализировалась краевая часть, и в результате по всем изотопным отношениям получены более молодые значения возраста в интервале 354-316 млн. лет. По-видимому, они отражают самые поздние изменения пород, возможно оквар-цевание. Характерно, что в этом зерне наблюдается резкое увеличение содержаний и (762 мкг/г) и ^ (788 мкг/г), а Т^и отношение повышается до 1.07.
Результаты и-РЬ локального датирования цирконов подтвердили правомочность К-Аг возраста амфиболита с низким содержанием калия, что дает основание принимать во внимание и миллиардные возрасты по габброноритам с «высоким» содержанием калия, которые соответствуют, скорее всего, не возрасту пород, а времени их метамор-
20брь/238и
207рь/235и
Рис. 4. и-РЬ диаграмма с конкордией для цирконов из плагиогранита.
Координаты точек - центры эллипсов погрешностей (2а). Жирным выделен эллипс, по которому рассчитан конкордантный возраст 451±14 млн. лет (2ст). СКВО конкордантности = 0.21. Вероятность кон-кордантности = 0.65.
фических преобразований. Но тогда образование габброидов происходило в донеопротерозойское время. Ориентиром может служить и-РЬ (SHRIMP-II) возраст цирконов из кварцсодержащих габбро-амфиболитов [31]. При графической интерпретации изотопных отношений по 18-ти локальным зонам по верхнему пересечению дискордии с конкордией был получен возраст 2736±42 млн. лет, интерпретируемый как возраст эдукта, а преобладающее количество 207РЬ/206РЬ датировок в диапазоне 525800 млн. лет связывается с более поздними процессами в эволюции габброидов. Древний возраст цирконов не всегда соответствует возрасту вмещающей породы, но в данном случае он подтверждается Sm-Nd модельной датировкой 2694 млн. лет, установленной по валовому составу пробы, из которой датировались цирконы.
Наличие этих данных ставит под сомнение включение малыкских габброидов в состав хада-тинской офиолитовой ассоциации, поскольку Sm-Ш изохронный возраст пород и минералов Сыум-кеуского гипербазитового массива составляет 604±39 млн. лет [8] и подтверждает мнение исследователей [2, 5] о том, что гипербазиты Сыумкеу надвинуты на габброиды малыкского комплекса.
Таким образом, в результате и-РЬ датирования цирконов из плагиогранитов, секущих мета-морфизованные габброиды малыкского комплекса, установлено время начала гранитообразования в Щучьинской зоне. Возраст цирконов составляет 451 ±14 млн. лет, что отвечает позднему ордовику. Островодужный гранитоидный магматизм проявился позднее и дискретно. и-РЬ (SHRIMP-II) возраст цирконов из гранитов Янганапэйского массива составляет 435±5 млн. лет, Юрмэнекского массива -387±3 млн. лет и Каньонного массива - 372±3 млн. лет [32]. Возраст малыкских плагиогранитов экви-
валентен К-Аг возрасту вмещающих их амфиболитов и подтверждает представления о синхронном формировании пород в ходе амфиболитового метаморфизма габброноритов. Совокупность имеющихся изотопных данных по метаморфизованным габброидам с определенной долей условности может служить указанием на донеопротерозойский(?) возраст малыкского комплекса. Локализация в па-леоокеаническом секторе позволяет рассматривать его как фрагмент литосферной плиты восточного обрамления Уральской складчато-надвиговой системы, включенный в нее в результате аккреционноколлизионных процессов.
Исследования выполнены в рамках интеграционного проекта РАН № 12-С-5-1024 «Субсин-хронное формирование разнотипных гранитои-дов: петрогенез, природа источников магм, геодинамика».
Литература
1. Костюхин М.Н., Ремизов Д.Н. Петрология офиолитов Хадатинского габбро-гипербази-тового массива (Полярный Урал). СПб.: Нау-ка,1995. 118 с.
2. Добрецов Н.Л., Молдаванцев Ю.Е., Казак АП. и
др. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск: Наука, 1977. 222 с.
3. Кашинцев Г.Л., Кузнецов И.Е., Рудник Г.Б. Основные закономерности формирования ряда ультраосновных массивов Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1977. Т. 52. Вып. 4. С. 9-
19.
4. Макеев АБ, Перевозчиков Б.В., Афанасьев АК. Хромитоносность Полярного Урала. Сыктывкар: Коми фил. АН СССР, 1985. 152 с.
5. Шмелев В.Р. Гипербазиты массива Сыум-Кеу
(Полярный Урал): Структура, петрология,
динамометаморфизм. Препринт. Екатеринбург: УрО АН СССР, 1991. 79 с.
6. Ефимов АА., Потапова ТА. Малыкская габб-ро-норит-эндербитовая серия в габбровом фундаменте Щучьинского синклинория (Полярный Урал) // Ежегодник-1995. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1996. С. 82-85.
7. Куренков СА., Диденко А.Н., Симонов ВА. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. 294 с. (Тр. ГИН РАН. Вып. 490).
8. Гурская Л.И., Смелова Л.В. Платинометальное минералообразование и строение массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Геология рудных месторождеий. 2003. Т. 45. № 4. С. 353371.
9. Охотников В.Н. Гранитоиды и рудообразова-ние (Полярный Урал). Л.: Наука, 1985. 184 с.
10. Дедеев ВА. Взаимоотношения Полярного Урала с соседними складчатыми областями // Геологический сборник 3. Л., 1958. С. 371399. (Тр. ВНИГРИ. Вып. 126).
11. Душин ВА., Чурсин А.В. Магматизм и глубинное строение Полярного Урала // Петрография на рубеже XXI века: итоги и пер-
спективы: Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С. 54-55.
12. Запорожцева И.В., Пыстин А.М. Строение дофанерозойской литосферы европейского Северо-Востока России. СПб.: Наука, 1994. 112 с.
13. Душин ВА Магматизм и геодинамика па-леоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 1997. 213 с.
14. Молдаванцев Ю.Е. Ассоциации плутонитов и метаморфитов зоны Главного Уральского глубинного разлома в связи с проблемой формирования земной коры // Проблемы петрологии Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1973. С. 3-18.
15. Херасков Н.П., Перфильев А.С. Основные особенности геосинклинальных структур Урала // Проблемы региональной тектоники СССР. М.: Наука, 1963. С. 35-63.
16. Steiger R.H., Jdger E. Subcomission on geochronology: convention on the use decay constants in geo- and cosmochronology // Earth and Planet. Sci. Lett. 1977. Vol. 36. P. 359362.
17. Андреичев В.Л. Изотопная геохронология до-уралид Приполярного Урала. Сыктывкар, 1999. 48 с. (Сер. сообщ. «Научные доклады» Коми НЦ УрО РАН. Вып. 413).
18. Герлинг Э.К., Шуколюков ЮА., Кольцова Т.В., Матвеева И.И. Определение возраста основных пород по K-Ar методу // Геохимия. 1962.№ 11. С. 931-937.
19. Морозова И.М., Спринцсон ВД, Шуркина ЛК. О распределении избыточного аргона в минералах основных и ультраосновных пород (Мончегорский плутон и массив габбро-норитов-лабрадоритов Монче-Чуна-Волчьих тундр) // Развитие и применение методов ядерной геохронологии. Л.: Наука, 1976. С. 122-152.
20. Dooley R.E., Wampler J.M. Potassium-argon relations in diabase dices of Georgia - the in-fluense of excess 40Ar on the geochronology of early mesosoic and tectonic events // Geol. Surv. Profess. Pap. 1983. № 1313. P. 1-24.
21. Hebeda E.H., Boelrijk NAIM, Priem H.NA. et al. Excess radiogenic argon in the precam-brian avanavero dolerite in Western Suriname (South America) // Earth and Planet. Sci. Lett. 1973. V. 20. P. 189-200.
22. Kaneoka I. Investigation of excess argon in ultramafic rocks from the Kola Peninsula by the 40Ar/39Ar method // Earth and Planet. Sci. Lett. 1974. Vol. 22. P. 145-156.
23. Ремизов Д.Н. Гранитоидный магматизм Щучь-инского района Полярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 111 с.
24. Ireland T.R. Ion microprobe mass-spectromet-ry: Techniques and applications in cosmochem-istry, and geochronology // Advances in analytical geochemistry. 1995. Vol. 2. P. 1-118.
25. Larionov A.N., Andreichev V.L., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Ti-man: ion microprobe U-Pb zircon ages of gab-bros and syenite // The Neoproterozoic Ti-manide Orogen of Eastern Baltica / D.G. Gee, V. Pease (eds). Geol. Soc. Memoir. No. 30. London, 2004. P. 69-74.
26. Ludwig K.R. SQUID 1.02 - A User's manual // Berkeley Geochronology Center, Special Publication. No. 4. 2001. 19 p.
27. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. TE-MORA 1: a new zircon standard for Phanero-zoic U-Pb geochronology // Chem. Geol. 2003. Vol. 200. P. 155-170.
28. Wiedenbeck M, Alle P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trase element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. Vol. 19. P. 1-23.
29. Ludwig K.R. User's Manual for Isoplot 3.00. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center, Special Publication. No. 4. 2003. 74 p.
30. Борисова Е.Ю., Бибикова Е.В., Доброженец-кая Л.Ф., Макаров ВА Геохронологическое изучение циркона гранито-гнейсов Кокчетав-ского алмазоносного района // Докл. РАН. 1995. Т. 343. № 6. С. 801-805.
31. Душин ВА., Бурмако П.Л., Ронкин Ю.Л., Шишкин М.А. Состав и новые возрастные датировки метагабброидов малыкского комплекса на Полярном Урале // Структурновещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов. Материалы Международной научной конференции (III Чтения памяти С.Н. Иванова). Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2008. С. 27-29.
32. Андреичев В.Л., Ларионов А.Н. Rb-Sr и U-Pb
данные о возрасте гранитоидного магматизма Щучьинской островодужной системы Полярного Урала // Фундамент, структуры обрамления Западно-Сибирского мезозойско-кайнозойского осадочного бассейна, их геодинами-ческая эволюция и проблемы нефтегазонос-ности: Материалы Всероссийской научной
конференции. Тюмень; Новосибирск, 2008. С. 7-8.
Статья поступила в редакцию 17.09.2012.
