1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 502, № 2, 2022

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 502, № 2, стр. 64-71

Геохронология и геохимия гранитоидов малых интрузий западной части Яно-Колымского золотоносного пояса (северо-восток Азии)

В. Ю. Фридовский 1, *, А. Е. Верниковская 1, 2, 3, К. Ю. Яковлева 1, академик РАН В. А. Верниковский 2, 3, В. Н. Родионов 4

1 Институт геологии алмаза и благородных металлов, Сибирское отделение Российской академии наук
Якутск, Россия

2 Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука, Сибирское отделение Российской академии наук
Новосибирск, Россия

3 Новосибирский государственный университет
Новосибирск, Россия

4 Всероссийский научно-исследовательский институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: fridovsky@diamond.ysn.ru

Поступила в редакцию 24.06.2021
После доработки 20.10.2021
Принята к публикации 21.10.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены данные петрографо-геохимических и U–Th–Pb-геохронологических исследований гранитоидов Букесченского и Самырского массивов комплекса малых интрузий западной части Яно-Колымского золотоносного пояса, которые прорывают терригенные породы Кулар-Нерского и Полоусно-Дебинского террейнов и Верхоянского складчато-надвигового пояса. Согласно полученным U–Pb-геохронологическим данным по цирконам (SIMS SHRIMP-II) их формирование происходило в раннем мелу, в интервале 144.5–143 млн лет. Они характеризуются сходством геохимических характеристик с ассоциирующими с ними позднеюрскими (151–145 млн лет) дайками разнообразного состава нера-бохапчинского комплекса и могли формироваться из смешанного источника с участием мантийной (OIB- и E-MORB-типа), субдукционной или коровой компонент. Внедрение раннемеловых гранитоидов малых интрузий вероятно способствовало финальным процессам миграции и локализации золота Яно-Колымского пояса, для которых благоприятными стали системы тектонических разломов разных порядков – продольных (северо-западных), Адыча-Тарынского и других, и поперечных к ним (северо-восточных).

Ключевые слова: U–Pb-геохронология, гранитоиды, Яно-Колымский золотоносный пояс, северо-восток Азии

Актуальность исследования связана с установлением природы гранитоидов комплекса малых интрузий, локализованных в западной (краевой) части Яно-Колымского золотоносного пояса, на границе Верхоянского складчато-надвигового пояса, Кулар-Нерского и Полоусно-Дебинского террейнов вдоль Адыча-Тарынского надвига (рис. 1). В этой структурной зоне центральной части Верхояно-Колымской складчатой области (ВКСО) сосредоточено большинство золоторудных месторождений и проявлений исследуемого региона Яно-Колымского золотоносного пояса [1]. Эти гранитоиды имеют площадь от 0.8 до нескольких десятков км2 и пространственно ассоциируют с дайками основных, средних и кислых пород нера-бохапчинского комплекса [2, 3]. Основываясь на тектонических особенностях локализации, эти интрузии были объединены в “поперечные магматические ряды гранитоидов и даек” [3]. Формирование даек разнообразного состава нера-бохапчинского комплекса происходило в позднеюрское время в обстановке активной континентальной окраины [4, 5], синхронно с образованием гранитоидов Колымского комплекса [6, 7], тогда как природа и возраст гранитоидов малых интрузий остается предметом острых дискуссий до настоящего времени. Эти магматические породы локализованы в полосе шириной до 65 км, вытянутой с севера-запада на юго-восток вдоль окраины кратона на 250 км [3]. В статье представлены комплексные петрографо-геохимические и U–Th–Pb-геохронологические исследования гранитоидов Букесченского и Самырского массивов, которые прорывают слабометаморфизованные терригенные отложения мезозойского возраста (T3–J2) (рис. 1).

Рис. 1.

Схема геологического строения центральной части Верхояно-Колымской складчатой области по [1, 3, 4, 8] с изменениями и дополнениями. 1 – четвертичные и неогеновые отложения; 2–5 – окраинные структуры Сибирского кратона: 2 – Верхоянский складчато-надвиговый пояс, 3 – Кулар-Нерский террейн, 4 – Полоусно-Дебинский террейн, 5 – Нагонджинский террейн; 6 – Омулёвский террейн; 7 – Илин-Тасский антиклинорий; 8–12 – магматические пояса, комплексы (U–P-возраст по цирконам): 8 – Главный батолитовый, гранитоиды (154–144 млн лет [6, 7]), 9 – Тас-Кыстабытский, средние и кислые интрузивные и вулканические породы 152–148 млн лет [9]), 10 – Уяндино-Ясачненский вулканический (152–150 млн лет [10]); 11 – гранитоиды малых интрузий (144.5–143 млн лет, цифры на схеме красного цвета – эта работа); 12 – нера-бохапчинский, дайки основного, среднего и кислого состава (151–145 млн лет [4]); 13 – надвиги: АТ – Адыча-Тарынский, ЧИ – Чаркы-Индигирский, Д – Дарпирский, Чб – Чибагалахский; 14 – поперечные разломы сдвиговой кинематики; 15 – золоторудные месторождения (а) и проявления (б), цифры на схеме черного цвета – участки детальных работ: 1 – Мало-Тарынский, 2 – Тинь-Юрюетэ, 3 – Вьюн-Шумный. На врезке показаны: КОС – Колымо-Омолонский супертеррейн, ВСНП – Верхоянский складчато-надвиговый пояс.

Силикатный анализ гранитоидов Букесченского и Самырского массивов проведен в ИГАБМ СО РАН (г. Якутск). Определение содержаний трэйс элементов в породах выполнено с помощью ICP-масс-спектрометров – квадрупольного NexION 300D (США) и масс-спектрометра высокого разрешения с двойной фокусировкой Element2 (“Thermo Fisher Scientific”, Германия) в ИГХ СО РАН (г. Иркутск) по методике, детальное описание которой дано в [4]. U–Pb-датирование цирконов проведено на вторично-ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II, в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург), по стандартной методике, опубликованной в [4].

Букесченский гранодиоритовый массив имеет удлиненно-линзовидную форму, площадь около 7.4 км2 и расположен в междуречье рр. Эльганджа и Букесчен (верховье р. Адычи). Эти гранитоиды, как и ассоциирующие с ними многочисленные проявления даек (трахибазальтов, трахиандезитов, дацитов и гранодиоритов) нера-бохапчинского комплекса Бурганджинского рудного узла (золоторудные объекты Вьюн и Шумный), прорывают терригенные отложения (T3–J2) Кулар-Нерского и Полоусно-Дебинского террейнов, и приурочены к системе нарушений СВ-простирания. Эти нарушения являются сопряженными с крупнейшей структурой центральной части ВКСО – Адыча-Тарынским разломом, и находятся в зоне пересечения поперечных нарушений с Чаркы-Индигирским разломом (рис. 1). В составе среднезернистых гранодиоритов Букесченского массива породообразующие минералы представлены плагиоклазом (до 50 об. %), калиевым полевым шпатом (до 60 об. %), кварцем (до 35 об. %), биотитом (5–10 об. %) и роговой обманкой (единичные зерна). В породе проявлены вторичные изменения – серицитизация, эпидотизация, хлоритизация и пелитизация. Акцессорные минералы – апатит и циркон.

U–Th–Pb-геохронологические исследования проводились для 12 зерен цирконов из пробы Б-6 гранодиорита Букесченского массива, результаты которых демонстрируются на рис. 2а и в табл. 1. Цирконы представлены идиоморфными длиннопризматическими зернами, а также небольшим количеством их обломков, имеющими зональное строение. Конкордантный возраст для 11 зерен, полученный из их перефирийных частей, составляет 144.5 млн лет (СКВО 0.34, вероятность 0.56). Для центральных частей зерен получены более древние оценки возрастов по отношению 207Pb/206Pb: 2804 млн лет, 1448 млн лет, 462 млн лет и 411 млн лет.

Рис. 2.

Диаграммы с конкордией и катодолюминесцентные (CL) изображения цирконов из (а) гранодиорита Букесченского массива (проба Б-6) и (б) гранита Самырского массива (проба Сам-3012).

Таблица 1.

Результаты U–Th–Pb-изотопных исследований цирконов (SIMS SHRIMP-II) из гранодиорита Букесченского массива (обр. Б-6) и гранита Самырского массива (обр. Сам-3012)

№ аналит. точки Содержание, г/т 232Th/238U % 206Pbc Изотопные отношения Корреляция ошибок Возраст, млн лет D (%)
206Pb* U Th (1) 207Pb*/206Pb* (± %) (1) 207Pb*/235U (± %) (1) 206Pb*/238U (± %) (1) 206Pb/238U (1) 207Pb/235U (2) 206Pb/238U (1) 207Pb/206Pb
Гранодиорит Букесченского массива, проба Б-6 (GPS координаты точки отбора:65°55 ′32.3 ″ с.ш. и 138°19 ′36.7 ″ в.д.)
1.1 13.9 715 206 0.30 0.22 0.0491 ± 2.8 0.1527 ± 3 0.02256 ± 1 0.3 143.8 ± 1.5 144.3 ± 4.0 143.8 ± 1.5   0
2.1 8.81 448 93 0.21 0.00 0.0492 ± 2.4 0.1553 ± 2.6 0.02289 ± 1 0.4 145.9 ± 1.5 146.6 ± 3.5 145.9 ± 1.5   0
3.1 18.9 439 117 0.27 0.14 0.0911 ± 1.8 0.63 ± 2 0.05015 ± 0.96 0.5 315.4 ± 3 495.9 ± 7.8   1448 ± 33 57
4.1 12.8 661 202 0.32 0.16 0.0497 ± 2.5 0.1549 ± 2.7 0.0226 ± 0.99 0.4 144.1 ± 1.4 146.2 ± 3.6 143.9 ± 1.4   1
5.1 9.21 468 107 0.24 0.11 0.05 ± 2.5 0.1578 ± 2.8 0.02288 ± 1 0.4 145.8 ± 1.5 148.7 ± 3.8 145.6 ± 1.5   2
6.1 14.8 764 248 0.34 0.00 0.04937 ± 1.8 0.1534 ± 2 0.02253 ± 0.96 0.5 143.6 ± 1.4 144.9 ± 2.8 143.5 ± 1.4   1
7.1 8.88 453 111 0.25 0.14 0.0491 ± 2.7 0.1544 ± 2.9 0.0228 ± 1.1 0.4 145.3 ± 1.6 145.8 ± 4.0 145.3 ± 1.6   0
8.1 8.57 440 121 0.28 0.00 0.0493 ± 2.4 0.1541 ± 2.6 0.02267 ± 1.1 0.4 144.5 ± 1.5 145.5 ± 3.6 144.4 ± 1.5   1
9.1 9.59 497 149 0.31 0.30 0.0482 ± 3.4 0.149 ± 3.5 0.02241 ± 1 0.3 142.9 ± 1.5 141.0 ± 4.7 143 ± 1.5   –1
10.1 23.6 422 311 0.76 0.11 0.05625 ± 1.5 0.5048 ± 1.8 0.06508 ± 0.99 0.5 406.5 ± 3.9 414.9 ± 6.2   462 ± 34 2
10.2 11.7 594 150 0.26 0.15 0.0494 ± 2.7 0.1556 ± 2.9 0.02285 ± 1 0.4 145.6 ± 1.5 146.9 ± 4.0 145.6 ± 1.5   1
11.1 65.3 1067 334 0.32 0.02 0.05496 ± 1 0.5398 ± 1.4 0.07122 ± 0.89 0.7 443.5 ± 3.8 438.3 ± 4.9   411 ± 23 –1
11.2 6.18 322 94 0.30 0.27 0.0486 ± 4.1 0.1493 ± 4.3 0.02228 ± 1.2 0.3 142 ± 1.7 141.3 ± 5.7 142.1 ± 1.7   0
12.1 48 104 27 0.27 0.05 0.1973 ± 0.93 14.55 ± 1.4 0.5348 ± 1 0.7 2762 ± 23 2786 ± 13   2804 ± 15 2
12.2 16.3 826 336 0.42 0.10 0.04823 ± 2.1 0.1524 ± 2.3 0.02293 ± 0.98 0.4 146.1 ± 1.4 144.1 ± 3.1 146.3 ± 1.4   –1
Гранит Самырского массива, проба Сам-3012 (GPS координаты точки отбора: 63°54 ′02.2 ″ с.ш.; 143°04 ′39.5 ″ в.д.)
1.1 18.3 972 356 0.38 0.05 0.04801 ± 1.7 0.1447 ± 1.9 0.02186 ± 0.93 0.5 139.4 ± 1.3 137.2 ± 2.5 139.5 ± 1.3   –2
1.2 1.31 68 24 0.37 1.29 0.0517 ± 12 0.157 ± 12 0.02207 ± 1.9 0.2 140.7 ± 2.7 148.3 ± 17 140.2 ± 2.6   5
2.1 4.41 230 81 0.36 0.66 0.0483 ± 6.5 0.1474 ± 6.7 0.02214 ± 1.3 0.2 141.2 ± 1.8 139.6 ± 8.7 141.3 ± 1.7   –1
3.1 34 1729 582 0.35 0.08 0.04906 ± 1.6 0.1545 ± 1.9 0.02284 ± 0.91 0.5 145.6 ± 1.3 145.9 ± 2.5 145.6 ± 1.3   0
3.2 78.6 4004 613 0.16 0.04 0.04875 ± 0.84 0.1535 ± 1.2 0.02284 ± 0.85 0.7 145.6 ± 1.2 145.0 ± 1.6 145.6 ± 1.2   0
4.1 16.7 872 309 0.37 0.07 0.0487 ± 1.8 0.1493 ± 2.1 0.02224 ± 0.94 0.5 141.8 ± 1.3 141.3 ± 2.7 141.8 ± 1.3   0
4.2 67.1 3192 684 0.22 0.31 0.04991 ± 1.7 0.1679 ± 1.9 0.02441 ± 0.88 0.5 155.4 ± 1.3 157.6 ± 2.7 155.3 ± 1.3   1
5.1 11.2 578 178 0.32 2.05 0.0498 ± 6.7 0.152 ± 6.7 0.02209 ± 1.1 0.2 140.8 ± 1.5 143.5 ± 9.0 140.7 ± 1.4   2
5.2 54.5 2725 656 0.25 1.29 0.0501 ± 4.3 0.1588 ± 4.4 0.023 ± 0.91 0.2 146.6 ± 1.3 149.6 ± 6.1 146.4 ± 1.3   2
5.3 259 981 1091 1.15 0.02 0.11199 ± 0.29 4.75 ± 0.9 0.3076 ± 0.85 0.9 1729 ± 13 1776 ± 8   1832 ± 5.3 6
6.1 20 1028 394 0.40 0.15 0.04853 ± 1.8 0.1511 ± 2.1 0.02258 ± 0.95 0.5 143.9 ± 1.4 142.9 ± 2.8 144 ± 1.4   –1
7.1 15.4 811 241 0.31 0.19 0.0498 ± 2.2 0.1512 ± 2.4 0.02201 ± 0.95 0.4 140.3 ± 1.3 143.0 ± 3.2 140.2 ± 1.3   2
8.1 16.4 859 356 0.43 0.16 0.0495 ± 2.1 0.1513 ± 2.3 0.02216 ± 0.94 0.4 141.3 ± 1.3 143.1 ± 3.1 141.2 ± 1.3   1
9.1 50.8 280 79 0.29 0.03 0.10445 ± 0.74 3.04 ± 1.2 0.2111 ± 0.97 0.8 1234 ± 11 1418 ± 9   1705 ± 14 38
9.2 7.41 383 73 0.20 0.18 0.0496 ± 3.1 0.1536 ± 3.3 0.02246 ± 1.1 0.3 143.2 ± 1.5 145.1 ± 4.4 143.1 ± 1.5   1

Примечание. Погрешности приведены на уровне 1σ. Pbc и Pb* – нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно; ошибка в стандартной калибровке составляет – 0.36%; (1) – нерадиогенный свинец скорректирован по измеренному 204Pb; (2) – нерадиогенный свинец скорректирован с учетом возрастного соответствия 206Pb/238Pb – 207Pb/235Pb, расчет выполнен только для фанерозойских возрастов; расчет возраста 207Pb/206Pb выполнен только для докембрийских значений, и если неопределенность ± 1σ не превышает 40%; D – дискордантность для возрастов > 1 млрд лет: 100 × (207/206возраст/206/238возраст – 1), для возрастов < 1 млрд лет расчет по формуле: 100 × ( 207/235возраст/206/238возраст – 1).

Самырский гранитоидный массив площадью около 7.6 км2 имеет округлую форму и расположен на правобережье р. Малый Тарын (бассейн р. Индигирка). Массив приурочен к системе поперечных нарушений СВ-простирания, сопряженных с Адыча-Тарынским разломом. В составе крупнозернистых гранитоидов Самырского массива преобладают: плагиоклаз (35 об. %), калиевый полевой шпат (до 30 об. %), кварц (30 об. %) и биотит (5 об. %). Вторичные изменения – серицитизация, хлоритизация, пелитизация и эпидотизация. Акцессорные минералы – апатит и циркон, рудные – магнетит.

U–Th–Pb-геохронологические исследования проводились для 9 зерен цирконов из пробы Сам-3012 гранита Самырского массива. Цирконы представлены бесцветными и прозрачными идиоморфными длиннопризматическими зернами, а также их обломками, имеющими зональное строение (рис. 2б). Основываясь на 12 результатах U–Th–Pb-датирования из периферийных частей зерен цирконов, установлен конкордантный возраст 143 млн лет (СКВО 0.029, вероятность конкордантности 0.87). Один результат с возрастом 155 млн лет оказался на диаграмме с конкордией выше конкордантного кластера, что связано, скорее всего, с переоценкой уран-свинцового возраста за счет матричного эффекта, вызванного повышенным содержанием урана в ней [11]. Из центральных частей зерен получены две более древние возрастные дискордантные датировки возраста (207Pb/206Pb) – 1705 млн лет и 1832 млн лет.

Гранитоиды Букесченского и Самырского массивов имеют близкие содержания SiO2 (68.14–69.02 мас. %), невысокие значения суммы Na2O + + K2O (6.32–6.39 мас. %), повышенные значения отношений Na2O/K2O (1.34–1.67). Они относятся к суб- и слабопералюминиевым разностям с невысокими значениями A/CNK (1.05–1.17) и, согласно классификации [12], соответствуют породам известковой и известково-щелочной магматических серий. Концентрации трэйс элементов для гранитоидов исследуемых малых массивов демонстрируют сходство распределений на редкоземельных и спайдер-диаграммах с дайками различного состава нера-бохапчинского комплекса из золоторудных объектов Яно-Колымского пояса – мафитовыми из Мало-Тарынского [13], мафитовыми и фельзитовыми из Тинь-Юрюетэ [14] и Вьюн-Шумный [4] (рис. 3). Они имеют умеренные величины (La/Yb)N (5–6.8), отрицательные аномалии Ta и Nb и плоские спектры распределения тяжелых РЗЭ. Вместе с тем гранитоиды проявляют более дифференцированные характеристики, в отличие от даек, выраженные наличием небольших отрицательных аномалий Eu (Eu/Eu* = 0.84–0.85), Ti и низких отрицательных аномалий Sr, указывая на процесс фракционной кристаллизации (вероятно плагиоклаза, титаномагнетита) при их формировании. Концентрации большинства высокозарядных элементов в гранитоидах близки к промежуточным между OIB и E-MORB, а крупноионных литофильных элементов, таких как Rb, K и Ba, и высокозарядных, таких как Th и U выше OIB.

Рис. 3.

Спектры распределений редкоземельных элементов (а) и спайдер-диаграммы (б) для гранитоидов комплекса малых интрузий западной части Яно-Колымского золотоносного пояса. Содержания элементов нормированы по [15]. Сиреневое поле – дайки основного, среднего и кислого состава нера-бохапчинского комплекса, с использованием данных из [4].

Формирование гранитоидов Букесченского и Самырского массивов комплекса малых интрузий центральной части ВКСО происходило в раннем мелу, в интервале 144.5–143 млн лет. Исследуемые гранитоиды малых интрузий, характеризующиеся сходством геохимических характеристик с ассоциирующими с ними позднеюрскими дайками разнообразного состава нера-бохапчинского комплекса, могли формироваться из смешанного источника с участием мантийной (OIB- и E-MORB-типа), субдукционной или коровой компонент. О вкладе древнего корового компонента в магматический источник гранитоидов указывают палеопротерозойские, мезопротерозойские и ордовикские возрастные оценки из ядер цирконов этих пород. Внедрение раннемеловых гранитоидов малых интрузий, вероятно, способствовало финальным процессам миграции и локализации золота Яно-Колымского пояса. Благоприятными для этого стали системы тектонических разломов разных порядков – продольных (северо-западных), Адыча-Тарынского и Чаркы-Индигирского, и поперечных к ним северо-восточных разрывных структур.

Список литературы

  1. Парфенов Л.М., Кузьмин М.И. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 571 с.

  2. Индолев Л.Н. Дайки рудных районов Восточной Якутии. М.: Наука, 1979. 189 с.

  3. Протопопов Р.И., Трущелев А.М., Кузнецов Ю.В. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:1 000 000. Третье поколение. Серия Верхоянско-Колымская. Лист Q-54 – Усть-Нера. Объяснительная записка. Минприроды России, Роснедра, ФГБУ “ВСЕГЕИ”, АО “Якутскгеология”. СПб.: ВСЕГЕИ, 2019. 845 с.

  4. Fridovsky V.Yu., Yakovleva K.Yu., Vernikovskaya A.E., Vernikovsky V.A., Matushkin N.Y., Kadilnikov P.I., Rodionov N.V. Geodynamic Emplacement Setting of Late Jurassic Dikes of the Yana-Kolyma Gold Belt, NE Folded Framing of the Siberian Craton: Geochemical, Petrologic, and U-Pb Zircon Data // Minerals. 2020. V. 10. №. 11. P. 1000.

  5. Фридовский В.Ю., Яковлева К.Ю., Верниковская А.Е., Верниковский В.А., Родионов Н.В., Лохов К.И. Позднеюрский (151–147 млн лет) дайковый магматизм северо-восточной окраины Сибирского кратона // ДАН. 2020. Т. 491. № 1. С. 12–16.

  6. Акинин В.В., Прокопьев А.В., Торо Х., Миллер Э.Л., Вуден Дж., Горячев Н.А., Альшевский А.В., Бахарев А.Г., Трунилина В.А. U–Pb–SHRIMP-возраст гранитоидов Главного батолитового пояса (Северо-Востока Азии) // ДАН. 2009. Т. 42. № 2. С. 216–221.

  7. Akinin V.V., Miller E.L., Toro J., Prokopiev A.V., Gott-lieb E.S., Pearce S., Polzunenkov G.O., Trunilina V.A. Episodicity and the Dance of Late Mesozoic Magmatism and Deformation along the Northern Circum-Pacific Margin: North-eastern Russia to the Cordillera // Earth Sci. Reviews. 2020. V. 208. 103272.

  8. Toro J., Miller E.L., Prokopiev A.V., et al. Mesozoic Orogens of the Arctic from Novaya Zemlya to Alaska // Journal of the Geological Society. 2016. V. 173. № 6. P. 989–1006.

  9. Прокопьев А.В., Бахарев А.Г., Торо Х., Миллер Э.Л. Тас-Кыстабытский магматический пояс (Северо-Восток Азии): первые U-Pb (SHRIMP) и Sm-Nd данные // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН. 2008. С. 305–308.

  10. Ганелин А.В., Лучицкая М.В., Маскаев М.В. U–TH–PB (SIMS)-возраст и условия формирования вулканитов индигирского разреза Уяндино-Ясачненского вулканического пояса (Северо-Восток Азии) // ДАН. 2021. Т. 496. № 1. С. 11–16.

  11. Williams I.S., Hergt J.M. U-Pb Dating of Tasmanian Dole Rites: A Cautionary Tale of SHRIMP Analysis of High-U Zircon. In: Woodhead J.D., Hergt J.M., Noble W.P., editors. Beyond 2000, New Frontiers in Isotope Geoscience (Incorporating ACOG 4): Abstracts and Proceedings; 30 January–4 February 2000; Lorne, Australia. University of Melbourne: Melbourne, Australia, 2000. P. 185–188.

  12. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., et al. A Geochemical Classification for Granitic Rocks // Journal of Petrology. 2001. V. 42. № 11. P. 2033.

  13. Зайцев А.И., Фридовский В.Ю., Верниковская А.Е., Верниковская А.Е., Кудрин М.В., Яковлева К.Ю., Кадильников П.И. Rb-Sr изотопное изучение базитов дайкового комплекса Тарынской рудно-магматической системы (северо-восток России) // Отечественная геология. 2018. № 5. С. 50–61.

  14. Зайцев А.И., Фридовский В.Ю., Кудрин М.В. Rb-Sr систематика магматических пород западной части Ольчан-Нерской металлогенической зоны (Восточная Якутия) // Отечественная геология. 2016. № 6. С. 43–51.

  15. McDonough W.F., S.-S. Sun. The Composition of Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223–253.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал