1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 30, № 6, 2022

Петрология, 2022, T. 30, № 6, стр. 663-676

Восточная окраина неоархейского Тунгусского супертеррейна: данные по скважинам в центральной части Сибирского кратона

А. В. Самсонов a, *, К. Г. Ерофеева a, b, Ю. О. Ларионова a, А. Н. Ларионов c, Н. Б. Кузнецов b, Т. В. Романюк d, Н. В. Соловьева a, О. М. Жиличева a, А. С. Дубенский b, В. С. Шешуков b

a Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
Москва, Россия

b Геологический институт РАН
Москва, Россия

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

d Институт физики земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Москва, Россия

* E-mail: samsonovigem@mail.ru

Поступила в редакцию 13.01.2022
После доработки 22.02.2022
Принята к публикации 10.03.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Проведено изучение гранитов и гнейсов, вскрытых в центральной части Сибирского кратона скважиной Кулиндинская-1. Биотитовые граниты сохранили порфировую структуру, по особенностям состава отвечают I-типу, имеют спектры REE, обогащенные легкими и умеренно обедненные тяжелыми лантаноидами, отрицательные Eu-, Sr- и Nb-аномалии и положительную – Zr. На неоархейский возраст гранитов (2525 ± 10 млн лет) указывает U-Pb анализ циркона, единичные ядра имеют возраст около 2.6 млрд лет, что, вероятно, предполагает коровый источник гранитных магм. Модельный возраст TNd(DM) = 2.77 млрд лет гранита показывает, что кора, служившая источником исходных расплавов, была сформирована незадолго до эпизода плавления. По возрасту и всем характеристикам изученные граниты близки к гранитам Юрубченского массива, вскрытого скважинами в западной части Тунгусского супертеррейна. Биотитовые гнейсы, по-видимому, образовались за счет осадочных пород, и были сильно переработаны при внедрении гранитов. Обогащение гнейсов Cr и Ni, вероятно, унаследовано от осадочного протолита, в то время как уровни содержаний и спектры распределения REE, HFSE и LILE в гнейсе близки к таковым в гранитах. Конкордантные D < 1% U-Pb возрасты циркона, по данным LA-ICP-MS, варьируют в широком интервале от 3284 до 2620 млн лет с двумя основными пиками 2717 и 2678 млн лет. Модельный возраст гнейса TNd(DM) = 2.91 млрд лет подтверждает вклад древней коровой компоненты в осадочный протолит породы. Минимальный возраст детритового циркона 2.62 млрд лет определяет максимальный предел времени осадконакопления, минимальный предел определяется возрастом рвущих гранитов 2.53 млрд лет. Согласно полученным данным, архейские гнейсы и граниты, вскрытые скважиной Кулиндинская-1, вероятно, слагают восточную часть неоархейского Тунгусского супертеррейна. Расположенная в 20 км к северо-востоку скважина Ереминская-101 вскрыла гнейсы с модельными возрастами TNd(DM) от 2.30 до 2.37 млрд лет и представляет смежную Таймыро-Байкальскую шовную зону, в составе которой широко распространены палеопротерозойские породы. Контрастная коровая история расположенных рядом комплексов дает основание говорить о их тектоническом совмещении, что является дополнительным основанием рассматривать Таймыро-Байкальскую шовную зону как палеопротерозойский коллизионный ороген.

Ключевые слова: фундамент древних платформ, Сибирский кратон, Тунгусский супертеррейн, ранний докембрий, петрология, изотопная геохимия, геохронология

ВВЕДЕНИЕ

Расшифровка строения и состава крупных раннедокембрийских кратонов, которые служат фундаментом древних платформ и по большей части перекрыты фанерозойским осадочным чехлом, невозможна без изучения керна глубоких скважин. Исследования даже единичных образцов керна дают важную информацию о составе, возрасте и тектонической природе отдельных участков, расширяя наши знания о погребенной раннедокембрийской коре. Такие исследования особенно актуальны для Сибирского кратона. Его внутренние части перекрыты мощной толщей рифейских осадочных и фанерозойских вулканогенно-осадочных пород, поэтому точный возраст, состав и строение этой части до сих пор – большое “белое пятно”. Представления об этой части фундамента базируются в основном на геофизических данных. Sm-Nd изотопно-геохимические исследования пород и U-Pb изотопное датирование циркона из раннедокембрийских пород выполнено на сегодняшний день лишь для единичных скважин (рис. 1).

Рис. 1.

Главные тектонические структуры раннедокембрийского Сибирского кратона (Donskaya, 2020), с незначительными изменениями. Участки оценки возраста пород Сибирского кратона под осадочным чехлом по результатам изучения керна скважин: Sm-Nd модельные возрасты (Ковач и др., 2000); U-Pb изотопный возраст циркона, SHRIMP (Бочкарев и др., 2011, 2013; Попов и др., 2015). Раннедокембрийские блоки: Анабарский супертеррейн, включая: I – Маганский, II – Далдынский, III – Мархинский террейны; IV – Биректинский супертеррейн; Алданский супертеррейн, включая: V – Олекминский, VI – Центрально-Алданский, VII – Восточно-Алданский, VIII – Батомгский террейны; IX – Становой супертеррейн; Тунгусский супертеррейн, включая: X – Тунгусский, XI – Тасеевский, XII – Ангаро-Ленский террейны; XIII – Бирюсинский террейн. Палеопротерозойские складчатые пояса: 1 – Хапчанский, 2 – Акитканский, 3 – Пристановой, 4 – Ангарский, 5 – Байкал-Таймырский. Выходы раннедокембрийских пород Сибирского кратона на поверхность: Алданский (Ал) и Анабарский (Ан) щиты; Байкальский (Б), Канский (К), Оленекский (Ол), Саянский (Са), Становой (Ст), Тонодский (Т) и Шарыжалгайский (Ш) выступы.

Для восточной части Сибирского кратона Sm-Nd изотопные исследования керна скважин (рис. 1) в сочетании с данными по смежным открытым территориям Алданского и Анабарского щитов и результатами изучения коровых ксенолитов и ксенокристов из кимберлитов (Skuzovatov et al., 2021 и ссылки в этой работе) дают достаточно обоснованную схему распределения архейских и палеопротерозойских доменов.

В западной части Сибирского кратона раннедокембрийские породы вскрыты только в узких выступах вдоль южного и юго-западного краев, а данные по керну единичных глубоких скважин оставляют широкий простор для тектонических построений при интерпретации геофизических данных. Все исследователи выделяют в западной части Сибирского кратона крупный блок коры – Тунгусский супертеррейн (рис. 1), внутреннее строение которого детализировано на некоторых тектонических схемах, основываясь на геофизических данных (Мазукабзов и др., 2006; Глебовицкий и др., 2008; Буш, 2011; Donskaya, 2020). С запада Тунгусский супертеррейн ограничен палеопротерозойским Ангарским поясом, что обосновано данными по открытым территориям на юго-западе Сибирского кратона (Розен, 2003; Ножкин и др., 2019; Donskaya, 2020 и ссылки в этих работах), результатами изучения скважин на Байкитском поднятии (Ковач и др., 2000; Бочкарев и др., 2011; Самсонов и др., 2021) и данными по детритовому циркону в позднедокембрийских осадочных породах (Priyatkina et al., 2020 и ссылки в этой работе). В качестве восточного ограничения Тунгусского супертеррейна большинство исследователей предполагают палеопротерозойскую Таймыро-Байкальскую шовную (коллизионную) зону, которая полностью перекрыта осадочными породами чехла и выделена на основании геофизических данных. На разных тектонических схемах строение и расположение границ Таймыро-Байкальской шовной зоны существенно различаются (Розен, 2003; Мазукабзов и др., 2006; Глебовицкий и др., 2008; Исаков и др., 2008; Буш, 2011; Donskaya, 2020).

Одной из ключевых скважин в центральной части Сибирского кратона является скв. Ереминская-101 (рис. 1), которая вскрыла биотитовые гранитогнейсы с Sm-Nd модельными возрастами TNd(DM) от 2.30 до 2.37 млрд лет (Ковач и др., 2000). Это указывает на присутствие здесь ювенильной палеопротерозойской коры, ограничивая восточную область распространения неоархейских комплексов Тунгусского супертеррейна. Мы предприняли попытку уточнить положение восточной границы Тунгусского супертеррейна, выбрав для исследований керновый материал скв. Кулиндинская-1, которая вскрыла кристаллический фундамент в 20 км к юго-западу от скв. Ереминская-101 (рис. 1).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Подготовка образцов к аналитическим исследованиям и выделение монофракций циркона методами магнитной и плотностной сепарации проводились в лаборатории Анализа минерального вещества Института геологии рудных месторождений (ИГЕМ РАН, г. Москва).

Содержания петрогенных элементов в породах определялись методом РФА на спектрометре последовательного действия PW-2400 в ИГЕМ РАН. Подготовка препаратов для анализа выполнялась путем сплавления 0.3 г порошка пробы с 3 г тетрабората лития в индукционной печи с последующим отливом гомогенного стеклообразного диска. Потери при прокаливании определялись гравиметрическим методом. Точность анализа составляла 1–5 отн. % для элементов с концентрациями выше 0.5 мас. % и до 12 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас. %. Концентрации редких и редкоземельных элементов определялись методом ICP-MS в лаборатории ядерно-физических и масс-спектральных методов анализа в Институте проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов (ИПТМ РАН, Черноголовка) по методике (Карандашев и др., 2007).

Sm-Nd изотопные исследования выполнялись в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. Химическая подготовка вещества для масс-спектрометрических измерений проводилась по методике, описанной в (Ларионова и др., 2007). Измерения изотопных отношений определялись на масс-спектрометре Sector 54 (Micromass, UK) в мультиколлекторном динамическом режиме с использованием трехленточного источника ионов. Итоговая погрешность определения 143Nd/144Nd не превышает ±0.0022% с учетом воспроизводимости результатов по внутрилабораторному стандарту Nd-ИГЕМ 0.512400 ± 11 (2σед, N = 24), что соответствует значению 0.511852 в стандарте изотопного состава неодима LaJolla. Погрешность определения 147Sm/144Nd оценивалась в ±0.3% (2σед) по результатам измерения стандарта BCR-1.

U-Pb изотопный анализ циркона из биотитового гранита (обр. P48-K1-1a) на ионном микрозонде SHRIMP-II проводился в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике (Williams, 1998; Larionov et al., 2004). Цирконы, помещенные совместно со стандартными цирконами 91500 (Wiedenbeck, 1995) и Temora (Black et al., 2003) в эпоксидную матрицу, шлифовались примерно до половины толщины и покрывались ~100 Å слоем 99.999%-го золота. Внутренняя структура цирконов изучалась средствами оптической и электронной (CL, BSE) микроскопии. Для анализа выбирались области без видимых трещин и включений в идиоморфных индивидах (см. в Suppl. 1, ESM_1.pdf 22). Полученные результаты обрабатывались с помощью программ SQUID v1.12 и ISOPLOT/Ex (Ludwig, 2005, 2008), используя константы распада, предложенные в (Steiger, Jäger, 1977). Поправка на нерадиогенный свинец вводилась с использованием измеренного 204Pb/206Pb по модели (Stacey, Kramers, 1975).

Катодолюминесцентные (CL) изображения циркона из биотитового гнейса (обр. P48-K1-2) были получены в Центре коллективного пользования “ИГЕМ-Аналитика” (г. Москва) с использованием рентгеноспектрального микроанализатора Cameca MS-46, оборудованного CCD цифровой камерой высокого разрешения Videoscan 285. Параметры съемки: сила тока 20 нА, время накопления спектра 200 с. Вне зависимости от цвета свечения при полихромном варианте катодолюминесценции светлые области отражают низкие концентрации U, темные – его повышенные содержания, радиационные нарушения структуры или наличие CL-подавляющих примесей.

U-Pb изотопное датирование циркона из биотитового гнейса (обр. P48-K1-2) методом LA‑ICP-MS проводилось в Лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института (ГИН РАН, г. Москва) с использованием системы наносекундной лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind.), совмещенной с магнито-секторным ICP масс-спектрометром высокого разрешения Element2 (Thermo Scientific Inc.). Операционные параметры настроек оборудования для U-Pb изотопного датирования приведены в работе (Nikishin et al., 2020). Калибровка производилась по внешнему стандарту с использованием циркона GJ-1 (Jackson et al., 2004; Horstwood et al., 2016). Для оценки качества анализа в процессе измерения неизвестных цирконов образца P48-K1-2 измерялись контрольные стандарты цирконов 91500 (Wiedenbeck et al., 1995) и Plešoviсe (Sláma et al., 2008), для которых возраст, рассчитанный по изотопному отношению 206Pb/238U (±2σ), составил 1068 ± 6 (n = 10) и 337 ±6 млн лет (n = 10) соответственно, что согласуется с данными CA-ID-TIMS (1063.5 ± 0.4 млн лет и 337.2 ± 0.1 млн лет соответственно, Horstwood et al., 2016). Обработка данных проводилась в программе Glitter 4.4 (Van Achterbergh et al., 2001; Griffin et al., 2008). Поправки на нерадиогенный свинец вводились на основе процедуры, описанной в (Andersen, 2002; Andersen, 2008), с применением программы ComPbCorr. Для графической иллюстрации полученных результатов использовалась программа Isoplot (Ludwig, 2008). При построении гистограмм и кривых плотности вероятности распределения возрастов принимались во внимание возрастные оценки, для которых модуль коэффициента дискордантности не превышал пороговое значение 2% (|D| = [100% × (возраст 206Pb/238U)/(возраст 207Pb/206Pb) – 1]). Концентрации U и Th рассчитаны на основании измеренных сигналов U и Th контрольного стандарта 91500 (Wiedenbeck et al., 2004).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Петрография и петрогеохимия

Скважина Кулиндинская-1 вскрыла кристаллический фундамент в интервале глубин 2550–2565 м. Нижняя часть этого интервала сложена однородными темно-серыми гранитами, в верхней части разреза скважины представлены биотитовые гнейсы с многочисленными пегматитовыми жилками и порфиробластами калиевого полевого шпата (рис. 2). Мы провели изучение трех наименее выветрелых образцов керна, включая два образца биотитовых гранитов (обр. Р48-К1-1а и обр. Р48-К1-1б) с интервала глубины 2565.0–2564.5 м и обр. Р48-К1-2 биотитового гнейса с глубины 2558.8 м (рис. 2).

Рис. 2.

Фотографии изученных пород из скв. Кулиндинская-1: биотитовые граниты (обр. P48-K1-1б) и биотитовые гнейсы (обр. P48-K1-2).

Биотитовые граниты – темные мелкозернистые породы (рис. 2) с порфировой структурой за счет присутствия кристаллов плагиоклаза и калиевого полевого шпата размером до 3 мм на фоне мелкозернистой биотит-кварц-полевошпатовой основной массы (рис. 3а, 3б).

Рис. 3.

Микрофотографии пород: (а, б) – биотитовые граниты (обр. P48-K1-1a); (в, г) – биотитовые гнейсы (обр. P48-K1-2). Фотографии в проходящем свете при одном (а, в) и в скрещенных (б, г) николях.

По химическому составу два изученных образца близки. Это высокоглиноземистые граниты нормальной щелочности K–Na ряда (табл. 1) с обогащенными спектрами легких РЗЭ, умеренно фракционированными спектрами тяжелых РЗЭ, отрицательными аномалиями Eu, Sr и Nb и положительными Zr (рис. 4).

Таблица 1.

Химический состав биотитовых гранитов и гнейсов из скв. Кулиндинская-1

Компоненты P48-K1-1а P48-K1-1б P48-K1-2 Компоненты P48-K1-1а P48-K1-1б P48-K1-2
Bt гранит Bt гранит Bt гнейс Bt гранит Bt гранит Bt гнейс
SiO2 69.44 70.26 66.68 Nb 12.9 11.8 15.2
TiO2 0.38 0.39 0.60 Mo 3.67 2.51 2.31
Al2O3 15.02 15.13 13.49 Ag 0.0349 0.0611 0.0302
Fe2O3** 3.80 3.54 7.36 Sb <ПО 0.103 0.0925
MnO 0.05 0.05 0.05 Cs 2.11 1.92 6.45
MgO 1.42 1.30 3.17 Ba 292 273 502
CaO 2.40 2.39 0.28 La 34.1 36.1 38.5
Na2O 3.90 3.85 0.32 Ce 60.1 62.6 56.7
K2O 3.48 3.00 8.01 Pr 6.15 6.27 7.35
P2O5 0.11 0.10 0.03 Nd 21.7 22.8 26.2
П.п.п. 1.16 1.05 3.55 Sm 4.07 4.09 4.44
Сумма 99.72 99.74 99.70 Eu 0.858 0.818 0.877
K2O/Na2O 0.89 0.78 24.8 Gd 2.98 2.97 2.74
Mg# 0.43 0.42 0.46 Tb 0.417 0.430 0.329
A/CNK 1.03 1.09 1.39 Dy 2.60 2.23 1.74
        Ho 0.485 0.426 0.338
        Er 1.26 1.11 0.943
        Tm 0.169 0.143 0.149
Li 34.9 30.9 30.1 Yb 1.01 0.972 1.12
Be 2.46 2.29 2.07 Lu 0.137 0.125 0.177
Sc 3.51 6.15 7.40 Hf 4.38 4.20 5.09
Ti 2251 2308 3616 Ta 0.833 0.799 1.31
V 38.7 35.3 74.3 W 0.307 0.0498 6.63
Cr 36.2 31.8 134 Tl 0.549 0.530 1.06
Co 7.38 8.25 14.3 Pb 11.7 11.7 10.2
Ni 16.4 19.6 51.8 Bi 0.0156 <ПО 0.0323
Cu 11.8 4.51 25.8 Th 11.3 10.8 10.0
Zn 62.6 67.0 80.5 U 1.45 1.23 1.90
Ga 18.3 20.5 18.3        
As <ПО 1.22 <ПО (La/Sm)N 5.23 5.53 5.41
Rb 85.0 84.4 183 (Gd/Yb)N 2.39 2.48 1.97
Sr 165 168 68.9 (La/Yb)N 23.0 25.3 23.2
Y 13.5 11.3 9.40 Eu/Eu* 0.76 0.72 0.77
Zr 193 182 196 Nb/Nb* 0.24 0.22 0.28

Примечание. Содержания оксидов петрогенных элементов пересчитаны на сухой остаток и приведены в мас. %; содержания редких элементов – в г/т. ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{{{\text{**}}}}$ – суммарное содержание оксидов железа. Bt – биотитовый. <ПО – концентрации ниже предела обнаружения.

Рис. 4.

Содержания редких элементов в биотитовых гранитах и гнейсах скв. Кулиндинская-1, нормированные к примитивной мантии (ПM) (Wedepohl, Hartmann, 1994).

Биотитовые гнейсы пронизаны пегматитовыми кварц-микроклиновыми жилками, которые придают породам неоднородную пятнистую и полосчатую текстуру (рис. 2). Гнейсы состоят из мелкозернистого агрегата биотита, хлорита, мусковита, кварца, полевых шпатов, карбоната и рудных минералов (рис. 3в, 3г). Полевые шпаты сильно пелитизированы и серицитизированы, хлорит развивается по биотиту. Среди особенностей химического состава гнейсов следует отметить невысокое содержание SiO2, резкое обогащение K2O при низких содержаниях Na2O и Sr, заметное обогащение элементами группы железа, включая Cr и Ni (табл. 1). Уровни содержаний и спектры распределения REE, HFSE и LILE в гнейсе близки к таковым в гранитах (рис. 4).

U-Pb геохронология циркона

Гранит (SIMS анализ). Циркон из биотитового гранита (обр. P48-K1-1а) представлен преимущественно в размерной фракции от –0.15 до +0.05 мм. Он образует серые непрозрачные, реже полупрозрачные короткопризматические кристаллы с коэффициентом удлинения (Кудл) около 2, иногда встречаются длиннопризматические кристаллы с Кудл ≥ 3. Большинство кристаллов имеют неоднородную внутреннюю CL-структуру со светлыми внутренними и темными внешними частями. До 70–90% объема зерен метамиктизировано (см. Suppl. 1, ESM_1.pdf и Suppl. 2, ESM_2.exl), только в центральных частях кристаллов сохраняются реликтовые участки с осцилляторной зональностью (рис. 5а).

Рис. 5.

Результаты изотопного датирования цирконов из пород скв. Кулиндинская-1: (а) – биотитовых гранитов (обр. P48-K1-1а), (б, в) – биотитовых гнейсов (обр. P48-K1-2). На рисунки вынесены CL-изображения зерен циркона.

U-Pb изотопные данные по центральным частям зерен циркона с сохранной внутренней структурой представляют умеренно дискордантные результаты, аппроксимация которых дискордией определяет возраст 2525 ± 10 млн лет (табл. 2, рис. 5а). Для одного ядра был получен более древний субконкордантный (D = –1%) возраст – 2614 ± ± 11 млн лет (рис. 5а).

Таблица 2.

Результаты U-Pb анализов (SHRIMP-II) циркона из биотитовых гранитов скв. Кулиндинская-1 (обр. P48-K1-1a)

Точка анализа 206Pbc, % U, г/т Th, г/т 232Th/238U 206Pb*, г/т 206Pb/238U
возраст, млн лет		 207Pb/206Pb
возраст, млн лет		 D, % 207Pb*/206Pb* ± % 207Pb*/235U ±% 206Pb*/238U ±% err corr
8.1 0.03 166 52 0.32 60.5 2285 ± 24 2394 ± 16 5 0.1543 0.94 9.05 1.6 0.4254 1.3 0.81
1.1 0.19 624 222 0.37 233 2320 ± 23 2429 ± 9.8 5 0.1575 0.58 9.41 1.3 0.4332 1.2 0.90
7.1 0.00 564 224 0.41 256 2734 ± 26 2503 ± 7.3 –8 0.1645 0.43 11.98 1.2 0.5282 1.1 0.94
4.1 0.04 392 129 0.34 167 2592 ± 25 2522 ± 9.7 –3 0.1664 0.58 11.36 1.3 0.4950 1.2 0.90
11.1 0.05 256 73 0.30 112 2654 ± 27 2524 ± 12 –5 0.1666 0.70 11.70 1.4 0.5094 1.3 0.87
9.1 0.05 196 64 0.34 84.8 2629 ± 27 2527 ± 13 –4 0.1670 0.78 11.59 1.5 0.5035 1.2 0.85
3.1 0.18 245 76 0.32 103 2556 ± 26 2533 ± 19 –1 0.1675 1.1 11.24 1.7 0.4867 1.2 0.74
6.1 0.06 429 157 0.38 179 2553 ± 25 2539 ± 9.5 –1 0.1681 0.57 11.26 1.3 0.4860 1.2 0.90
2.1 0.13 386 131 0.35 150 2406 ± 24 2539 ± 14 6 0.1681 0.85 10.49 1.5 0.4525 1.2 0.82
10.1 0.07 187 50 0.27 83.8 2703 ± 29 2540 ± 14 –6 0.1682 0.81 12.08 1.6 0.5209 1.3 0.85
10.1re 0.09 248 65 0.27 107 2617 ± 26 2546 ± 12 –3 0.1688 0.73 11.66 1.4 0.5008 1.2 0.86
5.1 0.10 316 239 0.78 138 2651 ± 27 2614 ± 11 –1 0.1758 0.65 12.33 1.4 0.5087 1.2 0.89

Примечание. Ошибки возраста для доверительного интервала 1σ; Pbc и Pb* – нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно. Ошибка калибровки стандарта (1σ) – 0.47%. D – дискордантность.

Биотитовый гнейс (LA-ICP-MS анализ). В биотитовом гнейсе (обр. P48-K1-2) циркон крупный, значительная его часть, около 50%, содержится в размерной фракции от 0.25 до 0.1 мм. Циркон представлен серыми непрозрачными кристаллами коротко- и длиннопризматической формы с Кудл = 2–3.5, зерна эллипсовидной формы без кристаллографических очертаний относительно редки, что предполагает близкий источник детрита. Ребра и вершины кристаллов сглажены в разной степени. Во многих кристаллах выделяются внутренние более прозрачные и яркие в CL-изображении ядра, окруженные непрозрачными и более темными широкими оболочками. Около 40% изученных зерен не имеют внутренних структурных неоднородностей, что, возможно, связано с их метамиктизацией (Suppl. 3, ESM_3.pdf и Suppl. 4, ESM_4.exl). В остальных зернах внутренняя структура сохраняется в центральных зонах неправильных очертаний, которые характеризуются однородным CL-свечением и дорастают широкими CL-темными (высокоурановыми) каймами, либо сохраняют реликты осцилляторной зональности, которая подчеркивается метамиктными зонками. В некоторых зернах присутствуют округлые ядра с однородным, реже смазанным осцилляторным внутренним строением.

U-Pb анализ зерен различной морфологии в разных их частях (сохранные центральные части и каймы, ядра и оболочки) выявил высокую дискордантность (D = 4.5–90%) – из 101 результатов лишь 13 конкордантны (D < 1%, табл. 3, рис. 5б). Эти результаты получены из внутренних сохранных частей зерен и демонстрируют широкий набор возрастов от 3284 до 2620 с двумя основными пиками 2717 и 2678 млн лет (рис. 5в).

Таблица 3.

Результаты U-Pb анализов (LA-ICP-MS) цирконов из биотитовых гнейсов скв. Кулиндинская-1 (обр. P48-K1-2)

Точка анализа г/т
Th* 		г/т
U* 		Th/U Возраст, млн лет D, % $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}$ ±1σ, abs $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{235}}}}{\text{U}}}}$ ±1σ, abs $\frac{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}$ ±1σ, abs Err
corr
$\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}$ ±1σ $\frac{{^{{{\text{207}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{235}}}}{\text{U}}}}$ ±1σ $\frac{{^{{{\text{206}}}}{\text{Pb}}}}{{^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}$ ±1σ
25 329 694 0.47 2709 11 2706 14 2702 24 –0.3 0.1862 0.0012 13.365 0.193 0.5208 0.0057 0.76
30 249 379 0.66 3284 8 3283 12 3281 27 –0.13 0.2663 0.0014 24.362 0.299 0.6636 0.0069 0.85
31 306 218 1.40 2707 8 2706 10 2704 21 –0.15 0.1860 0.0009 13.366 0.145 0.5212 0.0049 0.87
55 165 166 0.99 2620 8 2622 11 2624 21 0.18 0.1765 0.0009 12.224 0.145 0.5024 0.0050 0.84
63 136 140 0.96 2746 7 2746 10 2745 21 –0.03 0.1904 0.0009 13.939 0.147 0.5309 0.0051 0.90
64 147 255 0.58 3141 8 3140 12 3139 24 –0.07 0.2432 0.0013 21.037 0.257 0.6274 0.0060 0.78
77.1 86 151 0.57 2868 7 2868 10 2868 22 –0.01 0.2053 0.0010 15.859 0.168 0.5604 0.0052 0.88
86.1 218 229 0.95 2723 7 2722 10 2722 21 –0.08 0.1878 0.0009 13.598 0.146 0.5253 0.0049 0.87
89.1 93 88 1.05 2684 8 2682 11 2680 21 –0.21 0.1834 0.0009 13.036 0.145 0.5155 0.0050 0.87
90.1 116 121 0.96 2711 9 2711 12 2712 21 0.05 0.1864 0.0011 13.441 0.167 0.5231 0.0050 0.76
90.2 100 186 0.54 2724 8 2724 11 2725 22 0.05 0.1879 0.0010 13.628 0.160 0.5261 0.0052 0.83
99 227 214 1.06 2675 7 2677 10 2680 21 0.23 0.1824 0.0008 12.960 0.133 0.5155 0.0049 0.90
104 113 213 0.53 2931 7 2933 10 2936 22 0.17 0.2134 0.0010 16.964 0.178 0.5768 0.0055 0.90

Примечание. * Концентрации Th и U рассчитаны, исходя из содержаний Th и U в цирконе 91500 (Wiedenbeck et al., 2004). В таблице приведены только результаты субконкордантных определений, которые использовались для построения гистограммы распределения с кривой плотности вероятности U/Pb значений возраста циркона из биотитовых гнейсов (рис. 5в). Полная таблица результатов приведена в Suppl. 4, ESM_4.exl.

Sm-Nd изотопная геохимия

Результаты Sm-Nd изотопных анализов образцов гранита и биотитового гнейса приведены в табл. 4. Гранит имеет модельный возраст TNd(DM) = = 2.77 млрд лет и положительную величину εNd(T) = 1.0. Для гнейса получен более древний модельный возраст (TNd(DM) = 2.91 млрд лет) и менее радиогенный изотопный состав неодима, пересчитанный на возраст 2.6 млрд лет (εNd(T) = = –0.2).

Таблица 4.

Результаты изотопно-геохимических Sm-Nd исследований пород скв. Кулиндинская-1

Номер образца Порода Sm, мкг/г Nd, мкг/г 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ±2σ T, млн лет εNd(T) TNd(DM), млн лет
P48-K1-1a Bt гранит 3.74 22.1 0.10222 0.511114 0.000005 2525 1.0 2769
P48-K1-2 Bt гнейс 4.40 26.2 0.10153 0.510994 0.000005 2600 –0.2 2914

Примечание. εNd(T) – рассчитано по отношению к хондритовому резервуару CHUR с параметрами 147Sm/144Nd = 0.1967, 143Nd/144Nd = 0.512638. TNd(DM) – рассчитано по модели (Goldstein, Jacobsen, 1988).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проведенные исследования позволяют рассмотреть вопросы происхождения изученных пород и их тектонической позиции в структуре фундамента центральной части Сибирской платформы.

Происхождение гранитов Кулиндинского массива

Граниты, вскрытые скв. Кулиндинская-1, имеют массивные текстуры, не претерпели существенных деформаций, сохранили первичную порфировую структуру и образовались, вероятно, на посттектоническом этапе формирования данной части фундамента Сибирского кратона. Отсутствие магматической осцилляторной зональности наблюдается, главным образом, во внешних, обогащенных ураном частях кристаллов – CL-картина, типичная для гранитоидов и связанная с метамиктизацией. С этим же процессом, по-видимому, связана и обратная дискордантность отдельных результатов анализа.

Мелкозернистые порфировые структуры свидетельствуют о малоглубинной кристаллизации гранитов, которые, вероятно, представляют апикальную часть более крупного Кулиндинского массива. Фракционированные спектры тяжелых РЗЭ в сочетании со значительными отрицательными Eu- и Sr-аномалиями являются аргументами в пользу образования гранитного расплава в равновесии с гранат- и плагиоклазсодержащим реститом, что предполагает образование этого расплава при давлениях от 5 до 10 кбар (Gao et al., 2016). Присутствие в цирконе захваченных ядер с возрастом 2.61 млрд лет указывает на вклад корового источника в петрогенезис гранитной магмы. При этом высокорадиогенный изотопный состав неодима в граните свидетельствует о короткой предыстории этого корового источника, отделившегося от мантийного резервуара не ранее 2.77 млрд лет назад.

Вопрос о составе источника гранитного расплава не имеет простого решения. По всем петрогеохимическим особенностям граниты Кулиндинского массива занимают пограничное положение между S- или I- типами, хотя умеренная глиноземистость пород (A/CNK ≥ 1, табл. 1) и низкие содержания в них P2O5 и нормативного корунда (<1 мас. %), скорее, характерны для гранитов I-типа (Chappell, 1999). Оценка температуры ликвидуса гранитов в программе Rhyolite-Melts (Gualda et al., 2012) при давлении 5 кбар с буфером QFM при содержании 3–5 мас. % Н2О составляет 900–930°С, что позволяет отнести граниты Кулиндинского массива к высокотемпературным гранитам I-типа (Chappell et al., 1998). Более низкие температуры при расчете по насыщению цирконием (Т = 835–845°С: Watson, Harrison, 1983); Т = 803–804°С: Boehnke et al., 2013)) показывают, что гранитный расплав изначально был недосыщен цирконием, а найденный в граните древний циркон, вероятно, представляет нерастворенный ксенокрист, захваченный расплавом в верхней части. Принадлежность гранитов Кулиндинского массива к гранитам I-типа подтверждается также данными о их высокорадиогенном изотопном составе неодима. Это могло быть обеспечено за счет плавления предшествующих ювенильных гранитоидов с возрастом около 2.7 млрд лет, информацию о которых дает детритовый циркон в изученных метаосадочных породах.

Происхождение и возраст протолитов биотитовых гнейсов

Биотитовые гнейсы сильно переработаны при внедрении Кулиндинских гранитов и утратили большинство особенностей их дометаморфического протолита. Никаких первичных текстурных и структурных характеристик не сохранилось. За исключением повышенных концентраций элементов группы железа, все геохимические особенности гнейсов, по-видимому, преобразованы гранитами.

В то же время циркон сохранил свидетельства образования биотитовых гнейсов за счет обломочных осадочных пород. Большинство зерен циркона в биотитовых гнейсах значительно дискордантны за счет потери радиогенного свинца. Немногочисленные зерна, где выявляется магматическая осцилляторная зональность, дают набор дискретных конкордатных возрастов от 2.62 до 3.28 млрд лет, большинство значений попадает в узкий интервал от 2.68 до 2.72 млрд лет. Эти данные указывают на преобладание неоархейских источников при формировании протолитов биотитовых гнейсов при подчиненной роли мезо- и палеоархейских комплексов. Полученный минимальный возраст детритового циркона 2.62 млрд лет определяет максимальный предел времени осадконакопления. Минимальный предел 2.53 млрд лет определяется возрастом рвущих гранитов. Полученные данные позволяют предположить, что протолиты изученных осадочных пород образовались на коллизионной стадии и представляют собой межгорную молассу. В пользу этого свидетельствуют два факта. Во-первых, осадконакопление происходило незадолго до распада коллизионного орогена, с которым, вероятно, связаны изученные постколлизионные граниты Кулиндинского массива. Во-вторых, крупные размеры и слабая абразия детритового циркона, и его преимущественная принадлежность к ограниченному кластеру 2.6–2.7 млрд лет указывают на проксимальный источник детритового материала, что также характерно для активных тектонических обстановок (например, Cawood et al., 2012).

Породы скв. Кулиндинская-1 – восточный край неоархейского Тунгусского супертеррейна

По тектонической позиции, возрасту, Sm-Nd изотопным и геохимическим характеристикам граниты Кулиндинского массива близки к постколлизионным гранитоидам Юрубченского массива (рис. 6), который располагается в западной части Тунгусского супертеррейна.

Рис. 6.

(а) Сравнение распределения редких элементов в Bt-гранитах скв. Кулиндинская-1 и в постколлизионных гранитоидах Юрубченского массива, по данным (Самсонов и др., 2021), нормировано к примитивной мантии (ПM) (Wedepohl, Hartmann, 1994). (б) Диаграмма возраст–εNd(T) для гранитов и гнейсов, вскрытых в скв. Кулиндинская-1, в сравнении с данными для гранитидов Юрубченского массива (Ковач и др., 2000; Самсонов и др., 2021). Деплетированная мантия (Goldstein, Jacobsen, 1988). Поля эволюции изотопного состава Nd в гнейсах Тунгусского супертеррейна и Таймыро-Байкальской шовной зоны рассчитаны с использованием данных из (Ковач и др., 2000).

Такое сходство гранитоидов этих двух массивов свидетельствует о их принадлежности к единому корообразующему этапу, что дает основание продлить Тунгусский супертеррейн на восток до скв. Кулиндинская-1. В то же время расположенная в 20 км к северо-востоку скв. Ереминская-101 вскрыла гранито-гнейсы с модельными возрастами TNd(DM) от 2.30 до 2.37 млрд лет (Ковач и др., 2000). Эти ювенильные палеопротерозойские породы контрастно отличаются по коровой истории от пород Тунгусского супертеррейна (рис. 6б) и могут представлять край палеопротерозойской Таймыро-Байкальской шовной зоны, которая выделяется многими исследователями в центральной части Сибирского кратона и разделяет Тунгусский и Маганский супертеррейны. Такое близкое расположение пород с контрастной коровой историей дает основание говорить о их тектоническом совмещении, что служит дополнительным свидетельством коллизионной природы Таймыро-Байкальской шовной зоны.

ВЫВОДЫ

Реконструированы первичная природа и возраст пород, вскрытых скв. Кулиндинская-1 в центральной части Сибирского кратона и проведена корреляция с комплексами Тунгусского супертеррейна и Таймыро-Байкальской шовной зоны.

Биотитовые граниты не деформированы, сохранили первичные порфировые структуры и представляют, вероятно, малоглубинную апикальную часть гранитного Кулиндинского массива. Внедрение этих гранитов, по результатам U-Pb датирования циркона, происходило около 2.53 млрд лет назад. Материнский гранитный расплав образовался за счет источника с короткой коровой предысторией при участии кислого материала с возрастом около 2.6 млрд лет. По всем характеристикам, включая тектоническую позицию, возраст, геохимические и изотопно-геохимические особенности, граниты Кулиндинского массива являются аналогами постколлизионных гранитоидов Юрубченского массива, который изучен в западной части Тунгусского террейна.

Биотитовые гнейсы не сохранили первичных текстурных характеристик, но по комплексу признаков могут рассматриваться как метаморфизованные обломочные осадочные породы, претерпевшие интенсивную переработку при внедрении гранитоидов. По результатам U-Pb изотопного датирования циркона, накопление осадочных протолитов гнейсов происходило в интервале 2.62–2.53 млрд лет назад при эрозии неоархейских комплексов с небольшим вкладом мезо- и палеоархейских источников.

Вскрытый скв. Кулиндинская-1 неоархейский гранито-гнейсовый комплекс, принадлежащий к Тунгусскому супертеррейну, граничит с ювенильными палеопротерозойскими гнейсами (TNd(DM) от 2.30 до 2.37 млрд лет), которые были изучены ранее по керну скв. Ереминская-101 (Ковач и др., 2000) и, вероятно, принадлежат к соседней Таймыро-Байкальской шовной зоне. Контрастная коровая история двух расположенных рядом комплексов дает основание говорить о их тектоническом совмещении.

Благодарности. Авторы признательны руководству компании ООО “РН-Эксплорейшен” за предоставление керна для проведения исследований. Мы благодарны рецензентам Т.В. Донской и Н.И. Гусеву, конструктивные замечания и рекомендации которых во многом расширили и улучшили рукопись статьи.

Источники финансирования. Исследования проводились за счет средств гранта РФФИ № 20-05-00686.

Список литературы

  1. Бочкарев В.С., Брехунцов А.М., Лукомская К.Г. и др. Первые данные об абсолютном возрасте фундамента Сибирской платформы, полученные на основе U-Pb датирования цирконов на SHRIMP-II (поздний архей) // Горные ведомости. 2011. № 12. С. 6–22.

  2. Бочкарев В.С., Брехунцов А.М., Сергеев С.А. и др. Первые U-Pb-датировки по цирконам докембрийских гранито-гнейсов из фундамента Западно-Сибирской геосинеклизы // Горные ведомости. 2013. № 4. С. 14–31.

  3. Буш В.А. Строение кристаллического фундамента южной части Сибирского кратона (Камовский и Непский своды) // Разведка и охрана недр. 2011. № 7. С. 36–44.

  4. Глебовицкий В.А., Хильтова В.Я., Козаков И.К. Тектоническое строение Сибирского кратона: интерпретация геолого-геофизических, геохронологических и изотопно-геохимических данных // Геотектоника. 2008. № 1. С. 12–26.

  5. Исаков В.М., Старосельцев К.В., Хуторянский В.К. Геологические карты погребенного фундамента Сибирской платформы в районе сейсмопрофиля “Батолит” на глубинах 6 и 14 км (бассейны рек Бол. Ерема, Южная и Северная Чуня) // Литосфера. 2008. № 2. С. 116–123.

  6. Карандашев В.К., Туранов А.Н., Орлова Т.А. и др. Использование метода масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой в элементном анализе объектов окружающей среды // Заводская лаборатория. Диагностика материалов. 2007. № 73. С. 12–22.

  7. Ковач В.П., Котов А.Б., Смелов А.П. и др. Этапы формирования континентальной коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 2000. Т. 8. № 4. С. 394–408.

  8. Ларионова Ю.О., Самсонов А.В., Шатагин К.Н. Источники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15. № 6. С. 590–612.

  9. Мазукабзов А.М., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. Тектоническое районирование и структура южной части Сибирского кратона // Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии. Под ред. Е.В. Склярова. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2006. С. 8‒76.

  10. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Лиханов И.И., Савко К.А. Палеопротерозойские метавулканогенно-осадочные толщи Енисейского метаморфического комплекса на юго-западе Сибирского кратона (Ангаро-Канский блок): Расчленение, состав, U-Pb возраст цирконов // Геология и геофизика. 2019. Т. 60. № 10. С. 1384—1406.

  11. Попов Н.В., Сафонова И.Ю., Постников А.А. и др. Палеопротерозойские гранитоиды из фундамента центральной части Сибирской платформы (скважина Могдинская-6): U-Pb возраст и состав // Докл. АН. 2015. Т. 461. С. 558–562.

  12. Розен О.М. Сибирский кратон: тектоническое районирование, этапы эволюции // Геотектоника. 2003. № 3. С. 3–21.

  13. Самсонов А.В., Постников А.В., Спиридонов В.А. и др. Неоархейские гранитоиды на западе Тунгусского супертеррейна, фундамент Сибирской платформы: геохронология, петрология, тектоническое значение // Петрология. 2021. Т. 29. № 5. С. 451–477.

  14. Andersen T. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb // Chem. Geol. 2002. V. 192. P. 59–79.

  15. Andersen T. Appendix A3: COMPBCORR – Software for common lead correction of U-Th-Pb analyses that do not report 204Pb // Mineralogical Association of Canada. 2008. V. 40. P. 312–314.

  16. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. TEMORA 1: A new zircon standard for phanerozoic U-Pb geochronology // Chem. Geol. 2003. V. 200. P. 155–170.

  17. Boehnke P., Watson E.B., Trail D. et al. Zircon saturation rerevisited // Chem. Geol. 2013. V. 351. P. 324–334.

  18. Cawood P.A., Hawkesworth C.J., Dhuime B. Detrital zircon record and tectonic setting // Geology. 2012. V. 40. № 10. P. 875–878.

  19. Chappell B.W. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites // Lithos. 1999. V. 46. P. 535‒551.

  20. Chappell B.W., Bryant C.J., Wyborn D. et al. High- and low temperature I-type granites // Res. Geol. 1998. V. 48. P. 225–235.

  21. Donskaya T.V. Assembly of the Siberian Craton: Constraints from paleoproterozoic Granitoids // Precambrian Res. 2020. V. 348. 105869.

  22. Gao P., Zheng Y.-F., Zhao Z.-F. Experimental melts from crustal rocks: A lithochemical constraint on granite petrogenesis // Lithos. 2016. V. 266–267. P. 133–157.

  23. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material: Implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249–265.

  24. Griffin 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. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series 40. 2008. P. 308–311.

  25. Gualda G.A.R., Ghiorso M.S., Lemons R.V., Carley T.L. Rhyolite-MELTS: A modified calibration of MELTS optimized for silica-rich, fluid-bearing magmatic systems // J. Petrol. 2012. V. 53. P. 875–890.

  26. Horstwood M.S.A., Kosler J., Gehrels G. et al. Community-derived standards for LA-ICP-MS U-(Th-)Pb geochrono-logy – uncertainty propagation, age interpretation and data reporting // Geostand. Geoanal. Res. 2016. V. 40. № 3. P. 311–332.

  27. 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. V. 211. P. 47–69.

  28. Larionov A.N., Andreichev V.A., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // Eds. D.G. Gee, V.L. Pease. The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geol. Soc. London Memoirs. 2004. P. 69–74.

  29. Ludwig K.R. SQUID 1.12 A User’s Manual. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkley: Berkeley Geochronology Center Spec. Publ., 2005. 22 p.

  30. Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot 3.70. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkley: Berkeley Geochronology Center Spec. Publ., 2008. 75 p.

  31. Nikishin A.M., Romanyuk T.V., Moskovskii D.V. et al. Upper triassic sequences of the Crimean Mountains: First results of U-Pb dating of detrital zircons // Moscow University Geol. Bull. 2020. V. 75. № 3. P. 220–236.

  32. Priyatkina N., Ernst R.E., Khudoley A.K. A preliminary reassessment of the Siberian cratonic basement with new U‑Pb-Hf detrital zircon data // Precambrian Res. 2020. V. 340. 105645.

  33. Skuzovatov S.Yu., Shatsky V.S., Wang Q. et al. Multiple tectonomagmatic reactivation of the unexposed basement in the northern Siberian craton: From Paleoproterozoic oro-geny to Phanerozoic kimberlite magmatism // Int. Geol. Rev. 2021.

  34. Sláma J., Košler J., Condon D.J. et al. Plešovice zircon – a new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. V. 249. P. 1–35.

  35. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. № 2. P. 207–221.

  36. Steiger R.H., Jäger E. Subcommission on geochronology: Convention of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 36. P. 359–362.

  37. Van Achterbergh E., Ryan C.G., Jackson S.E., Griffin W.L. Data reduction software for LA-ICP-MS // Ed. P.J. Sylvester. Laser ablation-ICP-mass spectrometry in the Earth Sciences: Principles and applications: Ottawa, Ontario, Mineralogical Association of Canada, Short Course Series, 2001. V. 29. P. 239–243.

  38. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 64. P. 295–304.

  39. Wedepohl K.H., Hartmann G. The composition of the pri-mitive upper earth’s mantle // Eds. H.O.A. Meyer, O.H. Leonardos. Kimberlites, related rocks and mantle xenoliths. Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Rio de Janeiro. 1994. № 1. P. 486–495.

  40. Wiedenbeck M.P.A., Corfu F., Griffin W.L. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostand. Geoanal. Res. 1995. V. 19. P. 1–23.

  41. Wiedenbeck M.P.A., Hanchar J.M., Peck W.H. et al. Further characterisation of the 91500 zircon crystal // Geostand. Geoanal. Res. 2004. V. 28. P. 9–39.

  42. Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by ion microprobe // Applications in microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Rev. Econom. Geol. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал