WWW.PDF.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Разные материалы
 

Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |

«VI Российская конференция по изотопной геохронологии ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ: НОВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ, ПОДХОДЫ, ...»

-- [ Страница 1 ] --

Российская Академия наук

Отделение наук о Земле РАН

Научный Совет РАН по проблемам геохимии

Научный Совет РАН по проблемам геологии докембрия

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН

Институт геологии рудных месторождений, петрографии,

минералогии и геохимии РАН

Российский фонд фундаментальных исследований

Российский научный фонд

VI Российская конференция

по изотопной геохронологии

ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ:

НОВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ, ПОДХОДЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ

2-5 июня 2015 г., ИГГД РАН, Санкт-Петербург

МАТЕРИАЛЫ КОНФЕРЕНЦИИ

Sprinter Санкт-Петербург 2015 УДК 550.93 ББК 26.30 И38 Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и перспективы. Материалы VI Российской конференции по изотопной геохронологии. 2-5 июня 2015 г., Санкт-Петербург, ИГГД РАН. – СПб: Sprinter, 2015, - 358 с.

ISBN 978-5-4386-0797-7 Тезисы докладов представлены в авторской редакции.

Фотографии для обложки предоставлены А.В. Травиным (масс-спектрометр GV Instruments Argus) и А.Б. Котовым (побережье острова Ольхон) ]

ИГГД РАН

Sprinter, 2015 Организаторы конференции Российская Академия наук Отделение наук о Земле РАН Научный Совет РАН по проблемам геохимии Научный Совет РАН по проблемам геологии докембрия Институт геологии и геохронологии докембрия РАН Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН Российский фонд фундаментальных исследований Российский научный фонд Организационный комитет конференции Почетный председатель академик Н.

П. Лаверов Сопредседатели И.В. Чернышев – академик, ИГЕМ РАН А.Б. Котов – ИГГД РАН Программная комиссия В.В. Акинин – СВКНИИ ДВО РАН Е.В. Бибикова – ГЕОХИ РАН Н.С. Бортников – академик, ИГЕМ РАН С.Л. Вотяков – академик, ИГГ УрО РАН А.Б. Вревский – ИГГД РАН Э.М. Галимов - академик, ГЕОХИ РАН В.А. Глебовицкий – член-корр. РАН, ИГГД РАН И.М. Горохов – ИГГД РАН С.И. Дриль – ИГХ СО РАН Е.О. Дубинина – ИГЕМ РАН А.В. Иванов – ИЗК СО РАН И.К. Козаков – ИГГД РАН Ю.А. Костицын – ГЕОХИ РАН А.Б. Кузнецов – ИГГД РАН В.А. Лебедев – ИГЕМ РАН В.М. Саватенков – ИГГД РАН, отв. секретарь Комиссии М.А. Семихатов – академик, ГИН РАН С.А. Сергеев – ВСЕГЕИ И.Н. Толстихин – ГИ КНЦ РАН А.В. Травин – ИГМ СО РАН К.Н. Шатагин – ИГЕМ РАН В.С. Шацкий - член-корр. РАН, ИГХ СО РАН В.В. Ярмолюк – академик, ИГЕМ РАН Организаци

–  –  –

Содержание П.Я. Азимов, Н.Г. Ризванова, В.А. Глебовицкий

ВОЗРАСТ МЕТАМОРФИЗМА ГЛИНОЗЁМИСТЫХ ГНЕЙСОВ И МИГМАТИТОВ

ЧУПИНСКОГО ПОЯСА (БЕЛОМОРСКАЯ ПРОВИНЦИЯ, ФЕННОСКАНДИЯ):

U-Pb ДАТИРОВАНИЕ МОНАЦИТОВ

В.В. Акинин, С.А.Сергеев

U-Pb, O И HF ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМАТИКИ ЦИРКОНОВ ИЗ РАЗНОВОЗРАСТНЫХ

КОМПЛЕКСОВ: ПРИЛОЖЕНИЕ К РЕКОНСТРУКЦИИ КОРООБРАЗУЮЩИХ

ПРОЦЕССОВ В ВОСТОЧНОЙ АРКТИКЕ

В.В. Акинин, Б.Томсон, Г.О.Ползуненков U-Pb И 40Ar/39Ar ДАТИРОВАНИЕ МАГМАТИЗМА И МИНЕРАЛИЗАЦИИ НА ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ КУПОЛ И ДВОЙНОЕ

Д.В. Алексеев, А.В. Травин

ИЗМЕРЕНИЕ ВОЗРАСТНЫХ СПЕКТРОВ С ВЫСОКИМ

РАЗРЕШЕНИЕМ ПО ДОЛЕ ВЫДЕЛЕННОГО ГАЗА

Н.Л. Алексеев, И.Н. Капитонов, Е.С. Богомолов, Т.Ф. Зингер, В.А. Маслов, Д.М. Воробьев, С.А. Сергеев

НОВЫЕ Sm-Nd И U-Pb (ЦИРКОН) ИССЛЕДОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

РАЙОНА ГОРЫ ПРИНС-ЧАРЛЬЗ-ЗАЛИВ ПРЮДС (ВОСТОЧНАЯ АНТАРКТИДА):

ЗНАЧЕНИЕ ДЛЯ КОРРЕЛЯЦИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

Н.А. Алфимова, В.А. Матреничев, Т.Ф. Зингер, Е.В. Климова, С.Г. Скублов, А.Н. Ларионов АРХЕЙСКАЯ ИСТОРИЯ ЮЖНОЙ ОКРАИНЫ КАРЕЛЬСКОГО КРАТОНА

В.Л. Андреичев, А.А. Соболева, Дж.Э. Герелс, Дж.K. Хоуриган U–Pb (LA-ICP-MS) ВОЗРАСТ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ ВЕРХНЕДОКЕМБРИЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ СЕВЕРНОГО ТИМАНА

В.Л. Андреичев, А.А. Соболева, Е.Г. Довжикова, Э.Л. Миллер, М.А. Кобл

НОВЫЕ U-Pb (SIMS) ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ ГРАНИТОИДОВ

БОЛЬШЕЗЕМЕЛЬСКОЙ ЗОНЫ ФУНДАМЕНТА ПЕЧОРСКОЙ ПЛИТЫ

Г.С. Ануфриев, Н.А. Огурцова

МЕТОДЫ ДАТИРОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД, ОСНОВАННЫЕ

НА ПОТОКАХ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ ГЕЛИЯ И ПОТОКАХ МАРГАНЦА.

Н.А.Арестова, В.П.Чекулаев, Г.А.Кучеровский

О СООТВЕТСТВИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ И ВОЗРАСТНЫХ (U-Pb ПО ЦИРКОНУ)

ДАННЫХ ДЛЯ РЯДА АРХЕЙСКИХ ПОРОД ВОДЛОЗЕРСКОГО ДОМЕНА, КАРЕЛИЯ.

А.А. Арзамасцев, Фу-Ян Ву

ИЗОТОПНАЯ (Sr, Nd) СИСТЕМАТИКА МНОГОФАЗНЫХ

ЩЕЛОЧНЫХ ИНТРУЗИЙ: ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ ОГРАНИЧЕНИЯ

Н.Г. Бережная, Л.К. Левский ЛОКАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ И АНОМАЛИИ УРАН-СВИНЦОВОЙ СИСТЕМЫ В ЦИРКОНАХ

Е.В.Бибикова, С.Клаэссон, А.А.Федотова, С.В. Богданова

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И ГАФНИЯ ТЕРРИГЕННЫХ

ЦИРКОНОВ ИЗ МЕТАОСАДОЧНЫХ ГНЕЙСОВ БОЛЬШЕЧЕРЕМШАНСКОЙ

СЕРИИ ВОЛГО-УРАЛИИ: ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ВОЗРАСТ ИСТОЧНИКОВ

С.В. Богданова, Е.Б. Сальникова, Т.Н. Хераскова

ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ РАННЕВЕНДСКИХ ТУФФИЗИТОВ СРЕДНЕ-РУССКОГО АВЛАКОГЕНА....... 41

Е.С.Богомолов, А.Ф.Лобиков, Л.К.Левский

ХРОНОЛОГИЯ РЕТРОГРАДНОГО МЕТАМОРФИЗМА:

КЕЙВСКИЙ ТЕРРЕЙН, КОЛЬСКИЙ П-ОВ

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 5.

С.Н. Бубнов, В.А. Лебедев, А.Я. Докучаев, Ю.В. Гольцман, Т.И. Олейникова

ПЛИОЦЕНОВЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ЦЕНТРЫ ЭЛЬБРУССКОЙ ОБЛАСТИ БОЛЬШОГО

КАВКАЗА: ХРОНОЛОГИЯ ИЗВЕРЖЕНИЙ, Sr-Nd ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ПОРОД

И.В. Бучко, Ю.О. Ларионова, В.А. Пономарчук, А.А. Сорокин, А.В. Самсонов, А.Б. Котов.

РЕЗУЛЬТАТЫ КОМПЛЕКСНОГО (40Ar/39Ar, Rb-Sr, Sm-Nd) ДАТИРОВАНИЯ

РАССЛОЕННОГО ЛУКИНДИНСКОГО МАССИВА (СЕЛЕНГИНО-СТАНОВОЙ

СУПЕРТЕРРЕЙН ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА)

И.М.Васильева, З.Б.Смирнова, Г.В.Овчинникова, А.Б.Кузнецов

Pb-Pb ВОЗРАСТ ВЕНДСКИХ ФОСФОРИТОВ ЗАБИТСКОЙ СВИТЫ,

БОКСОНСКАЯ СЕРИЯ ВОСТОЧНЫЕ САЯНЫ

И.М.Васильева, З.Б.Смирнова, А.Б.Кузнецов, Г.В.Овчинникова

Pb-Pb ВОЗРАСТ И Sr ИЗОТОПНАЯ ХЕМОСТРАТИГРАФИЯ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ

ПРЕДЛЕДНИКОВЫХ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД ЗАПАДНОЙ ШОТЛАНДИИ

Р.В.Веселовский, А.А.Арзамасцев, Д.С.Юдин, С.Томсон

НОВЫЕ Ar/Ar ДАТИРОВКИ ДЕВОНСКИХ ДАЕК СЕВЕРО-ВОСТОКА

КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА И РЕЗУЛЬТАТЫ ТРЕКОВОГО

ДАТИРОВАНИЯ АПАТИТОВ ХИБИНСКОГО МАССИВА

В.Р. Ветрин, В.П. Чупин

ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАВУЛКАНИТОВ РАЗРЕЗА КОЛЬСКОЙ

СВЕРХГЛУБОКОЙ СКВАЖИНЫ, МАССИВОВ ПОСТОРОГЕННЫХ ГРАНИТОИДОВ

И НЕОАРХЕЙСКИХ АНОРОГЕННЫХ ПОРОД КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА

И.А. Вишневская, Н.А. Каныгина, Е.Ф. Летникова, А.И. Прошенкин,Г.А. Докукина, В.Ю. Киселева

ИЗОТОПНАЯ СТРАТИГРАФИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

СЕВЕРО-МУЙСКОЙ ГЛЫБЫ (СЕВЕР БУРЯТИИ) И U-Pb ДАТИРОВАНИЕ

ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ПОДСТИЛАЮЩИХ ОТЛОЖЕНИЙ

М.М. Волкова, Ю.А. Костицын, М.В. Борисов, Д.А.Бычков

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВРЕМЕНИ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОВ САДОНСКОГО

ТИПА (СЕВЕРНАЯ ОСЕТИЯ, РОССИЯ) Rb-Sr МЕТОДОМ.

А.Б. Вревский

КСЕНОГЕННЫЕ ЦИРКОНЫ ВУЛКАНО - ПЛУТОНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ КОЛМОЗЕРОВОРОНЬЯ-КЕЙВСКОЙ ИНФРАСТРУКТУРНОЙ ЗОНЫ ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО

ЩИТА — ЗНАЧЕНИЕ ДЛЯ РЕКОНСТРУКЦИИ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТИ

ЭНДОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ ФОРМИРОВАНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ

В.Ю. Герасимов ОЦЕНКА СКОРОСТИ ОХЛАЖДЕНИЯ СИСТЕМЫ ПРИ РАДИОИЗОТОПНОМ ДАТИРОВАНИИ............. 60 Д.П. Гладкочуб, Т.В. Донская,К.-Л. Ванг, В.С. Федоровский, А.М. Мазукабзов

ОЦЕНКА ВОЗРАСТА ОТЛОЖЕНИЙ САРМИНСКОЙ СЕРИИ ЗАПАДНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ ПО

РЕЗУЛЬТАТАМ ИЗОТОПНОГО (LA-ICP-MS) ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ

В.А.Глебовицкий, И.С.Седова

РАСШИФРОВКА ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

МИГМАТИЗАЦИИ В ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ

С ПОМОЩЬЮ ЛОКАЛЬНЫХ МЕТОДОВ ДАТИРОВАНИЯ





–  –  –

И.М.Горохов, А.Б.Кузнецов, Г.В.Овчинникова, А.Д.Ножкин, П.Я.Азимов, Н.Н.Мельников, О.К.Каурова

Pb-Pb ВОЗРАСТ И ХЕМОСТРАТИГРАФИЯ МЕТАКАРБОНАТНЫХ

ОСАДКОВ: ДЕРБИНСКАЯ СВИТА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)

А.И. Грабежев, Ю.Л. Ронкин, A. Gerdes, Г.Ю. Шардакова, О.Б.

Азовскова

МЕДНО–ПОРФИРОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЮЖНОГО УРАЛА:

U-Pb -СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОГРАНИЧЕНИЯ

Е.А.Гусев, А.Б.Кузнецов, Г.В.Константинова

ОБОСНОВАНИЕ ВОЗРАСТА ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ

АРКТИКИ НА ОСНОВЕ Sr-ИЗОТОПНОЙ ХЕМОСТРАТИГРАФИИ

Е.И. Демонтерова, А.В. Иванов, Л.З. Резницкий, C.-H. Hung, S.-L. Chung, Y. Iizuka, K.-L. Wang U-Pb датирование детритовых цирконов из разнЫХ фОРМАЦИОННЫХ комплексов Тувино-Монгольского массива

Н.В. Дмитриева, Е.Ф. Летникова, А.И. Прошенкин

ВРЕМЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПОРОД ЖИЙДИНСКОЙ СЕРИИ

МАЙТЮБИНСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНЫЙ УЛУТАУ, ЦЕНТРАЛЬНЫЙ КАЗАХАСТАН)

К.А. Докукина, В.В. Хиллер

НЕИЗОТОПНОЕ ХИМИЧЕСКОЕ ДАТИРОВАНИЕ ЦИРКОНОВ ИЗ UHP/HP

ГРАНАТ-ФЕНГИТОВОЙ ЛЕЙКОСОМЫ РАЙОНА С. ГРИДИНО

(БЕЛОМОРСКАЯ ЭКЛОГИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ)

К.А. Докукина, А.Н. Конилов, Н.Г. Ризванова, Н.А. Сергеева,Т.Б. Баянова, К.В. Ван

ДАТИРОВАНИЕ ЦИРКОНА, ГРАНАТА И КИАНИТА ИЗ ГРАНАТ-КИАНИТОВЫХ КИСЛЫХ

ЖИЛ В ЭКЛОГИТАХ САЛМЫ, БЕЛОМОРСКАЯ ЭКЛОГИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ

Т.В. Донская, Д.П. Гладкочуб, А.М. Мазукабзов, Е.Н. Лепехина

ВОЗРАСТ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПОРОД

ГОЛОУСТЕНСКОГО БЛОКА ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОГО КРАТОНА

С.И. Дриль, А.М. Спиридонов, С.А. Сасим, Н.С. Герасимов, Т.А. Владимирова, Н.Н. Ильина

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СВИНЦА РУД ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ

И ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

Е.О. Дубинина

ВОЗМОЖНОСТИ ПРИМЕНЕНИЯ ИЗОТОПНО-КИСЛОРОДНОЙ

СИСТЕМЫ МИНЕРАЛОВ И ПОРОД В ГЕОХРОНОЛОГИИ

В.А. Душин, Ю.Л. Ронкин, A.

Gerdes

УЛЬТРАКАЛИЕВЫЕ РИОЛИТЫ СЕВЕРА УРАЛА:

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И U-Pb СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА

Ю.С. Егорова, К.И. Лохов, С.Б. Лобач-Жученко

УНАСЛЕДОВАННЫЙ ГАФНИЙ В ЦИРКОНАХ САНУКИТОИДОВ

ФЕННО-КАРЕЛЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА

М.В. Зайцева, Ю.В. Щапова, А.А. Пупышев, С.Л. Вотяков

LA-ICP-MC-MS ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВОЗРАСТА ЦИРКОНОВ С ПОМОЩЬЮ МАСС-СПЕКТРОМЕТРА

NEPTUNE PLUS С ЛАЗЕРНОЙ ПРИСТАВКОЙ ДЛЯ АБЛЯЦИИ ПРОБ NWR 213

Т.С.Зайцева, А.Б.Кузнецов, И.М.Горохов, Г.В.Константинова, Н.Н.Мельников Rb-Sr ВОЗРАСТ ВЕНДСКИХ ГЛАУКОНИТОВ БАКЕЕВСКОЙ СВИТЫ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)

А.В. Иванов НЕТРАДИЦИОННЫЕ МИНЕРАЛЫ-ХРОНОМЕТРЫ В 40Ar/39Ar ДАТИРОВАНИИ

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 7.

А.В. Иванов, С. Меффре, Дж. Томпсон, Ф. Корфу, В.С. Каменецкий, М.Б. Каменецкая, Е.И. Демонтерова

КРАТКАЯ ДЛИТЕЛЬНОСТЬ НИЖНЕЮРСКОГО МАГМАТИЗМА ТРАППОВОЙ

ПРОВИНЦИИ КАРУ-ФЕРРАР-ТАСМАНИЯ И ЕЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ

К.С. Иванов, Ю.Л. Ронкин, Ю.В. Ерохин, О.Э. Погромская

РЕКОНСТРУКЦИЯ ИСТОЧНИКОВ СНОСА ОСАДОЧНЫХ ПОРОД НИЖНИХ ГОРИЗОНТОВ

ЧЕХЛА НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ:

ГЕОХИМИЯ И Sm-Nd ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

Т.В. Каулина, А.А. Аведисян, А.А. Калинин, В.Л. Ильченко, Л.М. Лялина, Д.В. Елизаров, Р.Р. Самигулин, Е.Л. Кунаккузин

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВРЕМЕНИ И УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ

УРАНОВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В КОЛЬСКОМ РЕГИОНЕ

В.П. Ковач, И.К. Козаков, Е.Б. Сальникова, К.-Л. Ван, С.-Л. Чун, Б.-М. Джан

ИСТОЧНИКИ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД ЦАГАНОЛОМСКОЙ СВИТЫ

ШЕЛЬФОВОГО ЧЕХЛА ДЗАБХАНСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА

В.П. Ковач, А.А. Третьяков, К.Е. Дегтярев, K-Л. Ван, Е.В. Толмачева, А.Б. Котов, С-Л. Чун4

ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ ДОКЕМБРИЙСКИХ ЦИРКОН-РУТИЛОВЫХ

РОССЫПЕЙ СИАЛИЧЕСКИХ МАССИВОВ СЕВЕРНОГО КАЗАХСТАНА

И.К.Козаков, Т.И. Кирнозова, М.М. Фугзан

СИЛУРИЙСКИЙ ЭТАП ГРАНИТОИДНОГО МАГМАТИЗМА В ФОРМИРОВАНИИ

СТРУКТУРЫ РАННЕКАЛЕДОНСКОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ.

И.К. Козаков, Т.И. Кирнозова, Л.Я. Аранович, Н.С. Серебряков, Т.В. Толмачева, М.М. Фугзан

РЕКОНСТРУКЦИЯ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОЙ ВЕРТИКАЛЬНОЙ

МЕТАМОРФИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ В ВЫСОКОГРАДНЫХ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ БАЙДАРИКСКОГО БЛОКА

А.М. Козловский, В.В. Ярмолюк ЭТАПЫ И МИГРАЦИЯ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО БИМОДАЛЬНОГО И ЩЕЛОЧНОГРАНИТНОГО МАГМАТИЗМА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Я.С. Комарова, М.О. Аносова, Ю.А. Костицын, Ю.Н. Николаев, И.А. Бакшеев

U-Pb ВОЗРАСТ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

БАИМСКОЙ РУДНОЙ ЗОНЫ, ЗАПАДНАЯ ЧУКОТКА

Г.В.Константинова, А.Б.Кузнецов, Н.Н.Мельников ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗ ИНДИКАТОРНОГО Sr ДЛЯ ГЕОХРОНОЛОГИИ

А.С. Корнаков, К.И. Лохов, С.А. Бушмин, Е.В. Савва

К ВОПРОСУ ОБ ИСТОЧНИКЕ ФЛЮИДОВ НА ОРОГЕННЫХ ПРОЯВЛЕНИЯХ

ЗОЛОТА КАРЕЛИИ: ИССЛЕДОВАНИЕ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА (O, C, Sr, Nd) КАРБОНАТОВ........... 119 А.С. Корнаков, С.А. Бушмин, Е.С. Богомолов, Е.В. Савва

Rb-Sr ВОЗРАСТ МЕТАМОРФИЗМА АРХЕЙСКИХ БАЗАЛЬТОВ,

ВМЕЩАЮЩИХ ЗОНЫ ЗОЛОТОНОСНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ

НА ОРОГЕННОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ ЗОЛОТА ПЕДРОЛАМПИ (КАРЕЛИЯ)

Е.В. Корочанцева, А.И. Буйкин, J.Hopp, К.Л. Лоренц, А.В. Корочанцев, U. Ott, M.Trieloff ТЕРМАЛЬНАЯ И РАДИАЦИОННАЯ ИСТОРИЯ ЛУННОГО МЕТЕОРИТА DHOFAR 280

Ю.А.Костицын ПРОБЛЕМА ВОЗРАСТА ЗЕМНОГО ЯДРА И ГИПОТЕЗА МЕГАИМПАКТА

–  –  –

Н.М. Кудряшов, Л.М. Лялина, Е.А. Апанасевич

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ Nb-Ta МИНЕРАЛОВ ДЛЯ U-Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ

ИССЛЕДОВАНИЙ РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ

Е.А. Кудряшова, В.В. Ярмолюк, А.М. Козловский, В.А. Лебедев, В.М.

Саватенков

РАННЕМЕЛОВОЙ ВУЛКАНИЗМ ВОСТОЧНОЙ МОНГОЛИИ:

K-Ar ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И Sr-Nd ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

Н.Б. Кузнецов, Т.В. Романюк, Е.А. Белоусова

ПИТАЮЩИЕ ПРОВИНЦИИ ДЛЯ НИЖНЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ И НИЖНЕКЕМБРИЙСКИХ

ТОЛЩ СЕВЕРО-ВОСТОКА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ (ВЕП)

Н.Б. Кузнецов, Н.С. Прияткина, А.В. Шацилло, В.Дж. Коллинз, В.Э. Павлов, А.К. Худолей, Т.В. Романюк, С.Г. Серов

ВОЗРАСТЫ ОБЛОМОЧНЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ ПЕСЧАНИКОВ

ЛОПАТИНСКОЙ СВИТЫ (ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ) И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ

ПРИРОДА ТЕЙСКО-ЧАПСКОГО ПРОГИБА (СВ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА)

Л.Г. Кузнецова, С.И. Дриль

ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ ИЗУЧЕНИЯ Rb-Sr И Sm-Nd ИЗОТОПНЫХ СИСТЕМ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИХ

ГРАНИТОИДОВ ЮЖНО-САНГИЛЕНСКОГО ПОЯСА РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ.............. 136 А.Б.Кузнецов, И.М.Горохов

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ СТРОНЦИЕВОЙ

ХЕМОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ШКАЛЫ ПРОТЕРОЗОЯ

В.К. Кузьмин, Е.С. Богомолов, В.А. Глебовицкий

ПЕРВЫЕ Sm-Nd ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ О ПРОЯВЛЕНИИ

РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОГО ГАББРО-ДИОРИТ-ГРАНИТНОГО МАГМАТИЗМА

НА БАТОМГСКОМ ПОДНЯТИИ (СЕВЕРО-ВОСТОК АЛДАНСКОГО ЩИТА)

К.В. Куликова, А.В. Травин, С.Н. Сычев

МЕТАМОРФОГЕННЫЕ ПЛАГИОКЛАЗИТЫ ЗОНЫ ГУР КАК ОТРАЖЕНИЕ

МЕЗОЗОЙСКОГО ЭТАПА ФОРМИРОВАНИЯ УРАЛЬСКОГО ОРОГЕНА

М.А. Кулькова, А.Н. Мазуркевич, Е.М. Нестеров, М.Ю. Синай

КОРРЕКЦИЯ ВОЗРАСТА НА «РЕЗЕРВУАРНЫЙ ЭФФЕКТ» ПРИ РАДИОУГЛЕРОДНОМ

ДАТИРОВАНИИ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБРАЗЦОВ (НА ПРИМЕРЕ

АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ ДВИНСКО-ЛОВАТЬСКОГО МЕЖДУРЕЧЬЯ)

Е.Л. Кунаккузин, П.А. Серов, Т.Б. Баянова, Е.С. Борисенко, Л.И. Нерович

ВОЗРАСТ ФОРМИРОВАНИЯ ТРАХИТОИДНЫХ ГАББРОНОРИТОВ

ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОГО ЭПГ-СОДЕРЖАЩЕГО МАССИВА

МОНЧЕТУНДРА (ФЕННОСКАНДИНАВСКИЙ ЩИТ): НОВЫЕ Sm-Nd ДАННЫЕ

А.М. Ларин, В.П. Ковач, А.Б. Котов, Е.Б. Сальникова, В.В. Ярмолюк, С.Д. Великославинский, С.З. Яковлева, Ю.В. Плоткина

ПОЛИХРОННОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОИДОВ ОЛЕКМИНСКОГО

МАГМАТИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА СЕЛЕНГИНО-СТАНОВОГО

СУПЕРТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

А.М. Ларин, А.Б. Котов, Е.Б. Сальникова, В.П. Ковач, С.Д. Великославинский

ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ ЗАПАДНО-СТАНОВОГО

ТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Ю.О. Ларионова, Н.М. Лебедева, А.А. Носова, Л.В. Сазонова

ВОЗРАСТ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК АРХАНГЕЛЬСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ

ПРОВИНЦИИ: НОВЫЕ Rb-Sr ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ ПО ФЛОГОПИТАМ

В.А. Лебедев

ХРОНОЛОГИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПОЛИХРОННОГО ДЕВДОРАКСКОГО МЕДНОГО

МЕСТОРОЖДЕНИЯ (КАЗБЕКСКИЙ НЕОВУЛКАНИЧЕСКИЙ ЦЕНТР, БОЛЬШОЙ КАВКАЗ)................. 154 Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 9.

В.А. Лебедев

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА МОЛОДОГО МАГМАТИЗМА

ЦЕНТРАЛЬНОЙ АРМЕНИИ (ГЕГАМСКОЕ НАГОРЬЕ)

Е.В. Левашова, С.Г. Скублов, С.-Х. Ли, С.Г. Кривдик

ИЗОТОПИЯ КИСЛОРОДА И U-Pb ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ БЕЗНЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ УКРАИНСКОГО ЩИТА

Л.К. Левский, Е.С. Богомолов, А.Ф. Лобиков, И.М.

Морозова

ХРОНОЛОГИЯ ПРОГРАДНОГО И РЕТРОГРАДНОГО МЕТАМОРФИЗМА:

СЛАНЦЫ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО ПРИЛАДОЖЬЯ

Е.Ф. Летникова, А.Ф. Летникова, И.А. Вишневская,Ф.И. Жимулев, Ю.А. Костицын

РЕЗУЛЬТАТЫ LA-ICP-MS ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ И Sm-Nd ИССЛЕДОВАНИЯ

ГРАНИТНОЙ И СИЕНИТОВОЙ ГАЛЬКИ ИЗ КЕМБРИЙСКИХ

КОНГЛОМЕРТАОВ БАЯНКОЛЬСКОЙ СВИТЫ ТУВИНСКОГО ПРОГИБА

Е.Ф. Летникова, И.А. Вишневская, Ф.И. Жимулев, Н.А. Каныгина, Н.И. Писарева, Е.А. Караковский, Н.В. Дмитриева

ДОКЕМБРИЙСКАЯ ОСАДОЧНАЯ ЛЕТОПИСЬ САНГИЛЕНСКОГО

КОНТИНЕНТАЛЬНОГО БЛОКА: РЕЗУЛЬТАТЫ LA-ICP-MS

ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ, Sr, С И Sm-Nd ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

С.Б. Лобач-Жученко, Т.В. Каулина, К.И. Лохов, С.Г. Скублов, Ш.К. Балтыбаев, А.В. Антонов, С.А. Сергеев, Н.А. Бережная, О.Л. Галанкина

СОВОКУПНЫЙ АНАЛИЗ СОСТАВА, СТРОЕНИЯ И ИЗОТОПНОГО ВОЗРАСТА

ЦИРКОНА — ВАЖНЕЙШИЙ ЭЛЕМЕНТ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОГО

ИЗУЧЕНИЯ ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ ОБЛАСТЕЙ

Д.А. Лыхин, А.А. Воронцов

НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВРЕМЕНИ ФОРМИРОВАНИЯ ЩЕЛОЧНЫХ

ГРАНИТОВ ОКУНЕВСКОГО КОМПЛЕКСА, ЗАПАДНЫЙ САЯН

Д.А. Лыхин

РЕЗУЛЬТАТЫ Ar/Ar ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ

ИССЛЕДОВАНИЙ ИНГУРСКОГО МАССИВА, ЗАБАЙКАЛЬЕ

К.Н. Малич, В.В. Хиллер, И.Ю. Баданина, Е.А. Белоусова

РЕЗУЛЬТАТЫ ДАТИРОВАНИЯ ТОРИАНИТА И БАДДЕЛЕИТА ГУЛИНСКОГО МАССИВА

УЛЬТРАОСНОВНЫХ И ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД С КАРБОНАТИТАМИ (ПОЛЯРНАЯ СИБИРЬ)................ 172 К.Н. Малич, А.А. Краснобаев, И.Ю. Баданина, Е.А. Белоусова О ПРИРОДЕ ЦИРКОНОВ УЛЬТРАМАФИТОВ ЗОНАЛЬНЫХ ПЛАТИНОНОСНЫХ МАССИВОВ........... 174 А.В. Маслов, Г.А. Мизенс, Г.М. Вовна, Е.С. Пыжова, Н.Б. Кузнецов, В.И. Киселёв, Ю.Л. Ронкин, Т.В. Романюк

ФОРМИРОВАНИЕ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНОГО УРАЛА

ПО ДАННЫМ О U-Pb-ВОЗРАСТАХ ОБЛОМОЧНЫХ ЦИРКОНОВ

А.Е. Мельник, А.В. Березин, С.Г. Скублов

ВРЕМЯ МЕТАМОРФИЗМА ЭКЛОГИТОВ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ

ЧАСТИ БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА

Г.А. Мизенс, Ю.Л. Ронкин, А.В. Маслов, Л.В. Бадида, Г.М. Вовна,В.И. Киселёв, В.В. Хиллер

U-Pb LA ICP-MS СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА ПЕСЧАНИКОВ

МОЛАССЫ БЕЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ ПРЕДУРАЛЬСКОГО ПРОГИБА

Н.Г. Мурзинцев, А.В. Травин КОРРЕЛЯЦИЯ ТЕРМИЧЕСКИХ ИСТОРИЙ И 40Ar/39Ar ВОЗРАСТА АСИНХРОННО РАЗВИВАЮЩИХСЯ МАССИВОВ

2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 10.

Т.А. Мыскова, Р.И. Милькевич, В.А. Глебовицкий, П.А. Львов, Н.Г. Бережная

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (SHRIMP-II) ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ

ИЗ ГЛИНОЗЕМИСТЫХ ГНЕЙСОВ КОЛЬСКОЙ СЕРИИ АРХЕЯ

БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И ПРОБЛЕМА ИХ ИНТЕРПРЕТАЦИИ

И.Л. Недосекова, Е.А. Белоусова U-Pb –ВОЗРАСТ ЦИРКОНОB И ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ ИЛЬМЕНОВИШНЕВОГОРСКОГО ЩЕЛОЧНО-КАРБОНАТИТОВОГО КОМПЛЕКСА, УРАЛ

А.В. Нестерёнок, О.В. Якубович ПЕРСПЕКТИВЫ КОСМОГЕННОГО 3НЕ ДАТИРОВАНИЯ

А.В. Никифоров, А.К. Хертек, А.М.

Козловский

АРЫСКАНСКОЕ Y-РЕДКОЗЕМЕЛЬНОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ:

ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ Sm-Nd ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

С.А Новикова, Э.В. Сокол, Н.Г. Мурзинцев

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ВОЗРАСТ ПИРОГЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ

ГУСИНООЗЕРСКОЙ ДЕПРЕССИИ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

А.Д. Ножкин, О.М. Туркина, Н.В. Дмитриева, П.А. Серов

ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ НИЖНЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ

МЕТАОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ СИБИРСКОГО КРАТОНА............ 194 А.А. Носова, А.В. Чугаев, Е.Б. Сальникова, Ю.В. Гольцман, Ю.В. Плоткина, А.А. Вольфсон, Г.В. Моралев

ВОЗРАСТ И Nd-ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ

КОРЫ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ БАЙКАЛО-МУЙСКОГО, БАЙКАЛОПАТОМСКОГО И АЛДАНО-СТАНОВОГО ТЕРРЕЙНОВ

А.А. Носова, Ю.О. Ларионова, А.В. Травин, А.В. Каргин, Е.О. Дубинина

Rb-Sr И 40Ar-39Ar ВОЗРАСТ ОРАНЖЕИТОВ КОСТОМУКШИ (ЗАПАДНАЯ КАРЕЛИЯ):

ПРОБЛЕМЫ ДАТИРОВАНИЯ ОРАНЖЕИТОВ И ЛАМПРОИТОВ

Г.В.Овчинникова, А.Б. Кузнецов, О.К. Каурова, И.М. Горохов, М.Т.Крупенин U-Pb ДАТИРОВАНИЕ МЕТАСОМТИЧЕСКИХ МАГНЕЗИТОВ ЮЖНОГО УРАЛА

А.В. Округин, О.В. Якубович, А.М. Гедз

Pt-4He ВОЗРАСТ ПЛАТИНОВЫХ МЕТАЛЛОВ ИЗ РОССЫПИ

Р. АНАБАР (СЕВЕРО-ВОСТОК СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ)

А.В. Орлова, А.А. Разумовский, Н.М. Ревяко, Ю.А. Костицын, А.А. Федотова, Е.В. Хаин

ПРИНАДЛЕЖНОСТЬ МАССИВА ТОНКИЙ МЫС

К ЧАЯ-НЮРУНДУКАНСКОМУ УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВОМУ

КОМПЛЕКСУ (СЕВЕРНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ) ПО Sm-Nd ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ

А.В. Парфенов, В.А. Лебедев

ХРОНОЛОГИЯ МАГМАТИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ КАЗБЕКСКОГО НЕОВУЛКАНИЧЕСКОГО

ЦЕНТРА (БОЛЬШОЙ КАВКАЗ): ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Г.А. Петров, Ю.Л. Ронкин, А.В. Маслов, A. Gerdes

U-Pb СИСТЕМАТИКА ОБЛОМОЧНЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ МЕТАПЕСЧАНИКОВ

ИШЕРИМСКОГО АНТИКЛИНОРИЯ (СЕВЕРНЫЙ УРАЛ)

Л.С. Петровская, В.П. Петров, М.Н. Петровский, Т.Б. Баянова, А.В. Базай

ПЕРВЫЕ ГЕОЛОГО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ О ПРОЯВЛЕНИИ

ЗОЛОТОРУДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В ПОРОДАХ ГРАНУЛИТО-ГНЕЙСОВОГО КОМПЛЕКСА

СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЦЕНТРАЛЬНО-КОЛЬСКОГО БЛОКА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ)....... 210 В.Н. Подковыров, В.Б. Ершова, Т.Ф. Зингер, А.С Ивлева, А.С. Яновский

ВЕНД-КЕМБРИЙ ЛУЖСКО-ЛАДОЖСКОЙ МОНОКЛИНАЛИ: ДАННЫЕ

АНАЛИЗА ВОЗРАСТА ОБЛОМОЧНЫХ ЦИРКОНОВ

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 11.

А.В. Пономарчук, А.С. Борисенко, А.В. Травин

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ МЕЗОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА

И РУДООБРАЗОВАНИЯ АЛДАНО-СТАНОВОГО ЩИТА И ВОСТОЧНОЙ

ЧАСТИ МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ПОЯСА (И ПРИЛЕГАЮЩИХ ТЕРРИТОРИЙ)

В.А. Пономарчук, А.А. Сорокин, А.В. Пономарчук, А.Н. Пыряев

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ДИСКРЕТНОСТЬ ПРОЦЕССОВ РУДООБРАЗОВАНИЯ

ВЕРХНЕМЕЛОВЫХ Cu-Mo(Au)-, Au-Ag МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРИАМУРЬЯ

Н.В. Попов, П.С. Козлов, И.И. Лиханов

ДВА ЭТАПА ФОРМИРОВАНИЯ АНОРОГЕННЫХ ГРАНИТОВ И ИХ СООТНОШЕНИЯ

С МИГМАТИЗАЦИЕЙ В ЗААНГАРЬЕ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА: U-Pb ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ............ 218 В.Н. Пучков, Г.А. Петров, Ю.Л. Ронкин ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ПРОИСХОЖДЕНИЯ ПЛАТИНОНОСНОГО ПОЯСА УРАЛА............ 219 Ю.Д. Пушкарев, Л.П. Никитина, В.И. Скиба, И.В. Ащепков, Е.С. Богомолов, Р.Ш. Крымский

МЕГАГАЦИКЛИЧНОСТЬ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ИЗОТОПНЫХ ДАТИРОВОК

ВО ВРЕМЕНИ КАК ОТРАЖЕНИЕ ПЛАНЕТАРНОЙ ГЕОДИНАМИКИ

О.М. Розен

ПЕРВОЕ ДАТИРОВАННОЕ СОБЫТИЕ В ИСТОРИИ НАШЕЙ

ПЛАНЕТЫ ПРОИЗОШЛО 4.28 МЛРД ЛЕТ НАЗАД

Ю.Л. Ронкин, В.Н. Смирнов, К.С. Иванов, A. Gerdes ГАББРО-ДИОРИТ-ТОНАЛИТОВЫЕ АССОЦИАЦИИ УРАЛА: Lu-Hf ЦИРКОНОЛОГИЯ

Ю.Л. Ронкин, A. Gerdes, А.В. Маслов, R.W. Nesbitt

REE - И Lu-Hf-СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА ГРАНИТОВ РАПАКИВИ

И АССОЦИИРУЮЩИХ ПОРОД СУПЕРКОНТИНЕНТА НУНА

Ю.Л. Ронкин, В.В. Мурзин, A. Gerdes

ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТОНОСНЫХ ХЛОРИТ-ГРАНАТПИРОКСЕНОВЫХ (РОДИНГИТОВ) И МАГНЕТИТ-ХЛОРИТ-КАРБОНАТНЫХ

ПОРОД В КАРАБАШСКОМ МАССИВЕ ГИПЕРБАЗИТОВ НА ЮЖНОМ УРАЛЕ

Ю.Л. Ронкин, И.И. Казаков, В.Н. Смирнов, A. Gerdes

ФАМЕНСКИЙ ИЛИ ВИЗЕЙСКО-СЕРПУХОВСКИЙ ЭТАП МАГМАТИЗМА

УРАЛА 207Pb/206Pb STEPWISE EVAPORATION vs. U-Pb LA ICP-MS

Ю.Л. Ронкин, М.Е. Притчин, Е.И. Сорока, A. Gerdes, С.В. Бушарина

U-Pb СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНА АНДЕЗИТОВ САФЬЯНОВСКОГО

МЕДНОКОЛЧЕДАННОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СРЕДНИЙ УРАЛ)

Ю.Л. Ронкин, В.В. Мурзин, A. Gerdes, Д.А. Варламов ПЕРВЫЕ СВЕДЕНИЯ О U-Pb СИСТЕМАТИКЕ ЭШИНИТА

Ю.Л.Ронкин, В.Н.

Смирнов

ГРАНИТОИДЫ ВОСТОЧНОГО СЕКТОРА СРЕДНЕГО УРАЛА:

Sr - Nd ИЗОТОПНЫЕ ОГРАНИЧЕНИЯ

Ю.Л. Ронкин, M. Tichomirowa

ПРЕЦИЗИОННОЕ U-Pb ID-TIMS ДАТИРОВАНИЕ ЦИРКОНА ГРАНИТОВ РАПАКИВИ

БЕРДЯУШСКОГО ПЛУТОНА, БАШКИРСКИЙ МЕГАНТИКЛИНОРИЙ, ЮЖНЫЙ УРАЛ

–  –  –

С.Н. Руднев, А.Н. Ларионов, Е.Н. Лепехина, Н.В.Родионов, П. Львов

РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ОЗЕРНОЙ

ЗОНЫ ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ (ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ)............ 242 С.В. Рудько, А.Б. Кузнецов

ВРЕМЯ И ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ ВЕРХНЕЮРСКИХ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

ГОРНОГО КРЫМА НА ОСНОВЕ СТРОНЦИЕВОЙ ИЗОТОПНОЙ ХЕМОСТРАТИГРАФИИ

Е.Ю.Рыцк, Е.Б.Сальникова, С.Д.Великославинский, Е.С.Богомолов, С.З.Яковлева, А.М.Федосеенко, Ю.В.Плоткина

РАННЕБАЙКАЛЬСКИЙ КОМПЛЕКС ЯНСКОЙ ЗОНЫ

БАЙКАЛО-МУЙСКОГО ПОЯСА: U-Pb И Nd-ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

К.А. Савко, Н.В. Холина, В.М. Холин, А.Н. Ларионов

ВОЗРАСТ НЕОАРХЕЙСКИХ УЛЬТРАКАЛИЕВЫХ РИОЛИТОВ – ВАЖНЫЙ

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЙ РЕПЕР ЭВОЛЮЦИИ РАННЕДОКЕМБРИЙСКОЙ

КОРЫ ВОРОНЕЖСКОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАССИВА

К.А.Савко, Р.А. Терентьев, В.Ю. Скрябин

U-Pb ВОЗРАСТ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ СИЕНИТОВ-ПОРФИРОВ

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

А.М. Сазонов, Е.С. Богомолов, У. Линнеманн, Л.К.

Левский

ХРОНОЛОГИЯ РЕТРОГРАДНОГО МЕТАМОРФИЗМА:

АНГАРО-КАНСКИЙ БЛОК ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

Е.Б. Сальникова, С.З. Яковлева, А.Б. Котов, В.П. Ковач, И.В. Анисимова

КОНКОРДАНТНОСТЬ И «КОНКОРДАНТНОСТЬ»: ПРОБЛЕМА КОРРЕКТНОЙ

ИНТЕРПРЕТАЦИИ РЕЗУЛЬТАТОВ U-Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Е.Б. Сальникова, А.М. Ларин, А.Б. Котов, С.З. Яковлева, И.В. Анисимова, В.П. Ковач, С.Д. Великославинский, А.М. Федосеенко U-PB ГЕОХРОНОЛОГИЯ ГРАНИТОИДОВ ПОЗДНЕСТАНОВОГО КОМПЛЕКСА СЕЛЕНГИНОСТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

А.В.Самсонов, С.Е.Борисовский, Е.О.Дубинина, А.Н.Ларионов, Ю.О.Ларионова, Е.Б. Сальникова, А.В.Степанова, С.Л.Кичигин, В.В.Лесняк, В.И.Микляев, Г.В.Моралев

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД УГУЙСКОГО

ГРАБЕНА (АЛДАНСКИЙ ЩИТ): РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ,

ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

А.В. Самсонов, Ю.О. Ларионова, А.Н. Ларионов, В.Ю. Герасимов, В.А. Лебедев

ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ МЕТАОСАДКИ СРЕДНЕРУССКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА КАК АНАЛОГИ ЛАДОЖСКОЙ СЕРИИ:

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И U-Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ АРГУМЕНТЫ

И.Ю. Сафонова, В.А. Симонов, Ш. Ямамото

ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ ПОРОД ЧАРСКОЙ

СДВИГОВОЙ ЗОНЫ ВОСТОЧНОГО КАЗАХСТАНА

Н.А. Сергеева, Л.К. Левский

ПЕРСПЕКТИВЫ PB-PB ГЕОХРОНОЛОГИИ МЕТАМОРФОГЕННЫХ

ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ НА ПРИМЕРЕ ГРАНАТА

П.А. Серов., Т.Б..Баянова, Ф.П. Митрофанов

СУЛЬФИДНЫЕ МИНЕРАЛЫ В Sm-Nd ДАТИРОВАНИИ РУДОГЕНЕЗА

РАССЛОЕННЫХ МАФИТ-УЛЬТРАМАФИТОВЫХ ИНТРУЗИВОВ

С.Г. Скублов, Е.С. Богомолов, С.Л. Пресняков, С.А. Сергеев ИСТОРИЯ ИМПАКТНЫХ ПРЕОБРАЗОВАНИЙ МЕТЕОРИТА «ЧЕЛЯБИНСК»

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 13.

А.И. Слабунов, А. Хофманн, Н.Г.Ризванова, Н.С.Нестерова

ПАЛЕО-НЕОАРХЕЙСКИЕ U-Pb ИЗОТОПНЫЕ ВОЗРАСТЫ СФЕНОВ ВОСТОЧНОЙ

ЧАСТИ КААПВААЛЬСКОГО КРАТОНА И ОГРАНИЧЕНИЯ ДЛЯ

СУПЕРКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РЕКОНСТРУКЦИЙ КЕНОРЛЕНДА

А.И. Слабунов, П.Я. Азимов, В.А. Глебовицкий, Л. Жанг

ВОЗРАСТ И СОСТАВ ЦИРКОНОВ ИЗ МИГМАТИТОВ И ПОЛИХРОННАЯ

ИСТОРИЯ БЕЛОМОРСКОЙ ПРОВИНЦИИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА

А.И. Слабунов, В.K. Синг, С.Л. Пресняков

ЦЕНТРАЛЬНО-БУНДЕЛКХАНДСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС

ИНДИЙСКОГО ЩИТА: ИЗОТОПНЫЕ ВОЗРАСТЫ ЦИРКОНОВ

ИЗ ВУЛКАНИТОВ И МЕТАСОМАТИТОВ, ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ

А.И. Слабунов, О.И.Володичев, О.С. Сибелев, Ли Сяоли

ВОЗРАСТЫ И ГЕОХИМИЯ ЦИРКОНОВ ИЗ ЦОИЗИТИТОВ И ЭНДЕРБИТОВ ГРИДИНСКОГО

ЭКЛОГИТСОДЕРЖАЩЕГО МЕЛАНЖА И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ

Ю.Н. Смирнова, А.А. Сорокин, А.Б. Котов, В.П. Ковач

ВОЗРАСТ ПОРОД ОБЛАСТЕЙ СНОСА ДЛЯ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ХИНГАНСКОЙ

СЕРИИ МАЛОХИНГАНСКОГО ТЕРРЕЙНА: РЕЗУЛЬТАТЫ Sm-Nd-ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ И

U-Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

З.Б.Смирнова, А.Б.Кузнецов

Pb-Pb ВОЗРАСТ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД ЗАБИТСКОЙ СВИТЫ,

БОКСОНСКАЯ СЕРИЯ ВОСТОЧНОГО САЯНА

З.Б. Смирнова, В.М. Саватенков

МЕТОДИКА ПРЕЦИЗИОННОГО ИЗОТОПНОГО АНАЛИЗА

Nd В МАЛЫХ КОЛИЧЕСТВАХ ВЕЩЕСТВА.

В.Ф. Смолькин

РУДОНОСНЫЙ ГАББРО-ПЕРИДОТИТОВЫЙ КОМПЛЕКС ЮЖНОЙ ПЕЧЕНГИ

(КЕУЛИК-КИНИРИМ): ПЕТРОЛОГИЯ, ИЗОТОПИЯ (U-Pb, Lu-Hf, Sm-Nd)

И.Д. Соболев, О.В. Удоратина, М. Кобл

U-Pb (SIMS) ВОЗРАСТ ЦИРКОНОВ ИЗ ДИОРИТОВ КОНГОРСКОГО

КОМПЛЕКСА (МАССИВ ДИОРИТОВЫЙ, ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)

Е.И. Сорока, М.Е. Притчин, Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая

Sm-Nd ИЗОТОПИЯ КАРБОНАТОВ ОКОЛОРУДНЫХ ПОРОД САФЬЯНОВСКОГО

МЕДНОКОЛЧЕДАННОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СРЕДНИЙ УРАЛ)

А.А. Сорокин, Н.М. Кудряшов

ВЕНДСКИЕ ГАББРО МАМЫНСКОГО ТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: ПЕРВЫЕ ГЕХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

А.В. Степанова, Е.Б. Сальникова, А.В. Самсонов, А.Б. Котов

БАДДЕЛЕИТ КАК МИНЕРАЛ-ГЕОХРОНОМЕТР ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ

ВОЗРАСТА ДАЕК И СИЛЛОВ ОСНОВНЫХ ПОРОД: НОВЫЕ ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ

ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОГО БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА КАРЕЛЬСКОГО КРАТОНА

Е.Н. Стешенко, Т.Б. Баянова, В.В. Чащин, П.А. Серов

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ U-Pb ИССЛЕДОВАНИЯ ОСНОВНЫХ

ПОРОД КАНДАЛАКШСКО-КОЛВИЦКОЙ ЗОНЫ (КОЛЬСКИЙ РЕГИОН)

–  –  –

Р.А. Терентьев

ВОЗРАСТ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ МЕТАПЕЛИТОВ

ВОРОНЦОВСКОЙ СЕРИИ ВОРОНЕЖСКОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАССИВА

Л.Б.Терентьева, А.М. Козловский, И.К. Козаков ГАШУННУРСКИЙ ДАЙКОВЫЙ КОМПЛЕКС В СТРУКТУРЕ ГЕРЦИНИД ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: ВОЗРАСТ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ

Д.А.Ткачева

НОВЫЕ ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

ПО ГЕОЛОГИИ МЕЗОЗОЙСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ ЗАПАДНОЙ АНТАРКТИДЫ

И.Н. Толстихин. К.Р. Баллантайн, Б.Г. Поляк, Э.М. Прасолов, О.Е. Киквадзе

ОЦЕНКИ ВРЕМЕНИ ОБРАЗОВАНИЯ УГЛЕВОДОРОДОВ (УВ),

ОСНОВАННЫЕ НА ИЗОТОПИИ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ (БГ)

А.В. Травин

ТЕРМОХРОНОЛОГИЯ КАЛЕДОНСКИХ АККРЕЦИОННО-КОЛЛИЗИОННЫХ

И СУБДУКЦИОННО-КОЛЛИЗИОННЫХ СТРУКТУР ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ

А.А. Третьяков, К.Е. Дегтярев, В.П. Ковач, К.Н. Шатагин, А.В. Рязанцев, А.Б. Котов, Е.Б. Сальникова, А.В. Пилицина НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ МИГМАТИТ-ГНЕЙСОВОГО КОМПЛЕКСА ЧУЙСКОКЕНДЫКТАССКОГО СИАЛИЧЕСКОГО МАССИВА (ЮЖНЫЙ КАЗАХСТАН)

О.М. Туркина, Н.Г. Бережная, И.Н.Капитонов, Н.В. Родионов, С.А. Сергеев

ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ПО ДЕТРИТОВЫМ ЦИРКОНАМ

ИЗ АРХЕЙСКИХ МЕТАОСАДОЧНЫХ ПОРОД ДЛЯ РЕКОНСТРУКЦИИ

ИСТОЧНИКОВ СНОСА И ЭТАПОВ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ

О.М. Туркина, В.П. Сухоруков

ГЕОХРОНОЛОГИЯ И РЕДКОЭЛЕМЕНТНЫЙ СОСТАВ ЦИРКОНА И ГРАНАТА

ДЛЯ ОБОСНОВАНИЯ ВРЕМЕНИ И УСЛОВИЙ МЕТАМОРФИЗМА ГРАНУЛИТОВ

О. В. Удоратина, А. Н. Ларионов, Н. Ю. Никулова

U-Pb (SHRIMP II) ВОЗРАСТ ЦИРКОНОВ ГРАНИТНОЙ ГАЛЬКИ ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ

ПЕРЕКРЫВАЮЩИХ МАССИВ МАНЬХАМБО (СЕВЕРНЫЙ УРАЛ)

О.В. Удоратина, Е.Б. Сальникова, В.М. Саватенков, А.Н. Ларионов, М.А. Ситникова

ДАТИРОВАНИЕ РУДНЫХ И АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ ЛОНГОТЪЮГАНСКОГО

РЕДКОМЕТАЛЛЬНОГО КОМПЛЕКСА (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ): НОВЫЕ ДАННЫЕ

А.А. Федотова, Е.В. Бибикова, С.В. Богданова, А.В. Постников, С. Клаэссон, Т.И. Кирнозова, М.М. Фугзан ПАРАГНЕЙСЫ БОЛЬШЕЧЕРЕМШАНСКОЙ СЕРИИ ВОЛГО-УРАЛИИ: Sm-Nd ИЗОТОПНОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ И U-PB ВОЗРАСТ ДРЕВНЕЙШИХ ЦИРКОНОВ

Г.Б. Ферштатер, Н.С. Бородина, Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая

НОВЫЕ ДАННЫЕ О ПРИРОДЕ СУБСТРАТА

ЮЖНОУРАЛЬСКИХ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ГРАНИТОВ

В.Б. Хубанов, А.А. Цыганков, М.Д. Буянтуев

АНАЛИТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ U-Pb ИЗОТОПНОГО LA-ICP-SF-MS МЕТОДА

ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ И ОЦЕНКА ДЛИТЕЛЬНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ

ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ГРАНИТОИДОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

В. В. Чащин, Т. Б. Баянова, П. А. Серов

НОВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ

ИССЛЕДОВАНИЙ МАЛОСУЛЬФИДНЫХ ПЛАТИНОМЕТАЛЬНЫХ РУД

ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОГО МОНЧЕГОРСКОГО ПЛУТОНА

И ЕГО ЮЖНОГО ОБРАМЛЕНИЯ (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ, РОССИЯ)

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 15.

И.В. Чернышев, А.В. Чугаев, С.Н. Бубнов, Т.И. Олейникова U-Th (238U-230Th) ДАТИРОВАНИЕ ДАЦИТОВЫХ ЛАВ ВУЛКАНА ЭЛЬБРУС, БОЛЬШОЙ КАВКАЗ....... 323 А.В. Чугаев, И.В. Чернышев

ГЕОХРОНОЛОГИЯ И ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВАМ ЗОЛОТОРУДНЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

А.В. Чугаев, Е.О. Дубинина, С.А. Коссова, О.Ю. Плотинская

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА РАННЕПЕРМСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИРОКИНДА (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ): Pb-Pb И 34S ДАННЫЕ

А.В. Чугаев, Ю.О. Ларионова, Г.В. Моралев, А.А. Вольфсон, Ю.В. Гольцман

ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА ЗОЛОТОРУДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ

УРЯХСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

Е.С. Шагалов, Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая, Д.В. Киселева, Ф.М. Нурмухаметов

Rb-Sr И Sm-Nd В МИНЕРАЛАХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ЖИЛ САРАНОВСКОГО

ХРОМИТОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ, ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА

Е.В. Шарков, Б.В. Беляцкий, М.М. Богина, А.В. Чистяков, В.В. Щипцов, А.В. Антонов, Е.Н.Лепехина

ГЕНЕЗИС И ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ ЩЕЛОЧНЫХ И ОСНОВНЫХ ПОРОД

ЕЛЕТЬОЗЕРСКОГО МАГМАТИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА, СЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ

К.Н. Шатагин, В.Н. Волков

НАРУШЕНИЕ ЗАМКНУТОСТИ Rb-Sr ИЗОТОПНОЙ СИСТЕМЫ В ПЛАГИОКЛАЗЕ

РАУМИДСКОГО ГРАНИТНОГО МАССИВА (ПАМИР)

Р.А. Шелепаев, В.В. Егорова, А.Э. Изох, А.В. Вишневский, Я.Ю. Шелепов, С.Н. Руднев

ПЕРМСКИЕ ГАББРОИДНЫЕ ИНТРУЗИВЫ ХАНГАЙСКОГО НАГОРЬЯ (ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ).... 337

С.И. Школьник, Л.З. Резницкий, Е.Ф. Летникова, И.Г. Бараш, Н.В. Дмитриева

ПРИРОДА И ВОЗРАСТНОЙ ДИАПАЗОН ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

ГАРГИНСКОГО МАССИВА (ИКАТСКИЙ ХРЕБЕТ, БАЙКАЛЬСКАЯ ГОРНАЯ ОБЛАСТЬ)

Ю.В. Щапова, Д.А. Замятин, М.В. Зайцева, С.Л. Вотяков, В.П. Лютоев

АТТЕСТАЦИЯ ПРИРОДНЫХ ОБРАЗЦОВ СРАВНЕНИЯ ДЛЯ U, Th – Pb IN SITU ДАТИРОВАНИЯ

ЦИРКОНА: СПЕКТРОСКОПИЧЕСКИЕ И ДИФРАКЦИОННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Д.С. Юдин, С.А. Новикова, А.В. Травин, Е.И. Жимулев, Н.С. Тычков, Н.Г. Мурзинцев, Т.Н. Мороз

ПОДВИЖНОСТЬ АРГОНА В СТРУКТУРЕ ФЛОГОПИТА

В УСЛОВИЯХ ВЫСОКИХ ТЕМПЕРАТУР И ДАВЛЕНИЙ

О.В. Якубович, А.Г. Мочалов, М. Danisik, B. McDonald, С.Ф. Служеникин, N. Evans, B. Mclnnes IN SITU 190Pt-4He ДАТИРОВАНИЕ МИНЕРАЛОВ ПЛАТИНЫ

В.В. Ярмолюк, А.М. Козловский, Е.Б. Сальникова, В.П. Ковач, А.Б. Котов, В.М. Саватенков

ВОЗРАСТ, СТРОЕНИЕ И ИСТОЧНИКИ ГИГАНТСКИХ БАТОЛИТОВ

ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ (НА ПРИМЕРЕ ХАНГАЙСКОГО БАТОЛИТА)

M. Danik, A.K. Schmitt, O.V. Yakubovich COMBINED U-Th-DISEQUILIBRIUM AND (U-Th)/He DATINGOF ZIRCON – A NEW TOOL FOR DATING QUATERNARY VOLCANIC DEPOSITS

P. Peres, Ph. Saliot, E. Norman, D. Larson RECENT IN SITU GEOCHRONOLOGY STUDIES WITH THE CAMECA ION MICROPROBE

–  –  –

Беломорская провинция Фенноскандинавского щита прошла длительную тектонометаморфическую эволюцию, отражающую процессы становления и консолидации северо-восточной части щита и Восточно-Европейского кратона в целом. Она возникла в неоархее и была преобразована в палеопротерозое [1]. Для изучения процессов, сформировавших современный облик провинции, необходимо сопряжённое петрологическое и геохронологическое изучение слагаюших провинцию пород, что позволяет не только выделять возрастные этапы тектонических преобразований Беломорской провинции, но и определять условия и режим этих преобразований. При геохронологическом изучении весьма важным представляется выбор минераловгеохронометров, так как одна из основных проблем при датировании полиметаморфических комплексов – обоснование связи полученных значений возраста с минеральными парагенезисами, возникшими при определённых условиях метаморфизма.

Наиболее широко используемый минерал-геохронометр – циркон – устойчив в широком диапазоне условий и потому сохраняет унаследованные возрастные метки. Часто достаточно сложно установить связь разных зон в зёрнах циркона и выявленных петрологическими методами метаморфических событий.

Другой минерал, широко используемый для датирования метаморфических пород,

– монацит [2]. Он более редок, чем циркон, так как устойчив лишь в низкокальциевых породах. Зато монацит – типичный акцессорный минерал глинозёмистых гнейсов, минеральные парагенезисы которых в широком диапазоне температур и давлений позволяют определить параметры метаморфизма методами минеральной термобарометрии. Другое преимущество монацита – интенсивная перекристаллизация при метаморфизме, что позволяет связать его возраст с метаморфизмом, сформироввшим парагенезис изучаемой породы. Одновременно высокие температуры закрытия U-Pb системы монацита делает его устойчивым к низкотемпературным тепловым воздействиям.

Чупинский пояс, сложенный глинозёмистыми парагнейсами, расположен в осевой части Беломорской провинции. U-Pb датирование цирконов показало, что гнейсы были метаморфизованы и в архее, и в протерозое. Выявить связь полученных по цирконам возрастов с выявленными петрологическими методами метаморфическими событиями непросто, особенно если эти события протекали в схожих условиях. Однако, как ни странно, ранее монациты для датирования пород Беломорской провинции не использовались. Нами в Чупинском (район пос. Чупа и Верхнепулонгское озеро) и Ковдозёрском (Лягкомина) сегментах Чупинского пояса отобраны пробы глинозёмистых гнейсов с различными парагенезисами, отвечающими разным метаморфическим событиям: (1) тонкозернистые немигматизированные Grt-Bt гнейсы (т.н. “сухари”) и GrtKy-Bt гнейсы с микроскопическим игольчатым Ky; (2) мигматизированные Grt-Ky-Bt-Or гнейсы с микроскопическим игольчатым (3) тонкозернистые Ky;

слабомигматизированные Grt-Ky-Bt гнейсы с мелким, но макроскопически различимым Ky (обр. NK12-162/3); (4) крупнозернистые жильные Ky-Qtz-Pl лейкосомы в гнейсах (NK13-055); (5) грубополосчатые интенсивно мигматизированные Grt-Ky-Bt гнейсы (NK11-071); (6) аналогичные гнейсы с Ms (NK11-075/12). В Ковдозёрском сегменте в районе Тупой губы была отобрана проба 5005-4 из гранитной/граносиенитовой лейкосомы Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 17.

–  –  –

Рис. 1. Результаты датирования монацитов из (а) Ky гнейсов и (б) лейкосом в метагаббро (Чупинский парагнейсовый пояс, Беломорская провинция). Возле номеров образцов подписаны значения их 207PbPb возраста.

Монациты из первой и второй группы гнейсов, для которых по цирконам установлен неоархейский возраст [4], оказались сильно дискордантными и требуют дополнительных исследований. Однако значения их 207Pb-206Pb возрастов также отвечают неоархею. Остальные монациты из глинозёмистых гнейсов имеют палеопротерозойские конкордантные или близкие к ним значения возрастов в интервале от 1876 до 1846 Ma (рис. 1) и отражают последовательные стадии эволюции Беломорской провинции в палеопротерозое. Все эти гнейсы отвечают условиям амфиболитовой фации повышенных давлений с постепенным снижением температуры и давления во времени.

Монацит из лейкосомы в метагаббро Тупой Губы имеет неоархейский возраст, что подтверждает существующие представления о сохранении в породах района Тупой Губы неоархейских парагенезисов [3]. Гнейсы из районов Чупы и Лягкомины интенсивно переработаны и мигматизированы в палеопротерозое, хотя они и сохраняют архейские цирконы [1].

Работа поддержана грантом РФФИ № 12-05-00597.

1. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А. и др. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. Т. 12. № 3. С. 227-244.

2. Parrish R.R. U-Pb dating of monazite and its application to geological problems // Can. J. Earth Sci. 1990. V. 27. No. 11. P. 1431-1450.

3. Балаганский В.В., Бибикова Е.В., Богданова С.В., и др. U-Pb-геохронология беломорид района Тупой губы оз. Ковдозеро (Северная Карелия) // Изв. АН СССР. Сер.

геол. 1990. № 6. С. 40-51.

4. Слабунов А.И., Азимов П.Я., Глебовицкий В.А., Жанг Л. Возраст и состав и цирконов из мигматитов и полихронная история Беломорской провинции Балтийского щита // Настоящий сборник.

2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 18.

–  –  –

Исследованы цирконы из разновозрастных геологических комплексов (от докембрия до мела), обнажающихся на арктическом побережье Чукотки и на о.Жохова в архипелаге Де-Лонга. В цирконах из 30 образцов последовательно сначала датированы разные зоны кристаллов U-Pb SIMS методом (SHRIMP, Стэнфордский университет, ЦИИ ВСЕГЕИ), затем в тех же точках SIMS методом измерен изотопный состав кислорода (Cameca IMSКалифорнийский университет) и в заключении методом LA-MC-ICPMS измерен изотопный состав гафния (Neptune, Вашингтонский университет). Детали аналитических измерений и ограничения изложены в [1, 2, 3].

Обобщение опубликованных данных [4] и наши новые результаты U-Pb датирования позволяют выделить шесть главных эндогенных событий в корообразующей истории блока Арктическая Аляска-Чукотка: 1) 710-570 млн лет - наиболее древний неопротерозойский плутонизм и вулканизм, даты воспроизводятся в ортометаморфических породах гранито-гнейсовых куполов, верхнекоровых ксенолитах о.Жохова [5], в унаследованных ядрах цирконов из альбских гранитов и мигматитов арктической Чукотки и относятся к протоуральско-тиманской орогении – самому древнему коллизионному событию, более или менее надежно установленному в современной Арктике [6]; 2) 390-360 млн лет - метаморфизм и магматизма в реконструируемой островной магматической дуге, которая прослеживается фрагментарно от Аляски до Чукотки; 3) 250-260 млн лет - рифтогенный габро-диабазовый магматизм Чукотки, синхронный проявлениям в сибирской провинции LIP; 4) 126-125 млн лет плюмовый базальтовый магматизм в Высокоарктической гигантской магматической провинции (HALIP) [7], а также субсинхронный гранитоидный магматизм и вулканизм вдоль южного обрамления кристаллического блока Чукотки; 5) 109-100 млн лет гранитоидный магматизм вдоль арктического побережья Чукотки от п. Певек до п.

Провидения, характеризующий стадию растяжения; 6) 90-80 млн лет - известковощелочной магматизм Охотско-Чукотского вулканогенного пояса на стадии отката и растяжения.

Исследование изотопного состава O и Hf в датированных цирконах показало, что событие (1) характеризуется около мантийными метками, в целом, отражает этап ювенильного корообразования. Преобладающие вариации 18O в таких цирконах составили от +6.2 до +5.3 ‰, а Hf(i) от +13 до +8 (176Hf/177Hf (i) = 0.282766 - 0.282600), достигающие модельных значений DM. В девонских цирконах (событие 2) изотопный состав кислорода чуть более тяжелый, варьирует от +6.9 до +6.2, и с менее радиогенным Hf(i) (от +1.3 до +0.2), демонстрируя близкие к CHUR метки. Наконец, в меловых цирконах из мигматитов, гранитоидов и вулканитов (события 5 и 6) изотопный состав кислорода и гафния указывает на существенную долю зрелого корового материала в источнике магм: 18O = +9 до +6.5 ‰, при Hf(i) = от -2.5 до -10. В целом, на диаграмме "Hf(i) – U-Pb даты" для магматических цирконов с возрастом от 650 до 90 млн лет хорошо проявлен единый тренд c прямой зависимостью, следуя из области DM в область с Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 19.

отрицательными значениями Hf(i), характерными для зрелой коры. Намечается и второй, слабо проявленный тренд с обратной зависимостью, его формируют детритовые рециклированные цирконы из песчаников и редкие унаследованные ядра в магматических кристаллах с возрастами от 1.8 до 1 млрд лет. Полученные результаты указывают на ювенильный этап корообразования для кристаллического блока Арктическая АляскаЧукотка ААЧ в криогении - эдиакарии, последующую прогрессивную модификацию и нарастание процессов ассимиляции зрелого корового материала в источнике магм.

Частично поддержано грантами РФФИ 12-05-00874, ДВО РАН 15-I-1-008 и CRDFRUG1-7089-XX-13.

1. Ireland T.R., Williams I.S., Considerations in zircon geochronology by SIMS // Zircon.

Reviews in Mineralogy and Geochemisty. Washington: MSA. 2003. Vol. 53, P. 215-241

2. Booth, A. L., Kolodny, Y., Chamberlain C.P., McWilliams M., Schmitt A.K., Wooden J.

Oxygen isotopic composition and U-Pb discordance in zircon // Geochim. Cosmochim. Acta,

2005. Vol. 69. P. 4895–4905.

3. Fisher C.M., Vervoort J.D., Hanchar J.M. Guidelines for reporting zircon Hf isotopic data by LA-MC-ICPMS and potential pitfalls in the interpretation of these data // Chemical Geology. 2014. Vol. 363. P. 125-133.

4. Amato, J.M., Aleinikoff, J.N., Akinin, V.V., McClelland, W.C., Toro, J. Age, chemistry, and correlations of Neoproterozoic–Devonian igneous rocks of the Arctic Alaska–Chukotka terrane: An overview with new U-Pb ages //Reconstruction of a Late Proterozoic to Devonian Continental Margin Sequence, Northern Alaska, Its Paleogeographic Significance, and Contained Base-Metal Sulfide Deposits. GSA Special Paper 506, 2014. P. 29–57.

5. Акинин В.В., Готтлиб Э., Миллер Э. и др. Возраст и состав фундамента архипелага Де-Лонга (Арктика) по данным U-Pb геохронологии и O-Hf систематики циркона из коровых ксенолитов в базанитах о.Жохова. ДАН. 2015, (submitted).

6. Kuznetsov N.B., Natapov L.M., Belousova E.A., O`Reilly S.Y., Griffin W.L.

Geochronological, geochemical and isotopic study of detrital zircon suites from late Neoproterozoic clastic strata along the NE margin of the East European Craton: Implications for plate tectonic models // Gondwana Res. 2010. Vol. 17. № 2/3. P. 583–601.

7. Corfu F., Polteau S., Planke S., Faleide J.I., Svensen H., Zayoncheck A., Stolbov N. U– Pb geochronology of Cretaceous magmatism on Svalbard and Franz Josef Land, Barents Sea Large Igneous Province. Geological magazine. 2013. Vol. 150 (6), P. 1127-1135.

–  –  –

Возраст эпитермального золото-серебряного оруденения в Охотско-Чукотском вулканогенном поясе (ОЧВП) до сих пор ещё недостаточно надежно ограничен с помощью современных методов изотопной геохронологии. Последние исследования показали, что гигантский объем (1 млн куб. км) известково-щелочных магм ОЧВП был извержен в интервале от 106 до 78 млн лет, при этом отдельные стадии как раннего, так и позднего этапов вулканизма могут быть редуцированы в разных секторах и 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 20.

вулканоструктурах, создавая иллюзию асинхронности [1, 2]. Значительные вариации состава пород, гомодромные и антидромные последовательности в разных секторах пояса и наличие более древних неокомских вулканитов в основании ОЧВП значительно усложняют понимание места и времени эпитермального оруденения. Давно установленная методами геологического картирования пространственная приуроченность золотоносных жил к поздним этапам кислого объемного вулканизма (хольчанский, ольский этапы) была как будто подтверждена и результатами 40Ar/39Ar датирования адуляра на месторождениях Карамкен, Ойра, Эвенское, Ирбычан, Арылах, показавших кампанский возраст [3, 4]. Однако опубликованные датировки не сопровождались надлежаще представленными табличными данными для оценки валидности принятых дат, высказывались предположения о возрасте остывания, а не возрасте кристаллизации адуляра. Кроме этого, на месторождениях Нявленга и Джульетта был установлен сеноманский и валанжин-готеривский возраст минерализации, что указывало на многоэтапность оруденения и демонстрировало актуальность дальнейших исследований.

Учитывая известные проблемы с диффузией аргона из калиевых полевых шпатов, для надежного ограничения возраста оруденения целесообразным представляется датировать син- и пострудные магматиты U-Pb методом по циркону.

В данном сообщении излагаются результаты первого изотопно-геохронологического исследования магматизма и минерализации на крупнейшем по запасам на Северо-Востоке Азии эпитермальном месторождении низкосульфидированного типа Купол и расположенном к северу совместно отрабатываемом месторождении Двойное.

Месторождение Купол располагается в северной части Мечкеревской вулканоструктуры Анадырского сектора ОЧВП, а Двойное - в Тытыльвеемском прогибе, выполненном вулканитами одноименной свиты, последние до последнего времени относили к нижним альбским стратонам ОЧВП. Первые U-Pb датировки циркона из вулканитов тытыльвеемской свиты оказались однако аптскими [5].

На месторождении Купол мы датировали U-Pb SHRIMP методом циркон из вмещающих рудоносную жилу андезидацитов, а также из дайки риолитов, которая по геологическим соотношениям является пострудной. Средневзвешенный 206Pb/238U возраст циркона из образца H2 дорудных андезидацитов составил 97 ± 2 (СКВО=0.4, p=0.9, N=10). Циркон из пострудных даек риолитов показал в образце X2 средневзвешенный 206Pb/238U возраст 89 ± 1.5 млн лет (СКВО=2.2, p=0.02, N=10), а в образце KP-884 - 92 ± 1 млн лет (СКВО=1.8, p=0.06, N=11). Учитывая повышенное СКВО и недостаточную прецизионность SHRIMP датировок, возраст оруденения предварительно может быть ограничен интервалом от 97 до 92 ± 2 млн лет. Если принимать во внимание все имеющиеся у нас 206Pb/238U датировки циркона (всего шесть образцов) можно предположить и о более узком временном интервале 95 - 93 млн лет, однако для уверенного подтверждения необходимо датирование циркона из пострудных даек риолитов методом CA-TIMS.

На месторождении Двойное средневзвешенный 206Pb/238U возраст циркона из вмещающих оруденение трахиандезидацитов (обр. DV10-033) составил 120.4 ± 1 млн лет (СКВО=1.4, p=0.2, N=9). В цирконах из пострудной дайки риолитов (обр. DV10-068) устанавливаются признаки тонкой потери свинца, 206Pb/238U даты для 10 индивидуальных кристаллов циркона варьируют от 122 до 112 млн лет.

Субконкордантный кластер из 5 кристаллов показал средневзвешенный 206Pb/238U возраст 118 ± 1 млн лет (СКВО=1, p=0.44, N=5), что и принимается предварительно за верхний возрастной рубеж оруденения. Таким образом, возраст минерализации на месторождении Двойное мы ограничиваем аптом, не точнее, чем в интервале от 120 до 118±1 млн лет. 40Ar/39Ar возраст остывания двух образцов адуляра из золотоносных жил показал омоложенные значения 97±2 и 91±1.4 млн лет (для плитного возраста T=97.4 ± Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 21.

1.8 млн лет, выход 39Ar составил 90.7% для 5 фракций из 7, СКВО=0.88, для плитного возраста T=91 ± 1.4 млн лет, выход 39Ar составил 91.3% для 6 фракций из 7, СКВО=0.49).

Ar-Ar даты вероятнее всего переустановлены, отражают наложенные термальные события, связанные с формированием ОЧВП, вулканические толщи которого перекрывают в районе рудовмещающую тытыльвеемскую свиту.

В целом, полученные результаты позволяют заключить о разновозрастном оруденении на исследованных месторождениях, если эпитермальная минерализация на Куполе сформирована вероятнее всего на границе сеномана и турона, то на Двойном – в апте.

Частично поддержано грантом ДВО РАН 15-I-2-038.

1. Акинин В.В., Миллер Э.Л. Эволюция известково-щелочных магм ОхотскоЧукотского вулканогенного пояса. Петрология. 2011. T. 19, № 3, C. 249-290.

2. Tikhomirov P.L., Kalinina E.A., Moriguti T., Makishima A., Kobayashi K., Cherepanova

I.Y., Nakamura E. 2012. The Cretaceous Okhotsk–Chukotka Volcanic Belt (NE Russia):

Geology, geochronology, magma output rates, and implications on the genesis of silicic LIPs.

Journal of Volcanology and Geothermal Research 221-222:14-32.

3. Лейер П.В., Иванов В.В., Раткин В.В., Бундцен Т.К. Эпитермальные золотосеребряные месторождения Севверо-Востока России: первые 40Ar-39Ar определения возраста руд. Доклады Академии Наук РАН. 1997. T. 356, № 5, C. 662-668.

4. Стружков С.Ф., Константинов М.М. Металлогения золота и серебря ОхотскоЧукотского вулканогенного пояса. 2005. C. 320.

5. Тихомиров П.Л., Калинина Е.А., Кобаяши К., Накамура Э. Тытыльвеемский вулканоплутонический пояс - раннемеловая магматическая провинция Северо-Восточной Азии. Геология полярных областей. Материалы XLII Тектонического совещания. 2009. T.

1. C. 239-242.

–  –  –

На сегодняшний день 40Ar/39Ar метод датирования является одним из самых востребованных методов определения возраста горных пород и минералов. Данный метод используется во многих лабораториях мира.

Одной из основных характеристик образца при 40Ar/39Ar датировании является его возрастной спектр – зависимость значения возраста от доли, выделенного из навески образца 39Ar. Поскольку количество ступеней выделения аргона из навески образца всегда ограниченно, на каждом этапе дегазации навески образца, фактически, измеряется изотопный состав аргона, усреднённый по доле выделенного газа. Значения возрастов вычисляются по усреднённым изотопным отношениям. Усреднение изотопного состава аргона при измерениях может приводить к искажению измеряемого возрастного спектра.

2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 22.

Рис. 1. Возрастной спектр пироксена и модель его истинного возрастного спектра.

Данный факт иллюстрирует следующий пример. На рисунке 1 сплошной линией изображён возрастной спектр пироксена, полученный экспериментально (лаборатория Изотопно-аналитической геохимии ИГМ СО РАН, автор образца Афанасьев В.П.).

Усреднение изотопных отношений 40Ar/39Ar по доле выделенного 39Ar, имевшее место при измерении возрастного спектра пироксена, преобразует возрастной спектр, обозначенный пунктирной линией, в возрастной спектр, совпадающий в пределах погрешности с экспериментальным возрастным спектром пироксена. Иными словами, возрастной спектр, обозначенный пунктирной линией, представляет собой теоретическую модель истинного возрастного спектра. Теоретическая модель истинного возрастного спектра пироксена имеет достаточно чёткое возрастное плато. Сравнение экспериментального спектра пироксена с теоретической моделью его истинного возрастного спектра (рис.1) показывает, что искажения обусловленные усреднением изотопных отношений 40Ar/39Ar могут быть весьма существенны. Данные искажения могут приводить к потере информативности возрастного спектра. Приведённый пример является далеко не единственным, аналогичные возрастные спектры можно найти, например, в работах [1,2,3].

Кроме того, следует отметить, что под действием случайных факторов изотопное отношение 40Ar/39Ar на одной или нескольких ступенях дегазации образца может быть измерено некорректно. Как показала практика такая ситуация возможна даже при измерении изотопного состава аргона по двум напускам. В результате этого в некоторых случаях возможно возникновение ложного возрастного плато (если плато определяется по трём ступеням) или утеря возрастного плато.

В настоящей работе предложен новый метод измерения возрастных спектров с высоким разрешением по доле выделенного газа, то есть метод, обеспечивающий подавление искажений обусловленных усреднением изотопных отношений 40Ar/39Ar при измерениях. Кроме того, данный метод позволяет выделять ступени дегазации, на которых изотопный состав аргона был измерен некорректно, а также обеспечивает подавление влияния данных ступеней на результаты построения возрастного спектра.

Предложенный метод основан на накоплении экспериментальных данных, новом способе согласования результатов дегазации различных навесок минеральной фракции и решении интегрального уравнения Фредгольма первого рода, связывающего измеряемый возрастной спектр с истинным. Согласование данных полученных при ступенчатом прогреве различных навесок образца, позволяет добиться подавления влияния случайных факторов на результаты измерений, а также увеличивает разрешение по доле выделенного газа. Для решения интегрального уравнения Фредгольма первого рода разработан специальный численный алгоритм, позволяющий сократить количество измерений, необходимых для накопления достаточного количества информации. Численный алгоритм Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 23.

основан на переходе от интегрального уравнения Фредгольма первого рода к системе линейных алгебраических уравнений путём разложения истинного возрастного спектра в обобщённый ряд Фурье и действия на обе части интегрального уравнения линейным функционалом.

С помощью предложенного метода для базальтов и долеритов из эскарпов поднятия Менделеева установлен ранне-среднеордовикский возраст [4]. Этот вывод, а также геофизические данные позволяют предполагать докембрийский фундамент, то есть, наличие здесь континентального блока.

Предложенный метод может быть использован для измерения не только возрастных спектров, но и других характеристик изотопных систем образцов при ступенчатом выделении анализируемого вещества.

1. Vincenzo G.D., Rocchi S., Rossetti F., Storti F. 40Ar/39Ar dating of pseudotachylytes: the effect of clast-hosted extraneous argon in Cenozoic fault-generated friction melts from the West Antarctic Rift System // Earth and Planetary Science Letters, 2004, v. 223, p. 349–364.

2. Negro F., Sigoyer J., Goffe B., Saddiqi O., Villa I.M. Tectonic evolution of the Betic–Rif arc: New constraints from 40Ar/39Ar dating on white micas in the Temsamane units (External Rif, northern Morocco) // Lithos, 2008, v. 106, p. 93–109.

3. Gibsher A.A., Malkovets V.G., Travin A.V., Belousova E.A., Sharygin V.V., Konc Z. The age of camptonite dikes of the Agardag alkali-basalt complex (western Sangilen): results of Ar/39Ar and U/Pb dating // Russian Geology and Geophysics, 2012, v. 53, p. 763–765.

4. Верниковский В.А., Морозов А.Ф., Петров О.В., Травин А.В, Кашубин С.Н., Шокальский С.П., Шевченко С.С., Петров Е.О. Новые данные о возрасте долеритов и базальтов поднятия Менделеева: к проблеме континентальной коры в северном ледовитом океане // Доклады академии наук, 2014, т.454, №4, с. 431-435.

–  –  –

В современном представлении Восточно-Антарктический щит состоит из фрагментов раннедокембрийских кратонов, которые окружены более молодыми орогенными и аккреционными поясами. В исследованном районе к фрагментам раннедокембрийской коры относятся гранулиты островов Рёуер и оазиса Вестфолль на севере и комплексы Рукер и Ламберт в южной части гор Принс –Чарльз, разделенные мезо- неопротерозойским (1300-900 млн. лет) поясом Рейнир. Большинство пород этого региона испытали значительное влияние Пан-Африканских тектоно- термальных событий (600-500 млн. лет). Это привело к выводу, что данный район представляет коллаж разновозрастных блоков континентальной коры, которые были соединены вместе только в 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 24.

процессе Пан-Африканской коллизии [1]. Представленные в данной работе изотопные данные позволяют, как минимум, подвергнуть сомнению справедливость данной модели.

Рейнирский пояс. Максимальное время седиментации метаосадочных пород оценивается интервалом времени: 1050-1092 млн.лет, для массива Мак-Лауд; 1021-1049 млн. лет и 1010-1059 млн. лет для массива Клеменс. Модельный TDM = 2.2 млрд. лет указывает на значительный вклад палеопротерозойского или более древнего вещества.

Это подтверждается присутствием зерен циркона архейского (около 2940 млн. лет) и палеопротерозойского (около 2120 млн. лет) возраста. Время седиментации ограничивается внедрением гранитоидов с возрастом 984±21 млн. лет, которые совместно с осадочными породами, испытали деформации и высокотемпературный метаморфизм 968-929 млн. лет назад, что соответсвует Рейнирскому событию. Отмечается существенная потеря радиогенного Pb в интервале времени 818-885 млн. лет, а на массиве Клеменс и в интервале 517-583 млн. лет. Первый сопоставим с возрастом 880±5 млн. лет, что отвечает времени закрытия Sm-Nd системы граната. Поэтому, этот интервал времени может быть интерпретирован как заключительная стадия Рейнирской орогении. Интервал времени 517-583 млн. лет фиксирует тектоно- термальное событие Пан-Африканского возраста. Источником детритового циркона с возрастом 1010-1092 млн. лет и 1149- 1199 млн. лет могли служить породы первично интрузивного генезиса, развитые как непосредственно на исследованных массивах, так и в комплексе Фишер, на холмах Ларсеманн и мезопротерозойской части островов Реуер. Особое внимание заслуживают зерна циркона с возрастом в интервале 1330-1240 млн. лет. В исследованном районе источником этого циркона могли служить только первично интрузивные и вулканогенные породы комплекса Фишер, кристаллизация которых произошла 1399±11 млн. лет и 1300±4

-1244±11 млн. лет назад, соответственно.

В образце метаосадочных пород холмов Ларсеманн большая часть анализов находится в интервале 505-574 млн. лет, что интерпретируется как результат ПанАфриканского тектоногенеза. Возможно, максимальное время седиментации этих пород находится в пределах 1014±14 млн. лет. Отмечаются единичные зерна циркона с Pb/206Pb возрастом около 1190, 1360 и 1615 млн. лет. По данным [2] модельный TDM пород составляет около 2.0 млрд. лет, а отложение их протолита происходило позднее 1.1 млрд. лет назад [3]. В целом, значения возраста детритового циркона пород холмов Ларсеманн охватывает интервал времени от 2170 млн. лет до 1034 млн. лет, что аналогично спектру возраста исследованных пород района гор Принс-Чарльз.

Аналогичный максимальный возраст седиментации (1090-1038 млн. лет) имеют породы серии Содружество, перекрывающие кристаллический фундамент архейской провинции Рукер[4]. Это позволяет говорить о синхронности их формирования.

Острова Реуер. Протолит метаосадочных пород серии Мазе формировался за счет, преимущественно, архейского магматических пород с возрастом около 2,8 млрд. лет и 3.1 млрд. лет, подстилающих метаосадки. Модельный TDM этого образца, равный 3.23 млрд.

лет не противоречит данному выводу. Максимальное время седиментации этих пород может быть оценено интервалом 2435±99 млн. лет. Источником этого циркона могли служить магматические породы оазиса Вестфолль. Потери Pb около 856±32 млн.лет и 517±29 млн. лет назад, соответствуют заключительным стадиям Рейнирской орогении и Пан-Африканскому тектоно- термальному событию, соответственно. Время закрытия SmNd системы граната, равное 518±25 млн. лет, говорит о том, что либо метаморфизм пород в это время не превышал условий амфиболитовой фации, либо скорость остывания пород была высока.

Максимальное время седиментации серии Филла оценивается интервалом времени 1630±74 млн. лет. В образце присутствуют единичные зерна циркона с возрастом 3207±9 млн. лет и 2408±64 млн.лет, а его модельный TDM, равный 2.83 млн. лет, может говорить о Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 25.

значительном вкладе архейских пород в формирование протолита. Зерна циркона испытали, двукратную потерю Pb на рубеже 1050±55 млн.лет и 524±31 млн.лет назад.

Первое может отражать термальное событие, связанное со значительной магматической активностью региона в этот период времени. Возраст 524±31 млн.лет, аналогичен времени закрытия Sm-Nd системы в гранате (511.6±3.0 млн. лет) и интерпретируется как время повторного метаморфизма пород.

Полученные данные позволяют высказать следующие предположения. Фрагменты разновозрастных блоков коры были окончательно соединены в процессе Рейнирской орогении закончившейся 818-885 млн. лет назад. В раннем протерозое блоки архейских пород островов Реуер и оазиса Вестфолль были тесно взаимосвязаны, а отложение серии Мазе, возможно, происходило на окраине континента, представленного фрагментом архейских пород островов Реуер. Отложение осадочных толщ гор Принс-Чарльз и холмов Ларсеманн 1090-1010 млн. лет назад происходило, по-видимому, во внутриплитных/синорогенных условиях. События Пан-Африканского возраста можно рассматривать как внутриплитную реактивацию, отражающую заключительные стадии формирования восточной Гондваны.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ 15-05-02761.

1. Hensen, B.J., Zhou, B. East Gondwana amalgamation by Pan-African collision?

Evidence in the Prydz Bay region, east Antarctica// The Antarctic Region, Geological Evolution and Processes. Terra Antarctica Publication, Siena, 1997. P. 115 – 119.

2. Grew E., Carson C., Maas R., Fanning M., Yaxley G. Granulite-facies rocks, Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica: New interpretations based on zircon U-Pb-Hf and whole rock Sm-Nd isotopes// International Geological Congress. Abstracts. Oslo, 2008. P. 285Wang Y., Liu D., Chung S-L., Tong L., Ren L. SHRIMP zircon age constraints from the Larsemann Hills region, Prudz Bay, for a late Mezoproterozoic to early Neoproterozoic tectonotermal event in East Antarctica// American Journal of Science. 2008. V. 308. P. 573– 617

4. Phillips G., Wilson C.J.L., Campbell I.H., Allen C.M. U–Th–Pb detrital zircon geochronology from the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica—Defining the Archaean to Neoproterozoic Ruker Province. Precambrian Research. 2006. V. 148 (2006) 292– 306.

–  –  –

В работе использован материал из мигматизированных гранито-гнейсов архейского фундамента и элювиальных отложений в основании палеопротерозойского осадочного чехла (оз.М.Янисъярви, С.Приладожье).

Цирконы изучались при помощи электронного микроскопа JEOL JSM-6510LA (ИГГД РАН), сканирующего электронного микроскопа Zeiss Supra 40VP в РЦ «Нанотехнологии» СПбГУ, на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН, Ярославль) и на SHRIMP II в ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П.Карпинского.

2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 26.

В ходе исследований цирконы из лейкосомы и меланосомы были рассмотрены отдельно и установлено, что внутреннее строение и морфология цирконов в целом сходно.

Основным отличием является соотношение зерен разного размера – в лейкосоме преобладают крупные кристаллы (более 500 м), а в меланосоме доминируют зерна размером 250-300 м. Кристаллы имеют желтовато-розоватый цвет, полупрозрачны.

Внутреннее строение зерен гетерогенно: ядро с фрагментами грубой магматической зональности, окруженное темной в BSE оболочкой. Кроме того, в лейкосоме встречаются более мелкие (100-200 м) и прозрачные зерна рубинового цвета. В строении этих цирконов чаще отсутствует оболочка, а внутренняя структура характеризуется грубой магматической зональностью. В некоторых зернах из меланосомы наблюдается более сложное строение оболочек – чередование светлых и темных в BSE зон, или появление ярких «затеков».

В пробе из метаэлювиальных пород наблюдаются полупрозрачные или не прозрачные зерна циркона различного цвета – от зеленовато-белесого и коричневого до розового. Встречаются отдельные кристаллы размером 600-800 м, однако основная масса имеет средние размеры 250-400м. Часто наблюдаются обломки, почти все зерна трещиноваты, во многих наблюдаются включения силикатов. В некоторых кристаллах видна поздняя огранка. По внутреннему строению в цирконах из элювия можно выделить несколько разновидностей, в том числе - цирконы с реликтами магматической зональности (средней и грубой) и поздней оболочкой, которая не согласна с зональностью ядра.

Геохимия, так же, как и внутреннее строение, не позволяет разделить цирконы из лейкосомы и меланосомы. В тоже время, циркон разделяется на две группы по содержанию и соотношению примесных компонентов, вне зависимости от принадлежности к петрографическим разновидностям пород: 1) ядра с низкими содержаниями U и Th (менее 140 и 1 ррm соответственно) и Th/Hf 0.0001, а также сходными спектрами РЗЭ (LREE/HREE0.01, Ceан0.7, Euан1.0); оболочки этих зерен существенно отличаются от ядер по спектру РЗЭ (LREE/HREE0.5 Ceан1.3, Euан1.0); 2) ядра с концентрациями U 400 ppm, Th 150 ppm и Th/Hf0.01. Спектры РЗЭ ядер из этой группы сходны со спектрами РЗЭ своих оболочек (LREE/HREE 0.5, Ceан0.7, Euан1.0).

По результатам анализа U-Pb изотопной системы 5 ядер цирконов как из лейкосомы, так и из меланосомы мигматитов образуют компактный конкордантный кластер и одно ядро характеризуется повышенной дискордантностью. Все 6 ядер образуют дискордию с верхним пересечением 2763±57 млн лет и нижним 2223±240 млн лет. При использовании 5 ядер образующих конкордантный кластер их возраст определён как 2785±13 млн лет.

Таким образом, ядерные части цирконов из мигматитов, резко различающиеся по геохимии, имеют одинаковый возраст - 2780 Ма.

Реликты магматических цирконов из элювиальных пород сходны между собой по спектру РЗЭ (LREE/HREE0.5, Ceан2.0). Эта группа цирконов аналогична по своему внутреннему строению и геохимии с высокоурановыми ядрами цирконов из мигматитов.

Однако их возраст значительно древнее: на диаграмме с конкордией результаты измерений изотопов U и Pb в ядрах зерен образуют дискордию с нижним пересечением 1494±490 млн лет и верхним - 2873±63 млн лет.

Результаты изотопного анализа свидетельствуют о протерозойском возрасте всех оболочек цирконов, поэтому обсуждение и интерпретация их геохимии и изотопии выходит за рамки рассмотрения настоящей работы.

Морфология, геохимия и возраст циркона из мигматитов свидетельствует о первично осадочном происхождении пород южной окраины Карельского кратона.

Ультраметаморфизм перестроил U-Pb изотопную систему в цирконе в 2785±13 млн лет.

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 27.

–  –  –

1. Вревский А.Б., Матреничев В.А. Материалы Всероссийской конференции «Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения Северо-Запада России».

Петрозаводск. 2007. С.79-82.

2. Коваленко А.В., Ризванова Н.Г. ДАН. 2000. Т.373. №2. С.210-214.

3. Овчинникова Г.В., Матреничев В.А., Левченков О.А., Сергеев С.А., Яковлева С.З., Гороховский Б.М. Петрология. 1994. №3. С.266-281

–  –  –

Тиман и п-ов Канин представляют собой вытянутую в северо-западном направлении от Полюдова Камня до мыса Канин Нос п-ова Канин крупную орографически выраженную структуру (Тиманскую гряду), ограничивающую с юго-запада Печорскую плиту и входящую в ее состав. Фундамент плиты (тиманиды) представлен в различной степени метаморфизованными осадочными, преимущественно терригенными, и магматическими породами позднедокембрийского возраста, локально обнаженными в 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 28.

сводовых частях горстообразных поднятий Тиманской гряды. Слабая обнаженность и резкая разобщенность выходов пород, практически полное отсутствие естественных протяженных разрезов, близкий литологический состав пород, лишенных, как правило, органических остатков и отчетливых маркирующих горизонтов, приводят к значительным разногласиям при стратификации верхнего докембрия.

В равной степени это относится к Северному Тиману, представляющему собой приподнятый блок фундамента. Терригенные отложения верхнего докембрия выходят на поверхность вдоль восточного побережья Чёшской губы от устья р. Румяничная до мыса Капитанский, в береговых обнажениях рек Черная, Малая Черная, Великая и их притоков, а также на Сопках Каменных, Большом и Малом Камешках. Они принадлежат к барминской серии, в составе которой преобладают сланцы и апопсаммитовые кварциты.

По участкам распространения пород серия подразделяется на три свиты (снизу вверх):

румяничную (~1000 м), малочернорецкую (~2000 м) и ямбозерскую (~2000 м). Нижняя граница серии не вскрыта эрозией.

О времени формирования отложений барминской серии существуют различные представления. Она датировалась ранним рифеем [5], средним рифеем [4], поздним рифеем [6] и даже вендом [1]. В результате Rb–Sr и Sm–Nd геохронологических исследований сланцев и прорывающих их габбро-долеритов и долеритов [2, 3] было установлено время зеленосланцевых изменений пород на уровне 700 млн лет, что позволило исключить венд, но неопределенность с возрастом барминской серии осталась.

Одним из современных направлений изучения терригенных осадочных пород является U–Pb изотопное датирование детритовых цирконов. Оно основано на предположении о соответствии возраста аллотигенных цирконов, присутствующих в осадочной породе, возрасту эродируемых пород питающих провинций, а цирконы с минимальным возрастом указывают на самый молодой возраст размываемых пород, участвовавших в процессе формирования осадков, и выполняют функцию нижнего возрастного предела осадконакопления. Другими словами, порода не может быть древнее возраста самого молодого циркона, но может быть сколь угодно моложе.

Для корректировки возраста барминской серии было проведено U–Pb датирование детритовых цирконов из мелкозернистых алевропесчаников малочернорецкой свиты (проба 380) и мелкозернистых кварцитопесчаников ямбозерской свиты (проба 234).

Определение возраста цирконов из пробы 380 производилось в Университете Аризоны (г. Тусон, США), а из пробы 234 в Университете Калифорнии (г. Санта-Круз, США) методом лазерной абляции на масс-спектрометрах с ионизацией в индуктивно связанной плазме (LA-ICP-MS).

Из каждой пробы проанализировано по 100 зерен. Все цирконы оказались древнее 1 млрд лет, поэтому для оценки возраста их кристаллизации в источниках сноса использовались возрастные значения по отношению 207Pb/206Pb с дискордантностью менее 10% и с погрешностью менее 100 млн лет (1), чему удовлетворяли результаты по 80 зернам из пробы 234 и 95 зерен из пробы 380. Этого количества достаточно для выявления возрастов пород, размывавшихся на палеоводосборах, откуда поставлялся кластический материал, в том числе и цирконы, в область осадконакопления [7].

Возрастные значения по цирконам из алевропесчаников малочернорецкой свиты охватывают интервал 1035–2883 млн лет, в пределах которого выделяются возрастные максимумы на уровнях 1150, 1350, 1550, 1780 и 1885 млн лет. Сопоставимые результаты получены по цирконам из кварцитопесчаников ямбозерской свиты. Возрастные значения образуют интервал 1018–2667 млн лет, статистические максимумы приходятся на 1160, 1300, 1460, 1580 и 1900 млн лет. Распределение возрастов свидетельствует о том, что при формировании осадков малочернорецкой и ямбозерской свит доминирующая роль принадлежала продуктам размыва мезопротерозойских комплексов, на долю которых Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 29.

приходится ~80% датировок в интервале 1018–1650 млн лет, в меньшей степени источниками сноса являлись породные ассоциации палеопротерозойского возраста (~20% датировок в интервале 1690–2414 млн. лет), в четырех зернах зафиксирован архейский возраст.

Минимальные цирконовые датировки, указывающие на самый молодой возраст размываемых пород, участвовавших в процессе формирования осадков, дают основание считать “седиментационный” возраст малочернорецкой и ямбозерской свит позднерифейским (неопротерозойским). Делать этот вывод в отношении всей барминской серии пока преждевременно, поскольку датировались цирконы только из средней и верхней частей ее видимого разреза. Для более убедительной аргументации необходимы аналогичные изотопные данные по породам румяничной свиты, поэтому исследования в этом направлении должны быть продолжены. Вероятным источником сноса при формировании осадков являлись разрушаемые породные комплексы Фенноскандинавского щита, на что указывает коррелируемость цирконовых возрастов со временем проявления тектономагматических событий, происходивших в Фенноскандии.

1. Акимова Г.Н. Проблематика верхнепротерозойских отложений Северного Тимана // Региональная геология и металлогения. 1996. № 5. С. 132–135.

2. Андреичев В.Л. Изотопная геохронология интрузивного магматизма Северного Тимана. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 90 с.

3. Андреичев В.Л., Деленицын А.А. Геохронология базитового магматизма фундамента Северного Тимана // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. СПб: Центр информационной культуры, 2003. С. 32–35.

4. Верхний докембрий европейского севера СССР (объяснительная записка к схеме стратиграфии). Ред. Дедеев В.А., Келлер Б.М. Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1986. 40 с.

5. Гецен В.Г. Строение фундамента Северного Тимана и полуострова Канин. Л.:

Наука, 1975. 144 с.

6. Оловянишников В.Г. Верхний докембрий Тимана и полуострова Канин.

Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 164 с.

7. Vermeesch P. How many grains are needed for a provenance study? // Earth Planet. Sci.

Lett. 2004. V. 224. P. 441–445.

–  –  –

В верхнедокембрийском фундаменте Печорской плиты, перекрытым ордовикскокайнозойским чехлом, по геофизическим данным и результатам бурения выделяются Ижемская, Печорская и Большеземельская зоны, различающиеся вещественным составом и характером магматизма [3]. Большеземельская зона занимает самую северо-восточную часть, примыкающую к Уралу и Пай-Хою.

Среди интрузивных пород фундамента существенное место занимают гранитоиды.

Они преобладают в Ижемской и Печорской зонах и считаются орогенными, сформированными в финальную стадию тиманского тектогенеза в позднем венде, в интервале 555–544 млн лет [2]. В Большеземельской зоне гранитоиды вскрыты лишь 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 30.

тремя скважинами [3], геохронологические исследования проводились по керну скважин 26-Восточная Харьяга и 2-Веяк.

Граниты, вскрытые скв. 26-Восточная Харьяга на глубине 4409–4449 м (забой), представляют собой розовые средне-крупнозернистые породы, состоящие из табличек плагиоклаза (30–35 об.%) и ксеноморфных зерен калиевого полевого шпата (30–35 об.%), а также кварца (20–25 об.%), биотита и мусковита. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, турмалином и гранатом. Вторичные изменения выражаются в серицитизации и карбонатизации плагиоклаза, замещении биотита хлоритом и титанитом, граната – хлоритом. Породы содержат 72.5–74.4 мас. % SiO2 и классифицируются как граниты и лейкограниты.

Гранитоиды скв. 2-Веяк, вскрытые на глубине 4300–4533 м (забой), отличаются от гранитов в скв. 26-Восточная Харьяга. Это красно-серые среднезернистые породы, состоящие из калиевого полевого шпата (35–50 об.%), плагиоклаза (20–35 об.%), кварца (20 об.%), клинопироксена (до 10 об.%), зеленой роговой обманки или зеленого биотита (до 5 об.%). Акцессорные минералы весьма распространены и представлены титанитом, апатитом, цирконом и магнетитом. Вторичные изменения выражены в соссюритизации плагиоклаза, пелитизации калиевого полевого шпата и замещении клинопироксена хлоритом, а биотита – хлоритом и гидроксидами железа. Породы содержат 63.7–68.0 мас.

% SiO2, до 4.8 мас. % K2O и являются гранодиоритами и граносиенитами.

Первые данные о возрасте гранитов Большеземельской зоны были получены при PbPb (Pb-evaporation) датировании единичных зерен циркона [5]. Граниты оказались разновозрастными. В скв. 2-Веяк средневзвешенный возраст по четырем зернам из обр. 31 (4388–4392 м) составил 618 ± 6 млн лет. В скв. 26–Восточная Харьяга анализировались семь зерен из обр. 30 (4441.1–4449.2 м), но лишь в одном зерне по пяти ступеням испарения получен возраст 567±36 млн лет. В остальных зернах наблюдались возрастные значения, сопоставимые с возрастом цирконов из скв. 2-Веяк, а также превышающие его и достигающие 1.45 млрд лет.

Дальнейшие геохронологические исследования гранитоидов основывались на Rb-Sr датировании [1]. Изохронный возраст гранитов по породе в целом из скв. 2-Веяк (5 точек) составил 615 ± 7 млн лет (ISr = 0.70622 ± 15, СКВО = 0.24). Возраст гранитов из скв. 26Восточная Харьяга (5 точек порода в целом + 2 точки КПШ) равен 561 ± 12 млн лет (ISr, = 0.70457 ± 78, СКВО = 1.0).

Эти результаты получили подтверждение при U-Pb (SIMS) датировании цирконов в Центре микроанализа Стэнфордского университета и Геологической службы США на ионном микрозонде SHRIMP-RG.

Цирконы из гранитов 26-Восточная Харьяга были отобраны из обр. 30, который использовался для определения Pb-Pb возраста цирконов. Изотопные данные по 10 зернам (U – 183–497 мкг/г, Th – 104–501 мкг/г, 232Th/238U – 0.59–1.26) образуют конкордантный кластер с возрастом 558±6 млн лет (95% уровень достоверности, СКВО=0.65).

В скв. 2-Веяк анализировались цирконы из обр. 33 (4526–4533 м). В 11 зернах (U – 125–360 мкг/г, Th – 59–196 мкг/г, 232Th/238U – 0.47–0.92) получены конкордантные датировки в интервале 590–617 млн лет, средневзвешенный возраст составляет 607±6 млн лет (95%, СКВО=4.7).

Таким образом, результаты U-Pb датирования цирконов из гранитоидов Большеземельской зоны в совокупности с Pb-Pb и Rb-Sr данными из литературных источников достаточно убедительно указывают на два эпизода гранитоидного магматизма. Первый имел место в конце рифея, практически на границе с вендом, а второй приурочен к границе раннего и позднего венда. Возраст цирконов из двуслюдяных гранитов скв. 26-Восточная Харьяга, равный 558±6 млн лет, согласуется с возрастом орогенных гранитов Припечорской разломной зоны (555–544 млн лет) [2]. Существенно Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 31.

калиевые гранодиориты и граносиениты из скв. 2-Веяк с возрастом 607±6 млн лет имеют черты внутриплитных образований. Магма, продуцировавшая эти гранитоиды, должна была формироваться в зрелой континентальной коре, на что указывает высокорадиогенный изотопный состав стронция. Это предположение согласуется с представлениями [4] о нахождении в центральной части Большеземельской зоны блока с континентальной корой – Хорейверского микроконтинента раннедокембрийского (?) возраста.

Исследования выполнены при частичной финансовой поддержке гранта NSF № 0948673, руководитель Э.Л. Миллер.

1. Андреичев В.Л., Литвиненко А.Ф. Изотопная геохронология гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 68 с.

2. Андреичев В.Л., Соболева А.А., Довжикова Е.Г., Миллер Э.Л., Кобл М.А., Ларионов А.Н., Вакуленко О.В., Сергеев С.А. Возраст гранитоидов Припечорской разломной зоны фундамента Печорской синеклизы: первые U-Pb (SIMS) данные // ДАН. 2015 (в печати).

3. Белякова Л.Т., Богацкий В.И., Богданов Б.П., Довжикова Е.Г., Ласкин В.М.

Фундамент Тимано-Печорского нефтегазоносного бассейна. Ухта: ГУП РК ТП НИЦ, 2008. 288 с.

4. Гецен В.Г. Геодинамическая реконструкция развития северо-востока европейской части СССР для позднепротерозойского этапа // Геотектоника. 1991. № 5. С. 26–37.

5. Gee D.G., Beliakova L., Pease V., Larionov A., Dovzhikova E. New, single zircon (Pbevaporation) ages from Vendian intrusions in the basement beneath the Pechora Basin, northeastern Baltica // Polarforschung. 1998 (erschienen 2000). V. 68. P. 161–170.

–  –  –

При исследовании дна океанов на поверхности донного ила были разведаны огромные поля железомарганцевых конкреций (ЖМК). Возник серьезный интерес к этим полиметаллическим рудам – перспективному сырью для химической и металлургической промышленности. Для датирования этих руд были использованы те же методы ядерной геохронологии, которые применялись при датировании океанических донных глин и илов.

Однако, отмеченные методы применимы только при выполнении определенных условий, одно из которых – постоянство скорости роста осадочной породы. Это условие не подтверждено ни экспериментальными ни теоретическими методами. В предположении существования этого ничем необоснованного условия, экспоненциальное падение концентрации радиоизотопа, будь - то 230Тh или 231Pa и др, отождествляется с экспоненциальным законом радиоактивного распада, и в этом предположении измеряемая скорость роста конкреции составляет величину ~ 1 мм/млн. лет, а их возраст ~ 108 лет.

Полученное значение скорости роста в ~1000 раз меньше, чем скорости накопления вмещающих илов. Это создает "парадокс непотопляемости" плотных конкреций в рыхлом донном иле. Возникла необходимость: 1) в методе, который бы не использовал априорную гипотезу о постоянстве скорости роста; 2) в количественной модели формирования ЖМК.

Такое методы и модели были предложены в ФТИ им. А.Ф. Иоффе РАН.

2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 32.

–  –  –

1. Ануфриев Г.С, Болтенков Б.С. Железомарганцевые конкреции Балтийского моря:

состав, изотопы гелия, скорость роста//Литология и полезные ископаемые. 2007. № 3.

С. 267-272

2. Hlawatsch S., Neumann Y., et al. Fast-growing shallow-water ferro-manganese nodules from the western Baltic Sea: origin and modes of trace element incorporation//Marine Geology. 2002. V.182. № 3-4. P. 373-387.

3. Ануфриев Г.С., Болтенков Б.С. Волков И.И. Механизм формирования и скорость роста железомарганцевых конкреций океана //Океанология. 1999. Т.39. №4.С.614-621.

О СООТВЕТСТВИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ И ВОЗРАСТНЫХ (U-Pb ПО

ЦИРКОНУ) ДАННЫХ ДЛЯ РЯДА АРХЕЙСКИХ ПОРОД

ВОДЛОЗЕРСКОГО ДОМЕНА, КАРЕЛИЯ.

Н.А.Арестова, В.П.Чекулаев, Г.А.Кучеровский Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт – Петербург Водлозерский домен – крупный палео-мезоархейский фрагмент архейской коры Балтийского щита [1,2] характеризуется широким развитием пород, имеющих возраст цирконов (U-Pb) более 3,0 млрд. лет и модельный возраст T(DM)Nd в интервале 3,3-3,4 млрд. лет [2; 3; 4; 5]. В настоящее время зеленокаменные структуры западной окраины Водлозерского домена и прилегающие к ним участки фундамента изучены с высокой степенью детальности: построены шкалы геологической последовательности событий, которые в большинстве случаев подтверждены U-Pb локальными методами определения возраста пород на основе изучения единичных зёрен цирконов. В процессе детальных исследовании накоплен большой материал по морфологии, внутреннему строению, составу, U-Pb данным для зёрен цирконов из пород фундамента и зеленокаменных поясов, а также по содержанию и спектрам распределения РЗЭ в цирконах различного генезиса. В большинстве случаев результаты геологических и геохронологических исследований хорошо согласуются между собой, что позволило провести корреляцию процессов формирования архейской коры Водлозерского домена [6]. Однако ряд 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 34.

полученных U-Pb возрастных данных показывают несоответствия установленным геологическим наблюдениям и требуют дополнительного осмысления.

Примеры таких несоответствий встречены в Палаламбинская и Остерская структурах Карелии (Таблица).

–  –  –

Как видно из таблицы, в большинстве пород даек и малых интрузий, помимо собственных, сохраняются ксеногенные цирконы, захваченные из вмещающей породы.

Обычно зерна собственных и ксеногенных цирконов существенно различаются по морфологии и спектрам распределения РЗЭ. Если процесс образования вмещающей породы был датирован ранее, а морфология и внутреннее строение цирконов вмещающей породы изучены, то разделение ксеногенных и собственных цирконов не вызывает существенных затруднений. Примером такого разделения являются трондъемиты а также дайка базитов в тоналитах фундамента Палаламбинской структуры, в которых наряду с собственным цирконом, сохраняются боченковидные зональные цирконы тоналитов.

Разделение метаморфических и магматических цирконов в большинстве случаев также возможно [7]. Так, в Остерской структуре датированы цирконы из толщи метаандезитов и прорывающих их габброанортозитов. Для цирконов из габброанортозитов установлен конкордантный возраст 2860±9 млн. лет и их магматическая природа подтверждена распределением РЗЭ с низким La/Yb отношением и положительной Ce аномалией [7].

Цирконы из метатандезитов в пределах ошибки дают тот же возраст, но характер распределения в них РЗЭ с обогащением ЛРЗЭ и сглаженной Ce аномалией являются доказательством метаморфической природы или переработки цирконов. Наиболее сложным примером являются субвулканические интрузии и дайки кислых пород, секущие Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 35.

конгломераты Остерской структуры. Минимальный возраст пород галек составляет 2860±9 млн. лет. Дайки содержат крупные (200 микрон и более) зёрна циркона с хорошей зональностью, часть зёрен имеют тёмные метамиктные ядра. Для ядер получены датировки 2615-2660 млн лет, тогда как зональные оболочки показывают конкордантный возраст 2907 ±14 млн лет или 2986±8 млн лет. Для циркона оболочек установлено магматическое распределение РЗЭ, а для метамиктных ядер - метасоматическое. Судя по возрасту источника (TDMNd) плагиопорфиров, они выплавлялись из древних тоналитов и трондъемитов коры, при этом собственный циркон не возникал, а условия плавления не способствовали переработке ксеногенных цирконов.

Приведённые выше примеры показывают, что любые самые точные датировки нуждаются в предварительном геологическом обосновании и последующей детальной интерпретации.

1 Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова Н.А. и др. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. 2000.

№ 6. С. 26-42.

2. Ранний докембрий Балтийского щита (ред. В.А.Глебовицкий). СПб. Наука, 2005.

711 с.

3 Сергеев С.А., Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А и др. Возраст и геохимические особенности цирконов древних гранитоидов р.Выг (Юго-Восточная Карелия) // Геохимия.

2008. № 6. С. 947-959.

4. Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Бережная Н.Г., Пресняков С.Л. Новые данные о возрасте древнейшей тоналит-трондьемитовой ассоциации Балтийского щита// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17. № 2. С. 124-128.

5. Арестова Н.А., Чекулаев В.П., Матвеева Л.В. и др. Новые данные о возрасте архейских пород Водлозерского домена (Балтийский щит) и их значение для геодинамических реконструкций // Доклады РАН. 2012. Т. 442. № 1. С. 67-73.

6. Н..А.Арестова, В.П.Чекулаев, С.Б.Лобач-Жученко, Г.А Кучеровский.

Формирование архейской коры древнего Водлозерского домена (Балтийский щит) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015. Т. 23. № 2. С. 1-13.

7. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis In: Zircons (eds. J.M.Hanchar, P.O.W.Hoskin). Mineral.Soc. of America. 2003 P. 27-62.

–  –  –

Изотопно-геохимические исследования проведены для 64 зерен перовскита, апатита, титанита и кальцита из 39 образцов пород щелочно-ультраосновных массивов Кольской провинции. Исследования выполнены в Институте геологии и геофизики Академии наук КНР на масс-спектрометре Neptune MC-ICP-MS в статическом мультиколлекторном режиме по методикам, описанным в [1].

Первичные отношения 87Sr/86Sr, нормированные на возраст 380 млн. лет, в изученных фазах близки между собой и варьируют в пределах 0.70303 – 0.70425. Наиболее низкие значения ISr(t) установлены в перовските и апатите из пироксенита, турьяита и фоидолита 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 36.

массива Вуориярви, а также в перовските из пегматоидной перовскит-апатитовой породы массива Озерная Варака. В пироксените и ассоциирующихся с ним рудах массива Африканда преобладает перовскит, апатит и титанит с более высокими значениями ISr(Т) = 0.7034 – 0.7042. Сопоставление с данными по изотопному составу стронция в валовых пробах этих же пород показывает, что в последних первичное отношение ISr(Т) несколько выше, однако находится в пределах погрешностей. В отличие от ISr(Т), значения Nd(Т) обнаруживают существенные вариации как в сосуществующих минералах, так и в содержащих их породах. Так, величины Nd(Т) для перовскита из оливинита, пироксенита, мелилитолита, как правило, значительно превышают таковые как для включающих их пород, так и для сосуществующих с ними апатита и титанита. Титанит, являющийся преобладающим титаносиликатом в фоидолитовых членах щелочноультраосновной серии, также демонстрирует более высокие значения Nd(Т) по сравнению с содержащей его породой. Среди апатитов выделяются две группы. Первая из них характеризуется значениями Nd(Т) = 5.5, близкими к сосуществующим перовскитам.

Для второй группы апатитов характерны более низкие значения Nd(Т) = 3.4, которые в первом приближении совпадают с оценками Nd(Т) = 3.3 для пород в целом. Какой-либо корреляции между значениями ISr(Т) и Nd(Т) не обнаруживается ни для одной из выборок каждой минеральной фазы. Полученные результаты свидетельствуют о значимых вариациях изотопного состава Sr и Nd в сосуществующих перовските, апатите и титаните.

Так, большинство проанализированных перовскитов наименее обогащены радиогенным стронцием и имеют наиболее высокие значения Nd. Сосуществующие апатиты характеризуются более высокими значениями первичного отношения Sr и меньшими значениями Nd. Изотопные составы Sr и Nd в титанитах находятся в пределах диапазона их вариаций в апатитах.

Возможны две причины наблюдаемых вариаций изотопного составов Sr и Nd в сосуществующих минералах. В качестве первой их них может быть предложена длительная кристаллизация пород и, соответственно, разновременность образования фаз, причем временной интервал кристаллизации был достаточен для смещения изотопных отношений и накопления за это время радиогенного стронция и изменения изотопного состава Nd. Расчет показывает, что интервал между образованием ранней фазы (перовскита) и поздней фазы (апатита или титанита) должен был бы составлять не менее 40 млн. лет, что явно противоречит геологическим и петрологическим данным.

В качестве второй, более вероятной причины указанных вариаций, может рассматриваться контаминация материалом коры, которая в минимальной степени затронула ранние кристаллизующиеся фазы и максимально проявилась во внутрикамерных условиях при окончательном становлении массивов. Петрологические данные показывают, что образование перовскита совместно с оливином и клинопироксеном происходит на самой ранней стадии кристаллизации щелочноультраосновной серии - на этапе, предшествующем поступлению мантийных расплавов в верхние горизонты коры [2]. Образующиеся на этом этапе перовскит-оливиновые и перовскит-пироксеновые породы имеют все признаки, позволяющие относить их к кумулатам щелочно-ультраосновной серии. Такие кумулаты, изученные нами в массивах Лесная Варака (оливин + перовскит) и Африканда (клинопироксен + перовскит), характеризуются изотопными составами Sr и Nd, наиболее близкими к деплетированной мантии. Изотопные характеристики перовскита, таким образом, максимально приближены к первичным изотопным отношениям в исходном меланефелинитовом расплаве. В отличие от этого, кристаллизация апатита, а также титанита происходила на заключительном этапе формирования пород, после заполнения расплавом магматической камеры, что допускает взаимодействие последнего с вмещающими раннедокембрийскими породами. Согласно проведенным расчетам, доля контаминанта, представляющего собой Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 37.

типичный архейский гнейс обрамления массива Озерная Варака, могла составлять примерно 2%. В частности, в обр. 25-AF из краевой зоны массива Африканда доля контаминанта достигала 6.5%.

Таким образом, изменение изотопных характеристик (Sr, Nd) щелочноультраосновных пород во многом обусловлено коровой контаминацией в ходе подъема родоначальных для них расплавов к поверхности и их кристаллизации в магматических камерах. Это приводит к тому, что изотопные характеристики (Sr, Nd) поздних кристаллизующихся фаз (апатит, титанит) не отражают первичные отношения изотопов Sr и Nd в исходной магме. Ближе всего первичным отношениям в исходных мантийных расплавах отвечают изотопные характеристики фаз (перовскита) ранних этапов кристаллизации.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (проект № 15-05-02116).

1. Wu F.Y., Yang Y.H., Xie L.W. et al. Hf isotopic compositions of the standard zircons and baddeleyites used in U–Pb geochronology // Chemical Geology. 2006. V. 234. P. 105–126.

2. Арзамасцев А.А., Арзамасцева Л.В. Геохимические индикаторы эволюции щелочноультраосновных серий палеозойских массивов Фенноскандинавского щита // Петрология.

2013. Т. 21. № 3. С. 277–308.

–  –  –

Сто лет назад началась изотопная абсолютизация геологического времени, а с середины прошлого века универсальным инструментом для этой цели становятся циркон и его уран-свинцовая система. В дальнейшем были получены надежные аналитические точные возрастные значения, отвечающие времени кристаллизации и времени метаморфизма. Не без оснований предполагалось, что измеренный возраст не только точный, но и отвечает определенному геологическому событию, а для подтверждения последнего, главной задачей становится получение конкордантных или близких к конкордантным значений. Смещение конкордантных значений вдоль конкордии, заведомо превосходящих аналитическую погрешность, отмеченное в ряде работ, они не привлекали особого внимания, так как, подобные наблюдения оставались немногочисленными.

Последние обстоятельства можно объяснить трудностью получения конкордантных аналитических данных с помощью химической и физической абразии гетерогенных цирконов и традиционных методов изотопного анализа TIMS. Положение радикально изменилось с приходом локальных методов изотопного анализа SIMS, когда объем измеренных возрастных данных увеличился многократно, и появилась возможность датирования «чистого» вещества. Локальные методы, с одной стороны, освободили исследователей от изнурительной борьбы за конкордантные значения, а с другой привели к неоднозначным результатам. Число исследований, в которых предоставлены данные, указывающие, на распределение конкордантных значений на десятки и сотни миллионов лет насчитывает около сотни работ. В некоторых случаях подобные конкордантные 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 38.

распределения, полученные локальными методами, забраковываются более точными измерениями методом TIMS, в ряде случаев получены совпадающие результаты.

На первый взгляд объяснение феномена «растяжки» возрастных данных кажется очевидным. Пока и поскольку имеет место сохранение термодинамических условий P-TX-A, обеспечивается рост цирконов при магматической кристаллизации или их перекристаллизация в процессе метаморфизма. Кратковременному сохранению условий отвечает точка на конкордии определяющая время (возраст) события. Однако более длительному сохранению термодинамических условий будет отвечать совокупность конкордантных значений, переходящая при большом числе измерений в сплошной (белый) спектр.

Механизм образования распределения точек на конкордии объясняется разными процессами:

1. Непрерывная потеря радиогенных изотопов свинца и образование, таким образом, микродискордий, примыкающих к конкордии.

2. Длительная генерация циркона в зоне кристаллизации или в метаморфической зоне.

3. Не полная перекристаллизация цирконов протолита [1, 2].

4. Длительное нахождение в коре, до 650 млн. лет [3].

Растяжка возрастных значений по конкордии, наиболее часто наблюдается в метаосадках, претерпевших метаморфизм гранулитовой или эклогитовой фации или несколько этапов высокотемпературного метаморфизма. В этом случае, основным механизмом является перекристаллизация c потерей свинца и промежуточные конкордантные значения не имеют геологического смысла. Реже, наблюдается кристаллизация на разных стадиях метаморфизма: на пике метаморфизма и ретроградной стадии, с перекристаллизацией ранее образованных фаз. В таких случаях можно говорить о длительности метаморфизма до 70-80 млн. лет, [4].

При магматической кристаллизации, эффект растяжки встречается реже. В работе [5], рассматривается кристаллизация анортозитов в условиях гранулитовой фации.

Длительность кристаллизации 631-549 млн. лет, около100 млн. лет, при этом наблюдается корреляция размера и трещиноватости циркона с возрастом, наименее мелкие и трещиноватые обломки имеют минимальный возраст, вероятно, имеет место перекристаллизация циркона.

За последние годы в ЦИИ получены десятки примеров сползания значений возраста по конкордии. Часто этот эффект наблюдался на докембрийских объектах Анабарского Щита, претерпевших два этапа метаморфизма гранулитовой фации. В пробе, отобранной из кристаллосланцев ядерной части Джелиндинского антиклинория, по ядрам гетерогенных цирконов получена растяжка возрастных значений по конкордии от 2741 до 2309 млн. лет, самое древнее ядро с возрастом 3014 ±12 млн. лет, конкордантный возраст метаморфических оболочек 1958 ±14 млн. лет. Вероятно, образование сползания возрастных значений по конкордии связано с присутствием ксеногенных и протолитовых ядер, в разной степени переработанных двумя этапами гранулитового метаморфизма.

В каждом конкретном случае необходимо доказывать реальный смысл полученных конкордантных значений и их связь с геологическими процессами. Для этого необходимо привлечение дополнительных методов изучения циркона. Кроме детального изучения микротекстур с помощью КЛ, необходимо изучение состава циркона, состава включений, термальной истории и изотопии гафния. Только после проведения этих исследований, можно надежно интерпретировать, полученные конкордантные значения возраста по циркону.

Заключение. Феномен образования последовательности индикаторных значений возраста в настоящее время отмечается большинством исследователей, хотя остается Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 39.

дискуссионным: насколько процесс является непрерывным, или это совокупность нескольких событий, каков реальный механизм генерации или регенерации цирконов и т.д. В данном случае факт существования феномена следует принять как данность, и соответствующим образом скорректировать понятия и термины, возраст кристаллизации и возраст метаморфизма, а в ряде случаев ввести термин длительности соответствующего процесса, что в итоге соответствует геологической сущности метаморфического или кристаллизационного процесса.

1. F. Corfu et al. Polymetamorphic evolution of the Lewisian complex, NW Scotland, as recorded by U-Pb isotopic compositions of zircon, titanite and rutile. Contrib Mineral Petrol (1994) 117: 215-228.

2. C. R. L. Friend, P. D. Kinny, G. J. Love. Timing of magmatism and metamorphism in the Gruinard Bay area of the Lewisian Gneiss Complex: comparison with the Assynt Terrane and implications for terrane accretion-reply. Contrib Mineral Petrol (2007) 153: 489-492.

3. R. M. Flowers et al. Stabilization and reactivation of cratonic lithosphere from the lower crustal record in the western Canadian shield. Contrib Mineral Petrol (2008) 156:529T. M. O Brien, E. L. Miller. Continuous zircon growth during long-lived granulite facies metamorphism: microtextural, U-Pb, Lu-Hf and trace element study of Caledonian rocks from the Arctic. Contrib Mineral Petrol (2014) 168:1071-1088.

5. Ashwal L.D., Tucker R.D., Zinner E.K. Slow cooling of deep crustal granulites and Pbloss in zircon. Geochimica et Cosmochimica Acta. 1999. V. 63. № 18. P. 2839–2851.

–  –  –

Одна из основных геохронологических проблем для самого раннего периода эволюции Земли – это установление времени зарождения и масштабов ранней коры.

Неоценимый вклад в изучение ранней коры Земли вносит акцессорный циркон древнейших пород. Этот минерал исключительно устойчив к внешнему воздействию и содержит неоценимую геохронологическую (U-Th-Pb изотопная система) и геохимическую (изотопный состав кислорода и гафния) информацию.

В данном исследовании мы попытались выявить древнейшие образования в пределах Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона (ВЕК), кристаллический фундамент которого погребен под осадочным чехлом, достигающим мощности до нескольких километров. Объектом изучения стали метаосадочные гнейсы большечеремшанской серии, которые слагают одну из наиболее хорошо прослеживающихся породных ассоциаций.

Изотопно-геохронологическая информация для 5 образцов большечеремшанской серии из скважин Ново-Елхово (20009-2051), Миннибаево (20000-498), Зай-Каратай (12930Федотово (3080-2) и Холмово (13273-1), полученная нами по акцессорным цирконам на 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 40.

многоколлекторном масс-спектрометре вторичных ионов (SIMS) Cameca IMS 1280 NORDSIM в Стокгольме представлена нами в [1]. Полученные данные продемонстрировали многообразие возрастных групп цирконов (3.8-2.5 млрд. лет), что свидетельствует о гетерогенном составе и возрасте пород как в питающей провинции в момент денудации пород, так и о нескольких этапах метаморфизма пород.

В данной работе мы представляем результаты изотопно-геохимического изучения (изотопы кислорода и гафния) в датированных цирконах, что позволило нам установить возраст разрушавшихся в момент накопления осадков пород и оценить геохимическую природу их протолита.

Определение изотопного состава кислорода циркона было проведено на многоколлекторном масс-спектрометре вторичных ионов (SIMS) Cameca IMS 1280 NORDSIM в Стокгольме в автоматическом режиме. Полученные данные были нормализованы к геостандарту циркона 91500, принимая величину 18O равную +9.86‰ [2].

Lu-Hf изотопный анализ циркона проводился на масс-спектрометре NU-Plasma HR с лазерной установкой LUV-213 (New Wave/Merchantec) в Университете Осло (Department of Geochiences). Для расчетов применялась константа распада 176Lu 1.867 x 10-11/г [3].

Результаты изучения изотопного состава кислорода цирконов из метаосадочных гнейсов большечеремшанской серии. Изотопный состав кислорода в цирконе из 5 проб глиноземистых гнейсов в целом соответствует величинам для циркона из архейских пород магматического генезиса ( 18O в пределах +6-+7 ‰). Некоторые отклонения в изотопном составе кислорода в сторону утяжеления наблюдаются в цирконе из метаосадков в скважине Зай Каратай (12930-2). Если наиболее древние цирконы в возрастном диапазоне 2.9- 3.8 млрд лет имеют типично ювенильный изотопный состав кислорода, около +6‰, то некоторая часть циркона моложе 2.8 млрд. лет имеет более тяжелый изотопный состав кислорода, вплоть до 18O =+8.0 ‰. Эта скважина находится в зоне интенсивных тектонических деформаций, что способствовало, по-видимому, циркуляции флюида при метаморфизме с более тяжелым изотопным составом кислорода.

Результаты изучения изотопного состава гафния цирконов из метаосадочных гнейсов большечеремшанской серии. В цирконе из тех же образцов глиноземистых гнейсов, в которых изучался изотопный состав кислорода, был изучен изотопный состав гафния. Для различных проб было выполнено от 60 до 20 измерений изотопного состава гафния.

Модельные возрасты совокупности циркона из каждой скважины были рассчитаны исходя из различного Lu/Hf отношения в мантийном и коровом резервуаре (Lu/Hf отношение в коровом резервуаре принималось равным 0.015, в мантийном – 0.023-0.03) [4]. Результаты рассмотрены на диаграммах изотопный состав гафния (176Hf/177Hf) vs возраст, млрд. лет.

Оценка модельного возраста (DM) преимущественно тоналит-трондьемитгранодиоритов (ТТГ) – основного источника терригенных цирконов (при величине Lu/Hf отношения в коровом резервуаре равном 0.015) дала усредненную величину 3.2-3.4 млрд.

лет. Однако для древнейших цирконов из проб Миннибаево, Зай-Каратай, Федотовская возраст мантийного протолита тоналитового циркона достигает и превышает 4.0 млрд лет.

Проведенное нами изотопно-геохронологическое и изотопно-геохимическое исследование установило существование фрагментов древней палео- а, возможно, и эоархейской коры в Волго-Уральском сегменте ВЕК. Древнейшие терригенные цирконы поступили в осадок при денудации пород преимущественно ТТГ состава возрастом 3.4-3.8 млрд лет, а выплавление протолита древнейших ТТГ из мантии произошло около 4.0 млрд лет назад. Это совпадает с оценками возраста коры и мантии Волго-Уралии при образовании позднеархейских гранитоидов Бакалинского блока [5].

Если сравнить полученную геохронологическую и изотопно-геохимическую информацию для детритовых цирконов из метаосадков большечеремшанской серии ВолгоУралии с результатами изучения древнейших цирконов в метаосадках Приазовского блока Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 41.

Украинского щита [6], то полученные как возрастные спектры, так и результаты исследования изотопного состава кислорода и гафния очень близки, что свидетельствует в пользу как близкого времени заложения, так и эволюции рагнней коры Волго-Уральского и Сарматского сегментов ВЕК.

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН №4 и проектов РФФИ №№ 12-05-00186 и 15-05-08125

1. Е.В.Бибикова, С.В.Богданова, А.В.Постников и др. Ранняя кора Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона: изотопно-геохронологическое изучение терригенного циркона из метосадочных пород большечеремшанской серии и их Sm-Nd модельный возраст // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015. Т. 23. № 1. С.3-26.

2. Nemchin, A. A., Pidgeon, R. T. & Whitehouse, M. J. Re-evaluation of the origin and evolution of 4.2 Ga zircons from the Jack Hills metasedimentary rocks. Earth Planet Sci Lett 2006.

244, 218-233.

3. Sderlund, U., Patchett, P.J., Vervoort, J.D., Isachsen, C.E., The 176Lu decay constant determined by Lu–Hf and U–Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions // Earth Planet. Sci. Lett.2004. 219. P. 311–324.

4. Griffin W.L, E.A. Belousova, C. O'Neill, et al. The world turns over: Hadean–Archean crust–mantle evolution // Lithos. 2014 189. P. 2–152.

5. Bogdanova, S.V., De Waele, B., Bibikova E.V. et al. Volgo-Uralia: the first U-Pb, Lu-Hf and Sm-Nd isotopic evidence of preserved Paleoarchean crust // American Journal of Science.

2010. 310. Р.1345-1383.

6. Бибикова Е. В., Федотова А. А., Клаэссон С. и др. Ранняя кора Приазовского домена Украинского щита:изотопно-геохронологическое и геохимическое изучение терригенных цирконов метаосадочных пород Федоровской структуры // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2012. Т.20. № 2. С. 13–26

–  –  –

Нижневендские толщи в Средне-Русском авлакогене, лежащие с размывом на кристаллическом фундаменте и рифейских комплексах, отличаются своеобразной ассоциацией ледниковых отложений, включая тиллиты и диамиктиты, и вулканогенных пород, главным образом, кислого состава общей мощностью от 50 до 1500 м [3]. Среди последних особый интерес представляют туффизиты, флюидизированные пирокластические продукты взрывного вулканизма.

Изученные нами крупно-среднезернистые кислые туффизиты из скважины 11 Даниловской площади (глубина 2938-2945 м) сложены слегка окатанными обломками крупнозернистого микроклин-пертитового гранита с гранатом, сильно серицитизированных микроклина и плагиоклаза, оплавленного кварца, находящихся в криптозернистой флюидальной матрице цоизит-хлорит иллитового состава, иногда с чешуйками графита.

Цирконы трех типов, выделенные из этих пород, были датированы U-Pb методом на ион-ионном микрозонде Cameca IMS1270 (NORDSIM, Шведский музей национальной 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 42.

истории, Стокгольм) в соответствии с методикой, описанной в Whitehouse et al. (1999).

Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [4].

Цирконы I типа представлены субидиоморфными призматическими и длиннопризматическими полупрозрачными трещиноватыми кристаллами светлорозового цвета. Внутреннее строение кристаллов циркона характеризуется хорошо выраженной осцилляторной зональностью. Иногда в них присутствуют ксеногенные ядра.

Некоторые зональные кристаллы циркона и их обломки обрастают незональными оболочками с пониженной люминесценцией. Величины возраста (207Pb/206Pb) циркона I типа находятся в интервале 2507-2545 млн. лет (среднее 2534 млн. лет). Возраст отдельных кристаллов составляет 2.69-2.68 млрд. лет.

Циркон II типа представлен короткопризматическими и субизометричными прозрачными и полупрозрачными бесцветными или светло-розовыми зернами, выделяющиеся повышенной люминесценцией, слабо выраженной зональностью и секториальностью. В некоторых зернах наблюдаются интенсивно корродированные зональные ядра. Для циркона II типа характерны пониженные содержания U (27-90 мкг/г) и повышенное Th/U отношение (0.6-0.8). Значение возраста (207Pb/206Pb) циркона изменяется от 1924 до 2034 млн. лет (среднее 1982 млн. лет). Образование такого циркона, очевидно, связано с высокотемпературным метаморфизмом. Присутствуют также единичные кристаллы циркона типа, имеющего призматический и III короткопризматический облик, розовую окраску, однородное внутреннее строение и крайне низкую интенсивность люминесценции. Этот циркон обладает сравнительно высокими (550-590 мкг/г) концентрациями U и пониженным (0.08-0.2) Th/U отношеним.

Возраст (207Pb/206Pb) этого циркона варирует между 1580 и 1680 млн. лет.

Результаты U-Pb изотопных исследований цирконов из нижневендских туффизитов Даниловского блока свидетельствуют о том, что основным источником пирокластического материала являлись гранитоиды позднеархейского (2.68 млрд. лет) и, главным образом раннепротерозойского возраста (2.54 млрд. лет). Они могут характеризовать состав и возраст кристаллического фундамента, подстилающего нижневендские отложения в Даниловском блоке. Высокоглиноземистые гнейсы и микроклиновые граниты с гранатом известны по данным бурения фундамента в этом блоке Средне-Русского авлакогена, однако гранитоиды S-типа и возможный метаморфизм с возрастом 2.54 млрд. лет неизвестны в прилегающей части Карельского протократона [2]. Также экзотическими для Фенноскандии являются метаморфические (гранулитовые ?) цирконы возраста 1.98 млрд. лет, они могли попасть в туффизиты из детритового материала нижневендских осадков. Не менее своеобразны детритовые метаморфические цирконы с возрастом 1.68-1.58 млрд. лет, скорее всего связанные с внутриплитным магматизмом типа анортозит-рапакиви гранитного, широко проявленного на юге Фенноскандинавского щита [1].

1. Ларин, А. М. Граниты рапакиви и ассоциирующие породы. СПб. Наука, 2011. 402 c.

2. Слабунов, А. И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита). Петрозаводск. Институт Геологии Карельского Научного Центра РАН, 2008. 296 c.

3. Хераскова, Т.Н., Волож, Ю.А., Воронцов, А.К., Певзнер, Л.А., Сычкин, Н.И.

Условия осадконакопления в рифее и раннем венде в центральной части ВосточноЕвропейской платформы // Литология и полезные ископаемые. 2002. Т. 1. С. 77-92.

4. Stacey, J. S. and Kramers, J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. 1975. 26. C. 207–221.

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 43.

5. Whitehouse, M. J., Kamber, B. S. and Moorbath, S. Age significance of U-Th-Pb zircon data from early Archaean rocks of west Greenland-a reassessment based on combined ionmicroprobe and imaging studies. // Chemical Geology. 1999. 160. Р. 201–224.

–  –  –

Геохронологические данные для породообразующих и акцессорных минералов позволяют оценить время охлаждения докембрийских комплексов при «падающих»

значениях термодинамических (Р-Т) параметров. Совокупность подобных данных для различных “тандемов” (минерал+изотопная система) определяется не совсем точным термином “термохронология”. Возможность построения термохронологической прямой для ретроградной стадии метаморфизма предоставляют минералы из метасоматитов Кейвского террейна. Породы террейна образовались за счет переработки вулканогенного и осадочного материала во время верхнеархейского амфиболитового метаморфизма [Bridgwater et.al., 1998]. На схематическом рисунке наряду с данными для цирконов [Бушмин и др., 2011], приведены результаты анализа породообразующих минералов, которые содержат как более древние включения, так и более молодые обрастания. Те и другие являются преимущественно фосфатами, достаточно легко удаляемыми с помощью сернокислотного выщелачивания. Тем не менее, используя исходные не подвергнутые выщелачиванию образцы гранатов и ставролитов, можно получить косвенную информацию о возрасте включений и обрастаний. Измеренный таким образом Sm-Nd возраст граната с включениями, составляющий 2111±29 млн. лет, отвечает смешанному возрасту граната и ксенотима. Содержание неодима в гранате с включениями составляет

1.7 ppm, а в выщелоченном гранате 0.1 ppm. Однако относительная доля монацита и ксенотима в гранате неизвестна. Реальный возраст ксенотима и монацита, скорее всего, верхнеархейский. Молодые фосфатные обрастания на ставролите синхронны с обрастаниями на свекофеннских цирконах (см. рис. 1) или несколько моложе последних.

–  –  –

Присутствие обрастаний в исследованных образцах ставролитов может показаться неожиданным, так как температура протерозойского метаморфизма может превысить пороговую температуру для ставролита ( 650°С). Однако, ставролиты могут образоваться на ретроградной стадии при более низкой температуре за счет обратных реакций [Adashi et.al., 1990; Johnson, Braun, 2004], например, таких как Sp+Grt+Sil+H2O = St [Baba et.al., 2012] или Grt+Chl+Ms+Qtz = St+Bt+H2O [Yung, Pattison, 2006]. В данном случае первая реакция является примущественной, вторая работает скорее в случае метаосадков. Как можно видеть, интервал закрытия U-Pb изотопной системы для ставролитов оказывается достаточно высоким, во всяком случае он не уступает по интервалу закрытия Sm-Nd системы гранатов и значительно превосходит интервал закрытия Rb-Sr системы для слюд (см. рис. 1). В свою очередь, для последних отмечается более высокая термоустойчивость мусковитов по сравнению с биотитами.

Часто полученные термохронологические данные используются для оценки скорости охлаждения метаморфических комплексов. Примеры подобной интерпретации достаточно многочисленны. Использование для этих целей “табличных” значений температуры закрытия изотопных систем в различных минералах могут привести к сомнительным результатам, если принимать во внимание известную неопределенность вычисленных значений температуры закрытия [Левский, Морозова, 2009]. В настоящей работе мы используем более общий термин “интервал” закрытия изотопных систем. Более продуктивным, хотя и более трудоемким, является получение термохронологических прямых с разным наклоном для различных блоков метаморфических комплексов, что позволяет делать более обоснованные выводы об относительной скорости охлаждения.

Для построения прямых используются одни и те же минералы, однако, наклон прямой А превышает наклон прямой Б (см. рис. 2). Соответственно, блок А охлаждается быстрее.

Отсюда следует, что мы отказываемся от “количественной” оценки скоростей охлаждения и приходим к их относительной, но реальной оценке.

–  –  –

Рис. 2. Относительные скорости остывания различных блоков метаморфического комплекса.

Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и песпективы 45.

ПЛИОЦЕНОВЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ЦЕНТРЫ ЭЛЬБРУССКОЙ

ОБЛАСТИ БОЛЬШОГО КАВКАЗА: ХРОНОЛОГИЯ ИЗВЕРЖЕНИЙ,

Sr-Nd ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ПОРОД

С.Н. Бубнов, В.А. Лебедев, А.Я. Докучаев, Ю.В. Гольцман, Т.И. Олейникова Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН), Москва Подавляющее большинство выходов продуктов плиоценового магматизма Большого Кавказа сосредоточено в пределах Эльбрусской неовулканической области. Они сложены вулканитами, нередко в ассоциации с гранитоидами гипабиссального и субвулканического облика, и являются продуктами активности Чегемского (ЧВЦ) и недавно выделенного Тырныаузского (ТВЦ) [1] вулканических центров.

Первая фаза активности ЧВЦ (конец раннего плиоцена) маркирована извержениями андезибазальтовых вулканов Сурх и Крандух (3.8-3.7 млн. лет назад) [2, 3 и др.]. В начале второй (эксплозивной) фазы активности ЧВЦ (конец среднего плиоцена) в верховьях р.

Чегем проявлял активность крупный вулкан, на месте которого около 2.8 млн. лет назад [3 и др.] возникла Верхнечегемская кальдера. Такой же возраст имеют пирокластические образования Нижнечегемского нагорья – 2.8 млн. лет [3 и др.]. В это же время сформировался интрузивный массив гранодиорит-порфиров Джунгусу. Заключительная фаза активности центра (2.8-2.7 млн. лет назад) [3 и др.] отмечена извержениями андезитовых стратовулканов Кумтюбе и Кюйгенкая.

Время проявления магматической активности ТВЦ – средний-поздний плиоцен (~3.0

– ~1.8 млн. лет назад) [1]. Ее начальная фаза отмечена развитием эксплозивного вулканизма около 3-2.75 млн. лет назад в истоках рек Малка и Ирик. Вторая (позднеплиоценовая) фаза ТВЦ в основном отмечена развитием интрузивного кислого магматизма 2.5–2.1 млн. лет назад [1 и др.]. Ее продуктом является один из наиболее молодых интрузивов планеты – Эльджуртинский гранитный массив. Заключительная фаза активности ТВЦ (1.95–1.8 млн.

лет назад) отмечена проявлениями эффузивного и интрузивного магматизма [1, 4].

Продуктами ее активности являются Кыртыкский лакколитообразный массив, дайки и штоки риолитов и витрофиров Тырныаузского рудного поля, дайки фельзитов и туфолавы басс. р. Бийтик-Тёбе и другие проявления.

Анализ Sr-Nd изотопных характеристик магматитов последовательных фаз активности плиоценовых вулканических центров региона выявил следующее.

Вариации начальных изотопных отношений 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd в известковощелочных андезибазальтах начала активности ЧВЦ крайне невелики и, соответственно, составляют 0.70460-0.70467 и +1.7…+2.2 в единицах Nd [2, 5]. Начальные изотопные отношения 87Sr/86Sr в известково-щелочных и K-Na субщелочных кислых пирокластических породах Нижнечегемского нагорья второй (преимущественно эксплозивной) фазы активности центра – 0.70578-0.71063 при Nd= 0.5…1.7 [5 и наши данные]. Предполагают, что массив Джунгусу – часть резургентного купола Верхнечегемской кальдеры (ВК) [3 и др.], что предусматривает генетическое родство образовавшихся на второй фазе активности центра известково-щелочных гранитоидов массива и обычно известково-щелочных риолитовых внутрикальдерных туфов и игнимбритов. На генетическое родство резургентных гранитоидов и продуктов эксплозивной активности указывают геохимические данные: на вариационных диаграммах точки их составов образуют единые поля или выдержанные эволюционные тренды. Вариации начальных отношений 87Sr/86Sr и Nd/144Nd в пирокластических образованиях ВК составляют, соответственно, 0.70553и 0.51259-0.51262 (0.9…0.3 в единицах Nd) [5 и наши данные]. В подавляющем большинстве пород массива Джунгусу вариации начальных отношений 87Sr/86Sr составляют 2–5 июня 2015 г., Санкт-Петербург 46.

0.70477-0.70571, а 143Nd/144Nd – 0.51261-0.51275 (0.6…+2.1 в единицах Nd). Как видно из этих данных, породы ВК имеют в целом более радиогенный состав Sr и менее радиогенный состав Nd по сравнению с гранитоидами массива Джунгусу. Это объяснимо увеличением со временем доли мантийной компоненты в материнских расплавах пород кальдерообразующей фазы активности ЧВЦ, либо «загрязнением» внутрикальдерных туфов и игнимбритов материалом MZ-PZ фундамента.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |


Похожие работы:

«Приложение 1 Утверждена приказом ректора ФГБОУ ВО Казанский ГМУ Минздрава России от 30 сентября 2016 года №2163 Программа по химии Содержание программы соответствует стандарту основного общего образова...»

«Программа вступительных испытаний по математике (9 класс) ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ На экзамене по математике поступающие в Банковскую школу должны показать: 1) Четкое знание математических определений и теорем, основных...»

«1. Цели освоения дисциплины Целями освоения дисциплины «Математическое моделирование и методы оптимизации» является: дать необходимые знания по теоретическим основам математического моделирования и ме...»

«УЧРЕЖДЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК ИНСТИТУТ ЯДЕРНОЙ ФИЗИКИ им. Г.И. Будкера СО РАН СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РАН (ИЯФ СО РАН) Д.Е. Беркаев, Е.В. Быков, В.Р. Козак, С.В. Тарарышкин ИЗМЕРИТЕЛЬ ВР...»

«Содержание Предисловие Глава 1. Теория вероятностей и математическая статистика в MS Excel §1. Встроенные функции дискретных распределений. 9 §2. Макросы для дискретных распределений §3. Встроенные функции непрерывных распределений. 23 §4. Инструмент Гистограмма §5. И...»

«Неполная информация И.В.Кацев (СПб ЭМИ) Заключение 2012 1 / 12 Неполная информация Известно не все о противниках рассматриваем математическое ожидание. Пример: дуополия по Курно. И.В.Кацев (СПб ЭМИ) Зак...»

«Волгоградский государственный университет Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего профессионального образования Адрес: 400062, г. Волгоград, пр-т Университетский, 100 Телефон: (8442) 460-27. Факс: E-mail: rector@volsu.ru. Сай...»

«Модуль 1. ВВЕДЕНИЕ. СОВРЕМЕННЫЕ ПРОБЛЕМЫ ОБРАБОТКИ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ДАННЫХ ТЕМА 1 1.1. Введение Предметом изучения данного курса являются алгоритмы, математические модели, параметрические и непараметрические методы обработки и анализа экспериментальных данных. Окружающий нас мир насыщен информацией – разнообразные потоки д...»

«Сергиенко П.Я. ТОПОЛОГИЯ ТОРСИОННОГО ПРОСТРАНСТВА И ЕЕ МАТЕМАТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ В начале нашего века проявился огромный интерес к теореме А.Пуанкаре в связи с отказом Г.Я.Перельмана от премии...»

«Наука в СССР: Через тернии к звездам Ю. С. Владимиров МЕЖДУ ФИЗИКОЙ и МЕТАФИЗИКОЙ Книга четвертая ВСЛЕД ЗА ЛЕЙБПИЦЕМ И МАХОМ URSS МОСКВА ББК 22.Зф 87.1 Владимиров Юрий Сергеевич Между физикой и метафизикой. Кн. Вслед за Лейбницем и Махом. М....»

«ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ВЫСОКИХ ЭНЕРГИЙ ИФВЭ 93-115 ОЭИУНК В.Н.Гребенев1, Р.И.Джелядин, А.Н.Карюхин, А.К.Коноплянников, С.В.Копиков, А.И.Логинов1, А.А.Малолетнев1, А.Л.Микаэлян1, А.П.Пичугин1, Н.ОЛорошин1, А.В.Шишков1 ВЕРШИННЫЙ МИКРОСТРИПОВЫЙ ДЕТЕКТОР (КОНС...»

«ХИМИЯ РАСТИТЕЛЬНОГО СЫРЬЯ. 2010. №2. С. 49–52. УДК 576.6.086.83:661.72.093.8 ПОЛУЧЕНИЕ БИОЭТАНОЛА ИЗ ВЕГЕТАТИВНОЙ ЧАСТИ ТОПИНАМБУРА Н.А. Чупрова, Т.В. Рязанова* © Сибирский государственный техн...»

«Крючков Артём Сергеевич СУБЛИМАЦИЯ КРИСТАЛЛОВ ТРИБРОМИДОВ ЛАНТАНИДОВ (La, Ce, Pr, Ho, Er, Lu) В РЕЖИМАХ КНУДСЕНА И ЛЕНГМЮРА ПО ДАННЫМ ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНОЙ МАСС-СПЕКТРОМЕТРИИ 02.00.04 – Физическая химия Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата химических наук И...»

«873 УДК 577.11 Использование фенол-хлороформной экстракции и ионообменной хроматографии для изучения экспрессии генов CYT-MDH и MT-MDH в щитках кукурузы Попов В.Н.1, Мальцева Е.В.1, Грабельных О.И.2, Стробыкина А.С.3, Горшенёва Е.Б.4, Л...»

«ЛАЗЕРНО-МОЛЕКУЛЯРНОЕ РАЗДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПОВ УРАНА А.А.Котов, В.Ю.Баранов, Е.И.Козлова, Ю.А.Колесников с °! ГНЦ РФ Троицкий институт инновационных и термоядерных исследований ^j 142190 Троицк, Московская область, FAX: (095) 334 5660, ^I e-mail: kolesnik@triniti.ru Fo I i \ Введение. Работы по лазерно-молекулярному методу разделения изотопов...»

«Аннотации к рабочим программам (3-4 классы) по УМК «Школа России» Аннотация к рабочей программе дисциплины «Математика» Программа по математике составлена на основе Федерального государственного образовательного стандарта начального общего образования, авторской программы М. И. Моро, Ю. М. Колягина, М....»

«ПОЛЕ СОВРЕМЕННЫХ НАПРЯЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ НА САЙТЕ ИФЗ РАН «GLOBAL STRESS MAP” М.Б. Ахмедов, А.В. Шлюнкин2, И.В. Лукьянов3, Ю.Л. Ребецкий4 – Московский Государственный Университет, Мех.-мат. фак.– Московский Государственный Университет, Выч.-мат. фак.– СУНЦ им. Колмогорова – Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта РАН...»

«UL АКАДЕМИЯ НАУК СССР IX ВСЕСОЮЗНАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ ПО ЭКСТРАКЦИИ ТЕЗИСЫ ДОКЛАДОВ МОСКВА 1991г. АКЛДВСЯ Ш Х COCP ц воюоюаш гоюЕращш по ЭКСТРАКЦИИ* 1 Ш доводов OOP. I»I r. МОСКВА Z99I дкддаш ник ОХР охдганик «ешшмии и таиоаогш НЕОРГАНИЧЕСКИХ шатшт ОЗДШНИЕ ОЩВЙ И ТЯО...»

«http://www.izdatgeo.ru Геология и геофизика, 2009, т. 50, № 10, с. 1119—1130 УДК 553.491.8:552.3(925.15/16) ИЗОФЕРРОПЛАТИНОВАЯ АССОЦИАЦИЯ МИНЕРАЛОВ ИЗ РОССЫПИ РЕКИ БУРГАСТАЙН-ГОЛ (Западная Монголия) Т. Оюу...»

«НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ЦЕНТР «КУРЧАТОВСКИЙ ИНСТИТУТ» ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ВЫСОКИХ ЭНЕРГИЙ ИФВЭ 201510 Г.И. Бритвич, М.Ю. Костин, А.В. Сухих С.К. Черниченко, А.А. Янович Активационный детектор импульсного нейтронног...»

«ПРОТОКОЛ № 4 заседания Ученого совета ФГБУН Математический институт им. В.А. Стеклова Российской академии наук г. Москва 25 октября 2012 г. Состав Ученого совета, утвержденный Постановлением Бюро От...»








 
2017 www.pdf.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - разные матриалы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.