from 01.01.1988 until now
Russian Federation
UDK 552.32 Известково-щелочные породы
The Pechora Basin is the largest tectonic structure of the Pechora Plate. It is located between the Timan and the Cis-Ural Foredeep. The Upper Precambrian sedimentary-metamorphic and igneous rocks of the basement are completely overlain by a sedimentary cover, therefore, the geological structure of the basement is known only on the basis of geophysical data and core samples from boreholes up to 5 km deep. The basement has a heterogeneous structure. It includes complexes of the Late Precambrian passive margin of the East European continent, which compose the Timan megablock (Izhma zone with Timan adjoining from the southwest) and formations formed in an active margin geodynamic setting combined into the Bolshezemel megablock (Pechora and Bolshezemel zones). The boundary between megablocks is the Pripechora fault (suture) zone. The age of igneous rocks of the basement is debatable; therefore, U-Pb (SIMS) studies of single zircon grains are undertaken to specify it. The article presents petrogeochemical data and U-Pb (SIMS, SHRIMP-RG) ages of zircon grains from plutonic rocks of the Pechora zone belonging to the Bolshezemel megablock drilled by two boreholes at depths of ~ 4.5 km. The obtained results indicated two episodes of island-arc magmatism. The first took place at the end of the Riphean, and the second was confined to the Early–Late Vendian boundary. The age of gabbrodiorites from the 1-Severny Savinobor borehole, interpreted as early island-arc rocks, is 673 ± 7 Ma. Late island-arc plagiogranites from the 1-Novaya borehole yield the age of 564 ± 5 Ma and precede the orogenic granitoids of the Pripechora fault zone which are dated (U-Pb) to 555—544 Ma.
Pechora Basin, Pechora zone, Neoproterozoic, basement, gabbrodiorites, plagiogranites, zircon, U-Pb age
Введение
Возраст осадочно-метаморфических и магматических комплексов, слагающих верхнедокембрийский фундамент Тимано-Печорского сегмента литосферы, отождествляемого с Печорской (Тимано-Печорской) плитой, длительное время остается предметом дискуссий. Его актуальность обусловлена наблюдаемым в научной литературе последних лет повышенным интересом к реконструкции докембрийского этапа развития Арктического сектора Земли, а корректное решение в немалой степени зависит от обоснования возраста структурно-вещественных комплексов современными прецизионными методами изотопной геохронологии.
В настоящее время при изотопном датировании магматических, метаморфических и осадочных пород наиболее востребованным изотопным минералом-хронометром является циркон. Современная масс-спектрометрическая аппаратура позволяет проводить локальный изотопный анализ Pb нанограммовых и меньших содержаний в пределах индивидуального зерна посредством масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на ионных микрозондах. Именно такие исследования предпринимаются нами для выяснения времени проявления интрузивного магматизма в докембрийской эволюции Печорской синеклизы.
Общие сведения по геологии Печорской синеклизы
Печорская синеклиза представляет собой крупную региональную тектоническую структуру в составе Печорской плиты, занимая пространство между Тиманом и Предуральским краевым прогибом, а Тиман является юго-западным ограничением плиты и включается в ее состав (рис. 1). Гетерогенный фундамент Печорской синеклизы слагают верхнедокембрийские осадочно-метаморфические и прорывающие их позднедокембрийские магматические образования, повсеместно погребенные под ордовикско-кайнозойским платформенным чехлом. На основании геофизических данных и результатов бурения в составе фундамента Печорской плиты по вещественному составу и характеру магматизма выделяются Большеземельская, Печорская, Ижемская и Тиманская зоны. Две первые зоны объединяются в Большеземельский мегаблок, а две вторые — в Тиманский мегаблок (Дедеев и др., 1974; Белякова, 1983; Дедеев, Запорожцева, 1985; Белякова и др., 2008). Граница между мегаблоками проводится по Припечорской разломной зоне, состоящей из Чаркаю-Пылемецкого и Илыч-Чикшинского глубинных разломов, простирающихся в северо-западном направлении от Урала до Печороморской впадины (Костюченко, 1994; Оловянишников и др., 1996). Разломы, не выраженные на поверхности, зафиксированы по положительной магнитной аномалии, именуемой Припечорской (Гафаров, 1970). Её продолжением в приуральской части плиты является Денисовская магнитная аномалия, создаваемая телами пород базитового и ультрабазитового состава, слагающими позднедокембрийские комплексы этой части региона (Иванов и др., 1986). Связь Припечорской аномалии с изверженными породами подтверждается результатами глубокого бурения.
Мощность платформенного чехла изменяется от 4—7 км в центральных частях впадин Печорской синеклизы до 1—4 км на сводах и поднятиях, поэтому выяснение строения и геодинамического развития фундамента синеклизы затруднено по причине ограниченности геологической информации, получаемой исключительно по керну более чем 200 скважин разных категорий глубиной до 5 км (Белякова и др., 2008).
Тиманский мегаблок формируют среднерифейские(?) — верхнерифейские терригенные и в меньшей степени карбонатные породы, выходящие на поверхность в пределах Тимана. В Ижемской зоне вскрытые скважинами сланцы того же возраста, с резким несогласием перекрываемые палеозойским осадочным чехлом, вполне сопоставляются по составу протолита со сланцами Тимана. Среди интрузивных образований преобладают гранитоиды, отдельными скважинами вскрыты монцониты, сиениты и диориты.
В Печорской зоне, включающей Припечорскую зону разломов, фундамент сложен дислоцированными верхнерифейско-вендскими (?) вулканогенными породами базальт-андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии и их туфами с прослоями филлитовидных сланцев. Интрузивные образования кислого, среднего, основного и ультраосновного состава устанавливаются по геофизическим данным и по результатам бурения.
В Большеземельской зоне бурением вскрыта верхняя часть разреза фундамента, представленная верхнерифейско-вендскими (?) красноцветными и сероцветными ритмично-слоистыми терригенными и туфо-терригенными отложениями, среди которых существенна роль туффитов и кислых вулканитов. На более низких стратиграфических уровнях предполагается значительное развитие основных и ультраосновных пород. Скважинами вскрыты граниты и габбро.
Общее строение фундамента Печорской синеклизы и наблюдаемый спектр магматических пород послужили основанием интерпретировать Тиманский мегаблок как северо-восточную (в современных координатах) пассивную континентальную окраину Восточно-Европейского континента (Пучков, 1975; Гецен, 1991). Она простиралась до Припечорской зоны разломов, представляющей собой сутуру орогена Тиманид — след замыкания Печорского океана (Белякова, Степаненко, 1990, 1991; Пучков, 2005; Белякова и др., 2008) в результате аккреционных (Белякова и др., 2008) или коллизионных (Кузнецов и др., 2006, 2007) процессов. В этой зоне, а также в расположенных северо-восточнее Печорской и Большеземельской зонах обнаруживаются породы, образовавшиеся в условиях активной окраины (Белякова, Степаненко, 1991; Довжикова и др., 2000; Белякова и др., 2008).
До конца прошлого столетия суждения о возрасте магматических пород фундамента Печорской синеклизы, преимущественно гранитоидов, основывались на незначительном количестве K-Ar-возрастных определений (Акимова, 1980; Андреичев, Литвиненко, 2007; Gee et al., 2000), полученных в 70-е годы. Основная часть датировок приходилась на интервал 600—500 млн лет, что и давало основание считать породы венд-кембрийскими. Дальнейшие геохронологические исследования гранитов, а также диоритов были связаны с 207Pb/206Pb-датированием единичных зерен циркона методом ступенчатого испарения свинца (Kober, 1986, 1987) из пород Ижемской, Печорской и Большеземельской зон (Gee et al., 2000). Полученные значения возраста образуют узкий диапазон 567—551 млн лет, отвечающий границе раннего-позднего венда, которой в отечественной шкале геологического времени отводится интервал 570—555 млн лет (Стратиграфический кодекс…, 2006). При датировании индивидуальных зерен циркона по отношению радиогенных изотопов свинца отсутствует контроль конкордантности, поэтому соответствие измеренного 207Pb/206Pb-отношения (возраста) времени образования циркона и, соответственно, вмещающей его породы, остается в области предположений.
Таким образом, неопределенность возраста интрузивного магматизма фундамента Печорской синеклизы сохраняется, и для ее разрешения необходимы дополнительные аргументы. С этой целью нами были предприняты U-Pb (SIMS)-исследования циркона и получены современные возрастные данные по гранитоидам из разных зон.
В Ижемской зоне возраст цирконов из гранитов в скв. 1-Нижняя Омра составил 602 ± 2 млн лет, в скв. 1-Прилукская — 595 ± 14 млн лет, а в скв. 11-Малая Пера — 557 ± 1 млн лет (Андреичев и др., 2014б). Гранитоиды Припечорской разломной зоны, вскрытые скважинами 1-Чаркаю, 1-Южная Чаркаю, 1-Восточная Чаркаю и 54-Седуяха, объединяются в чаркаюский комплекс гранодиоритов и амфибол-биотитовых гранитов. По цирконам из всех скважин получены близкие значения возраста в интервале 555—544 млн лет (Андреичев и др., 2014а; Андреичев и др., 2017), свидетельствующие об их формировании при завершении тиманского тектогенеза в позднем венде. Сопоставимые результаты были получены по цирконам из гранитоидов Большеземельской зоны. Возраст цирконов из гранодиоритов в скв. 2-Веяк составил 607 ± ± 6 млн лет (Андреичев и др., 2023).
В настоящем сообщении мы приводим первые геохимические и U-Pb-данные по интрузивным породам из скважин 1-Северный Савинобор и 1-Новая, пробуренных в Печорской зоне (рис. 1).
Mетоды исследования
Концентрации петрогенных элементов, представленных в виде оксидов, определены методом традиционного химического анализа («мокрой химии») в ТП НИЦ (Ухта). Определения содержаний элементов-примесей выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП «Геоаналитик» Института геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург), процедуры опубликованы (Ронкин и др., 2005).
U-Pb-датирование индивидуальных зерен циркона было выполнено на вторично-ионном микрозонде обратной геометрии SHRIMP-RG, принадлежащем Стэнфордскому университету и Геологической службе США, согласно стандартным процедурам (Ireland, Gibson, 1998; Coble et al., 2018). Катодолюминесцентные изображения цирконов были получены в той же лаборатории на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600, оснащенном катодолюминесцентным детектором. Обработка полученных аналитических данных проведена с использованием программы SQUID-2 (Ludwig, 2009). При построении диаграмм с конкордией в координатах 207Pb/235U — 206Pb/238U использовалась программа ISOPLOT/Ex (Ludwig, 2012). Отношения Pb/U нормированы на значение 206Pb/238U = 0.0668 в стандартном цирконе TEMORA, что соответствует возрасту 416.75 млн лет (Black et al., 2003).ет (Black et al., 2003).
Петрогеохимическая характеристика пород
В скв. 1-Северный Савинобор в интервале 4123—4744 м (забой) вскрыты диориты, на отдельных участках переходящие в габбродиориты и амфиболовые габбро, которые секутся телами микродиоритов и плагиогранитов с видимой мощностью от первых дециметров до 1—2 м. Диориты (рис. 2, a) — средне- и мелкозернистые массивные породы, сложенные зональным плагиоклазом состава An45–55 в центральных частях зерен и An45–30 по краям (40—60 об. %), зеленой роговой обманкой (20—35 об. %), кварцем (5—10 об. %), биотитом (0—10 об. %). Структура породы гипидиоморфнозернистая. Из вторичных минералов развиты хлорит, эпидот, клиноцоизит, карбонат, лейкоксен; из акцессорных — апатит, магнетит, гранат, циркон, титанит. Габбродиориты и амфиболовые габбро отличаются более высокими содержаниями темноцветных минералов. Химический состав пород представлен в табл. 1. Согласно петрохимической классификации породы относятся к семействам габброидов (габбро) и диоритов (габбродиориты и диориты).
Содержания и характер распределения элементов-примесей (табл. 2, рис. 3) в исследованных габбродиоритах (обр. 37, инт. 4474—4480 м) типичны для пород, образовавшихся в геодинамической обстановке незрелой островной дуги (Белякова и др., 2008). Для габбродиоритов характерны несколько повышенные по сравнению со средним составом нормальных толеитовых базальтов срединно-океанических хребтов (NMORB) (Pearce, 1982) содержания крупноионных литофильных элементов — K (0.6 %), Rb (10 г/т), Ba (223 г/т), Sr (311 г/т), а также Th (1.01 г/т) при заметном обеднении высокозарядными литофильными элементами — Ce (19.99 г/т), Sm (2.71 г/т), Yb (1,55 г/т), Y (9 г/т), Ta (0.14 г/т), Nb (1.88 г/т), Ti (0.33 %), Zr (12 г/т), Hf (0.77 г/т) и низких концентрациях Ni (12 г/т) и Cr (14 г/т). Также типично невысокое суммарное содержание редких земель (56 г/т), небольшое обогащение легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN — 4.0) и отсутствие дефицита европия.
В скв. 1-Новая в интервале 4230—4501 м (забой) вскрыты амфиболовые габбро, прорванные гранодиоритами и плагиогранитами. Плагиограниты (рис. 2, b), из которых исследовались зерна циркона (обр. 67, инт. 4500—4501 м), имеют среднезернистую гипидиоморфнозернистую структуру и массивную текстуру. Они состоят из ксеноморфных зерен кварца и субидиоморфных табличек плагиоклаза (в примерно равных соотношениях), листочков биотита (10—15 об. %) и хлорита. Зерна плагиоклаза имеют зональное строение: более кальциевые ядра сильно соссюритизированы, в неизмененных внешних зонах (An30–35) отмечаются полисинтетические двойники. Биотит образует листочки размером 0.5—1.5 мм, плеохроирующие от красно-коричневого (Ng) до светло-желтовато-коричневого (Np). Его индивиды в разной степени хлоритизированы с выделением мелких зерен титанита и магнетита; по периферии некоторых чешуек развит серицит. Встречается парагенезис «хлорит + эпидот» (по биотиту), это позволяет предположить, что внутри выделений биотита до замещения могли сохраняться реликты амфибола. Акцессории представлены апатитом, титанитом и цирконом. По петрохимической классификации породы отвечают плагиогранитам.
Содержания и характер распределения элементов-примесей (табл. 2, рис. 3) типичны для гранитов, образовавшихся в глубинных частях зрелой островной дуги (Белякова и др., 2008). Характерно обогащение породы по сравнению с составом NMORB крупноионными литофильными элементами (K, Rb, Ba, Th) при невысоких концентрациях высокозарядных элементов (тяжелых REE, Ta, Nb, Ti, Y, Zr, Hf). При достаточно высоком суммарном содержании редких земель (176 г/т) характерно их дифференцированное распределение с заметным обогащением легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN — 28.3). Отсутствие дефицита европия свидетельствует о том, что в очаге на этапе образования плагиогранитной магмы не происходило фракционирование плагиоклаза. Низкие содержания Ba (294 г/т), Rb (23 г/т), высокие концентрация Sr (360 г/т) и величина отношения K/Rb (423) при низких Rb/Sr (0.06) Rb/Ba (0.08) типичны для гранитов М-типа (по Whalen et al., 1987). По содержаниям Nb (13 г/т), Th (16 г/т) и U (4 г/т) рассматриваемые плагиограниты близки к гранитам I-типа.
U-Pb-возраст циркона
Скв. 1-Северный Савинобор. Исследовались цирконы из габбродиоритов (обр. 37, гл. 4474—4480 м). Кристаллы светло-розовые, прозрачные, с гладкими блестящими гранями длиной 0.1—0.2 мм при коэффициенте удлинения (Ку) 1—3 (преобладают зерна с Ку 1.5—2). Зёрна гиацинтового габитуса, в некоторых зёрнах со слабо и нормально развитой призмой, кроме пирамиды {111}, хорошо развиты дополнительные грани более вытянутых пирамид {221} или {331}. Отмечаются черные и красно-коричневые включения. Катодолюминесцентные изображения (рис. 4) демонстрируют наличие в большинстве зерен хорошо проявленной секториальной и пятнистой зональности. В зерне 7 наблюдается четкая эвгедральная осцилляционная зональность.
Результаты аналитических измерений 11 зерен приведены в табл. 3 и на рис. 5. Во всех зернах по отношению 206Pb/238U получены однородные значения возраста в интервале 660—710 млн лет.
Скв. 1-Новая. Анализировались зерна циркона из плагиогранитов (обр. 67, гл. 4500—4501 м). Кристаллы светло-розовые, прозрачные, с гладкими блестящими гранями. Размер 0.1—0.3 мм, в среднем 0.15—0.2 мм, Ку = 1.5—5, обычно 2—3. Зерна гиацинтового габитуса, одно с острой пирамидой {331} — обломок (около 0.3 мм) головки крупного кристалла. Содержат мелкие красно-коричневые включения. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 6) в большинстве зерен циркона видна эвгедральная осцилляционная зональность с достаточно широкими зонами роста. Зональность внутренней части зерна 1 нарушена. В центральных частях зерен 4 и 8 наблюдаются черные включения. В зерне 10 зональность выражена слабо.
Результаты аналитических измерений в 10 зернах приведены в табл. 3. Положение семи фигуративных точек на графике (рис. 7) определяет кластер, соответствующий конкордантному возрасту 564 ± 5 млн лет. Из расчета исключены аналитические данные по зернам 10.1, 6.1 и 5.1. Заметим, что аналогичный возраст, равный 565 ± 8 млн лет, был установлен ранее при Pb-Pb (Pb-evaporation)-датировании единичных зерен циркона из пробы диорита в этой же скважине (Gee et al., 1998).
Заключение
Таким образом, новые геохимические данные и первые U-Pb (SIMS)-датировки цирконов из интрузивных пород Печорской зоны Большеземельского мегаблока фундамента Печорской синеклизы указывают на два эпизода островодужного магматизма. Возраст цирконов из габбродиоритов в скв. 1-Северный Савинобор, интерпретируемых как производные начальной стадии развития островной дуги, составляет 673 ± 7 млн лет, что соответствует завершению рифея. Позднеостроводужные плагиограниты скв. 1-Новая имеют возраст 564 ± 5 млн лет (граница раннего-позднего венда) и предшествуют орогенным гранитоидам Припечорской разломной зоны с U-Pb (SIMS)-возрастами 555—544 млн лет. Новые датировки в сочетании с полученными ранее свидетельствуют о том, что в пределах Большеземельского мегаблока фундамента Печорской синеклизы представлены магматические породы, формировавшиеся в надсубдукционной обстановке в позднем рифее — венде. Установленные эпизоды ранне- и позднеостроводужного, а затем коллизионного магматизма соответствуют последовательной континентализации этого сегмента земной коры.
1. Akimova G.N. Geochronology of the Precambrian Timan. Sov. Geology, 1980, No. 12, pp. 71-85. (in Russian)
2. Andreichev V. L., Litvinenko A. F. Isotope geochronology of granitoid magmatism in the basement of the Pechora syneclise. Syktyvkar: Geoprint, 2007, 68 p. (in Russian)
3. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G. First U-Pb data on the age of granitoid magmatism in the basement of the Pechora syneclise. Doklady Earth Sciences, 2014a, V. 458, No. 5, pp. 559-566. (in Russian)
4. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Larionov A. N., Presnyakov S. L., Miller E. L., Koble M. A. Age of granitoid magmatism in the basement of the Izhem zone of the Pechora syneclise: first U-Pb data. Geology and mineral resources of the European North-East of Russia: Proc. of the 16th Geological Congress of the Komi Republic. Syktyvkar: IG Komi SC UB RAS, 2014b, V. II, pp. 101-103. (in Russian)
5. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Miller E. L., Koble M. A., Larionov A. N., Vakulenko O. V., Sergeev S. A. Age of granitoids of Pechora fault zone of the basement of the Pechora syneclise: first U-Pb (SIMS) data. Doklady Earth Sciences, 2017, V. 474, No. 3, pp. 321-326. (in Russian)
6. Andreichev V.L., Soboleva A.A., Dovzhikova E.G., Ronkin Yu.L., Miller E.L., Koble M.A. Granitoids of the Bolshezemelskaya zone of the basement of the Pechora syneclise: composition and U-Pb age. Geology and geophysics, 2023, V. 64, No. 2, pp. 180-191. (in Russian)
7. Belyakova L. T. Structure of the foundation of the Izhma-Pechora depression and the Bolshezemelsky megablock. Upper Precambrian of the north of the European part of the USSR. Syktyvkar, 1983, pp. 72-75. Dep. in VINITI, No. 1155-84. (in Russian)
8. Belyakova L. T., Stepanenko V. I. Granitoids of the basement of the Pechora syneclise as indicators of tectono-magmatic zoning. Doklady Earth Sciences, 1990, V. 313, No. 3, pp. 677-681. (in Russian)
9. Belyakova L. T., Stepanenko V. I. Magmatism and geodynamics of the baikalides of the basement of the Pechora syneclise. Proc. AS USSR, Ser. Geol, 1991, No. 12, pp. 106-117. (in Russian)
10. Belyakova L. T., Bogatsky V. I., Bogdanov B. P., Dovzhikova E. G., Laskin V. M. Foundation of the Timan-Pechora oil and gas basin. Ukhta: TP Scientific Research Center, 2008, 288 p. (in Russian)
11. Gafarov R. A. On the deep structure of the foundation in the junction zone of the East European Platform and the Urals. Proc. AS USSR, Ser. Geol, 1970, No. 8, pp. 3-14. (in Russian)
12. Getsen V.G. Geodynamic reconstruction of the development of the northeast of the European part of the USSR for the Late Proterozoic stage. Geotectonics, 1991, No. 5, pp. 26-37. (in Russian)
13. Dedeev V. A., Zaporozhtseva I. V. Earth’s crust of the European Northeast of the USSR. Leningrad: Nauka, 1985, 98 p. (in Russian)
14. Dedeev V. A., Zhuravlev V. S., Zapolnov A. K. Timan and Pechora fold systems. Structure of the foundation of platform regions of the USSR. Leningrad: Nauka, 1974, pp. 82-90. (in Russian)
15. Dovzhikova E. G., Remizov D. N., Piis V. L. Geodynamic position of igneous rocks of the basement of the Timan-Pechora plate in the light of new data. Petrography at the turn of the XXI century: results and prospects. Proc. of the All-Russian Petrographic Meeting, Syktyvkar, 2000, V. IV, pp. 49-52. (in Russian)
16. Ivanov S. N., Puchkov V. N., Ivanov K. S., Samarkin G. I., Semenov I. V., Pumpyansky A. I., Dymkin A. M., Poltavets Yu. A., Rusin A. I., Krasnobaev A. A. Formation of the earth’s crust of the Urals. Moscow: Nauka, 1986, 248 p. (in Russian)
17. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Gertseva M. V., Andreichev V. L., Dorokhov N. S. Pre-Ural tectonic evolution of the northeastern and eastern framing of the East European Platform. Article 1. Proto-Uralids, timanids and pre-ordovician granitoid volcano-plutonic associations of the north of the Urals and the Timan-Pechora region. Lithosphere, 2006, No. 4, pp. 3-22. (in Russian)
18. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Gertseva M. V., Andreichev V. L., Dorokhov N. S. Pre-Ural tectonic evolution of the northeastern and eastern framing of the East European Platform. Article 2. Late Precambrian-Cambrian collision of Baltica and Arctida. Lithosphere, 2007, No. 1, pp. 32-45. (in Russian)
19. Kostyuchenko S. L. Structure and tectonic model of the earth’s crust in the Timan-Pechora basin based on the results of a comprehensive geological and geophysical study. Tectonics and magmatism of the East European Platform. Moscow: KMK, 1994, pp. 121-133. (in Russian)
20. Olovyanishnikov V.G., Bushuev A.S., Dokhsanyants E.P. Structure of the junction zone of the Russian and Pechora plates according to geological and geophysical data. Doklady Earth Sciences, 1996, V. 351, No. 4, pp. 209-231. (in Russian)
21. Puchkov V. N. Structural connections of the Subpolar Urals and the Russian Platform. Leningrad: Nauka, 1975, 208 p. (in Russian)
22. Puchkov V.N. Evolution of the lithosphere: from the Pechora Ocean to the Timan Orogen, from the Paleo-Ural Ocean to the Ural Orogen. Problems of Tectonics of Central Asia. Moscow: GEOS, 2005, pp. 309-342. (in Russian)
23. Ronkin Yu. L., Lepikhina O. P., Golik S. V., Zhuravlev D. Z., Popova O. Yu. Multielement analysis of geological samples by acid decomposition and completion on HR ICP-MS Element2. Information collection of scientific works of the Institute of Geography, Ural Branch of the Russian Academy of Sciences. Yearbook 2004. Yekaterinburg: IGG UB RAS, 2005, pp. 423-433. (in Russian)
24. Stratigraphic Code of Russia. Third edition. St. Petersburg: VSEGEI Publishing House, 2006, 96 p. (in Russian)
25. Timan-Pechora sedimentation basin. Atlas of geological maps (lithological-facies, structural and paleogeological). Eds. Bogatsky V. I., Larionova Z. V. Ukhta: Publishing house TP SRC, 2000. (in Russian)
26. Black L. P., Kamo S. L., Allen C. M., Aleinikoff J. N., Davis D. W., Korsch R. J., Foudoulis C. TEMORA 1: A new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology // Chem. Geol. 2003. V. 200. P. 155-170. DOI:https://doi.org/10.1016/S0009-2541(03)00165-7.
27. Coble M. A., Vazquez J., Barth A. P., Wooden J., Burns D., Kylander-Clark A., Jackson S., Vennari C. E. Trace element characterization of MAD-559 zircon reference Material for ion microprobe analysis // Geostandards and Geoanalytical Research. 2018. V. 42. P. 481-497. DOI:https://doi.org/10.1111/ggr.12238.
28. Gee D. G., Beliakova L., Pease V., Larionov A., Dovshikova E. New, single zircon (Pb-evaporation) ages from Vendian intrusions in the basement beneath the Pechora Basin, Northeastern Baltica // Polarforschung. 2000. V. 68. P. 161-170. DOI: 10.2312/ polarforschung.68.16.
29. Ireland T. R., Gibson G. M. SHRIMP monazite and zircon geochronology of high-grade metamorphism in New Zealand // J. Metamorphic Geol. 1998. V. 16. P. 149-167. DOI:https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1998.00112x.
30. Kober B. Whole-grain evaporation for 207Pb/206Pb-age-investigations on single zircons using a double-filament thermal ion source // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. V. 93. P. 482-490.
31. Kober B. Single grain evaporation combined with Pb+ emitter bedding for 207Pb/206Pb-age investigations using thermal ion mass spectrometry, and implications to zirconology // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 96. P. 63-71.
32. Ludwig K. R. SQUID 2 - A User's Manual, rev. 12 Apr, 2009 // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2009. № 5. 110 p.
33. Ludwig K. R. Isoplot 3.75, a geochronological toolkit for Excel // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2012. № 5. 75 p.
34. Pearce J. A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins // Andesites / ed. R.S. Thorpe. New York: John Wiley & Sons, 1982. P. 525-548.
35. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geological Society, Colorado, USA, Special publication. 1989. V. 42. P. 313-345. DOI:https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19.
36. Whalen J. B., Currie K. L., Chappell B. W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Miner. and Petrol. 1987. V. 95. P. 407-419. DOI:https://doi.org/10.1007/BF00402202.
