Россия
Новосибирский государственный университет
Россия
Россия
Россия
Впервые проведенные 40Ar/39Ar-изотопно-геохронологические исследования породообразующих минералов мусковита (345±4 млн лет) и порфиробластического микроклина (347±14 млн лет) в гнейсо-гранитах евъюганского комплекса Харбейского блока Харбейского антиклинория показали, что они являются синкиниматическими и образовались в условиях Уральского орогенеза, так как полученные возрастные данные практически совпадают с возрастами глаукофанового метаморфизма (347±72 млн лет) и эксгумации эклогитов – (360 млн лет) на Полярном Урале. Новые определения радиологического U/Pb возраста гнейсо-гранитов методом лазерной абляции (494±2 млн лет) с двойственной природой гнейсовидности гранитов (реликтовой и динамической) способствуют пониманию геологии становления сложного полигено-реоморфического евъюганского комплекса. Формирование гнейсо-гранитов евъюганского комплекса укладывается предположительно в период от позднего кембрия до раннего карбона.
гнейсо-граниты, евъюганский комплекс, Полярный Урал, Харбейский антиклинорий, U/Pb и 40Ar/39Ar-методы
Введение
На Полярном Урале в Харбейском антиклинории (Центрально-Уральская зона), представляющем блок допалейозойского фундамента, выделяются Марункеуский и Харбейский (Ханмехойский по В. А. Душину [1]) высокометаморфизованные блоки (рис. 1 а). Харбейский блок, сложенный метаморфизованными вулканогенно-осадочными толщами – амфиболитами, пара- и ортогнейсами, кристаллическими ставролит-гранатовыми сланцами, зелеными сланцами (относимыми к ханмехойской, лаптоюганской, париквасьшорской свитам) нижнего протерозоя [2], выделяется в структурном плане северо-западным простиранием, отличающимся от уральского северо-восточного и высокой насыщенностью территории многочисленными мелкими телами гнейсо-гранитов (рис. 1 б). В Харбейском блоке Г. А. Кейльманом [3] выделены две брахиформные антиклинальные структуры – Лаптаюганский и Евъюганский гранитно-мигматитовые купола, образовавшиеся в результате вздымания гранитизированных толщ в центре многочисленных автохтонных пластообразных тел гнейсо-гранитов (рис. 1 б). Гнейсо-граниты как продукты ультраметаморфизма формируют согласные с вмещающими сланцами вытянутые или линзовидные тела с унаследованными от докембрийского материнского субстрата текстурными и минеральными особенностями. Учитывая пластообразные формы гранитных тел и гнейсовидные структуры пород, В. Н. Охотников [4] предложил модель образования комплекса, заключающуюся в интрузивном синскладчатом становлении гнейсо-гранитов.
По его мнению, граниты приобретают гнейсовидную текстуру и своеобразные формы пластообразных тел в результате «внедрения гранитоидов в условиях проявления интенсивных динамических нагрузок», а направление полосчатости «подчинялось как общей линейной ориентированности интрузий, так и субмеридиальному простиранию осевых плоскостей складчатых структур» [там же, с. 32], что предполагает их интрузивный характер и интервал формирования, относимый к раннему ордовику, подтверждаемый наличием гранитных галек в конгломератах нижнего карбона.
Согласно легенде Государственной геологической карты 1:1 000 00 масштаба третьего поколения [2], рассматриваемые гнейсо-граниты отнесены к евъюганскому комплексу поздневендско-кембрийского возраста, включающего породы в полях развития метаморфитов в Харбейском и Марункеуском блоках (рис. 1 б). Ранее эти гранитоиды картировались под названием полярноуральского или харбейского магматических комплексов [6, 7]. В. А. Душин разделил гнейсо-граниты на два магматических комплекса: раннепротерозойский евъюганский мигматит-плагиогранитовый и вендско-раннекембрийский сядатаяхинский гранитовый [1].
Изотопные датировки цирконов из полигенных гнейсо-гранитов евъюганского комплекса Харбейского блока формируют временной интервал – 639–487 млн лет [1, 2, 5]. Возрастные данные (577–685 млн лет) цирконов из вмещающих амфиболитов ханмехойской свиты, по которым развивались гнейсо-граниты [8, 9], предполагают их частичную унаследованность из субстрата.
Полученные в последнее время Sm/Nd методом палеозойские возраста породообразующих минералов гранитизированных амфиболитов ханмехойской свиты – граната, плагиоклаза и породы в целом (392±23 – 367±40 млн лет), роговой обманки, продатированной 40Ar/39Ar методом (345,8±4,7 млн лет) [9, 10], а также новые (представленные в нашей статье) авторские U/Pb геохронологические данные для цирконов из гранитов (образец Вз 703) и 40Ar/39Ar датировки породообразующих минералов – калиевого полевого шпата и мусковита из ранее датированного нами 494+2,3 млн лет (SHRIMP-II) гранита (рис. 1 б, образец ПВГ 33-22) [5], подтверждают правомерность вышеприведенных гипотез и многоэтапность становления полингенно-реоморфных гнейсо-гранитов Харбейского блока Харбейского антиклинория.
В работе приведены новые U/Pb геохронологические данные для цирконов из гнейсо-гранитов Харбейского блока Харбейского антиклинория, полученные методом ИСП масс-спектрометрии с лазерной абляцией (образец Вз 703), а также 40Ar/39Ar датировки породообразующих минералов – калиевого полевого шпата и мусковита из ранее датированного нами U/Pb методом (SHRIMP-II) катаклазированного гнейсо-гранита (рис. 1 б, образец ПВГ 33-22 ) [там же].
Материалы и методы
Объект изучения – гнейсо-граниты, отобранные на Полярном Урале в южном районе Харбейского блока в ходе экспедиционных работ 2004 и 2007 гг. Петрографические исследования проводили в лаборатории петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН (оптический микроскоп OLYMPUS BX 51).
Определение содержаний породообразующих элементов производили на рентгенофлуоресцентном волнодисперсионном спектрометре Shimadzu XRF-1800 и методом классической химии. Содержание FeO получено методом титрометрии, Na2O и K2O – методом пламенной фотометрии. Корректировку полученных результатов осуществляли по стандартным образцам.
Состав минералов и растровые снимки получены с помощью сканирующего микроскопа Tescan Vega 3 c энергодисперсионным спектрометром X-Max (ЦКП «Геонаука» г. Сыктывкар).
Трасс-элементы в гнейсо-гранитах и плагиогнейсах определяли методом ИСП-МС на квадрупольном масс-спектрометре ELAN 9000 (PerkinElmer Instruments) в ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) по методике [11].
Определение U/Pb изотопного возраста цирконов проводили методом лазерной абляции с использованием УФ лазера UP-213 (NewVawe Research) и одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR (Thermo Science) (LA-ICP MS метод) в ЦКП “Геоспектр” ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) по методике В. Б. Хубанова и др. [12]. Монофракции калиевого полевого шпата и мусковита выделены из гнейсо-гранитов по стандартной методике. 40Ar/39Ar датирование выполнено в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН методом ступенчатого нагрева по методике А. В. Травина и др. [13].
Гнейсо-граниты Харбейского блока
Вещественный состав гнейсо-гранитов. Гнейсо-граниты Харбейского блока Харбейского антиклинория, входящие в евъюганский комплекс [1], представлены элювиальными развалами среди амфиболитов и их альбитизированных разностей, эпидот-амфиболовых и биотит-амфиболовых плагиогнейсов и пегматитов в виде плит размерами до 1 м и более и редкими останцами высотой до 1–4 м (рис. 1 в, г). Гнейсо-граниты занимают многочисленные, относительно небольшие изолированные вытянутой миндалевидной формы поля, расположенные среди задернованных участков. Граниты серого, розового или кремового цвета характеризуются гнейсовидной текстурой (рис. 2), обусловленной унаследованным от материнского субстрата ориентированным ростом чешуек биотита или распределением клиноцоизита в виде цепочек согласно сланцеватости. Среди развалов гнейсо-гранитов отмечаются плитки лейкократовых эпидот-биотитовых и биотитовых плагиогнейсов, реже – амфиболитов или биотит-амфиболовых сланцев ханмехойской свиты. В сланцах и плагиогнейсах обнаруживается начальная стадия гранитизации, проявляющаяся в виде порфиробластеза альбита, нередко с шахматной структурой, и развития интерстиционного микроклина. В гнейсо-гранитах, в отличие от гранитизированных амфиболитов и биотит-амфиболовых сланцев и гнейсов, появляется биотит на фоне полного исчезновения роговой обманки. Отличительной особенностью гнейсо-гранитов Харбейского блока Харбейского антиклинория является кристаллизация минеральной фазы алланита. Отсутствие коренных выходов не позволяет проследить на местности контакты гнейсо-гранитов с вмещающими породами, но во всех случаях отмечаются признаки проявленного в разной степени катаклаза, сопровождающегося перекристаллизацией кварца и вторичной полевошпатизацией.
Петрохимические характеристики выборочных образцов гнейсо-гранитов Харбейского блока варьируют из-за нестабильного минерального состава, зависимого от степени гранитизации субстрата, первичных особенностей последнего и влияния вторичных изменений. Породы характеризуются относительно высокой кремнеземистостью (масс. %): 72,4–78,0, умеренной щелочностью (7,7–8,1) и относительно высокой глиноземистостью Al2O3=10,95–14,46 (табл. 1, рис. 3 а). Наиболее значимые колебания содержаний породообразующих компонентов в гнейсо-гранитах установлены для СаО=0,35–1,79 масс. % и коэффициента железистости (FeO+Fe2O3)\MgO=0,0–5,0, обусловленные варьирующими количеством биотита, клиноцоизита, роговой обманки и их процентным соотношением, а также степенью гранитизации.
Концентрация трасс-элементов характеризуется широким интервалом (г/т) Rb=54,8–137; Y=0.0–54,0; Sr=20–470, Nb 5,0–15,81 (табл. 1). Отмечается необычное для гранитов в целом весьма низкое содержание Zr 12–70 (г/т), меньшее в десятки раз кларковых значений для кислых пород. Несмотря на значительные вариации концентраций элементов-примесей, их нормированные на хондрит спектры (кроме сланцев и гнейсов) характеризуются высокой степенью подобия, что отражает их генетическое единство (рис. 2 б). Для гнейсо-гранитов характерны повышенные концентрации легких редкоземельных элементов и наличие европиевой аномалии, отсутствующей в плагиогнейсах и сланцах (рис. 2 а, б). На классификационной диаграмме субстратно-генетической принадлежности гранитов [15] (табл. 1, рис. 3 б) дискриминационные точки анализов гнейсо-гранитов расположены в основном в полях I и S, что создает неопределенность в их генетической интерпретации. Можно предположить принадлежность гранитов к апобазитовому (I–граниту) изолитогенному ряду, учитывая глиноземистость биотита Al2O3=15,36–17,44 масс. % (табл. 2), указывающую на установленный ранее базитовый субстрат плагиогнейсов ханмехойской свиты [9]. Глиноземистость биотита в гнейсо-граните наследуется от материнского субстрата, так как его содержание определяется химической характеристикой метаморфизуемой породы и не зависит от степени метаморфизма в ходе ультраметаморфогенных преобразований [1–17].
Наиболее лейкократовые разновидности гнейсо-гранитов с петрохимическими характеристиками А-гранитов (рис. 2 б ), образующиеся за счет корового анатексиса по субстрату, претерпевшего ранее ультраметаморфические преобразования [18], характеризуются преобладанием калия над натрием и самыми высокими содержаниями редкоземельных элементов (табл. 1, рис. 3 а, б).
40Ar/ 39Ar, U/Pb датирование гнейсо-гранитов и обсуждение результатов. Гнейсо-граниты евъюганского комплекса Харбейского блока Харбейского антиклинория являются полигенными образованиями, формирующимися с большим возрастным разрывом между началом гранитизации и завершения их становления. Поэтому была поставлена задача изучить возрастные данные не только цирконов, но и породообразующих минералов пород.
Выбранный для изотопного 40Ar/39Ar исследования методом ступенчатого прогрева по мусковиту и порфиробласту микроклина образец гранита ПВГ 33–22 (рис. 4 б) характеризуется среди ранее изученных нами гранитов [5] более древней U/Pb датировкой по циркону (557±2 млн лет, левый борт р. Евъюган, Евъюганский купол) и отличающимся минеральным составом, а также структурными особенностями.
Гнейсо-граниты пробы ПВГ 33–22 имеют лейкократовый облик при содержании темноцветных минералов (клиноцоизита) меньше 1 % и характеризуются относительно крупнозернистой, порфиробластовой структурой (рис. 4 б). В гнейсо-граните на макроуровне хорошо диагностируются порфиробласты калиевого полевого шпата линзовидной (деформированной) формы размером 1–2 см, ориентированные согласно сланцеватости. Их количество не превышает 2–3 % относительно объема породы. В основной массе микроклин с размерностью в среднем 4–5 мм несет следы деформации в виде трещин, по которым развиваются мелкозернистый гранулированный кварц и вторичный микроклин (рис. 5 а). Перекристаллизованный постдеформационный кварц образует относительно крупные гипидиоморфные зерна с размерностью около 0,5–0,8 мм, слагающие линзовидные обособления или прожилки, вытянутые согласно сланцеватости. Мусковит, подчеркивая гнейсовидность породы, развивается в виде чешуек с размерностью 0,6–0,8 мм вдоль плоскостей сближенных параллельных трещин.
Проведенное исследование показало, что в 40Ar/39Ar спектре мусковита из пробы ПВГ 33–22 наблюдается возрастное плато из семи последовательных ступеней, характеризующееся значением возраста 345±4 млн лет, СКВО=0,41 и долей выделенного 39Ar 95,5 % (рис. 6 а). В спектре микроклина также выделяется кондиционное плато из трех ступеней, характеризующееся значением возраста 342±14 млн лет, СКВО=2,3 и долей выделенного 39Ar 78,6 %.
Температура закрытия изотопной системы мусковита порядка 370° С [19], что сопоставимо с температурой хрупко-пластических деформаций. Вероятно, формирование синдеформационного мусковита произошло 345±4 млн лет назад. Очевидно, что формирование порфиробластов калиевого полевого шпата произошло в это же время. Температура закрытия изотопной системы микроклина значительно ниже – порядка 220° С [там же]. Согласованность в пределах ошибки 40Ar/39Ar датировок двух выделенных из гнейсо-гранита проб ПВГ 33–22 минералов, а также – 40Ar/39Ar датировок по мусковиту (350±2,7 млн лет), развивающемуся по плоскостным трещинам деформации гранита Гердизского массива (см. рис. 1 б), расположенного в Марункеуском блоке Харбейского антиклинория, [20, 21] и порфиробластическому калиевому полевому шпату (351±12 млн лет) из амфиболита ханмехойской свиты [22] свидетельствуют о процессе тектонического выведения пород Харбейского антиклинория к поверхности.
Полученные нами датировки совпадают с датировками глаукофанового метаморфизма (347±72 млн лет), эксгумации эклогитов (360 млн лет), диафтореза (346±5 млн лет) на Полярном Урале [10] палеозойского коллизионного этапа формирования уральского орогена.
Возрастные значения цирконов (557±2,2 млн лет, образец ПВГ 33–22), полученные ранее [5], исследованного нами этого же гнейсо-гранита на предмет возраста породообразующих минералов мусковита и микроклина согласуются с датировками таковых, извлеченных из гранитизированных амфиболитов, альбитовых амфиболитов и плагиогнейсов ханмехойской свиты – 577–685 млн лет [8, 9, 23], что предполагает их унаследованность. Изотопные датировки цирконов и метасоматических минералов свидетельствуют о полигенной природе данного массива, являющегося, скорее всего, автохтонным образованием, практически не утратившим признаки докембрийского материнского метабазитового субстрата, о чем свидетельствует спектр нормированных редкоземельных элементов. На рис. 3 а отмечаются отсутствие европиевого минимума и низкая степень дифференциации редкоземельных элементов (образец ПВГ 33–22), подобно спектрам плагиогнейсов (образец ПВГ 66) и эпидот-амфиболовых сланцев (образец ПВГ 48) ханмехойской свиты, представленных для сравнения на рис. 3 б.
Совершенно иная картина наблюдается для гнейсо-гранитов Харбейского блока с полученными ранее возрастами цирконов 487±2 млн лет (образец ПВГ 71) и 497±3 млн лет (образец ПВГ 40), отобранных в пределах Евъюганского и Лаптаюганского гранитно-мигматитовых куполов (см. рис. 1 б).
Возраста значительно отличаются от U/Pb датировок по циркону из вмещающих плагиогнейсов ханмехойской свиты. В связи с этим в ранних работах [5] мы предположили модель их параавтохтонного или протрузивного становления, т. е. граниты, сохраняя реликтовые текстурные особенности, претерпели ранее процессы реоморфизма [16]. Следует отметить, что гнейсовидность гранитов имеет двойственный характер, так как помимо унаследованной директивной текстуры проявляются вторичные деформационные признаки за счет протоклаза или катаклаза.
На унаследованные текстурные особенности, обусловленные ориентированным ростом биотита и распределением клиноцоизита в виде вытянутых цепочек, накладывается развитие гранулированного кварца, образующего пересекающиеся между собой системы тонких лентикулярных жил, разделяющих породу на линзы. Вдоль участков рассланцевания кристаллизуются синкинематические вытянутые зерна решетчатого микроклина, обуславливающего совместно с лентикулярным кварцем своеобразную полосчатую текстуру (рис. 5 б; в). Наиболее крупные зерна микроклина, подвергшиеся катаклазу, раскалываются и растаскиваются в виде обломков вдоль плоскостей смещения (рис. 5 е). По трещинам микроклина развивается гранулированный кварц или вторичный альбит, в котором в отдельных случаях отмечаются кварцевые вростки, подобные мирмекитовым (рис. 5 г). Кварц имеет несколько генераций, зависящих от наличия или отсутствия внешних деформационных условий. Синкинематический кварц кристаллизуется в виде лентикулярных слоев, сложенных удлиненными зернами, а в случае снятия напряжения минерал образует полигональные кристаллы. В породе тем не менее сохраняются реликтовые участки, сложенные кварц-полевошпатовым относительно крупнозернистым агрегатом, не затронутые какой-либо деформацией (рис. 5 з).
Подобные структурные особенности пород могут возникать и при протоклазе гранитного материала за счет его реоморфного течения при становлении параавтохтонного массива [там же]. В этом случае очень важно определить возрастные данные синкинематического новообразованного микроклина, которые согласовали бы его развитие с геодинамическими режимами становления складчатой системы Полярного Урала, и время образования полосчатых гнейсо-гранитов в целом, на которые в свое время обратил внимание В. Н. Охотников [4], предполагая их палеозойский возраст.
Новые возрастные данные для гнейсо-гранитов Харбейского блока Харбейского антиклинория были получены для пород, расположенных в левом борту р. Лаптоюган и публикуются впервые (см. рис. 1 б, образец Вз 703). На макроуровне данные гнейсо-граниты на обозначенном участке различаются степенью меланократовости и текстурно-структурными особенностями. Наиболее меланократовые разности имеют гнейсовидную текстуру за счет ориентированного роста биотита и цепочечного вытянутого агрегата мелкозернистого клиноцоизита. Менее распространенными минералами являются роговая обманка и гранат альмандин-гроссулярового состава (табл. 3) с размерностью около 0,05 мм. Для пород также характерен алланит, кристаллизующийся в центральной части клиноцоизитового агрегата (см. рис. 5 ж). Гранит (образец Вз 703), из которого были отобраны цирконы для U/Pb датирования, отличается от ранее датированных гранитоидов других участков лейкократовостью (см. рис. 4 д), относительно высоким содержанием суммы редкоземельных элементов и хорошо выраженной европиевой аномалией (см. табл. 1; рис. 3 а), что предполагает присутствие значительного количества гранитного расплава. В нем проявился ярко выраженный катаклаз (или протоклаз?) в виде удлиненных остроугольных блоков с четко выраженными границами, сложенных кварц-полевошпатовым крупнозернистым агрегатом без каких-либо признаков деформаций. Обломки обтекаются мелкозернистым кварц-полевошпатовым, перекристаллизованным в синкинематических условиях агрегатом, сложенным удлиненными и ориентированными в одном направлении согласно деформационному давлению (или реоморфическому течению гранитного материала) зернами (см. рис. 5 з; и). Наличие участков в этой же породе с полигональными мелкими зернами полевых шпатов с явно выраженной структурой роста в посткинематическом состоянии свидетельствует о длительно текущем, многоэтапном процессе становления породы.
Цирконы, отобранные из данного лейкократового гранита, имеют розовый цвет и хорошо ограненные кристаллы длиннопризматического габитуса с размерностью от 0,09 до 0,25 мм. На катодолюминесцентном изображении цирконов наблюдается концентрическая зональность (рис. 6 в). Конкордатное значение возраста, полученное методом лазерной абляции составляет 494±2,3 млн лет (табл. 4, рис. 6 г), практически совпадают с возрастами гранито-гнейсов евъюганского комплекса в Харбейском и Марункеуском блоках Харбейского антиклинория, исключая древние ядра с возрастом 1758±18–1080±17 млн лет [1, 5].
Заключение
Новые возрастные данные для цирконов гнейсо-гранитов Харбейского блока Харбейского антиклинория (494±2,3 млн лет), а также калиевого полевого шпата и мусковита (соответственно 347±13,9 млн лет и 345±3,7 млн лет) согласуются с уже установленным геохронологическим интервалом и дополняют геологическую историю становления гранитов евъюганского комплекса в целом.
Ранее было установлено, что гнейсо-граниты Харбейского блока являются продуктами ультраметаморфизма, а субстратом гранитообразования послужили докембрийские амфиболиты и плагиогнейсы ханмехойской свиты. Об этом же свидетельствуют петрохимические, геохимические и минералогические данные, указывающие на их принадлежность апобазитовым гранитам I-типа.
Возраст гранитизации и время становления гнейсо-гранитов евъюганского комплекса Харбейского антиклинория на данный момент времени установить сложно, так как они имеют длительное полигенно-реоморфическое становление. Требуются дополнительные неединичные возрастные данные кристаллизации породообразующих минералов на всех этапах формирования гранитных тел. Учитывая последние полученные Sm/Nd методом палеозойские возраста породообразующих минералов гранитизированных амфиболитов ханмехойской свиты (являющихся субстратом для исследуемых гнейсо-гранитов) – граната, плагиоклаза и породы в целом (392±23 – 367±40 млн лет), также роговой обманки амфиболитов, продатированной 40Ar/39Ar методом (345,8±4,7 млн лет) [9], можно предположить, что полигенно-реоморфические гнейсо-граниты Харбейского блока Харбейского антиклинория образовались в результате ультраметаморфизма, являвшегося последовательной высшей стадией развития регионального метаморфизма в данном регионе, и окончательно сформировались в раннем карбоне в условиях коллизионных процессов, происходящих в Уральском орогене.
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Душин, В. А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Издание второе. Серия Полярно-Уральская. Лист Q-42-VII, VIII (Обской). Объяснительная записка / В. А. Душин, О. П. Сердюкова, А. А. Малюгин [и др.]. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014. – 384 с.
2. Зылёва, Л. И. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Западно-Сибирская. Лист Q-42. – Салехард. Объяснительная записка / Л. И. Зылёва, А. Л. Коновалов, А. П. Казак [и др.]. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014. – 396 с.
3. Кейльман, Г. А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов / Г. А. Кейльман. – М.: Недра, 1974. – 100 с.
4. Охотников, В. Н. Гранитоиды и рудообразование (Полярный Урал) / В. Н. Охотников. – Л.: Наука, 1985. – 184 c.
5. Голубева, И. И. Первые результаты U-Pb датирования цирконов гнейсогранитов Харбейского комплекса Полярного Урала / И. И. Голубева // ДАН. – 2011. – Т. 439, № 4. – С. 508–513.
6. Бутин, В. В. Геология и условия формирования гнейсо-амфиболитового комплекса южной части Харбейского антиклинория: автореф. дис. ... канд. г.-м. наук / В. В. Бутин.– Свердловск, 1973. – 20 с.
7. Кейльман, Г. А. К вопросу о геологическом строении осевой зоны Полярного Урала / Г. А. Кейльман, В. В. Бутин, Л. Л. Подсосова [и др.]. // Труды СГИ. – 1973. – Вып. 91. – С. 5–0.
8. Коновалов, А. Л. О тектонической границе между метаморфическими сланцами и кристаллическими образованиями позднего протерозоя Харбейского антиклинория / А. Л. Коновалов, К. И. Лохов, А. В. Черкашин [и др.] // Региональная геология металлогения. – 2016. – № 68. – С. 5–20.
9. Уляшева, Н. С. Амфиболиты харбейского метаморфического комплекса (Полярный Урал): геохимические и геохронологические данные / Н. С. Уляшева, А. С. Шуйский, В. Б. Хубанов // Геосферные исследования. – 2024. – № 2. – С. 37–52.
10. Уляшева, Н. С. Sm/Nd- и 40Ar/39Ar изотопно-геохронологические исследования амфиболитов ханмехойской свиты харбейского метаморфического комплекса (Полярный Урал) / Н. С. Уляшева, П. А. Серов, А. В. Травин // Доклады академии наук. – 2022. – Т. 506, № 2. – С. 72–79.
11. Chashchin, V. V. Platinum content and formation conditions of the sulphide PGE–Cu–Ni Nyud-II. Deposit of the Monchegorsk Pluton, Kola Peninsula, Russia / V. V. Chashchin, S. V. Petrov, D. V. Kiseleva [et al.] // Geology of Ore Deposits. – 2021. – Vol. 63, № 2. – P. 87–117.
12. Хубанов, В. Б. U-Pb изотопное датирование цирконов из Pz-Mz магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставления с SHRIMP данными / В. Б. Хубанов, М. Д. Буянтуев, А. А. Цыганков // Геология и геофизика. – 2016. – Т. 57, № 1. – С. 241–258.
13. Травин, А. В. Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхинский регион. Западное Прибайкалье) / А. В. Травин, Д. С. Юдин, А. Г. Владимиров [и др.] // Геохимия. – 2009. – № 11. – С. 1181–1199.
14. Тейлор, С. Р. Континентальная кора: ее состав и эволюция / С. Р. Тейлор, С. Мак-Ленон. – М.: Мир, 1985. – 339 с.
15. Chappell, B. W. Two contrasting granite types: 25 years later / B. W. Chappell and A. J. R. White // Australian Journal of Earth Sciences. – 2001. – Vol. 48. – Р. 489 – 499.
16. Махлаев, Л. В. Генетические гранитоидные ряды докембрия Таймыра (Метаморфизм, ультраметаморфизм, гранитообразование) / Л. В. Махлаев, Н. И. Коробова // Труды Сибирского научно-исследовательского института геологии, геофизики и минерального сырья (СНИИГГИМС). Красноярское отделение. – Красноярск: Кн. Издательство, 1972. – 154 с.
17. Щербаков, И. Б. Петрография докембрийских пород центральной части Украинского щита / И. Б. Щербаков. – Киев: Наукова думка, 1975. – 279 с.
18. Макрыгина, В. А. Геохимия регионального метаморфизма умеренных и низких давлений / В. А. Макрыгина. – Новосибирск: Наука, 1981. – 200 с.
19. Whalen, J. B. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis / J. B. Whalen, K. L. Currie, B. W. Chapell // Contr. Miher. Petrol. – 1987. – Vol. 95. – P. 407–419.
20. Hodges, K. V. Geochronology and thermochronology in orogenic systems / K. V. Hodges // In: Treatise on Geochemistry. – Oxford, Elsevier. –2004. – P. 263–292.
21. Шуйский, А. С. Гранитоиды центральной части Гердизского массива (Полярный Урал): U-Pb (SIMS) данные / А. С. Шуйский, О. В. Удоратина, М. А. Кобл // Методы и геологические результаты изучения изотопных геохронометрических систем минералов и пород. – М.: ИГЕМ РАН, 2018. – С. 383–386.
22. Шуйский, А. С. Гранитоиды северной части Гердизского массива (Полярный Урал): Ar-Ar данные / А. С. Шуйский, А. В. Травин // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Северо-Уральского сегмента. – Сыктывкар: ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, 2019. – С. 210–214.
23. Голубева, И. И. Новые возрастные данные Гердизского массива (Полярный Урал) / И.И. Голубева, А. С. Шуйский, А. В. Травин [и др.] // Региональная геология и металлогения. – 2022. – № 92. – С. 50–63.
