Сыктывкар, Республика Коми, Россия
Россия
УДК 553.493 Месторождения щелочных, щелочноземельных, редкоземельных и других редких металлов
Исследование посвящено редкометалльным аляскитам, обнаруженным в составе гранитоидного массива Маньхамбо (Северный Урал). Проведены петрографо-минералогические и петро-геохимические исследования. Возраст определен U-Pb методом (SIMS) по единичным цирконам, изотопный состав Hf – LA ICP MS. Высокодифференцированные аляскиты (Zr/Hf<25) сформированы во внутриплитной обстановке. Характерны повышенные содержания Ga, Nb, Ta, Th, HREE, низкие – Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho. Выявлена сингенетичная редкометалльная минерализация (фергусонит, эшинит, Nb-Ta-титанит, браннерит). Выделены три типа цирконов: ксеногенные (527–512 и 1479 млн лет) и «сетчатые», «пористые» (337,6±7,3 млн лет). Для них типичны низкие Th/U, аномалии La в спектрах РЗЭ, указывающие на флюидное воздействие. Точки составов цирконов находятся вне магматических/гидротермальных полей, что связано либо с нарушением U-Pb системы, либо с особенностью редкометалльных расплавов. Температура кристаллизации пород – 790–677 °С. Положительные значения εHf(t) (+0,38...+6,8) свидетельствуют об ювенильном мантийном источнике. Модельный возраст TDM2 (1,11–0,82 млрд лет) отражает участие древнего материала в плавлении. Аляскиты массива Маньхамбо представляют поздний импульс расплава из глубинного ювенильного источника, не связанного с основным этапом формирования массива Маньхамбо. Их кристаллизация из фракционированных расплавов в верхнекоровых очагах обусловила уникальную минералогию и геохимию. По установленному возрасту относится к поньинскому щелочному гипабиссальному комплексу C3-Ppn.
циркон, аляскиты, редкометалльно-редкоземельная минерализация, Северный Урал
Введение
На севере Урала крупнейшими гранитными массивами являются Маньхамбовский и Ильяизский, слагающие ядро Маньхамбовского блока (рис. 1 а–в). Породы массивов выведены на поверхность на Северном Урале в поле распространения доуралид (протоуралид, тиманид) Ляпинско-Кутимского мегаантиклинория Центрально-Уральского поднятия. Гранитоиды отнесены к сальнеро-маньхамбовскому комплексу, Маньхамбовский массив является одним из его петротипов [4].
Гранитные массивы сближены в пространстве, обладают большим сходством минерального и химического составов слагающих их пород и имеют двухфазное строение. Первая фаза представлена гранитами и лейкогранитами (подчиненную роль имеют кварцевые диориты и гранодиориты (гибридной фации)). Вторая фаза – лейкограниты и аляскиты. Жильную серию слагают аплитовидные граниты, аплиты, реже – пегматиты.
Породы относятся к семействам гранитов, лейкогранитов умеренно-щелочного ряда. Наблюдаемые постепенные переходы не позволяют отнести породы к разным сериям. Биотитовые граниты относятся к I-типу, лейкограниты – к А-типу. Геохимическая типизация гранитоидов (используемая при геодинамических реконструкциях) неоднозначна, часть точек составов попадает в поле внутриплитных образований, часть – в поле позднеколлизионных и постколлизионных [5–7].
Формирование пород массивов, согласно полученным нами в последнее десятилетие данным (U-Pb, SIMS), по единичным зернам цирконов [8 и ссылки в этой работе] происходило в течение среднего-позднего кембрия. Близ субсинхронное формирование гранитоидов Ильяизского массива (I-тип, 520–500 млн лет) и гранитоидов Маньхамбовского массива (А-тип, 520–510 млн лет).
Породы массивов контактируют с образованиями верхнего рифея-венда и перекрываются осадочными отложениями неопределенного возраста, контакты частично тектонические, но наблюдаются и интрузивные [9–15].
Возраст палеонтологически «немых» терригенных отложений, перекрывающих Маньхамбовский массив и вмещающих комплексное редкоземельно-уран-торий-редкометалльное оруденение, является раннеордовикским (U-Pb, LA-ICP-MS) [11, 16, 17]. По другим данным датирования циркона методами U-Pb (TIMS) и LA-ICP- MS, возраст Маньхамбовского массива более древний (среднерифейский), а Ильяизского – более молодой [13, 18]. При этом предполагается, что более поздние ильяизские граниты могли снивелировать первичные изотопные характеристики маньхамбовских.
В пределах массива Маньхамбо А. В. Калиновским обнаружены редкометалльные субщелочные флюоритсодержащие аляскиты [19, с. 9]. Нами получены новые данные: о составе минералов, слагающих аляскиты, петро-геохимические характеристики, геохронологические и изотопно-геохимические.
Материалы и методы
Для изучения использовались образцы и пробы из коллекции А. В. Калиновского (Каменный архив ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН). Исследования проведены в ЦКП «Геонаука» г. Сыктывкара: петрографические (Olympus BX51), микрозондовые (сканирующий микроскоп Tescom Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max). Содержания петрогенных оксидов получены классическим химическим методом, F, Be, Pb, Ga, V, Y, Li, Nb – количественным спектральным анализом. Концентрации редких, рассеянных и редкоземельных элементов определены методом нейтронной-активации (La, Ce, Pr*, Nd, Sm, Eu, Gd*, Tb, Dy*, Ho*, Er*, Tm*, Yb, Lu, Rb, Sr, Ba, Sc, Cr, Ni, Zn, Se, As, Sb, Th, U, Br, Hf, Ta, Zr, Au, Li) и рентгено-радиометрическим (Nb, Rb, Ta, Y, Zr) методом в ГЕОХИ РАН (г. Москва).
Монофракции циркона были помещены в эпоксидную шашку вместе со стандартами. Методика исследований описана в работе [20]. Определения возраста кристаллов циркона (U-Pb SIMS) проведены в Стэнфордском университете, США, (SHRIMP RG). Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона получены там же.
Изотопный состав Lu-Hf в продатированных кристаллах циркона определен в Институте геологии и минеральных ресурсов (г. Тяньцзинь, Китай) по методике, согласно работе [21].
Результаты и их обсуждение
Геологическое положение участка работ
Предшественниками (М. В. Фишманом, Б. А. Голдиным, Н. П. Юшкиным, Е. П. Калининым и др. [22]) отмечалось наличие в лейкогранитах зон щелочного метасоматоза, маркируемых флюоритом. А. В. Калиновским в составе крупнейшего на севере Урала гранитоидного массива Маньхамбо описаны субщелочные аляскиты, устойчиво содержащие тонко рассеянные тантало-ниобаты и флюорит [19, с. 9]. Им же обнаружено крупное, более 1,5 км по простиранию, тело аляскитов с постоянным присутствием сингенетичных фергусонита и флюорита.
Обнаруженные и опробованные участки, массив Маньхамбо:
1. Северная часть (г. Понъя-Из, обр. 151-154-2),
2. Северный склон г. Понъя-Из среди метаморфитов маньинской свиты (обр. 155),
3. Северо-восточная часть (верховья р. Щугор), обр. 729-1 (см. рис. 1 в).
Аляскиты наблюдаются в элювиальных развалах, образующих изолированные поля изометричной и вытянутой (дайкообразной) формы. Опробованные породы розовато-белого цвета преимущественно мелкозернистые, массивные. Породы имеют кварц-микроклин-альбитовый состав.
Петрография и минералогия
На разных участках породы имеют неодинаковую сохранность. Под микроскопом наблюдается катаклаз с сохранением на участках гранитной структуры и интенсивная грейзенизация в породах 1 и 2 участков, характерно низкое количество плагиоклаза (альбита), наблюдается развитие микроклина двух генераций и окварцевание с флюоритизацией. Минеральный состав, (об. %): калиевый полевой шпат (микроклин) – 45–55, кварц – 30–45, плагиоклаз (альбит (An0)) – 5–10, слюда (ферроалюмоселадонит) 3–5, кальцит. Акцессорные минералы – алланит, апатит, монацит, циркон, торит, карбонаты тория, титанит (Nb-Ta содержащий), эшинит (эшинит-Th), наблюдаются фергусонит, в том числе (фергусонит-Yb), колумбит, флюорит. Рудные минералы – титаномагнетит, ильменит и гематит. Вторичные минералы представлены альбитом, серицитом, хлоритом (диабантитом). Несмотря на развитие позднего альбита, увеличения содержания натрия не отмечено, но проявлено позднее окварцевание.
По данным микрозондового анализа в пертитовом калиевом полевом шпате, содержание Na2O составляет 0,32–0,43 мас. %. Слюда представлена ферроалюмоселадонитом. Кальцит в породе аллотриоморфнозернистый, поздний.
Минералы редких, редкоземельных и радиоактивных элементов образуют тонко распыленную вкрапленность (рис. 2 а). Они представлены выделениями различного размера оксидов железа, Ta-Nb содержащего титанита ассоциирующего с фергусонитом, алланитом, монацитом, цирконом, эшинитом (эшинитом (Th)) и браннеритом (рис. 2).
Эшинит и эшинит (Th) образуют выделения неправильной формы размером до 500 мкм в тесном срастании с Nb-Ta содержащим титанитом и браннеритом (рис. 2 б, в, е; рис. 3, а). В составе эшинита содержание (мас., %) Nb2O5 и ThO2 достигает 20 и 9 соответственно (табл. 1). В эшините (Th) концентрации (мас., %) Nb2O5 составляют 9–14, а ThO2 возрастают до 20–40. Присутствующие в эшините примеси Ce2O3, Ta2O5, PbO2, UO2 в эшините (Th) не наблюдаются.
Ta-Nb содержащий титанит присутствует в виде агрегатов неправильной формы в тесной ассоциации с минералами Y, Th, U, фергусонитом, браннеритом, Th-эшинитом. Титанит (размером первые десятки мкм до первых сотен мкм) является наиболее ранним кристаллизующимся минералом либо присутствует в каймах оксидов железа (рис. 2, б, в, д). В нем отмечаются примеси (мас., %) Nb2O5 (0,98–3,43), Ta2O5 (2–8), Al2O3 (5,28–6,16), FeO (0,84–2,29) (рис. 3 б).
Алланит наблюдается в виде лучистых агрегатов размером до 100–400 мкм, ассоциирующих с цирконом, Nb-Ta содержащим титанитом, эшинитом (Th)) (рис. 2 г), содержание РЗЭ(La+Ce+Nd) составляет 19 мас., %.
Фергусонит отмечается в скоплениях рудных минералов Nb-Ta содержащего титанита, эшинита (и эшинита (Th)) в виде неправильной формы неоднородных агрегатов размером 200–300 мкм (рис. 2 б). Содержание Nb2O5 составляет 47 мас. %, а Y2O3 от 28 до 29 мас. % (табл. 2). Сумма тяжелых РЗЭ (Gd+Dy+Er+Yb) находится в узком диапазоне 10–11 мас. % (рис. 3 в).
Браннерит размером от первых мкм до 60 мкм наблюдается в тесном срастании с Nb-Ta содержащим титанитом и эшинитом (Th) (рис. 2, б, в). Содержание UO2 находится на уровне 52–53 мас., %, Nb2O5 22–24 мас., %, PbO2 2,5–2,75 мас., % (табл. 2).
В породе наблюдается развитие циркона двух типов (1), призматические кристаллы размером 10–50 – 100 мкм и (2) неправильной нередко округлой формы «ажурного», «сетчатого», «пористого» циркона (до 50–60 мкм) в ассоциации с торитом (до 100 мкм) (рис. 2 ж). Показательно положение позднего по образованию, но не вторичного кальцита, имеющего аллотриоморфозернистые формы выделения в породе (рис. 2 з).
Петро-геохимическая характеристика
Исследуемые породы – аляскиты кислые и ультракислые плутонические породы, умереннощелочного подотряда, калиево-натриевого типа щелочности [23]. Содержания (мас., %) кремнезема в них составляет 77–82, глинозема – 9,15–12,41, (Na2O+K2O) 6,38–9,30, при преобладании оксида калия (Na2O+K2O) 0,7–1,04 (табл. 3, рис. 4 а–д). Содержания TiO2 (0–1,12) и суммарного железа FeO+Fe2O3 (0,68–1,09).
В распределении несовместимых элементов обращают внимание высокие Ni (130-960 г/т) и в то же время низкие Cr (1,25–19,7 г/т) содержания (табл. 4). Породы обеднены литофильными элементами (г/т) Sr (10–195), Ba (369–480, за исключением одного значения), Rb (45–114, за исключением одного значения). Отмечается резкое обогащение Nb (41–110 г/т), Ta (4,9–11,6 г/т), Th (28–88 г/т) и истощение Zr (25–105 г/т).
Аляскиты имеют невысокие содержания РЗЭ (<130 г/т) с подковообразными спектрами распределения и слабым фракционированием легких и тяжелых РЗЭ (La/Yb)N – 1,5–3,8. Отмечаются глубокие отрицательные Eu аномалии (Eu/Eu*=0,01–0,27) (табл. 4, рис. 4 е). Мультиспектры нормированных на примитивную мантию значений демонстрируют преобладание крупноионных элементов над высокозарядными (рис. 4 ж).
Изученные породы обладают рядом геохимических особенностей, указывающих на дифференцированность гранитного расплава: высокие содержания Ga, Nb, Ta, Th, HREE, низкие значения Zr/Hf (2.66–6.21), Nb/Ta (3,90–11,02), Y/Ho (11,80–23,77), табл. 4 [26, 27].
Точки составов на диаграммах, применяемых для реконструкции геодинамических условий формирования пород, группируются в полях внутриплитных образований (рис. 4 з–и).
Температуры формирования пород, рассчитанные по параметру М [28], составили 790–677° С (табл. 3).
Изотопно-геохронологическая характеристика
Был определен U-Pb возраст цирконов из этих пород, для 11 кристаллов получено 12 значений (табл. 5). Цирконы (до 100 мкм) непрозрачные и полупрозрачные призматического габитуса с сахаровидной поверхностью, Ку=1:2. На катодолюминесцентных изображениях мы видим три типа 1. черные (1.1, 2.1, 3.1, 7.1, 8.1-9.1), 2. серые (4.1, 5.1, 6.1, 10.1, 11.1, 12.1), 3. в этом зерне (8.1-9.1) в центральной части проявлена магматическая осцилляторная зональность (рис. 5 а). Наличие в этом кристалле черной каймы позволяет предположить, что возможно центральные части кристаллов черных на катодолюминесцентных изображениях оказались невскрытыми и можно предполагать наличие внутри таких же осцилляторных зон. Именно в этом кристалле оба замера (табл. 6, 8.1 и 9.1) показали возраста, как мы полагаем, наследованные (захваченные цирконы) от пород главных фаз массива Маньхамбо (528–513 млн лет). Однако значения измеренных черных на катодолюминесцентных изображениях кристаллов молодые – 432, 379, 329 млн лет.
Серые на катодолюминесцентных изображениях кристаллы циркона (4.1, 5.1, 6.1, 10.1, 11.1, 12.1) кореллируют по строению с «сетчатыми», «ажурными» кристаллами, наблюдаемыми при микрозондовых исследованиях (рис. 2 г, рис. 5 а).
Из расчета убраны точки с высокой дискордантностью 5,1, 7,1, 10,1, а также точки 8,1–9,1 (528–513 млн лет) и точка 2,1 с возрастом 1488 млн лет.
Для оставшихся точек характерны крайне высокие содержания U от 1686 до 2673 г/т и сильно варьирующие содержания Th от 171 до 974 г/т (табл. 5), значения Th/U – низкие (0,10–0,37).
Возраст цирконов по отношению 206Pb/238U определен в шести точках (рис. 5 б), диапазон возрастов составил 373–324 млн лет. Рассчитанный средневзвешенный возраст – 337,6±7,3 млн лет (СКВО=0.13).
Геохимические спектры распределения РЗЭ в цирконе являются индикаторами условий образования. Содержания элементов-примесей близки (табл. 6, рис. 6 а, б), однако они варьируют по содержанию La. Из-за сильного фракционирования состав цирконов, возможно, не отражает параметры первичного магматического расплава и не попадает в магматическое поле (рис. 6 в). На диаграмме Yb–U/Th положение точек составов продатированного (серого в CL) циркона также смещается из поля цирконов обычных составов гранитов (рис. 6 г). Значение (Y/Gd)N в этих цирконах низкое 11–19 (для магматических цирконов оно составляет ∼23, для пористых цирконов, прошедших преобразование, – ∼98, какими либо процессами (например, низкотемпературными, гидротермальными или высокотемпературными «позднемагматическими» кристаллизующиеся из остаточного флюидонасыщенного расплава). Значения (Sm/La)N низкие (0,2–0,8) отражает наблюдаемое обогащение La.
На рис. 6 б показаны спектры цирконов, возраст которых использован для расчета времени формирования, отмечается высокое содержание La. В продатированных зонах кристаллов, вошедших в выборку для расчета времени формирования циркона, рассчитана по содержанию титана в цирконе температура кристаллизации (табл. 6), полученные значения из-за высокого содержания железа (1368–12609 г/т) не корректны. Корректные значения получены лишь для ксеногенных цирконов (1.1, 2.1, 8.1, 9.1).
Изотопно-геохимическая характеристика.
Значения изотопного состава гафния в цирконах (обр. 729-1) в исследованных аляскитах варьируют от +0,38 до +6,8, рассчитанный модельный возраст составил 1,11–0,82 млн лет (табл. 7, рис. 6 д).
Полученные значения изотопного состава гафния мантийные, что подтверждают и полученные нами петро-геохимические данные, а также присутствие сингенетичной комплексной Y-Nb-U-Th минерализации.
Выводы
Таким образом, изученные породы имеют линейный характер развития, прослеженный по элювиальным развалам. Породы характеризуются магматическими микроструктурами, мы относим их к дайковым образованиям.
На отдельных участках отмечается катаклаз, проявлены окварцевание и реже – альбитизация пород. Детальные исследования шлифов и аншлифов показали отсутствие приуроченности рудных минералов к межкатаклазовому пространству.
Установлена тонкорассеянная сингенетичная комплексная минерализация Y–Nb, U–Th: ассоциации фергусонита, эшинита (эшинита (Th)), Nb-Ta содержащего титанита, браннерита), наличие позднего кальцита.
Петро-геохимически исследованные породы соответствуют аляскитам и рассматриваются нами как сформированные из высокодифференцированного расплава. Для пород характерны высокое содержания кремнезема, преобладание оксида калия над оксидом натрия. Аляскиты имеют невысокие содержания РЗЭ с подковообразными спектрами распределения и слабым фракционированием легких и тяжелых, характерны глубокие отрицательные Eu аномалии. Мультиспектры нормированных на примитивную мантию значений демонстрируют преобладание крупноионных элементов над высокозарядными. Для исследованных пород характерны высокие содержания Ga, Nb, Ta, Th, HREE, низкие значения Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho. Отсутствуют корреляции элементов, слагающих рудные акцессорные минералы (Y, Nb, U, Th), например, с Na2O, что можно было бы рассматривать как признак метасоматического контроля минерализации. Точки составов пород на диаграммах, применяемых для реконструкции геодинамических условий формирования пород, группируются в полях внутриплитных образований.
Изучение выборки цирконов показало, что в породе присутствуют несколько типов цирконов: 1) захваченные (ксеногенные) цирконы с возрастами, аналогичными возрастам (средний-поздний кембрий) гранитоидов Маньхамбовского массива [8] и 2) более древние (1479, нижнерифейский), а также 3) серые на катодолюминесцентных изображениях кристаллы, кореллирующие по строению с «сетчатыми», «ажурными», «пористыми» кристаллами, наблюдаемыми нами при микрозондовых исследованиях. Подобные по внутреннему строению пористые цирконы рассматриваются как преобразованные под действием поздних водно-солевых флюидов [27].
Расчетный средневзвешенный U-Pb возраст цирконов 3-го типа составил 337,6±7,3 млн лет (2σ, n=6, СКВО=0.13). Эти цирконы характеризуются высокими значениями U и Th и низкими значениями Th/U, варьирующими от 0.1 до 0.3 (есть два значения 0,35, 0,37), и в целом близки к немагматическим цирконам (Th/U <0,1–0,3). В спектрах распределения РЗЭ в этих цирконах отмечаются вариации по содержанию La, характерны низкие значения (Sm/La)N (0,2–0,8), отражающие наблюдаемое обогащение La, характерное для преобразованных цирконов. С одной стороны, для них типичны слишком низкие значения (Y/Gd)N. Точки составов цирконов находятся вне полей магматических и гидротермальных цирконов, что может указывать на нарушенность U-Pb системы, с другой – рассматриваться как специфичность таких малоисследованных цирконов, типичных для многих редкометалльных пород, кристаллизующихся из флюидонасыщенной магмы. Температуры кристаллизации циркона, рассчитанные по содержанию титана, не корректные из-за высокого содержания в цирконах Fe. Температура кристаллизации пород, рассчитанная по параметру М, составила 790–677° С [28]. Значения изотопного состава гафния циркона положительные (εHf – +0,38 до +6,8) и указывают на мантийный источник. Рассчитанный модельный возраст TDM2 показывает, что в плавление вовлекался материал с возрастом 1,11–0,82 млн лет.
Проведенные исследования показали, что исследованные аляскиты являются более молодым импульсом внедрения расплава гранитного состава из более глубинного ювенильного источника, оторванного по времени на 150 млн лет и генетически не связанного с породами, слагающими основную часть массива. Аляскиты кристаллизовались из сильно фракционированных расплавов в верхнекоровых промежуточных очагах и именно поэтому отличаются специфической минералогией и геохимией.
Породы близки по возрасту к лейкогранитам, рассматриваемым в составе щелочного поньинского гипабиссального комплекса (монцогаббро-монцонитовый, небольшие штоки, линзообразные тела и дайки монцогаббродиоритов (μνδC3-Ppn), монцодолеритов (μβС3-Ppn) и, возможно, сиенитов (эйситизированные) (ξC3-Ppn), кварцевых сиенитов (ξC3-Ppn), граносиенитов (γξC3-Ppn), умереннощелочных лейкогранитов (εlγC3-Ppn) [1].
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Пучков, В. Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении) / В. Н. Пучков. – Уфа, 2010. – 280 с.
2. Estrada S. Insights into magmatic and geotectonic history of the Voikar Massif, Polar Urals / F. Henjes-Kunst, K-P. Burgath, N. W. Roland, F. Schafer, E. N. Khain, D. N. Remizov Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften. – 2012. – V163. – №1. – C. 9–41. https://doi.org/10.1127/1860-1804/2012/0163-0009
3. Петров, О. В. Геологическая карта России и прилегающих акваторий масштаба 1:2500000 / А. Ф. Морозов, Т. В. Чепкасова [и др.]. ФГБУ «ВСЕГЕИ». Роснедра. 2016.
4. Душин, В. А. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (издание второе). Серия Северо-Уральская. Лист P-40-VI (г. Тельпос-Из). Объяснительная записка / В. А. Душин, О. П. Сердюкова, А. А. Малюгин [и др.]. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2018. – 216 с.
5. Махлаев, Л. В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия (Полярный и Приполярный Урал): монография / Л. В. Махлаев. – Екатеринбург: УрО РАН, 1996. – 150 с.
6. Удоратина, О. В. Петрология пород Ильяизского массива (Северный Урал) / О. В. Удоратина, А. А. Соболева, Н. С. Дорохов [и др.] // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана (Труды Института геологии Коми научного центра Российской АН). – 2003. – Вып. 113. – С. 54–74.
7. Удоратина, О. В. Возраст гранитоидов массивов Маньхамбовского и Ильяизского массивов (Северный Урал): U-Pb данные / О. В. Удоратина, А. А. Соболева, Н. А. Кузенков [и др.] // Доклады Академии наук (ДАН). – 2006. – Т. 406, № 6. – С. 810–815.
8. Удоратина, О. В. Гранитоиды севера Урала: геохронология, эволюция, источники / О. В. Удоратина, К. В. Куликова, А. С. Шуйский [и др.]. – Сыктывкар, 2022. – 125 с. – URL: https://doi.org/10.19110/98491-044.
9. Удоратина, О. В. U-Pb возраст цирконов гранитной гальки из отложений, перекрывающих массив Маньхамбо (Северный Урал) / О. В. Удоратина, А. Н. Ларионов, Н. Ю. Никулова // Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и перспективы. ИГГД РАН. – СПб.: Sprinter, 2015. – С. 312–313.
10. Удоратина, О. В. Возраст рудных метапесчаников (Маньхамбо, Северный Урал) / О. В. Удоратина, Н. Ю. Никулова, В. Б. Хубанов // Возраст и корреляция магматических, метаморфических, осадочных и рудообразующих процессов: материалы VIII Российской конференции по изотопной геохронологии. – СПб., 2022. – С. 163–165.
11. Удоратина, О. В. Цирконы из осадочных отложений восточного контакта гранитного массива Маньхамбо (Северный Урал) / О. В. Удоратина, Н. Ю. Никулова, А. А. Павлова [и др.] // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2012. – № 6. – С. 2–8.
12. Щербин, С. С. Взаимоотношение разновозрастных гранитоидов с доордовикскими осадочно-метаморфическими породами в районе Мань-Хамбо на Приполярном Урале / С. С. Щербин // Магматизм, метаморфизм и оруденение в геологической истории Урала. – Свердловск, 1974. – С. 62–64.
13. Душин, В. А. Возраст и геодинамическая позиция гранитоидов маньхамбовского блока (Северный Урал): U-Pb и Sm-Nd изотопная систематика и геохимические ограничения / В. А. Душин, Ю. Л. Ронкин, О. П. Лепихина // Изотопные системы и время геологических процессов: материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. – СПб.: ИП Каталкина, 2009. – Т. 1. – С. 172–174.
14. Калинин, Е. П. Новые данные о геологии и редкометалльной металлогении горных пород Урала в бассейне верхней Печоры / Е. П. Калинин, В. Н. Пучков // Тр. ИГ КФАН СССР. – Сыктывкар, 1968. – Вып. 9. – С. 49–60.
15. Бороздина, Г. М. О корреляции стратотипа хобеинской свиты и отложений в восточном контакте гранитного массива Мань-Хамбо / Г. М. Бороздина // ЕЖЕГОДНИК-2008. Тр. ИГГ УрО РАН. – Екатеринбург, 2009. – Вып. 156. – С. 57–59.
16. Удоратина, О. В. Минералогия и литохимия рудных метапесчаников, перекрывающих гранитный массив Мань-Хамбо (Северный Урал) / О. В. Удоратина, Н. Ю. Никулова, Д. А. Варламов // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2014. – № 4 (232). – С. 3–9.
17. Удоратина, О. В. Время формирования комплексных (радиоактивно-редкоземельно-редкометалльных) руд Маньхамбовского рудного района (Северный Урал) / О. В. Удоратина, В. А. Капитанова // Месторождения стратегических металлов: закономерности размещения, источники вещества, условия и механизмы образования: материалы Всероссийской конференции, посвященной 85-летию ИГЕМ РАН, Москва, 25–27 ноября 2015 г. – М.: ИГЕМ РАН, 2015. – С. 250–251.
18. Душин, В. А. Рифейский гранитный магматизм и металлогения Маньхамбовского блока / В. А. Душин, А. В. Фауст // Региональная геология и металлогения. – 2008. – № 35. – С. 25–33.
19. Калиновский, А. В. Редкометалльные комплексы Маньхамбовского металлогенического района на Северном Урале / А. В. Калиновский // Серия препринтов «Научные доклады» Коми НЦ УрО АН СССР. – Сыктывкар, 1990. – Вып. 228. – 24 с.
20. Андреичев, В. Л. Гранитоиды Большеземельской зоны фундамента Печорской синеклизы: состав и U-Pb возраст / В. Л. Андреичев, А. А. Соболева, Е. Г. Довжикова [и др.] // Геология и геофизика. – 2023. – Т. 64, № 2. – С. 180–191. – URL: https://doi.org/10.15372/GiG2022125.
21. Geng J. Z. Zircon Hf isotope analysis by means of LA-ICP-MS / J. Z. Geng, H. K. Li, J. Zhang, H. Y. Zhou, H. M. Li // Geological Bulletin of China. – 2011. – Vol. 30. – №. 10. – P. 1508–1513. (in Chinese with English abstract).
22. Юшкин, Н. П. Закономерности развития процессов редкометального рудогенеза в центральной зоне Приполярного Урала / Н. П. Юшкин, М. В. Фишман, Б. А. Голдин [и др.] // Современное состояние учения о месторождениях полезных ископаемых. – Ташкент, 1975. – С. 184 –189.
23. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. 2-е изд., перераб. и доп. – СПб.: Издательство ВСЕГЕИ, 2008. – 200 с.
24. Wu, F. Highly fractionated granites: Recognition and research / F. Wu, X. Liu, W. Ji, // Science China Earth Sciences. – 2017. – Vol.60. – P. 1201–1219. https://doi.org/10.1007/s11430-016-5139-1.
25. Bau M. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect // Contrib Mineral Petrol. – 1996, №123, – P. 323–333.
26. Удоратина, О. В. Аляскиты массива Маньхамбо / О. В. Удоратина, В. А. Жаренков // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Инф. мат-лы 8-й науч. конф. Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 8–9 декабря 1999 г. – Сыктывкар: Геопринт, 1999. – С. 192–198.
27. Grimes C. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere / B. E. John, M. J. Cheadle, F. K. Mazdab, J. L. Wooden, S. Swapp, J. J. Schwartz // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 2009. – Vol. 158. – P. 757–783. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0409-2
28. Watson E. B. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types / M. Harrison. Earth Planet Sci Lett. 1983. – № 64. – P. 295–304.
29. Breiter K. Chemical characteristics of zircon from A-type granites and comparison to zircon of S-type granites / C. N. Lamarão, R. M. K. Borges, R. Dall’Agnol // Lithos. – 2014. – P. 208–225. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.004
30. Hoskin P. W. O. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator / T. R. Ireland. // Geology. – 2000. №28. – P. 627–630.
