Начальный Hf-изотопный состав цирконов
В дунитах Нижнетагильского массива для доминирующей популяции цирконов неоархейского возраста (2.7-2.9 млрд лет) типичны низкие значения начального изотопного состава гафния (176Hf/177Hfi=0.280924–0.281146, εHf =-3.1–3.6, рис. 5). На Hf-изотопной эволюционной диаграмме они располагаются близко к эволюционной линии CHUR (рис. 5). Неопротерозойский возрастной кластер Нижнетагильского массива (585±28 млн. лет) характеризуется более высоким значением изотопного состава гафния, но находится значительно ниже эволюционной линии CHUR (176Hf/177Hfi=0.281698, εHf = -25.5, рис. 5). Начальный изотопный состав гафния в цирконе дунитов Гулинского массива также варьирует в широких пределах (от 176Hf/177Hfi=0.281051 до 176Hf/177Hfi=0.281376 и от εHf=1.1 до εHf= -10.0, соответственно; рис. 5). Характерно, что неоархейский циркон Гулинского массива (n=1) и цирконы из доминирующего неоархейского возрастного кластера Нижнетагильского массива (n=8) близки по начальному изотопному составу гафния (εHf = 1.1 и 0.1, соответственно).
Цирконы Кондёрского и Феклистовского массивов характеризуются более широкими вариациями начального изотопного состава гафния (176Hf/177Hfi=0.281073-0.283119 и 0.280924-0.281126, соответственно, табл. 2, рис. 6а) по сравнению с таковыми в цирконах Нижнетагильского и Гулинского массивов (рис. 5а). При этом, максимальными вариациями значения εHf обладают палеозойские цирконы Феклистовского массива (εHf от -4.8 до 20.3, n=7, рис. 6б). Мезозойские цирконы дунитов Кондёрского массива обладают несколько менее значительным разбросом величин εHf (от -8.4 до 10.5, n=13, рис. 6б).
|
|
|
|
Рис. 5. Бинарные зависимости (а) начального значения 176Hf/177Hf от возраста и (б) εHf от возраста для цирконов Нижнетагильского (1, круги серого цвета) и Гулинского (2, квадраты черного цвета) массивов по (Баданина и др., 2013). Для сравнения приведены линейные тренды изотопной эволюции цирконов Гулинского (черного цвета) и Нижнетагильского (темно серого цвета), а также линии изотопной эволюции деплетированной мантии (DM) и хондритового универсального резервуара (CHUR)
Рис. 6. Бинарные зависимости (а) начального значения 176Hf/177Hf от возраста и (б) эпсилон гафния от возраста для цирконов Феклистовского (ромбы серого цвета) и Кондёрского (полые треуголники) массивов. Для сравнения приведены линии изотопной эволюции деплетированной мантии (DM) и хондритового универсального резервуара (CHUR)
Таблица 1
Характерные U-Pb изотопные анализы цирконов из верлитов Феклистовского массива
| № анализа | Рис. 3 | U, г/т | Th, г/т | Изотопные отношения | Возрасты, млн лет | T1–T8 | ||||||
| Pb207/Pb206 | Pb207/U235 | Pb206/U238 | Pb207/Pb206 | Pb207/U235 | Pb206/U238 | |||||||
| 17 | 17 CL | 252 | 187 | 0.1876±0.0025 | 13.467±0.176 | 0.5206±0.0056
| 2721±22 | 2713±12 | 2702±24 | T1 | ||
| 12 | 12 CL | 153 | 64 | 0.1019±0.0017 | 4.109±0.069 | 0.2926±0.0036 | 1659±32 | 1656±14 | 1655±18 | T2 | ||
| 21 | 539 | 191 | 0.0951±0.0013 | 3.392±0.045 | 0.2588±0.0028 | 1530±26 | 1503±10 | 1484±14 | T3 | |||
| 14 | 297 | 183 | 0.0852±0.0012 | 2.593±0.037 | 0.2208±0.0025 | 1320±28 | 1299±10 | 1286±13 | T4 | |||
| 3 | 725 | 708 | 0.0822±0.0014 | 2.374±0.043 | 0.2095±0.0029 | 1251±35 | 1235±13 | 1226±15 | T4 | |||
| 16 | 16 CL | 83 | 50 | 0.0769±0.0024 | 1.862±0.055 | 0.1756±0.0028 | 1120±63 | 1068±20 | 1043±15 | T5 | ||
| 15 | 15 CL | 170 | 58 | 0.0745±0.0012 | 1.797±0.027 | 0.1749±0.0019 | 1056±33 | 1045±10 | 1039±10 | T5 | ||
| 9 | 9 CL | 85 | 69 | 0.0614±0.0011 | 0.855±0.015 | 0.1011±0.0012 | 652±41 | 627±8 | 621±7 | T6 | ||
| 4 | 4 CL | 656 | 381 | 0.0565±0.0014 | 0.552±0.013 | 0.0710±0.0010 | 472±56 | 447±9 | 442±6 | T7 | ||
| 1 | 473 | 941 | 0.0542±0.0011 | 0.460±0.010 | 0.0616±0.0008 | 378±48 | 384±7 | 385±5 | T8 | |||
| 7 | 7 CL | 1945 | 800 | 0.0526±0.0010 | 0.443±0.009 | 0.0611±0.0008 | 313±46 | 372±6 | 382±5 | T8 | ||
| 5 | 5 CL | 308 | 174 | 0.0550±0.0015 | 0.452±0.012 | 0.0596±0.0008 | 413±61 | 379±8 | 373±5 | T8 | ||
| 30 | 3936 | 2743 | 0.0538±0.0012 | 0.427±0.010 | 0.0575±0.0008 | 363±50 | 361±7 | 361±5 | T8 | |||
Примечание. T1-T8 – возрастные кластеры; ан. 1-8 характеризуют цирконы I типа, ан. 9-13 – цирконы II типа. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1сигма. Номера анализов соответствуют таковым на рис.3.
Таблица 2
Lu-Hf изотопные данные для цирконов Феклистовского и Кондёрского массивов
|
|
|
| № анализа | Рис. 3 | Возраст | 176Hf/177Hf | 1δ | 176Lu/177Hf | 176Yb/177Hf | Hfi* | εHf(t) | 1δ | TDM | TDMС | ||
| Феклистовский массив (обр. 2-4) | |||||||||||||
| 17 | 17 CL | 2721 | 0,281143 | 0,000011 | 0,001344 | 0,056173 | 0,281073 | 1,3 | 0,4 | 2,97 | 3,10 | ||
| 12 | 12 CL | 1659 | 0,281645 | 0,000014 | 0,000730 | 0,034265 | 0,281622 | -3,8 | 0,5 | 2,24 | 2,54 | ||
| 21 |
| 1530 | 0,281895 | 0,000014 | 0,000921 | 0,045313 | 0,281868 | 2,0 | 0,5 | 1,90 | 2,10 | ||
| 14 |
| 1320 | 0,281993 | 0,000012 | 0,000713 | 0,033773 | 0,281975 | 1,0 | 0,4 | 1,76 | 1,99 | ||
| 16 | 16 CL | 1120 | 0,282311 | 0,000018 | 0,000367 | 0,023153 | 0,282303 | 8,1 | 0,6 | 1,31 | 1,41 | ||
| 15 | 15 CL | 1056 | 0,282254 | 0,000018 | 0,000459 | 0,029358 | 0,282245 | 4,5 | 0,6 | 1,39 | 1,57 | ||
| 9 | 9 CL | 652 | 0,282246 | 0,000010 | 0,000712 | 0,034157 | 0,282237 | -4,8 | 0,4 | 1,41 | 1,79 | ||
| 4 | 4 CL | 442 | 0,282948 | 0,000034 | 0,002074 | 0,090718 | 0,282931 | 15,0 | 1,2 | 0,44 | 0,45 | ||
| 7 | 7 CL | 382 | 0,283142 | 0,000018 | 0,003269 | 0,162375 | 0,283119 | 20,3 | 0,6 | 0,16 | 0,08 | ||
| 8 |
| 380 | 0,282929 | 0,000029 | 0,003073 | 0,156030 | 0,282907 | 12,8 | 1,0 | 0,49 | 0,53 | ||
| 3 |
| 380 | 0,282709 | 0,000039 | 0,004359 | 0,224670 | 0,282678 | 4,7 | 1,4 | 0,85 | 1,01 | ||
| 26 |
| 374 | 0,282440 | 0,000030 | 0,003866 | 0,154967 | 0,282413 | -4,8 | 1,1 | 1,24 | 1,56 | ||
| 5 | 5 CL | 373 | 0,283100 | 0,000018 | 0,001278 | 0,060873 | 0,283091 | 19,1 | 0,6 | 0,22 | 0,14 | ||
| 30 |
| 361 | 0,282461 | 0,000022 | 0,003665 | 0,148079 | 0,282436 | -4,3 | 0,8 | 1,20 | 1,52 | ||
| Кондёрский массив (обр. 67-12) | |||||||||||||
| K14 |
| 2496 | 0,281173
| 0,000013 | 0,000290 | 0,012020 | 0,281159 | -0,9 | 0,5 | 2,85 | 3,05 | ||
| К17 |
| 2485 | 0,281132 | 0,000017 | 0,000134 | 0,005534 | 0,281126 | 1,4 | 0,6 | 2,89 | 3,12 | ||
| К41 |
| 2419 | 0,281248 | 0,000022 | 0,000206 | 0,008175 | 0,281239 | 0,1 | 0,8 | 2,74 | 2,92 | ||
| К36 |
| 1899 | 0,281583 | 0,000040 | 0,000031 | 0,001578 | 0,280924 | 0,3 | 1,4 | 2,28 | 2,50 | ||
| К3 |
| 176 | 0,282777 | 0,000016 | 0,000956 | 0,046754 | 0,282774 | 3,5 | 0,6 | 0,67 | 0,91 | ||
| К6 |
| 181 | 0,282629 | 0,000013 | 0,000784 | 0,034111 | 0,282626 | -1,6 | 0,5 | 0,88 | 1,22 | ||
| К8 |
| 183 | 0,282682 | 0,000016 | 0,000660 | 0,032323 | 0,282680 | 0,3 | 0,6 | 0,80 | 1,10 | ||
| К9 |
| 178 | 0,282688 | 0,000021 | 0,000504 | 0,020512 | 0,282686 | 0,5 | 0,7 | 0,79 | 1,09 | ||
| К28 |
| 178 | 0,282929 | 0,000018 | 0,002257 | 0,092250 | 0,282921 | 8,8 | 0,6 | 0,47 | 0,60 | ||
| К38 |
| 182 | 0,282735 | 0,000014 | 0,001405 | 0,065461 | 0,282730 | 2,1 | 0,5 | 0,74 | 1,00 | ||
| К39 |
| 170 | 0,282740 | 0,000021 | 0,001238 | 0,053073 | 0,282736 | 2,0 | 0,7 | 0,73 | 0,99 | ||
| К64 |
| 175 | 0,282618 | 0,000010 | 0,000270 | 0,009940 | 0,282617 | -2,1 | 0,3 | 0,88 | 1,24 | ||
| К60 |
| 174 | 0,282977 | 0,000038 | 0,001315 | 0,061441 | 0,282973 | 10,5 | 1,3 | 0,39 | 0,50 | ||
| К7 |
| 173 | 0,282782 | 0,000018 | 0,001918 | 0,082327 | 0,282776 | 3,5 | 0,6 | 0,68 | 0,91 | ||
| К47 |
| 145 | 0,282696 | 0,000016 | 0,000824 | 0,041822 | 0,282694 | 0,0 | 0,6 | 0,78 | 1,09 | ||
| К21 |
| 149 | 0,282799 | 0,000035 | 0,000660 | 0,031997 | 0,282797 | 3,7 | 1,2 | 0,64 | 0,88 | ||
| К61 |
| 138 | 0,282462 | 0,000024 | 0,000678 | 0,027242 | 0,282460 | -8,4 | 0,8 | 1,11 | 1,58 | ||
Номера анализов соответствуют таковым на рис. 3.
Протерозойские и неархейские цирконы Феклистовского массива характеризуются еще более умеренными вариациями значения εHf (от -4.8 до 8.1, n=7, рис. 6б). Позднепротерозойская популяция цирконов Кондёрского массива располагается близко к эволюционной линии CHUR (εHf изменяется от -2.3 до 0.3, n=4, рис. 6б).
Обсуждение результатов
Широкое распространение древних датировок цирконов характерно для многих платиноносных клинопироксенит-дунитовых массивов, расположенных в пределах подвижных поясов Урала [Нижнетагильский (Малич и др., 2009; Краснобаев и др., 2011) и Кытлымский (Bea et al., 2001, Кнауф, 2009) массивы), Дальнего Востока (Гальмоэнанский (Кнауф, 2009) и Сибирской платформы (Кондёрский и Гулинский массивы (Малич и др., 2012; Баданина и др., 2013)]. По мнению Ф. Беа с соавторами (Bea et al., 2001) значительные вариации U-Pb возраста (от 2800 до 410 млн. лет) свидетельствуют о возможном заимствования цирконов из континентальной коры. Некоторые исследователи (Yamomoto et al., 2013 и др.) предполагают, что попадание древних цирконов в мантию может быть связано с многократным рециклингом океанической коры и ее осадочного чехла в зонах субдукции. Согласно другим точкам зрения (Кнауф, 2009, Малич и др., 2009; 2012; Краснобаев и др., 2011; Краснобаев, Анфилогов, 2014) наиболее древние датировки соответствуют минимальному возрасту исходного мантийного субстрата или близки к времени генерации дунита в континентальной мантии. В этом случае более молодые возрастные датировки характеризуют стадии изменения дунитового субстрата, которые совпадают с временем глобальных этапов корово-мантийного взаимодействия (Pearson et al., 2007).
Наиболее молодой позднедевонский возраст (373.2±7.5 млн. лет) цирконов Феклистовского массива впервые позволяет охарактеризовать временной интервал образования верлитов, которые были сформированы под воздействием оливиновых клинопироксенитов периферии на дунитовое ядро массива. Геологический смысл данной датировки состоит в ограничении нижней временной границы становления Феклистовского клинопироксенит-дунитового массива в земной коре, что не противоречит геологическим наблюдениям. Показательно, что глубинный кимберлитовый магматизм, проявленный на заключительной стадии среднепалеозойского этапа развития чехла Сибирской платформы, типичен для временного рубежа D3-С1.
Значения начального изотопного состава гафния мезозойских цирконов дунитов Кондёрского массива и палеозойских цирконов Феклистовского массива характеризуются широким разбросом величин eHf(t) (от –8.4±0.8 до 20.3±0.6 , табл. 2, рис. 6). Подобные вариации eHf(t) свидетельствуют о взаимодействии «ювенильного» мантийного источника (eHf(t)=~15) с производными других источников, эквивалентных субконтинентальной литосферной мантии (Griffin et al., 2000) и/или континентальной коре, по изотопному составу гафния характеризующихся сходными параметрами.
Линии трендов для совокупности значений изотопного состава гафния цирконов Нижнетагильского и Гулинского массивов (с величиной аппроксимации 0.92 и 0.80, соответственно, рис. 5б) отображают близкую Hf-изотопную эволюцию силикатного вещества для цирконов обоих массивов. При этом время отделения протолитов от деплетированной мантии (3.07 млрд. лет для Гулинского массива и 3.12 млрд. лет для Нижнетагильского массива, рис. 5б) оказывается близким к расчетным значениям Hf-модельного возраста. Сходство эволюции изотопного состава гафния для докембрийских цирконов платиноносных дунитов Нижнетагильского и Гулинского массивов, расположенных в разных геодинамических обстановках (подвижном поясе и древней платформе), позволило предположить планетарный характер их неоархейского источника (Баданина и др., 2013).
Несмотря на то, что механизм образования дунитов остается дискуссионным, признание полихронной природы дунита лучше всего согласуется с комплексом геолого-структурных и минералого-геохимических особенностей, присущих данным объектам (Малич, 1995; 1999; Кнауф, 2009; Краснобаев и др., 2011; Burg et al., 2009; Малич и др., 2011; Краснобаев, Анфилогов, 2014; Guillou-Frottier et al., 2014; Tessalina et al., 2015 и др.). Например, ‘нерадиогенный’ изотопный состав дунита (187Os/188Os=0.1160, Tessalina et al., 2015), соответствующий Re-Os возрасту 1760 млн. лет, в совокупности с позднерифейским возрастом МПГ хромититов (Малич и др., 2011) не противоречат предположению об участии вещества протерозойской мантии при формировании ультрамафитов Нижнетагильского массива. Учитывая генетическое единство платиноносных дунитов Урала, Алданской и Маймеча-Котуйской провинций (Ефимов, 1966), близость изотопно-геохимических параметров цирконов (U-Pb датировок и начального изотопного состава гафния), по-видимому, обусловлено сходством их геодинамической эволюции. Специализация дунитов на платину, иридий и осмий свидетельствует об их глубинной природе и о появлении в земной коре в составе клинопироксенит-дунитовых массивов, оторванных от места их генерации. Устойчивость циркона определяет сохранность геохронологических и изотопно-геохимических меток, которые являются ключевыми для расшифровки начальной истории и интерпретации изотопно-геохимической эволюции платиноносных дунитов.
Благодарности. Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект 16-05-00967) и УрО РАН (проект 15-18-5-34). Авторы искренне признательны В.Л. Гриффину (W.L. Griffin) и Н.Дж. Пирсону (N.J. Pearson) за содействие при проведении аналитических исследований.
Список литературы
1. Анфилогов В.Н., Краснобаев А.А., Рыжков В.М., Кабанова Л.Я., Вализер П.М., Блинов И.А. Устойчивость циркона в дуните при температурах 1400-1550°C // Доклады АН.. 2015. Т. 464. № 3. С. 323-327.
2. Баданина И.Ю., Белоусова Е.А., Малич К.Н. Изотопный состав гафния цирконов дунитов Нижне-Тагильского и Гулинского массивов (Россия) // Доклады АН. 2013. Т. 448. № 1. C. 59-63.
3. Высоцкий Н.К. Месторождения платины Исовского и Нижне-Тагильского районов на Урале. Труды Геологического комитета. Нов. сер. № 62. СПб., 1913. 692 c.
4. Ефимов А.А. Проблема дунита // Советская геология. 1966. № 5. С. 13-27.
5. Ефимов А.А. Итоги столетнего изучения Платиноносного пояса Урала // Литосфера. 2010. № 5. С. 34-53.
6. Золоев К.К., Волченко Ю.А., Коротеев В.А., Малахов И.А., Мардиросьян А.Н., Хрыпов В.Н. Платинометальное оруденение в геологических комплексах Урала. Екатеринбург: ОАО «Уральская геологосъемочная экспедиция», 2001. 199 с.
7. Кнауф О.В. U-Pb возраст цирконов из дунит-клинопироксенитовых ядер Кытлымского (Средний Урал) и Гальмоэнанского (Южная Корякия) зональных массивов уральского типа // Вестник С.-Петерб. ун-та. Сер. 7. 2009. Вып. 4. С. 64-71.
8. Краснобаев А.А., Аникина Е.В., Русин А.И. Цирконология дунитов Нижнетагильского массива (Средний Урал) // Доклады АН. 2011. Т. 436. № 6. С. 809-813.
9. Краснобаев А.А., Анфилогов В.Н. Цирконы и проблема происхождения дунитов // Доклады АН. 2014. Т. 456. № 3. С. 310-313.
10. Красный Л.И. Геология и полезные ископаемые Западного Приохотья. М.: Гостоптехиздат, 1960. 161 с.
11. Лазаренков В.Г., Малич К.Н., Сахьянов Л.О. Платинометальная минерализация зональных ультраосновных и коматиитовых массивов. С-Пб: Недра, 1992. 217 с.
12. Малич К.Н. Геохимия платиноносных ультрабазитов Феклистовского массива // Геохимия. 1995. Т. 32. № 12. С.1729-1744.
13. Малич К.Н. Платиноиды клинопироксенит-дунитовых массивов Восточной Сибири (геохимия, минералогия, генезис). С-Пб.: Санкт-Петербургская картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1999. 296 с.
14. Малич К.Н. Os-Ru-Ir сплавы и Ru-Os сульфиды ультраосновных массивов и россыпных месторождений: состав, источники вещества, условия образования // Cборник публикаций по результатам V и VI ежегодных научных чтений им. Г.П. Кудрявцевой (Ред. В.К. Гаранин). М.: Изд. Институт прикладной минералогии, 2013. С. 94-105.
15. Малич К.Н., Ефимов А.А., Баданина И.Ю. Контрастные минеральные ассоциации платиноидов хромититов Нижне-Тагильского и Гулинского массивов (Россия): состав, источники вещества, возраст / Доклады РАН. 2011. Т. 441. № 1. С. 83-87.
16. Малич К.Н., Ефимов А.А., Баданина И.Ю. О возрасте дунитов Кондёрского массива (Алданская провинция, Россия): первые U-Pb изотопные данные // Доклады АН. 2012. Т. 446. № 3. С. 308-312.
17. Малич К.Н., Ефимов А.А., Ронкин Ю.Л. Архейский U-Pb-изотопный возраст циркона дунитов Нижне-Тагильского массива (Платиноносный пояс Урала) // Доклады Академии Наук. 2009. Т. 427. № 1. С. 101-105.
18. Малич К.Н., Лопатин Г.Г. Новые данные о металлогении уникального Гулинского клинопироксенит-дунитового массива (Северная Сибирь, Россия) // Геология рудных месторождений. 1997. Т. № 3. С. 247-257.
19. Малич К.Н., Сорохтина Н.В., Баданина И.Ю., Кононкова Н.Н. О коренных источниках благороднометальных россыпей Гулинского массива (Полярная Сибирь): новые минералогические данные // Доклады АН. 2013. Т. 451. № 1. С. 87-90.
20. Остапчук В.И. О платиноносном массиве Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 1989. № 2. С. 113-119.
21. Пушкарев Е.В., Аникина Е.В., Гарути Дж., Заккарини Ф. Хром-платиновое оруденение нижнетагильского типа на Урале: Структурно-вещественная характеристика и проблема генезиса // Литосфера. 2007. № 3. С. 28-65.
22. Россыпные месторождения России и других стран СНГ (Минерагения, промышленные типы, стратегия развития минерально-сырьевой базы) / Ред. Н.П.Лаверов, Н.Г. Патык-Кара. М.: Научный мир, 1997. 479 с.
23. Сидоров Е.Г., Козлов А.П., Толстых Н.Д. Гальмоэнанский базит-гипербазитовый массив и его платиноносность. М. Научный мир, 2012. 288 с.
24. Ферштатер Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала. Екатеринбург: РИО УрО РАН, 2013. 367 с.
Bea F., Fershtater G.B., Montero P., Whitehouse M., Levin V.Ya., Scarrow J.H., Austrheim H., Pushkaiev E.V. Recycling of continental crust into the mantle as revealed by Kytlym dunite zircons, Ural Mts, Russia // Terra Nova. 2001. V. 13. № 6. P. 407-412.
26. Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Fisher N.I. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2002. V. 143. P. 602-622.
27. Bouvier A., Vervoort J.D., Patchett P.J. The Lu-Hf and Sm-Nd isotopic composition of CHUR: Constraints from unequilibrated chondrites and implications for the bulk composition of terrestrial planets // Earth and Planetary Science Letters. 2008. V. 273. P. 48-57.
28. Burg J.-P., Bodinier J.-L., Gerya T., Bedini R.-M., Boudier F., Dautria J.-M., Prikhodko V., Efimov A., Pupier E., Balanec J.-L. Translithospheric mantle diapirism: geological evidence and numerical modelling of the Kondyor zoned ultramafic complex (Russian Far-East) // Journal of Petrology. 2009. V. 50. № 2. P. 289-321.
29. Guillou-Frottier L., Burov E., Auge T., Gloaguen E. Reological conditions for emplacement of Ural-Alaskan-type ultramafic complexes // Tectonophysics. 2014. V. 631. P. 130-145.
30. GriffinW.L., Pearson N.J., Belousova E.A., Jackson S.E., van Achtenbergh E., O'Reilly S.Y., Shee S.R. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2000. V. 64. P. 133-147.
31. Griffin W.L., Wang X., Jackson S.E., Pearson N.J., O'Reilly S.Y., Xu X., Zhou X. Zircon chemistry and magma genesis, SE China: in-situ analysis of Hf isotopes, Pingtan and Tonglu igneous complexes // Lithos. 2002. V. 61. P. 237-269.
32. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology // Chemical Geology. 2004. V. 211. P. 47-69.
33. Ludwig K.R., SQUID 1.12. A User's Manual. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. No.2, 2455 Ridge Road, Berkeley, CA 94709, USA, 2005. 22 pp.
34. Malitch K.N., Thalhammer O.A.R. Pt-Fe nuggets derived from clinopyroxenite-dunite massifs, Russia: a structural, compositional and osmium-isotope study // Canadian Mineralogist. 2002. V. 40. P. 395-418.
35. Pearson D.G., Parman S.W., Nowell G.M. A link between large mantle melting events and continent growth seen in osmium isotopes // Nature 2007. V. 449. P. 202-205.
36. Sherer E., Munker C., Mezger K. Calibration of the lutenium-hafnium clock. Science. 1996. V. 293. P. 683-687.
37. Tessalina S.G., Malitch K.N., Augé T., Puchkov V.N., Belousova E., McInnes B.I.A. Origin of the Nizhny Tagil clinopyroxenite-dunite massif (Uralian Platinum Belt, Russia): insights from PGE and Os isotope systematics // Journal of Petrology. 2015. V. 56. № 12. P. 2297-2318.
38. Yamomoto S., Komiya T., Yamamoto H., Kaneko Y., Terabayashi M., Katayama I., Iizuka T., Maruyama S., Yang J., Kon Y., Hirata T. Recycled crustal zircons from podiform chromitites in the Luobusa ophiolite, southern Tibet // Island Arc. 2013. V. 22. P. 89-103.
Дата добавления: 2020-01-07; просмотров: 267; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!