Preview

Войти

Регистрация нового пользователя Забыли Ваш пароль?

Геодинамика и тектонофизика

Расширенный поиск

U-Pb ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ВТОРИЧНЫХ КВАРЦИТОВ о. БОЛЬШОЙ ТЮТЕРС И ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА КОНГЛОМЕРАТОВ РАННЕРИФЕЙСКОЙ ХОГЛАНДСКОЙ СЕРИИ о. ГОГЛАНД (ФИНСКИЙ ЗАЛИВ): ОСОБЕННОСТИ ПРЕДРИФЕЙСКОГО ПЕРЕРЫВА В ОСАДКОНАКОПЛЕНИИ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-4-0766

EDN: NMTQBF

Содержание

Перейти к:

Аннотация

Представлены результаты U-Pb изотопного датирования циркона, извлеченного из пород южной части Балтийского щита: из раннерифейских конгломератов и из вторичных кварцитов палеопротерозойского возраста, проведено их сравнение с известными возрастами кристаллических комплексов Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Представлен состав кварцитов о-вов Большой Тютерс и Гогланд. Проведено обсуждение особенности тектонического режима и палеогеографической обстановки в период, предшествующий началу рифейского осадконакопления в северо-восточной части ВЕП. Сделан вывод о том, что конгломераты сложены продуктами разрушения кристаллических комплексов преимущественно палеопротерозойского и, в меньшей степени, архейского возраста. При этом в породах, слагающих основание сводного разреза рифея (хогландская серия), не обнаружен циркон с возрастом, попадающим в интервал продолжительностью 200 млн лет, предшествующий предполагаемому времени начала формирования (1640–1660 млн лет) осадочного разреза, в строении которого участвуют эти конгломераты. Породы, слагающие хогландскую серию, и подстилающие их породы палеопротерозойского фундамента имеют заметные различия. Эти различия можно связать с тем, что на предрифейском этапе эволюции в южной части Балтийского щита в верхних уровнях структуры пенепленизированного палеопротерозойского фундамента плащеобразно залегало пластообразное тело, сложенное породами существенно кварцевого состава. Реликты этого тела сохранены только на о. Большой Тютерс, а во всех остальных местах оно было полностью эродировано или претерпело существенные структурно-вещественные преобразования. Отсутствие в обломочных породах базальных горизонтов рифея зерен детритового циркона с возрастом 1.87–1.65 млрд лет указывает на отсутствие заметных орогенических движений в предрифейское и раннерифейское время в северо-восточной части ВЕП. Возобновление тектономагматической активности в этом регионе произошло только в середине раннего рифея.

Для цитирования:

Терехов Е.Н., Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Матвеев М.А., Макеев А.Б., Новикова А.С., Гущина М.Ю., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Юрманов А.А. U-Pb ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ВТОРИЧНЫХ КВАРЦИТОВ о. БОЛЬШОЙ ТЮТЕРС И ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА КОНГЛОМЕРАТОВ РАННЕРИФЕЙСКОЙ ХОГЛАНДСКОЙ СЕРИИ о. ГОГЛАНД (ФИНСКИЙ ЗАЛИВ): ОСОБЕННОСТИ ПРЕДРИФЕЙСКОГО ПЕРЕРЫВА В ОСАДКОНАКОПЛЕНИИ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ. Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(4):0766. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-4-0766. EDN: NMTQBF

For citation:

Terekhov E.N., Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Matveev M.A., Makeev A.B., Novikova A.S., Gushchina M.Yu., Dubenskiy A.S., Sheshukov V.S., Iurmanov A.A. U-Pb AGE OF ZIRCONS FROM PALEOPROTEROZOIC SECONDARY QUARTZITES OF THE BOLSHOI TYUTERS ISLAND AND FROM SANDY MATRIX OF EARLY RIPHEAN CONGLOMERATES OF THE GOGLAND ISLAND (GULF OF FINLAND): FEATURES OF THE PRE-RIPHEAN HIATUS IN SEDIMENTATION IN THE NORTHEAST OF THE EAST EUROPEAN PLATFORM. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(4):0766. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-4-0766. EDN: NMTQBF

1. ВВЕДЕНИЕ

Перерыв, разделяющий этап завершения формирования комплексов и структур фундамента Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и этап начала накопления раннерифейских толщ, слагающих базальные уровни ее чехла, т.е. предрифейский перерыв, маркирует собой кардинальную смену режимов развития платформы. В связи с выявлением во многих районах мира месторождений типа «несогласия» в большинстве случаев приуроченных к подошве рифейских стратифицированных образований эти несогласия стали рассматривать как типовой структурный элемент, важный для понимания эволюции и реконструкции палеогеодинамических и палеогеографических условий предрифейского перерыва. Однако возможность расшифровки этого эпизода развития древних платформ объективно ограничена тем обстоятельством, что реальные взаимоотношения комплексов фундамента и базальных уровней чехла доступны прямому геологическому изучению лишь в весьма редких случаях, поэтому геологические обстановки, предшествующие началу рифейского осадконакопления на древних платформах, и в т.ч. на ВЕП, до сих пор во многом остаются недоизученными.

В северо-восточной части ВЕП известно лишь несколько обнажений, где можно непосредственно наблюдать и изучать контакт раннедокембрийских образований фундамента и основания разреза рифея (рис. 1). При этом геологический возраст рифейских стратифицированных образований мог быть оценен традиционными геологическими методами лишь с точностью до нескольких сотен миллионов лет. С началом широкого внедрения в практику геологического изучения метода U-Pb изотопного датирования зерен детритового циркона (dZr), извлеченного из обломочных пород, исследователям стали доступны новые возможности. Этот метод дает оценки возраста кристаллических комплексов, участвовавших в строении питающих провинций, продуктами эрозии которых сложены изученные породы. В некоторых случаях на основании оценок изотопного возраста самых молодых зерен циркона, извлеченного из изученной осадочной породы, можно получить нижнее ограничение возраста толщи, в строении разреза которой участвует изученная обломочная порода. Сопоставление возрастов зерен dZr из пород изученной толщи с возрастами близко расположенных и/или удаленных кристаллических комплексов дает возможность реконструкций пути миграции осадочного вещества, слагающего изученные породы. Применение метода U-Pb датирования циркона из пород раннедокембрийских [Kuznetsov et al., 2023; Kucherovskiy et al., 2023; Mezhelovskaya et al., 2016] и рифейских [Zaitseva et al., 2023; Kuznetsov et al., 2014a, 2014b, 2021; Kuptsova et al., 2011; Ivleva et al., 2016, 2018] толщ ВЕП уже в нескольких случаях позволило существенно уточнить их возраст и охарактеризовать источники сноса.

Рис. 1. Рифейские троги Восточно-Европейской платформы (по [Baluev et al., 1997], с дополнениями).

1–3 – Кольско-Карельская провинция: 1 – архейские гранит-зеленокаменные протократоны, 2 – раннепротерозойский Лапландско-Беломорский пояс, 3 – троговые структуры карелид; 4 – Свекофеннская провинция; 5 – раннепротерозойский Трансскандинавский вулканоплутоничекий пояс; 6 – рифейские троги; 7 – плутоны, в строении которых участвуют граниты рапакиви и их возраст; 8 – граница ВЕП; 9 – разломы в фундаменте ВЕП; 10 – проявления вулканизма в рифейских трогах; 11 – Савво-Ладожская тектоническая зона; 12 – пробы кварцитов на циркон (о-ва Гогланд и Бол. Тютерс); 13 – положение участков, в пределах которых известны контакты (реальные взаимоотношения) рифейских образований с комплексами фундамента: 1 – р-он Тана фиорда, 2 – р-он мыса Святой Нос, 3 – р. Кица, 4 – мыс Турий, 5 – Пашский грабен. БЩ – Балтийский щит, ВВ – Воронежский выступ, УЩ – Украинский щит.

Fig. 1. Riphean troughs of the East European Platform (EEP) (after [Baluev et al., 1997] with additions).

1–3 – Kola-Karelian province: 1 – Archean granite-greenstone protocratons, 2 – Early Proterozoic Lapland-White Sea belt, 3 – trough structures of Karelides; 4 – Svecofennian province; 5 – Early Proterozoic Trans-Scandinavian volcano-plutonic belt; 6 – Riphean troughs; 7 – rapakivi granite plutons and their age; 8 – EEP border; 9 – EEP basement faults; 10 – volcanic manifestations in Riphean troughs; 11 – Savvo-Ladoga tectonic zone; 12 – quartzite samples for zircon analysis (Gogland and Bolshoi Tyuters islands); 13 – position of areas in which the real relationships between the Riphean formations and basement complexes are known: 1 – Tana fjord area, 2 – Cape Svyatoy Nos area, 3 – Kitsa River, 4 – Cape Turii, 5 – Pasha graben. БЩ – Baltic Shield, ВВ – Voronezh massif, УЩ – Ukrainian Shield.

Так, возраст базальных горизонтов выполнения Пашского грабена удалось ограничить с точностью до ~25 млн лет. Толщи прорваны диабазами Валаамского силла с возрастом 1475 млн лет, а самые молодые зерна dZr из пород, участвующих в строении толщ этого разреза, имеют возраст ~1.5 млрд лет [Kuptsova et al., 2011]. Это дает основание относить породы, слагающие основание разреза Пашского грабена, к средней части нижнего рифея (рис. 2).

Рис. 2. Обобщенный литостратиграфический разрез южной части Балтийского щита (составлено с использованием данных [Kolodyazhny, 2006; Negrutsa, 2011; Kuznetsov et al., 2023]).

1 – венд, глины, пески; 2 – рифей, конгломераты, песчаники, сланцы; 3–4 – вепсий: 3 – терригенные молассоидные образования, 4 – красноцветные терригенные (шокшинские) песчаники; 5 – калевий: терригенные флишоидные и молассоидные осадки; 6–7 – людиковий: 6 – базальты и их метаморфизованные аналоги, 7 – сланцы, лидиты, шунгиты; 8–10 – ятулий: 8 – карбонатные и 9 – терригенные породы, 10 – траппы; 11–12 – сариолий: 11 – глыбовые брекчии и микститоподобные образования, 12 – полимиктовые конгломераты; 13 – сумий, андезибазальты; 14 – расслоенные интрузии мафит-ультрамафитов (2.5–2.4 млрд лет); 15 – архейский фундамент Карельского массива (кратона); 16 – поверхности несогласий; 17 – стратиграфическая привязка проб на dZr: 1 – о. Бол. Тютерс (пробы ГТ21/5, ГТ22/2, настоящая работа), 2 – о. Гогланд (проба К19-501, настоящая работа и [Pokki et al., 2013], 3 – Северное Приладожье [Myskova et al., 2012], 4 – Пашский грабен [Kuptsova et al., 2011], 5 – Западное Прионежье [Kuznetsov et al., 2023].

Fig. 2. Generalized lithostratigraphic section of the southern part of the Baltic Shield (compiled using the data from [Kolodyazhny, 2006; Negrutsa, 2011; Kuznetsov et al., 2023]).

1 – Vendian: clays, sands; 2 – Riphean: conglomerates, sandstones, shales; 3–4 – Vepsian: 3 – terrigenous molassoid formations, 4 – red-colored terrigenous (Shoksha) sandstones; 5 – Kalevian: terrigenous flyschoid and molassoid sediments; 6–7 – Ludikovian: 6 – basalts and their metamorphosed analogues, 7 – shales, lidites, shungites; 8–10 – Yatulian: 8 – carbonate and 9 – terrigenous rocks, 10 – traps; 11–12 – Sariolian: 11 – blocky breccias and mixtite-like formations, 12 – polymictic conglomerates; 13 – Sumian: andesibasalts; 14 – layered mafic-ultramafic intrusions (2.5–2.4 Ga); 15 – Archean basement of the Karelian massif (craton); 16 – unconformity surfaces; 17 – stratigraphically constrained dZr sampling: 1 – Bolshoi Tyuters Island (samples ГТ21/5, ГТ22/2, present paper), 2 – Gogland Island (sample K19-501, present paper and [Pokki et al., 2013]), 3 – Northern Ladoga region [Myskova et al., 2012], 4 – Pasha graben [Kuptsova et al., 2011], 5 – Western Onega region [Kuznetsov et al., 2023].

Широко развитые в восточном обрамлении Балтийского щита (БЩ) рифейские образования, выполняющие грабены рифтовой системы Белого моря (РСБМ), имеют возраст 1.2–0.6 млрд лет. По результатам U-Pb датирования dZr из красноцветных слабосцементированных песчаников, совместно с алевролитами слагающих на Терском берегу Белого моря разрез терской свиты, эта свита может быть отнесена к верхам среднего – низам верхнего рифея [Kuznetsov et al., 2021]. Вопрос о наличии еще более древних рифейских толщ, подстилающих в РСБМ терскую свиту, остается дискуссионным. Так, некоторые исследователи полагают, что кварцитопесчаники, развитые в южной части п-ва Турий (Терский берег Белого моря), благодаря своему серому цвету и высокой степени эпигенетических преобразований, отличающих эти песчаники от красноцветов терской свиты, могут быть отнесены к нижнему рифею [Bogdanov et al., 1999]. Кварцитопесчаники п-ова Турий прорваны дайками диабазов и интрузивным массивом щелочных пород девонского возраста [Arzamastsev et al., 2009], что не дает возможности надежно ограничить возраст этих верхнедокембрийских образований. При этом наши попытки выделения из них dZr не увенчались успехом. Возможно, это связано с флюидным термальным воздействием на циркон и его «растворением».

В работе [Pokki et al., 2013] представлены U-Pb возрасты зерен dZr из двух образцов кварцевых конгломератов, отобранных на о. Гогланд (Суурсаари), из толщи, слагающей древнейшую часть рифея в этом регионе [Bogdanov et al., 1999]. Первый образец – SS-KON – кварцевая галька (валун) из конгломерата, а второй образец – SS-HK – кварц-аренитовый прослой (матрикс? этого конгломерата). Для того чтобы ограничить возраст толщи из обеих проб, в дополнение к обычной случайной выборке в специальную выборку целенаправленно были отобраны минимально окатанные зерна, имеющие облик правильных кристаллов магматического облика, для которых можно было бы предполагать происхождение из близкого локального источника. На кривой плотности вероятности (КПВ) возрастов для специально отобранных зерен для обеих проб ярко проявлен пик 1.87–1.89 млрд лет. При этом пик для «матрикса» гораздо резче, чем для «валуна». Возрасты 1.85–1.79 млрд лет, типичные для пород, сформированных на свекофеннском этапе эволюции этого региона, редки в обоих образцах. Возрасты, близкие к возрасту гранитов рапакиви (~1.65 млрд лет), были получены в десяти зернах из «матрикса», но при этом зерен с такими возрастами не было зафиксировано в «валуне». Hf-изотопные характеристики этих десяти зерен совпадают с аналогичными характеристиками для гранитов Выборгского массива, опубликованных в работе [Heinonen et al., 2010]. Таким образом, фактически нет сомнений в том, что источником для этих десяти зерен были граниты рапакиви Выборгского массива или их вулканические аналоги. Здесь уместно отметить, что уже после того, как была опубликована работа [Pokki et al., 2013], нами на о. Соммерс была выявлена и изучена новая площадь распространения кварцевых порфиров (порфировые риолиты) с возрастом акцессорного циркона 1.66 млрд лет [Terekhov et al., 2022]. Однако до сих пор Hf-изотопные параметры этого акцессорного циркона не получены. В случае совпадения Hf-изотопных параметров акцессорного циркона из порфиров и гранитов рапакиви Выборгского массива нельзя исключать, что именно порфировые риолиты обеспечили поступление зерен циркона с возрастом ~1.65 млрд лет в конгломераты о. Гогланд, а не собственно граниты рапакиви, которые в это время, возможно, еще не были выведены на эрозионный срез.

Острова Гогланд, Большой Тютерс (далее Бол. Тютерс) и Соммерс расположены в пределах Южно-Финляндской структурной зоны Свекофеннской области Балтийского щита, при этом пространственно они тяготеют к границам Выборгского массива гранитов-рапакиви (рис. 3). В строении этой зоны принимают участие сланцы и гнейсы гранулитовой и амфиболитовой фаций, для протолитов которых получены датировки в интервале 2.00–1.87 млрд лет и редкие более древние значения [Glebovitskii, 2005]. Высокотемпературный метаморфизм проявлен в пределах зоны дважды. На рубеже 1.89–1.87 млрд лет он сопровождал становление интрузий эндербитов и плагиогранитов («главная орогенная стадия»), а на рубеже 1.83–1.81 млрд лет («позднеорогенная стадия») – широко проявленный высококалиевый гранитный магматизм [Kurhila et al., 2005].

В настоящей статье приводятся сведения о составе кварцитов островов Бол. Тютерс и Гогланд, а также результаты U-Pb изотопного датирования зерен циркона, извлеченных из матрикса конгломератов о. Гогланд и из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс (рис. 3). Кроме того, в статье приведены результаты анализа полученных наборов возрастов зерен циркона, а также сравнение полученных возрастных наборов с известными возрастами кристаллических комплексов ВЕП с целью расшифровки возможных источников сноса для изученных пород и реконструкции особенностей тектонических и палеогеографических обстановок в северо-восточной части ВЕП в предрифейское и раннерифейское время.

Рис. 3. Структурная схема Финского залива и прилегающих областей со снятым венд-четвертичным чехлом, иллюстрирующая соотношение раннерифейского трога, выполненного хогландской серией, и обсуждаемых в тексте геологических структур/объектов южной части Балтийского щита (составлено авторами с использованием [State Geological Map…, 2000]).

1 – рифейские толщи (1.66–1.4 млрд лет): а – на суше, б – в акватории; 2 – свекофеннские образования (2.0–1.75 млрд лет): а – на суше, б – в акватории; 3 – граниты рапакиви Выборгского массива (1.645–1.620 млрд лет): а – на суше, б – в акватории; 4 – граница распространения палеозойских толщ; 5 – граница распространения вендских толщ; 6 – разломы: а – достоверные, б – предполагаемые; 7 – Балтийско-Ладожский глинт; 8–9 – геохронологические значения возраста в млн лет: 8 – гранитов рапакиви Выборгского массива и их эффузивных комагматов, (9) – даек Выборгского массива – по данным: граниты Выборгского массива [Rämö et al., 2014], порфировые риолиты о. Соммерс [Terekhov et al., 2022], порфировые риолиты о. Гогланд [Levchenkov et al., 1998; Bogdanov et al., 1999].

Fig. 3. Structural scheme of the Gulf of Finland and adjacent areas with the removed Vendian-Quaternary cover, illustrating the relationship between the Hogland group sediment-filled Early Riphean trough and geological structures/objects of the southern part of the Baltic Shield discussed herein (compiled using [State Geological Map…, 2000].

1 – Riphean strata (1.66–1.40 Ga): a – on-shore, б – off-shore; 2 – Svecofennian formations (2.0–1.75 Ga): a – on-shore, б – off-shore; 3 – rapakivi granites of the Vyborg massif (1.645–1.620 Ga): a – on-shore, б – off-shore; 4 – Paleozoic strata distribution boundary; 5 – Vendian strata distribution boundary; 6 – faults: a – reliable, б – inferred; 7 – Baltic-Ladoga glint (scarp); 8–9 – geochronological ages, Ma: 8 – rapakivi granites of the Vyborg massif and their effusive comagmats, (9) – dikes of the Vyborg massif – according to data: granites of the Vyborg massif [Rämö et al., 2014], porphyritic rhyolites in Sommers Island [Terekhov et al., 2022], porphyritic rhyolites in Gogland Island [Levchenkov et al., 1998; Bogdanov et al., 1999].

2. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК РАННЕГО РИФЕЯ ЮЖНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА (ХОГЛАНДСКАЯ СЕРИЯ)

Кварцево-обломочные конгломераты о. Гогланд в Финском заливе (рис. 4) слагают основание сводного разреза чехла северо-восточной части ВЕП. Эти конгломераты перекрыты кислыми вулканитами с возрастом 1633±2 млн лет [Rämö et al., 2007], 1638±3.8 млн лет [Bogdanov et al., 1999]. Образование конгломератов произошло в период между завершением свекокарельской складчатости (1.8–1.75 млрд лет) и началом этапа, маркируемого образованием анорогенных гранитов рапакиви (1.65–1.45 млрд лет), дроблением фундамента – заложением и развитием рифтогенных структур.

Рис. 4. Геологическая карта о. Гогланд (фрагмент [Geological Map…, 1981]).

1–3 – хогландская серия (нижний рифей): 1 – верхняя часть, порфировые риолиты, 2 – средняя часть, базальты, 3 – нижняя часть, конгломераты и песчаники; 4–9 – свекофенниды: 4 – ладожская серия – сланцы, гнейсы, амфиболиты (нижний протерозой), 5–9 – раннепротерозойские плутонические образования: 5 – граниты массивного облика, 6 – гнейсовидные гранодиориты, 7 – диабазы, 8 – габбро, 9 – ультрабазиты; 10 – место отбора пробы К19-501 на dZr; 11 – известные геохронологические датировки: 1 – 1827±49 млн лет [Levchenkov et al., 1998], 2 – 1640±11 млн лет [Bogdanov et al., 1999], 3 – 1633±2 [Rämö et al., 2007].

Fig. 4. Geological map of the Gogland Island (a fragment [Geological Map..., 1981]).

1–3 – Hogland group (Lower Riphean): 1 – upper part, porphyritic rhyolites, 2 – middle part, basalts, 3 – lower part, conglomerates and sandstones; 4–9 – Svecofennides: 4 – Ladoga Group – schists, gneisses, amphibolites (Lower Proterozoic), 5–9 – Early Proterozoic plutonic formations: 5 – massive granites, 6 – gneissic granodiorites, 7 – diabases, 8 – gabbro, 9 – ultrabasites; 10 – K19-501 sampling site for dZr; 11 – known geochronological age dates: 1 – 1827±49 Ma [Levchenkov et al., 1998], 2 – 1640±11 Ma [Bogdanov et al., 1999], 3 – 1633±2 Ma [Rämö et al., 2007].

Состоящие преимущественно из разноразмерных обломков кварца конгломераты о. Гогланд начинают разрез хогландской серии раннего рифея. Эта серия получила известность благодаря тому, что вулканиты, слагающие основную часть ее стратиграфического объема, принято рассматривать как комагматы гранитов рапакиви Выборгского массива [Belyaev, 2013]. Изотопный возраст интрузивных пород Выборгского массива определен в диапазоне 1645–1627 млн лет [Heinonen et al., 2017].

В матриксе кварцеобломочных конгломератов о. Гогланд отсутствуют обломки полевых шпатов, а среди крупноразмерных кластов в этих конгломератах отсутствуют гальки и валуны пород, характерных для подстилающих конгломераты свекофеннских образований. Это, безусловно, требует своего объяснения.

Для о. Гогланд характерна отчетливо выраженная асимметрия, проявленная как в рельефе, так и в геологическом строении (рис. 4). Западный берег острова скалистый и испытывает современное воздымание. Восточный берег острова местами также воздымается, при этом в основном рельеф здесь сглаженный. Вдоль западного берега обнажены разнообразные породы: сланцы, гнейсы, амфиболиты и их в различной мере мигматизированные разности (рис. 5, а, б). Кроме того, здесь также распространены отдельные небольшие интрузии гранитов и габбро, а также тела ультрабазитов. В совокупности все эти образования участвуют в строении свекофеннид. Известна возрастная датировка этих свекофеннид о. Гогланд – 1827±49 млн лет [Levchenkov et al., 1998]. Аналогичные свекофеннские образования широко развиты в Финляндии и в Северном Приладожье. На Карельском перешейке подобные интенсивно мигматизированные породы долгое время относили к архею, но в последние годы было показано, что их возраст 1.85 млрд лет [Baltybaev et al., 2010].

Рис. 5. Типичные кристаллические породы о. Гогланд.

(а–б) – мигматиты и амфиболиты свекофеннского комплекса; (в–е) – образования хогландской серии (нижний рифей): (в–г) – конгломераты, (д) – порфирит, (е) – кварцевый порфир (порфировый риолит).

Fig. 5. Typical crystalline rocks of the Gogland Island.

(a–б) – migmatites and amphibolites of the Svecofennian complex; (в–е) – formations of the Hogland group (Lower Riphean): (в–г) – conglomerates, (д) – porphyrite, (е) – quartz porphyry (porphyritic rhyolite).

Вся восточная часть о. Гогланд сложена полого падающими на восток породами хогландской серии, которые налегают на свекофеннские образования. В основании разреза серии местами залегают кварцевые конгломераты. Их мощность достигает 30 м. Несмотря на то, что существует региональное несогласие между складчатыми свекофеннскими и пологолежащими породами хогландской серии, непосредственный их контакт затушеван тектонометасоматическими процессами и выглядит как согласный. Так, при приближении к этому контакту со стороны неизмененных свекофеннских пород видно, что на их сложную, порой изоклинальную складчатую структуру наложены субгоризонтальные зоны тектонической расслоенности, которая усиливается участками интенсивной метасоматической переработки. Породы свекофеннского комплекса при приближении к подошве хогландской серии приобретают желтовато-серый цвет и фельзитоподобный облик. Их можно охарактеризовать как породы, состоящие из серитизированной основной массы, в которую включены «обломки» (реликты) и отдельные минеральные зерна из гранитогнейсов. Разнообразные по составу и внешнему виду породы свекофеннского комплекса (рис. 5, а, б) приобретают однообразный облик, теряют характерную для них мигматитовую и птигматитовую полосчатость, а все мезоструктурные элементы приобретают ориентировку, параллельную пологому контакту с конгломератами. Подобные зоны на границе «чехол – фундамент» многократно описаны в литературе. К ним помимо зон метасоматической переработки, несущих компоненты (уран, золото, серебро, кобальт и другие) [Afanasyev et al., 2014] для месторождений «типа несогласия», часто приурочены и пластовые интрузии [Kulakovskiy, 2021, и ссылки в работе].

В северной части острова конгломераты в основании разреза хогландской серии прослежены по простиранию на 4 км. Выше конгломератов залегают вулканиты базитового состава мощностью около 40 м. Лавы имеют трахитоидный облик и содержат крупные лейсты и удлиненные таблитчатые порфирокристаллы плагиоклаза (рис. 5, д). По химическому составу эти базиты близки основным породам Салминского массива, охарактеризованным в работе [Belyaev, 2013], и вулканитам о. Соммерс [Terekhov et al., 2023]. Большую часть разреза хогландской серии слагают различные по цвету, структуре, составу и размеру вкрапленников, но близкие по химическому составу порфировые риолиты, которые имеют возраст 1638.4±3.8 млн лет [Levchenkov et al., 1998]. По геохимическому составу и содержанию редкоземельных элементов (РЗЭ) они тождественны гранитам рапакиви, но по возрасту имеют незначительное различие [Terekhov et al., 2023]. Вулканогенная толща о. Гогланд, как предположил еще В. Рамсей в конце XIX в., образована из единого магматического очага с Выборгским массивом рапакиви [Ramsay, 1890]. Сам по себе факт вулканического комагмата с рапакиви – явление необычное, так как, несмотря на большое количество массивов гранитов рапакиви, их эффузивные аналоги редки. Вероятно, это происходило из-за того, что кора в момент их формирования была в таком состоянии, что сквозь нее не могли проходить расплавы.

Возвращаясь к конгломератам основания разреза нижнерифейской хогландской серии, отметим, что контраст состава свекофеннского фундамента (парагнейсы, кварц-полевошпатовые сланцы, граниты, основные и ультраосновные плутонические породы) и ультразрелого кварцевого состава кластов (галек и валунов) и матрикса конгломератов поразителен. Это несоответствие можно интерпритировать тем, что конгломераты, слагающие на о. Гогланд базальные уровни разреза нижнерифейской хогландской серии, по-видимому, сложены обломочным материалом, поступившим непосредственно из сложенного свекофеннскими кварцитами близко расположенного локального источника. Этот источник на предрифейском этапе был полностью эродирован или по ряду каких-то иных причин не представлен во внутреннем строении свекофеннского комплекса, слагающего фундамент ВЕП в этом районе.

Внутреннее строение конгломератов не однородное – проявлено чередование разностей с заметно различными соотношениями кластов (галек и валунов) и матрикса. Большая часть галек представлена светло-серым сливным кварцитом. Здесь следует отметить, что кварцитов, сходных по внешнему облику с кварцитами, слагающими гальки и валуны в конгломератах основания разреза хогландской серии, нет в подстилающих свекофеннских образованиях. В свекофеннских образованиях преимущественно развит жильный, так называемый льдистый кварц с раковистым изломом. Большинство галек покрыто тонкой (3–7 мм) серицитовой (серитизированной) оболочкой (рубашкой), а сами гальки иногда имеют агатоподобную внутреннюю концентрическую полосчатость (рис. 5, в, г). При этом крупные размеры галек и валунов в конгломератах основания разреза хогландской серии, а также однообразие состава этих галек и валунов, как и сходство их состава с составом литокластов песчаного матрикса этих конгломератов, указывают на близкую транспортировку слагающего конгломераты обломочного материала, определенно происходящего из локального источника.

Для выделения и последующего U-Pb-изотопного датирования dZr из кварцеобломочного песчаного матрикса конгломератов, слагающих протяженную линзу в основании разреза нижнерифейской хогландской серии, на о. Гогланд в точке с координатами 60°04'39.04" с.ш., 26°57'14.61" в.д. была отобрана проба К19-501.

В 19 км к юго-западу (по аз. 145°) от о. Гогланд расположен о. Бол. Тютерс (рис. 6). На о. Бол. Тютерс обнажены вторичные кварциты [Terekhov et al., 2017], визуально весьма схожие с кварцитами, слагающими гальки и валуны конгломератового горизонта основания хогландской серии на о. Гогланд (рис. 7, а). Более того, кварцевые жилы, типичные для вторичных кварцитов, имеют характерные трещины, образующие почти готовые валуны (рис. 7, б).

Рис. 6. Схематическая геологическая карта о. Бол. Тютерс.

1 – четвертичные отложения, пески, реже – морена; 2 – поднятый пляж; 3 – вторичные кварциты: а – в береговых скалах, б – обнажения в лесу; 4 – граниты: а – массив, б – дайки; 5 – точки наблюдения, крупная – геохронологическая проба в гранитах (ГТ25) [Skublov et al., 2024]; 6 – точки опробования для выделения циркона из вторичных кварцитов; 7 – структурные элементы при дешифрировании космического изображения GoogleEarth.

Fig. 6. Schematic geological map of the Bolshoi Tyuters Island.

1 – Quaternary sediments, sands, less often moraine; 2 – uplifted beach; 3 – secondary quartzites: а – in coastal rocks, б – outcrops in the forest; 4 – granites: a – massif, б – dikes; 5 – observation points, large – a geochronological sample in granites (ГТ25) [Skublov et al., 2024]; 6 – sampling sites for zircons from secondary quartzites; 7 – structural elements in interpreting the GoogleEarth space image.

Рис. 7. Внешний вид обнажений вторичных кварцитов в береговой зоне о. Бол. Тютерс.

(а) – вторичный кварцит с элементами реликтовой полосчатости на выветрелой поверхности; (б) – кварцевая жила – возможный источник галек и валунов для рифейских конгломератов.

Fig. 7. Appearance of secondary quartzites exposed in the coastal zone of the Bolshoi Tyuters Island.

(a) – secondary quartzite with remnant striation marks on the weathered surface; (б) – quartz vein – a possible source of pebbles and boulders for Riphean conglomerates.

Вторичные кварциты редки для Балтийского щита, другие крупные проявления подобных образований на островах Финского залива в литературе не описаны. В пределах Южно-Финского складчатого пояса известно около десяти проявлений кварцитов, весьма сходных по составу, но для них предполагается образование в условиях коры выветривания [Lahtinen, Nironen, 2010].

Формация вторичных кварцитов традиционно связывается с вулканической деятельностью преимущественно кислого состава [Nakovnik, 1968]. На основании того, что в регионе Финского залива развиты раннерифейские вулканиты – аналоги гранитов рапакиви с возрастом около 1.64 млрд лет, ранее было высказано предположение, что вторичные кварциты образовались под влиянием вулканических эманаций, сопровождающих формирование кислых вулканитов хогландской серии [Terekhov et al., 2017]. Позже для гранитов, прорывающих эти кварциты, была получена датировка 1825±11 млн лет [Skublov et al., 2024]. В связи с этим было высказано предположение, в соответствии с которым вторичные кварциты, обнаженные на о. Бол. Тютерс, и их возрастные и вещественные аналоги представляют собой более древние образования и вполне могут быть источником материала для хогландских конгломератов.

На о. Бол. Тютерс, кроме вторичных кварцитов и небольших рвущих тел микроклиновых гранитов с изотопным возрастом 1825±11 млн лет [Skublov et al., 2024], других коренных пород не обнаружено. Разнообразные по внешнему виду, но близкие по составу (особенно по содержанию петрогенных макроэлементов) вторичные кварциты слагают плащеобразную залежь, которая, вероятно, занимает всю площадь современного о. Бол. Тютерс. Однако из-за неравномерного неотектонического воздымания острова (западная часть заметно приподнята, а восточная – опущена) вторичные кварциты в восточной части острова, вероятно, перекрыты четвертичными отложениями. Кварциты не образуют пластов, но иногда на выветрелых поверхностях в них видна реликтовая мигматитоподобная полосчатая структура (рис. 7, а). Вторичные кварциты здесь во многих местах рассечены маломощными (до 30 см) кварцевыми жилами, в которых проявлена характерная трещиноватость (рис. 7, б). Вероятно, исходные для вторичных кварцитов породы были так же неоднородны, как и свекофеннские образования, развитые на западном побережье о. Гогланд, где в пределах одного обнажения можно в сложных взаимоотношениях наблюдать амфиболиты, гнейсы, сланцы, мигматиты и граниты двух-трех генераций. Две пробы – ГТ 21/5 (59°51'39.72" с.ш., 27°10'46.01" в.д.) и ГТ 22/2 (59°51'43.98" с.ш., 27°10'57.27" в.д.) – из визуально однотипных вторичных кварцитов отобраны в северной части острова Бол. Тютерс для выделения из вторичных кварцитов циркона и последующего U-Pb датирования. Первая взята на участке распространения гранитных жил, а вторая на некотором удалении от них (см. рис. 6).

Состав песчаного матрикса конгломератов нижнерифейской хогландской серии о. Гогланд и вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс (петрографическое описание). Химический состав песчаного матрикса конгломератов основания хогландской серии о. Гогланд и вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс представлен в Прил. 1, табл. 1.1. Помимо схожести содержаний макроэлементов, что вполне ожидаемо из-за преимущественно кварцевого состава этих пород, они весьма близки и по содержаниям микроэлементов. Некоторые различия в содержаниях таких элементов, как Cr и Zr, объяснимы благодаря их высокой концентрации в минералах тяжелой фракции. Это позволяет предполагать, что песчаники могли образоваться за счет размыва кварцитов.

Изученные образцы вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс внешне одинаковы, но имеют некоторые различия в содержаниях химических элементов (Li, Rb) что может указывать на разный состав и природу их протолита. Например, образец ГТ21/5, вероятно, образовался по сланцу, а образец ГТ22/2 по граниту (Прил. 1, табл. 1.1).

Для вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс характерна гранобластовая структура, обусловленная изометричной формой зерен, и массивная текстура (рис. 8). Вторичные кварциты состоят преимущественно из зерен кварца (около 85–95 %), в значительно меньшей степени – мусковита (1–10 %) и рудных минералов (1–4 %). Для зерен кварца характерна неправильная, с неровными границами форма. Размеры зерен 1–4 мм. Погасание чаще всего волнистое, редко мозаичное. Кварц иногда содержит круглые агрегаты серицит-каолинитового состава. Зерна кварца трещиноватые. Мусковит представлен в виде пластинок размером 0.10–1.0 мм. Он, вероятно, новообразованный и является результатом замещения биотита, следы которого отмечены в единичных зернах. Рудные минералы в виде мелких (0.30–0.13 мм) зерен включены в кварц и имеют округлую, угловатую, гексагональную и октагональную форму. Встречаются единичные крупные зерна магнетита неправильной формы, иногда с мелкими включениями кварца. Для некоторых зерен характерен темно-вишневый оттенок. Присутствуют единичные мелкие зерна циркона, полевых шпатов, монацита.

Рис. 8. Микрофотографии вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс.

(а, б) – шлиф ГТ21/5; (в, г) – шлиф ГТ22/2 (параллельные и скрещенные николи). Размер поля снимка 4 мм. В шлифе ГТ21/5 в центре черный ромбовидный кристалл ильменита размером 736×305 мкм, размер зерна циркона – 105 мк.

Fig. 8. Microphotographs of secondary quartzites from the Bolshoi Tyuters Island.

(a, б) – thin section ГТ21/5; (в, г) – thin section ГТ22/2 (parallel and crossed nicols). The image field size is 4 mm. In the center of thin section ГТ21/5, there is a black diamond-shaped crystal of ilmenite measuring 736×305 μm; a zircon grain size is 105 μm.

3. ВОЗРАСТ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА – ПОТЕНЦИАЛЬНЫХ ПЕРВИЧНЫХ ИСТОЧНИКОВ СНОСА ДЛЯ ХОГЛАНДСКОЙ СЕРИИ

Границей блоков континентальной коры, сложенных преимущественно архейскими и протерозойскими образованиями, на Балтийском щите является Савво-Ладожская тектоническая зона (см. рис. 1). К северо-востоку от этой зоны расположена типичная архейская гранит-зеленокаменная область – Карельский массив (Км), преимущественно сложенный породами гранит-тоналит-трондьемитовой формации с возрастом 3.3–2.8 млрд лет и вулканитами с возрастом 2.8 млрд лет [Slabunov, 2008]. Они прорваны позднеархейскими (2.80–2.65 млрд лет) высококалиевыми гранитами и постскладчатыми интрузивными комплексами, часть их относится к санукитоидам [Chekulaev et al., 2003]). Начало раннего протерозоя в регионе ознаменовано «дроблением» (деструкцией) блоков континентальной коры, сложенных преимущественно архейскими образованиями, формированием расслоенных базитовых интрузий (2.50–2.45 млрд лет) и богатых цирконом анатектических гранитов, липаритов и чарнокитов (2.5–2.4 млрд лет) [Mitrofanov et al., 1994]. Затем до временнóго рубежа 1.8 млрд лет в троговых структурах в пределах Км шло формирование осадочно-вулканогенных комплексов ятулия, людиковия, калевия и вепсия (см. рис. 2).

В геологическом строении Лапландско-Беломорского подвижного пояса (ЛБпп) участвуют образования с возрастом от 3.3 до 1.75 млрд лет, большинство из них содержат акцессорный циркон [Glebovitskii, 2005].

В пределах Свекофеннской провинции (Сп) развиты образования с возрастом 2.0 (2.1) – 1.8 (1.75) млрд лет, и на ее границе с Км известны кристаллические образования с архейскими изотопными датировками. Эти образования участвуют в строении гранитогнейсовых комплексов, слагающих ядра так называемых «окаймленных куполов Эскола». На большей части свекофеннид, в том числе расположенных и под чехлом Русской плиты, крупные блоки архейской коры неизвестны [Baltybaev, 2013]. Сначала зерна dZr с архейскими датировками были встречены лишь в породах ладожской серии, приуроченной к границе с Км [Myskova et al., 2012]. Но впоследствии архейский циркон стали находить в свекофеннских метаосадках и магматических породах. Это позволяет говорить о фрагментах коры архейского возраста, вовлеченных в строение свекофеннид и в той или иной степени испытавших структурно-вещественную переработку в ходе палеопротерозойских событий [Mints, 2018]. В пределах Сп развиты граниты рапакиви, большая часть которых приурочена к южному обрамлению Балтийского щита, известному как «флексура Полканова» или Балтийско-Мезенская тектоническая зона [Kolodyazhny et al., 2020]. Их возраст варьируется в диапазоне от 1.65 до 1.45 млрд лет [Larin, 2011]. К юго-западу от Сп расположена Свеко-Норвежская область (СНо), в строении которой участвуют еще более молодые, в значительной степени ювенильные, образования. Корообразующие процессы в пределах этой области завершились к рубежу 1 млрд лет или чуть позже [Mints, 2018], поэтому породы фундамента СНо не могли быть источником циркона для хогландских конгломератов.

4. ИССЛЕДОВАНИЕ ЗЕРЕН ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ КОНГЛОМЕРАТОВ о. ГОГЛАНД (ПРОБА K19-501) И КВАРЦИТОВ о. БОЛ. ТЮТЕРС (ПРОБЫ ГТ21/5 И ГТ22/2)

4.1. Методика выделения и изучения зерен детритового циркона

Все пробы измельчены вручную (в чугунной ступе) до размерного класса –0.25 мм. Измельченный материал последовательно отмучен в проточной водопроводной воде, просушен на воздухе, разделен в тяжелой (~2.95 г/см3) жидкости ГПС-В и подвергнут магнитной сепарации. Из немагнитной части тяжелой фракции вручную (под бинокуляром) случайным образом выбраны зерна циркона. Эти зерна имплантированы в эпоксидные шашки диаметром 1 дюйм и приполированы вручную примерно до половины типичного размера зерен. В приполированных зернах циркона выбраны участки диаметром около 25 мк и глубиной до 15 мк, свободные от трещин, инородных включений, метамиктных зон и нарушений, для их последующего U-Pb изотопного анализа.

Изучение U-Pb изотопной системы зерен циркона выполнено в лаборатории химико-аналитических исследований ЦКП ГИН РАН на установке, состоящей из системы лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind.), совмещенной с магнито-секторным масс-спектрометром высокого разрешения Element2 (Thermo Scientific Inc.). Рабочие параметры аппаратуры приведены в работе [Kolodyazhny et al., 2023]. Калибровка всех изотопных измерений проведена по внешнему цирконовому стандарту GJ-1 [Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006]. Качество всех выполненных анализов было оценено путем последовательного измерения неизвестных образцов (зерен циркона) и контрольных стандартов циркона 91500 [Wiedenbeck et al., 2004] и Plesovice [Sláma et al., 2008]. Для циркона GJ-1, 91500 и Plesovice в ходе измерений получены средневзвешенные оценки возраста по пробе К19-501 (±2σ) 600.2±2.6 (n=61), 1063±15 (n=16), 333.8±6.4 (n=16) млн лет и по пробам ГТ21/5 и ГТ22/2 (±2у) – 600.6±3.2 (n=51), 1069±24 (n=12), 336.1±3.4 (n=12) млн лет соответственно. Эти значения в пределах ошибки измерения соответствуют аттестованным по изотопному отношению 206Pb/238U средневзвешенным значениям возраста (±2σ) 601.9±0.4, 1063.5±0.4 и 337.2±0.1 млн лет, полученным методом CA-ID-TIMS [Horstwood et al., 2016].

Первичная обработка результатов U-Pb изотопных анализов выполнена с помощью коммерческой программы «GLITTER» [Griffin et al., 2008], приобретенной ГИН РАН. Методика обработки первичных аналитических данных описана в работе [Kolodyazhny et al., 2023]. Для характеристики степени дискордантности полученных анализов использовались величины D1 и D2, которые показывают несоответствие значений датировок, вычисленных по разным изотопным парам, и которые рассчитывались по формулам (1) и (2):

D1=100 %[возраст (207Pb/235U)/возраст (206Pb/238U)–1], (1)

D2=100 %[возраст (207Pb/206Pb)/возраст (206Pb/238U)–1]. (2)

Все возрастные определения с |D1 и D2|>10 % исключены из дальнейшего рассмотрения. Оставшиеся датировки использованы для построения гистограмм и КПВ с помощью программы ISOPLOT [Ludwig, 2012], размещенной в свободном доступе. Поправка на общий свинец – по методике Т. Андерсена [Andersen, 2002], с помощью программы ComPbCorr [Andersen, 2008].

4.2. Результаты изучения зерен циркона с помощью оптического микроскопа

Все имплантированные в эпоксидные шашки зерна циркона были предварительно изучены в ГИН РАН с помощью оптического микроскопа (рис. 9, 10 и 11).

Рис. 9. Монтаж оптических изображений в проходящем свете некоторых изученных зерен детритового циркона из конгломератов о. Гогланд (проба К19-501).

Надпись синим шрифтом в левом верхнем углу изображения ‒ номер зерна циркона в пробе (Прил. 1, табл. 1.2, 1.3). Концы стрелок указывают положение центра кратера лазерной абляции (диаметр 25 мк), цифры – возраст в млн лет, отсутствие возраста – анализ дискордантный. (а) ‒ зерна, в которых изучалось предполагаемое унаследованное ядро и оболочка, (б) ‒ неокатанные, слабо- и среднеокатанные кристаллы с отношением длины к ширине >3 (игольчатые зерна).

Fig. 9. A transmitted light imaging of some studied detrital zircon grains from conglomerates of the Gogland Island (sample K19-501).

The blue inscription in the upper left corner of the image indicates the number of zircon grains in the sample (App. 1, Table 1.2, 1.3). The ends of the arrows indicate the position of the center of the laser ablation crater (diameter 25 µm), the numbers indicate the ages, Ma, and the absence of age means the analysis is discordant. (а) ‒ grains whose presumably inherited cores and rims were studied, (б) ‒ unrounded, poorly and moderately rounded crystals, with a length to width ratio >3 (needle-shaped grains).

Рис. 10. Монтаж оптических изображений в проходящем свете некоторых изученных зерен детритового или ксеногенного циркона из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс (проба ГТ21/5).

Цифры в левом верхнем углу изображения ‒ номер зерна в пробе, в некоторых случаях для одного зерна приведены два изображения: при одном николе и скрещенных николях (значок «х» в нижнем правом углу изображения). Желтые кружки ‒ положение кратера лазерной абляции (диаметр 25 мк), цифры – возраст в млн лет, отсутствие возраста – анализ дискордантный.

Fig. 10. A transmitted light imaging of some studied detrital or xenogenic zircon grains from secondary quartzites of the Bolshoi Tyuters Island (sample ГТ21/5).

The number in the upper left corner of the image is the grain number in the sample; in some cases, there are two images for one grain: with one nicol and crossed nicols ("x" icon in the lower right corner of the image). Yellow circles are the positions of the laser ablation craters (diameter 25 µm), numbers are the ages, Ma, and the absence of age means the analysis is discordant.

Рис. 11. Монтаж оптических изображений в проходящем свете некоторых изученных зерен детритового или ксеногенного циркона из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс (проба ГТ22/2), обозначения ‒ см. рис. 10.

Fig. 11. A transmitted light imaging of some studied detrital or xenogenic zircon grains from secondary quartzites of the Bolshoi Tyuters Island (sample ГТ22/2); see Fig. 10 for designations.

Каких-либо специфических особенностей зерен циркона, по которым пробы заметно бы отличались друг от друга, не выявлено. Окраска зерен циркона во всех трех пробах – от бесцветной через разной интенсивности оттенки красно-коричневого цвета до бурого. Во многих зернах присутствуют разных размеров и красноватых оттенков включения (см. рис. 10, изображения 1, 4, 14, 32, 35; рис. 11, изобр. 1, 32, 118), в некоторых кристаллах видны секторальные (см. рис. 9, изобр. В-1-№39, рис. 10, изобр. 34; рис. 11, изобр. 29, 65), реже в виде кайм (см. рис. 9, изобр. А-1-№3; рис. 11, изобр. 73, 86), «прокраски» в разные оттенки красного цвета, иногда зерна полностью окрашены (рис. 11, изобр. 22, 30, 58).

По прозрачности зерна разные ‒ от полностью прозрачных до абсолютно мутных. Кристаллы проявляют чрезвычайно разнообразную светимость в скрещенных николях, демонстрируя иногда полное отсутствие светимости (рис. 11, изобр. 37), иногда практически монотонную окраску (см. рис. 10, изобр. 6), но чаще всего сложные разной интенсивности интерференционные узоры (см. рис. 10, изобр. 27, 34, 35; рис. 11, изобр. 46, 70).

Подавляющее количество зерен – это слабо-, средне- (доминируют) и сильноокатанные кристаллы1. Неокатанных (сохранились острые вершины, внутренняя структура полностью соответствует форме кристалла, см. пример на рис. 11, изобр. 44) или полностью окатанных (рис. 11, изобр. 109 – окатанный до фактически сферической формы осколок крупного кристалла) всего по 1–2 зернам в пробе. Заметную долю (15–25 %) составляют игольчатые зерна, т.е. с отношением длины к ширине >3 (см. рис. 9, б). Более чем в половине зерен сохранились черты изначально правильно оформленных призматических кристаллов с пирамидками на концах. При этом практически все зерна содержат многочисленные инородные включения разной природы, трещины, пустоты. Во многих зернах отчетливо идентифицируются унаследованные ядра и оболочки (см. рис. 9, а; рис. 11, изобр. 65, 70, 107, 118). Для того чтобы попытаться определить возраст возможных кайм и ядер или разнородных частей в зернах при возможности разместить два кратера лазерной абляции, пробоотборы выполнялись в двух точках в одном зерне.

Используемая нами для обработки первичных аналитических данных программа GLITTER дает возможность видеть развертку по времени (мы называем ее аналитический сигнал) количества поступающих на детекторы ионов 207Pb, 206Pb, 208Pb, 238W и 232Th по мере проникновения луча лазера внутрь исследуемого зерна циркона, т.е. по мере испарения вещества из все более и более глубинных частей зерна. Разные части аналитического сигнала соответствуют разным частям зерна циркона, и для них можно получить оценки возраста. В таких случаях полученные датировки в одном анализе маркировались суффиксами -cor или -rim (1, 2, …).

Если бы область изучаемых толщ, из которой были отобраны пробы, была подвержена единовременному внешнему термальному воздействию, которое могло вызвать формирование оболочек одного и того же возраста у зерен циркона, то в этом случае можно было бы ожидать относительно узкий интервал возрастов этих оболочек, соответствующий возрасту термального события. При этом датировки ядер в изученных зернах циркона могут быть самыми разными.

4.3. Первичные результаты U-Pb изотопного анализа зерен циркона

Изотопные U-Pb анализы выполнены для зерен циркона в следующих количествах: из пробы K19-501 изучено 141 зерно, выполнено 150 анализов (рис. 12), получено 125 датировок; из пробы ГТ21/5 изучено 27 зерен, выполнено 30 анализов (рис. 13), получена 41 датировка; из пробы ГТ22/2 изучено 85 зерен, выполнено 94 анализа (рис. 13), получено 73 датировки (Прил. 1, табл. 1.3). Гистограммы и КПВ по результатам исследований представлены на рис. 14, б.

Игольчатые зерна из пробы К19-501 показали широкий разброс возрастов (см. рис. 9, б), т.е. эти зерна не формируют специфическую популяцию. Также не удалось выявить никакой закономерности между оценками возраста и красноватой окраской зерен. Таким образом, ни в одной из проб не зафиксированы группы зерен циркона со схожими возрастами и морфологическими/цветовыми признаками, происхождение которых можно было бы связать с единым общим локальным источником.

Рис. 12. Диаграмма с конкордией U-Pb датировок изученных зерен циркона из конгломератов о. Гогланд, хогландская серия (проба К19-501) (а).

Красные эллипсы показывают 68%-ный доверительный интервал измерений для всех анализов (±1σ); результаты анализов для игольчатых зерен (см. рис. 9, б) показаны голубым цветом. На врезке (б) показан увеличенный фрагмент конкордии.

Fig. 12. U-Pb concordia diagram for zircon grains from conglomerates of the Hogland Island, Hogland group (sample K19-501) (a).

Red ellipses show the 68 % confidence interval measurement for all analyses (±1σ); analytical results for needle-shaped grains (see Fig. 9, б) are shown in blue. Inset (б) shows an enlarged U-Pb concordia diagram fragment.

Рис. 13. Диаграмма с конкордией U-Pb датировок изученных зерен циркона из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс (пробы ГТ21/5, красные эллипсы, и ГТ22/2, зеленые эллипсы) (а). Эллипсы показывают 68%-ный доверительный интервал измерений (±1σ). На врезках (б) и (в) показаны увеличенные фрагменты конкордии.

Fig. 13. U-Pb concordia diagram for zircon grains from secondary quartzites of the Bolshoi Tyuters Island (samples ГТ21/5, red ellipses and ГТ22/2, green ellipses) (a). Ellipses show the 68 % confidence interval measurement (±1σ). Insets (б) and (в) show enlarged U-Pb concordia diagram fragments.

Рис.14. Сравнение возрастов изученных цирконов с временем формирования важнейших комплексов горных пород восточной части Балтийского щита.

(а) – сводка возрастов некоторых кристаллических комплексов Балтийского щита; (б) – гистограмма (серые бары) и КПВ (красная линия), иллюстрирующие распределение U-Pb изотопных возрастов dZr из пробы К19-501 (все возрасты по отношению 207Pb/206Pb). Зеленой линией показана КПВ для ладожской серии, синей и голубой – для вторичных кварцитов, пробы ГТ22/2 и ГТ21/5; (в) – диаграмма Th/U – U-Pb возраст для изученных зерен циркона, для которых получены конкордантные оценки возраста.

Fig. 14. Comparison between the obtained zircon ages and the formation time of the most important rock complexes in the eastern Baltic Shield.

(а) – summary of the age dates of some crystalline complexes of the Baltic Shield; (б) – histogram (gray bars) and DPP – density probability plot (red line) – illustrating the distribution of U-Pb isotopic ages of dZr from sample K19-501 (all ages relative to 207Pb/206Pb). The green line shows the DPP for the Ladoga group, blue and light blue – for secondary quartzites, samples ГТ22/2 and ГТ21/5; (в) – Th/U – U-Pb age diagram for zircon grains with concordant ages.

Результаты исследований десяти зерен, в которых изучены предполагаемые и ядро, и кайма, по пробе К19-501 сведены в Прил. 1, табл. 1.2. Однако только в трех случаях наличие такого ядра подтвердилось. В остальных случаях датировки предполагаемых ядер и кайм не различаются в пределах ошибки измерения. Все три сложноустроенных зерна показали совершенно разный возраст ядер и оболочек, т.е. они происходят из кардинально различных первичных источников. Для двух зерен зафиксированы также сильные различия по содержаниям U и Th и величинам Th/U для ядра и оболочки. В одном случае ядро имеет неоархейский возраст 2.70 млрд лет и было вовлечено в магматическую или метаморфическую переработку на рубеже 2.44 млрд лет. Во втором случае ядро имеет возраст 2.03 млрд лет, а возраст переработки, обусловившей формирование оболочки зерна, – 1.88 млрд лет. В третьем случае анализы показали, соответственно, возраст 2.55 и 2.18 млрд лет, однако по изображению зерна циркона более вероятно, что это возраст двух ядер, а не ядра и оболочки.

Таким образом, датировки, интерпретируемые как возраст ядер и оболочек в зернах циркона из пробы K19-501, не дублируются, распределены в широком возрастном диапазоне и не соответствуют интерпретации единовременного внешнего воздействия на породу, из которой были извлечены изученные зерна циркона.

В пробе ГТ21/5 в четырех зернах «отстреляно» по два кратера (см. рис. 10, изобр. 2, 4, 24, 42). В зерне № 2 оба анализа дискордантны, в зерне № 24 – анализ предполагаемого ядра дискордантный, а возраст возможной каймы 1895 млн лет. В зерне № 42 значения 2074 и 2056 млн лет не различаются в пределах ошибки. В зерне № 4 был получен чрезвычайно сложный и изменчивый аналитический сигнал, в котором для кратера в краевой части зерна получены датировки 1926 и 1901 млн лет, а для кратера в центральной части зерна – 1943, 1917 и 1830 млн лет. Датировку 1830 млн лет можно трактовать как возраст каймы, которую луч лазера «достал» на дне кратера абляции, а остальные четыре датировки фактически не различаются в пределах ошибки, среднее значение по этим датировкам 1922 млн лет можно принять за оценку возраста сложноустроенного ядра.

В пробе ГТ22/2 в семи зернах сделано по два кратера (см. рис. 11, изобр. 32, 38, 50, 154 на). В зерне № 38 оба анализа дискордантные, а в зернах № 11, 32 и 50 один из двух анализов дискордантный. В зерне № 25 получены датировки 1968, 1920 и 1845 млн лет. Датировку 1845 млн лет можно принять за возраст каймы, а среднее значение по двум другим датировкам – 1944 млн лет – за оценку возраста ядра. В зерне № 154 две датировки – 1885 и 1864 млн лет – фактически не различаются в пределах ошибки. В зерне № 150 получены четыре датировки – 1881, 1859, 1862 и 1833 млн лет. Датировку 1833 млн лет можно трактовать как возраст каймы, которую луч лазера достал на дне кратера абляции, а остальные три датировки фактически не различаются в пределах ошибки измерений, среднее значение по этим датировкам – 1967 млн лет – можно принять за оценку возраста сложноустроенного ядра.

Таким образом, для зерен циркона из проб ГТ21/5 и ГТ22/2 получены по два значения – 1895 и 1830 млн лет и 1845 и 1833 млн лет соответственно, которые можно трактовать как возраст оболочек в сложноустроенных зернах.

Отметим, что возраст зерен циркона около значения ~1.83 млрд лет зафиксирован по двум пробам. Для пробы ГТ21/5 из 43 датировок получено девять датировок, близких к значению ~1.83 млрд лет, которые на КПВ возрастов формируют яркий пик ~1832 млн лет. При этом в пробе ГТ22/2 получены только две датировки около ~1.83 млрд лет из 73 датировок по этой пробе. Одна из них – вышеупомянутая датировка каймы 1833 млн лет в сложноустроенном зерне, другая – датировка 1833 млн лет – получена еще в одном зерне (см. рис. 11, изобр. 37).

В этой связи отметим, что в работе [Morozov et al., 2022] сообщено об эпизоде деформаций в свекофеннидах Приладожья около рубежа 1.83 млрд лет, которые в той или иной степени проявлены и в Южно-Финляндском складчатом поясе: кварциты на о. Бол. Тютерс секутся небольшими телами гранитов с возрастом 1825±11 млн лет [Skublov et al., 2024]. Таким образом, региональные события около рубежа ~1.83 млрд лет оказали влияние и на изученный циркон. При этом в пробе ГТ21/5 датировок с возрастом ~1.83 млрд лет и в абсолютном измерении, и в пропорции (9 из 43) больше, чем в пробе ГТ22/2 (2 из 73). Причиной этому может быть положение места отбора пробы ГТ21/5 в непосредственной близости от даек, возраст которых около ~1.83 млрд лет (1825±11 млн лет), в то время как непосредственно около места отбора пробы ГТ22/2 ни даек, ни жил не отмечено. Ярко выраженный мономодальный характер КПВ возрастов циркона из пробы ГТ22/2 вместе с особенностями химического состава указывает на то, что в протолите этого кварцита значительную роль играли гранитоидные породы с возрастом около 1890 млн лет. В противоположность этому в протолите кварцита, охарактеризованного пробой ГТ21/5, значительная роль, скорее всего, принадлежала сланцам, аналогичным сланцам ладожской серии. Такая интерпретация подкрепляется особенностями химического состава проб ГТ22/2 и ГТ21/5 (см. выше).

Результаты специального изучения, нацеленного на определение возраста разных частей зерен циркона как за счет изменений положения мест пробоотбора в пределах исследованного зерна, так и за счет интерпретации разных сегментов полученного аналитического сигнала доказывают, что рассмотренные зерна циркона имеют сложное и неоднородное внутреннее строение. Такое строение зерен зачастую отчетливо видно на их оптических изображениях. Особенности распределения возрастов оболочек и ядер, зафиксированные в изученных зернах циркона, можно объяснить их происхождением из родительских пород, которые были сформированы в длительно функционирующей (~2.06–1.83 млрд лет) магматической системе. В этой системе были проявлены неоднократные эпизоды магматической активизации, в ходе которых наряду с генерацией новообразованных зерен циркона происходило обрастание более древних зерен с нарушением и без нарушения их U-Pb изотопных систем более молодыми оболочками. Это обычные процессы в длительно существующих активных тектономагматических областях. Региональные события около рубежа ~1.83 млрд лет отчетливо проявлены в изученном цирконе из пробы ГТ21/5 (поблизости от места отбора этой пробы расположены дайки близкого возраста) и очень слабо – в изученном цирконе из пробы ГТ22/2.

Отношение весовых количеств тория и урана (Th/U) в цирконе большинства пород магматического генезиса (т.е. в магматогенном цирконе) варьируется от 0.1 до 1.0 (см. обзоры [Kirkland et al., 2015; Rubatto, 2017]). Низкие значения Th/U принято считать статистически свойственными метаморфогенному циркону. При этом предлагаемое «пороговое» значение Th/U, позволяющее разделить магматогенный и метаморфогенный циркон, в разных работах варьируется от 0.5 до 0.1: в [Kirkland et al., 2015] – 0.5, в [Hoskin, Schaltegger, 2003] – 0.2, в [Teipel et al., 2004] – 0.1. Наиболее вероятно, что величины Th/U в пределах от 0.1 до 0.5 характерны для циркона и магматического, и метаморфического происхождения.

Высокие величины торий-уранового отношения (Th/U>1.5) наряду с другими характеристиками статистически свойственны циркону меланократовых (мафических) магматических пород [Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011]. Следует отметить здесь также, что циркон с высокими значениями Th/U иногда фиксируют в породах, которые сформированы в обстановках метаморфизма высоких температур, низких и средних давлений [Wanless et al., 2011]. Для циркона, сформированного в гранитах при низких температурах, характерны более высокие содержания U и пониженные содержания Th. Это выражено обычно пониженными величинами Th/U в цирконе низкотемпературного происхождения [Harrison et al., 2007]. В работе [Skublov et al., 2012] показано, что для циркона из эклогитов часто характерны пониженные (<0.1) величины Th/U, а также пониженные абсолютные содержания Th (3 г/т и ниже) и U (100 г/т и ниже) вместе с другими особенностями содержания РЗЭ.

Большинство анализов циркона по всем трем пробам показали величины Th/U в пределах 0.1–1.0 (рис. 14, в). Такие величины Th/U принято считать статистически присущими магматогенному циркону из пород кремнекислого и среднего состава. Наиболее вероятно, что источниками зерен циркона с такими значениями Th/U были обычные гранитоиды нормальной или пониженной кремнекислотности, а возможно, что и их вулканические эквиваленты.

В пробах ГТ22/2 и ГТ21/5 в единичных анализах зерен циркона, а в пробе К19-501 в 11 анализах (9 % от общего числа) получены величины Th/U более 1.5. Это означает, что среди первичных источников зерен циркона, для которых получены такие значения Th/U, могли быть комплексы, в которых широко представлены мафические породы, например породы базитовых (габброидных) интрузий и т.п. и/или породы, подвергшиеся высокотемпературному метаморфизму, например гранулиты.

Для трех зерен циркона из пробы К19-501 зафиксированы очень низкие торий-урановые отношения (Th/U<0.1). Хотя низкие Th-U отношения в цирконе не являются 100-процентными надежными признаками его эклогитового происхождения, но все же очень вероятно, что источником этих зерен циркона были эклогитовые комплексы. В этой связи отметим, что по бортам Керецкого и Кандалакшского грабенов известны как минимум четыре высокобарических эклогитовых комплекса, три из них в районах Салма, Куру-Ваара и Гридино. Все они имеют очень сложное внутреннее строение, обусловленное раннепротерозойской структурно-метаморфической переработкой (внедрение даек, деформации и наложенный метаморфизм) архейской земной коры [Skublov et al., 2011; Berezin et al., 2012; Travin, 2015; Mints, Dokukina, 2020; Dokukina, Mints, 2019; Slabunov et al., 2019]. Многочисленные исследования циркона из этих комплексов показали, что кристаллы чаще всего имеют неоднородное строение, обусловленное, в числе прочего, наличием ядер и оболочек, а также доменов, кайм и других особенностей зерен. Для этого циркона получены значения возраста от 1.8 до 2.9 млрд лет, группирующиеся около рубежей ~1.9, 2.4 и 2.7–2.8 млрд лет. Значения ~1.9 и 2.7–2.8 млрд лет до сих пор дискутируются как наиболее вероятный возраст эклогитизации в означенных комплексах.

5. ВОЗМОЖНЫЕ ПЕРВИЧНЫЕ И ВТОРИЧНЫЕ ИСТОЧНИКИ ЗЕРЕН ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ДЛЯ ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА ХОГЛАНДСКИХ КОНГЛОМЕРАТОВ

За исключением двух самых молодых и двух самых древних датировок, остальные U-Pb возрасты циркона из пробы К19-501 распались на три группы. Первую плотную доминирующую группу формируют датировки в интервале 1.87–2.22 млрд лет (85 датировок). Две другие группы – 2.32–2.61 млрд лет (13 датировок) и 2.67–2.93 млрд лет (22 датировки). На этом основании можно сделать вывод о том, что конгломераты основания разреза хогландской серии были сформированы за счет продуктов разрушения кристаллических комплексов преимущественно палеопротерозойского и, реже, архейского возраста. Такие комплексы широко представлены на Балтийском щите (см. Раздел 3).

Относительно небольшое количество дискордантных анализов (около 20 %) свидетельствует о том, что изученная толща вряд ли была подвергнута существенному термальному и/или метаморфическому воздействию. Нарушение U-Pb изотопной системы незначительного количества зерен циркона, скорее всего, произошло до их попадания в песчаный матрикс этих конгломератов.

Три самых молодых датировки циркона из этой пробы – это (А-а32) 1706±15 млн лет (D1=0.2 %, D2=0.5 %), (В-а16) 1779±15 млн лет (D1=0.0 %, D2=0.06 %), (В-а23) 1869±14 млн лет (D1=0.3 %, D2=0.6 %). Эти оценки возраста не перекрываются друг с другом в пределах ±2σ, т.е. не образуют группу. Возраст двух зерен – очень древний, мезоархейский – 3304±13 млн лет (D1=0.15 %, D2=0.24 %) и 3265±13 млн лет (D1=0.09 %, D2=0.12 %). Яркие частотные пики на КПВ, поддержанные более чем пятью датировками, соответствуют значениям 1923, 1975, 2018, 2437, 2736 и 2839 млн лет.

Особо следует отметить специфическую особенность возрастного распределения dZr из пробы К19-501. Обычно на возрастной интервал от 2.2 до 2.5 млрд лет на гистограммах и КПВ возрастов Zr из пород позднедокембрийских и фанерозойских толщ чехла ВЕП [Kuznetsov et al., 2011, 2015; Mezhelovskaya et al., 2016; Ivleva et al., 2016, 2018; Mikhailenko et al., 2016; Ershova et al., 2019] и структур ее обрамления [Udoratina et al., 2017; Kuznetsov et al., 2012, 2014a, 2014b; Soboleva et al., 2012, 2019; Andreichev et al., 2014, 2017, 2018; Romanyuk et al., 2018, 2019; Ryazantsev et al., 2019], а также Сибири [Kuznetsov et al., 2018; Priyatkina et al., 2016], Центральной Азии и Казахстана [Degtyarev et al., 2018] и Арктики [Kosteva et al., 2014; Sirotkin et al., 2017] приходится частотный минимум («провал»). Это факт обычно интерпретируют как отражение того, что в течение возрастного интервала 2.2–2.5. млрд лет на Земле, в целом, имела место «глобальная тектономагматическая пауза» в образовании гранитоидов и проявлений регионального метаморфизма [Eriksson, Condie, 2014]. Однако в песчаном матриксе конгломератов хогландской серии о. Бол. Тютерс зафиксированы зерна циркона с такими редко встречающимися по миру возрастами и пик на КПВ – 2437 млн лет. Циркон такого возраста – это «фирменная цирконовая метка» Балтийского щита.

В период 2.4–2.5 млрд лет в восточной части Балтийского щита очень активно проявилась эпоха рифтогенеза и магматических проявлений [Bayanova et al., 2002]: произошло формирование большого количества расслоенных интрузий основного – ультраосновного состава и сопряженных с ними даек, а также кислых анатектических выплавок в виде липаритов и характерных гранитов с голубым кварцем (широко развитых в современном строении Карелии), а также вулканитов основного – ультраосновного и среднего состава в Имандра-Варзугской и Восточно-Карельской структурах [Glebovitskii, 2005]. Глубинными комагматами комплекса расслоенных интрузий, которые к началу рифея также уже были на поверхности, являются друзиты Беломорского пояса (2.45 млрд лет), чарнокиты, развитые вдоль западной границы Беломорского пояса, а также еще более глубинные образования гранулитового Кандалакша-Колвицкого комплекса, расположенного в бортах Керецкого и Кандалакшского грабенов [Terekhov, 2007]. В центральной части Карельского массива (в районе оз. Верхнее Куйто) закартированы многочисленные палеопротерозойские мафические дайки, часть из которых датированы ~2.31 и 2.45 млрд лет [Stepanova et al., 2014a, 2014b; Salnikova et al., 2020]. Для оливиновых габбро-норитов, которые в районе оз. Северное Каменное в центральной части Гридинско-Амбарнинского домена, расположенного в центре Беломорского подвижного пояса и разграничивающего Карельский и Кольский массивы, слагают серию небольших интрузивных тел неправильной формы с отчетливо сохранившимися интрузивными контактами с вмещающими их тоналитовыми гнейсами, получен U-Pb (ID–TIMS) возраст по бадделеиту 2404±11 млн лет [Stepanova et al., 2020]. Гигантские объемы лав, в том числе среднего и кислого состава, с возрастом 2.45–2.00 млрд лет приурочены к Печенгско-Имандра-Варзугскому рифтовому прогибу [Smol’kin et al., 2019; Terekhov et al., 2018].

В общем, на Балтийском щите выделено два крупных эпизода формирования мафических комплексов (проявления базитового магматизма) ~1.95–2.50 и 2.8–2.9 млрд лет, а также эпизод образования санукитоидов около рубежа ~2.7 млрд лет. В пробе К19-501 зафиксированы dZr с возрастом 2.4–2.5 млрд лет и отношениями Th/U>1, в том числе для четырех зерен dZr Th/U>1.5, а также группа из 11 зерен dZr с возрастом 2.7–2.9 млрд лет и повышенными (>1) значениями Th/U, в том числе для четырех зерен dZr Th/U>1.5. Источниками dZr с такими высокими значениями Th/U могут быть как означенные выше базитовые и/или гранулитовые комплексы, так и древние осадочные комплексы, которые содержали продукты разрушения этих базитов и гранулитов. Так, например, в кварцитах токшинской свиты (архейский зеленокаменный пояс) зафиксированы dZr с возрастом около 2.9 млрд лет и повышенными значениями Th/U>1 [Mezhelovskaya et al., 2016]. Среди dZr с возрастом менее 2.2 также часто встречаются зерна циркона с повышенными Th/U. Их источником могут быть как поверхностные образования – вулканиты Карельской рифтовой системы, так и их глубинные аналоги – гранатовые габбро Беломорского подвижного пояса.

Как показали предыдущие исследования, вторичные кварциты о. Бол. Тютерс образовались при температуре 300–400 °С [Terekhov et al., 2017], поэтому в них могли сохраниться кристаллы и/или зерна циркона из исходного протолита и/или захваченные из окружающих пород без существенных нарушений U-Pb изотопной системы.

В пробе ГТ21/5 получен довольно широкий спектр возрастов, которые формируют два ярких пика на КПВ: 1832 и 1903 млн лет, которые совпадают с двумя периодами тектономагматических событий в свекофеннской складчатой области. Наличие дополнительных второстепенных более древних пиков 1991, 2056, 3036 млн лет может указывать на первичную метаосадочную природу исходного протолита для этого образца вторичного кварцита.

Проба ГТ22/2 охарактеризована одним несколько «размытым» пиком – 1890 млн лет, что соответствует эпохе максимальной магматической активности в свекофеннской области. Вероятно, исходным протолитом могла быть магматическая порода, но настораживает наличие большого количества мусковита (5–7 %), который и определил высокие содержания К20 в кварците (Прил. 1, табл. 1.1).

6. ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК В ЮЖНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА В ПРЕДРИФЕЙСКОЕ И РАННЕРИФЕЙСКОЕ ВРЕМЯ

Анализ U-Pb изотопных датировок, полученных по зернам dZr из кварцитопесчаного матрикса базальных конгломератов хогландской серии (проба К19-501), позволяет предположить, что основание хогландской серии было сформировано при накоплении продуктов эрозии среднепозднепалеопротерозойских и архейских кристаллических комплексов (рис. 15), при этом обращает на себя внимание отсутствие dZr с возрастом 1.85–1.65 млрд лет, то есть в породах хогландской серии нет dZr со значениями возраста, соответствующими интервалу продолжительностью ~200 млн лет, предшествующему предполагаемому времени начала формирования (1.64–1.66 млрд лет) этого осадочного разреза.

Рис. 15. Концептуальная внемасштабная схема, иллюстрирующая механизм появления кварцевых галек в основании рифейского разреза южной части Балтийского щита.

(а) – коллапс свекофеннского орогена и образование вторичных кварцитов; (б) – заложение рифейского трога и пути миграции детритового циркона; (в) – горизонтальное растяжение земной коры и внедрение массива гранитов рапакиви. 1 – порфировые риолиты (1.66–1.63 млрд лет); 2 – базальты; 3 – конгломераты основания хогландской серии (нижний рифей); 4 – свекофенниды (2.0–1.8 млрд лет); 5 – вторичные кварциты (моложе 1.825 млрд лет); 6 – граниты рапакиви (1.65–1.62 млрд лет); 7 – габбро; 8 – микроклиновые граниты (1.825 млрд лет); 9 – направление переноса детритового циркона; 10 – известные радиологические датировки.

Fig. 15. Conceptual off-scale diagram illustrating the mechanism occurrence of quartz pebbles at the base of the Riphean section of the southern Baltic Shield.

(a) – collapse of the Svecofennian orogen and formation of secondary quartzites; (б) – initiation of the Riphean trough and migration routes of detrital zircon; (в) – horizontal extension of the Earth’s crust and intrusion of the rapakivi granite massif. 1 – porphyritic rhyolites (1.66–1.63 Ga); 2 – basalts; 3 – conglomerate layers at the base of the Hogland group (Lower Riphean); 4 – Svecofennides (2.0–1.8 Ga); 5 – secondary quartzites (younger than 1.825 Ga); 6 – rapakivi granites (1.65–1.62 Ga); 7 – gabbro; 8 – microcline granites (1.825 Ga); 9 – direction of detrital zircon transport; 10 – radiological ages obtained.

Зерна циркона с возрастом ~1.83 млрд лет не попали в матрикс раннерифейских конгломератов о. Гогланд, хотя циркон с таким возрастом зафиксирован в заметном количестве в кварцитах на соседнем о. Бол. Тютерс (пробы ГТ22/2 и ГТ21/5). Это можно объяснить тем, что значения ~1.83 млрд лет, зафиксированные в цирконе из кварцитов, обязаны своим появлением эпизоду внедрения гранитов с возрастом 1825±11 млн лет, которые прорвали уже ранее образованные вторичные кварциты (рис. 15, а). Термальное и вещественное воздействие этих гранитов на кварциты происходило на некоторых глубинах, и эти комплексы к началу рифейского осадконакопления еще не вышли к поверхности эрозии. Это свидетельствует о чрезвычайно медленной эрозии в южной части Балтийского щита в период между окончанием активных магматических событий в свекофеннидах и началом рифейского осадконакопления.

Результаты U-Pb датирования dZr из базальных уровней толщ, выполняющих рифейские грабены/авлакогены ВЕП и ее обрамления, часто демонстрируют мономодальные КПВ набора возрастов [Romanyuk et al., 2018, 2019], которые принято считать типичными для начальных стадий рифтогенеза. Такой характер КПВ может означать, что накопление грубообломочных пород происходит преимущественно в результате обрушения и размыва пород бортов грабенов, т.е. за счет локальных источников. Для хогландских конгломератов (проба К19-501) наблюдается иная картина. Получен набор возрастов от 1890 до 3304 млн лет, при этом примерно половина возрастов – свекофеннские, а другая половина – не свекофеннские.

В пределах ближайшего окружения района исследований распространены свекофеннские образования, в которых разными методами и по различным образованиям (пегматоидные жилы и зоны метасоматической переработки с гранатом, ставролитом, биотитом, мусковитом) получены значения изотопного возраста от 1.8 до 1.625 млрд лет [Levsky et al., 2018]. Все эти породы образованы на глубине 3–10 км. К моменту начала накопления хогландских конгломератов они еще не были выведены на эрозионный срез, и поэтому в базальные горизонты рифейского разреза продукты их размыва не могли попасть. Однако в изученных породах о. Гогланд нет и dZr с возрастом 1.85–1.80 млрд лет, соответствующих по возрасту широко развитым в Южной Финляндии и Северном Приладожье массивам позднеорогенных калиевых гранитов и мигматитов [Kurhila et al., 2005; Baltybaev, 2013]. Отсутствие в изученных породах о. Гогланд зерен dZr с этим возрастом можно объяснить тем, что граниты и мигматиты с возрастом 1.85–1.80 млрд лет, образованные на глубине от 5 до 10 км, к началу хогландского времени также не были выведены на эрозионный срез и, следовательно, не могли быть источниками dZr. Это означает, что орогенических поднятий в южной части Балтийского щита в хогландское время не было.

В приозерской свите верхов нижнего рифея Пашского грабена, вмещающей Валаамские интрузии с возрастом 1.45–1.47 млрд лет, есть свекофеннские (1.90–1.75 млрд лет) dZr и даже dZr с возрастом 1.55 млн лет Салминского массива [Kuptsova et al., 2011]. Т.е. в приозерское время началась активная деструкция фундамента и воздымание некоторых его блоков.

Таким образом, снос обломочного материала при формировании базальных горизонтов рифея (хогландских конгломератов) происходил с обширной площади современного Балтийского щита, но интенсивность эрозии и перемещения обломочного материала были крайне незначительными. Только с середины раннего рифея началась тектоническая активизация, сопровождаемая заложением многочисленных грабенов и усилением эрозионных процессов. В процессе формирования крупных грабенов, таких как Пашский грабен и грабены Беломорской рифтовой системы, к поверхности были выведены и попали в область эрозии породы, залегавшие в самом начале рифея на глубине 5–10 км. Так, в среднем рифее на поверхность были выведены ультраглубинные эклогитовые комплексы, продукты разрушения которых надежно зафиксированы в терской свите на берегу Кандалакшского залива Белого моря [Kuznetsov et al., 2021].

Существенным источником обломочного материала для изученных хогландских конгломератов на о. Гогланд были кварциты, аналогичные кварцитам о. Бол. Тютерс. Соответственно, циркон из этих кварцитов был переотложен в основание хогландской серии (рис. 15). Кроме того, дополнительными источниками обломочного материала, и в частности обломочного циркона, были породы, слагающие структуры, реликты которых участвуют в строении Балтийского щита. Большинство реликтов этих структур экспонированы и на современной дневной поверхности в пределах щита.

Согласное залегание хорошо датированных вулканитов хогландской серии 1640±11 млн лет [Bogdanov et al., 1999] на конгломератах основания разреза этой серии, которые, в свою очередь, с угловым несогласием залегают на свекофеннских образованиях, позволяет рассматривать эти осадочные породы как базальный горизонт раннего рифея. Здесь уместно отметить, что некоторые исследователи предлагают нижнюю границу рифея опускать до рубежа 1750±50 млн лет [Semikhatov et al., 2015], тогда как, согласно современной хроностратиграфической шкале, эта граница проводится выше – 1650 млн лет [Dub, 2021]. Возраст изученной пробы из хогландских конгломератов о. Гогланд отвечает общепринятой нижней границе рифея.

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представлены результаты U-Pb изотопного датирования детритового циркона (dZr) из песчаного матрикса конгломератов раннерифейской хогландской серии и из вторичных кварцитов палеопротерозойского возраста южной части Балтийского щита. Проба K19-501 отобрана из матрикса конгломератов нижней части разреза хогландской серии на о. Гогланд в Финском заливе. U-Pb значения возраста циркона из этой пробы формируют три группы: возраст в интервале 1.87–2.22 млрд лет (85 датировок), 2.32–2.61 млрд лет (13 датировок) и 2.67–2.93 млрд лет (22 датировки). На этом основании сделан вывод о том, что хогландская толща была сформирована за счет накопления продуктов разрушения кристаллических комплексов преимущественно палеопротерозойского и, реже, архейского возраста. При этом в матриксе конгломератов хогландской серии не обнаружено зерен dZr с возрастом, попадающим в интервал продолжительностью 200 млн лет, предшествующий предполагаемому времени начала формирования (1640–1660 млн лет) этого осадочного разреза.

Характер распределения возрастов циркона из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс в Финском заливе изучен по двум пробам. В пробе ГТ21/5 получен довольно широкий спектр возрастов, которые сгруппированы в два крупных кластера с пиками: 1832 и 1903 млн лет. Такие значения возраста типичны для двух периодов термальных событий, проявленных в свекофеннской складчатой области. Наличие менее выразительных возрастных пиков 1991, 2056, 3036 млн лет может указывать на первичную метаосадочную природу исходного протолита вторичных кварцитов, охарактеризованных этим образцом. Протолитом этих вторичных кварцитов могли бы быть породы ладожской серии или их вещественные аналоги близкого возраста.

В распределении возрастов циркона из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс, охарактеризованных пробой ГТ22/2, проявлен один несколько «размытый» возрастной пик – 1890 млн лет. Этот пик по возрасту хорошо соответствует эпохе максимальной магматической активности в свекофеннской области. Вероятно, протолитом этих вторичных кварцитов была магматическая порода.

U-Pb изотопный возраст циркона 1.88–2.20 млрд лет из вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс соответствует возрасту протолита (гнейсов, мигматитов и гранитов) свекофеннской провинции, а возраст 1.83 млрд лет обусловлен внедрением микроклиновых гранитов на заключительных этапах тектономагматического эпизода, проявленного в Южно-Финляндской структурной зоне.

Вещественный контраст между породами основания рифея (хогландская серия) и палеопротерозойским фундаментом в южной части Балтийского щита объясним тем, что в предрифейский период существовал плащеобразный поверхностный «слой» в основном кварцевого состава, который в значительной мере был переработан и сохранился только на о. Бол. Тютерс. Отсутствие в породах из базальных горизонтов рифея детритового циркона с возрастом 1.87–1.65 млрд лет указывает на наличие пенеплена и на отсутствие заметных орогенических движений в начале раннего рифея, которые проявились только к середине раннего рифея.

Нижнерифейский разрез о. Гогланд можно рассматривать в качестве эталонного для понимания позднепалеопротерозойской эволюции Свекофеннского пояса. Принципиальное вещественное различие между свекофеннским фундаментом (граниты, гнейсы, сланцы и амфиболиты) и осадочным основанием раннего рифея, представленным в виде существенно кварцевых конгломератов, невозможно объяснить без признания факта наличия некоего кварцевого поверхностного слоя, аналогичного залежам вторичных кварцитов на о. Бол. Тютерс. Именно эти кварциты и/или аналогичные им образования могли быть источником сноса для обломочных пород основания разреза хогландской серии. Отсутствие в них зерен dZr с возрастом 1.85–1.80 млрд лет, соответствующим проявлению одной из фаз гранулитового метаморфизма и формированию больших объемов калиевых гранитов, указывает на отсутствие этих образований на эрозионном срезе в раннем рифее и наличие пенеплена в южной части Балтийского щита накануне начала рифейского осадконакопления. Существенные тектонические изменения в этом регионе стартовали лишь в середине раннего рифея и были проявлены в увеличении расчлененности рельефа и выводе к поверхности глубинных образований.

8. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность командованию Балтийского флота ВМФ РФ и Западного военного округа за содействие в непосредственном выполнении полевого этапа исследований.

9. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

10. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

1. При оценке степени окатанности зерен циркона авторы статьи придерживаются методики, описанной в работе [Romanyuk, Kotler, 2024].

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1

Таблица 1.1. Химический состав песчаного матрикса
конгломератов нижнерифейской хогландской серии о. Гогланд (К19-501)
и вторичных кварцитов о Бол. Тютерс (ГТ21/5, ГТ22/2 и ГТ22/3)

Table 1.1. Chemical composition of the sand matrix
of conglomerates of the Lower Riphean Hogland goup of the Gogland Island (K19-501)
and secondary quartzites from the Bolshoi Tyuters Island (ГТ21/5, ГТ22/2 and ГТ22/3)

Компонент

1

2

3

4

5

SiO2

92.25

94.24

91.20

97.08

93.30

TiO2

0.18

0.06

0.16

0.05

0.14

Al2O3

4.11

3.55

5.31

0.63

3.9

Fe2O3

1.34

0.40

0.97

0.63

0.92

FeO

<0.01

0.72

0.51

1.13

–

MnO

0.32

<0.01

<0.01

<0.01

0.016

MgO

0.59

<0.01

<0.01

<0.01

0.23

CaO

0.21

0.03

0.02

0.04

0.19

Na2O

0.06

0.23

0.16

0.05

0.44

K2O

0.05

0.29

1.28

0.12

0.11

P2O5

0.80

0.02

0.02

0.03

0.04

П.п.п

0.32

0.36

0.32

0.1

0.34

Сумма

99.87

99.91

99.94

99.86

–

Li

45

11.4

2.6

2.5

–

Be

0.94

0.43

0.47

0.48

–

Sc

1.63

1.07

0.93

0.74

2.4

V

6.8

1.97

4.0

4.1

5

Cr

151

69

68

103

17

Co

2.4

1.18

0.84

1.14

–

Ni

18

5.7

5.2

8.2

8

Cu

17

8.0

8.2

14.4

–

Ga

4.7

2.8

5.9

1.51

–

Rb

6.6

17.7

65

5.0

26.5

Sr

94

2.4

2.4

1.32

8

Y

14.1

5.9

7.4

3.4

8.9

Zr

169

43

94

65

130

Nb

4.8

1.62

6.5

2.3

2.2

Mo

18.5

4.9

4.6

6.3

–

Sn

1.63

1.59

1.11

1.34

–

Sb

1.14

0.31

0.35

0.29

–

Cs

0.42

0.87

2.8

0.40

–

Ba

40

4.4

73

1.8

86

La

16.1

10.0

8.9

2.7

19.0

Ce

33

19.6

18.0

5.8

38.0

Pr

3.8

2.2

2.0

0.66

3.5

Nd

14.1

8.1

7.2

2.5

15.20

Sm

2.5

1.59

1.52

0.61

2.4

Eu

0.43

0.22

0.15

0.070

0.46

Gd

2.4

1.38

1.31

0.63

2.3

Tb

0.38

0.20

0.22

0.12

0.30

Dy

2.2

1.11

1.25

0.63

1.57

Ho

0.46

0.20

0.24

0.13

0.3

Er

1.32

0.53

0.66

0.32

0.85

Tm

0.21

0.078

0.096

0.054

0.11

Yb

1.33

0.48

0.60

0.33

0.79

Lu

0.2

0.074

0.092

0.056

0.13

Hf

4.3

1.22

2.5

1.88

3.16

W

1.56

0.48

0.42

0.80

–

Tl

0.030

0.12

0.40

0.055

–

Pb

4.5

3.1

3.3

3.0

–

Th

6.2

4.5

5.5

1.63

5.62

U

1.15

1.00

1.43

0.68

1.12

(La/Yb)n

8.7

14

10

5.4

24.7

Eu*

0.58

0.42

0.29

0.37

0.6

Примечание. 1 – песчаный матрикс конгломератов хогландской серии (К19-501); 2–4 – вторичные кварциты о. Бол. Тютерс: 2–3 – основная масса (пробы ГТ21/5 и 22/2); 4 – кварцевая жила среди вторичных кварцитов (ГТ22/3); 5 – средний состав кварцевых аренитов из свекофеннской формации Южной Финляндии [Lahtinen, Nironen, 2010]. Петрогенные элементы в мас. %, редкие элементы в г/т, прочерк – элемент не определился.

Note. 1 – sandy matrix of conglomerates of the Hoagland group (К19-501); 2–4 – secondary quartzites of the Bolshoi Tyuters Island: 2–3 – bulk (samples ГТ21/5 and 22/2); 4 – quartz vein among secondary quartzites (ГТ22/3); 5 – average composition of the Svecofennian quartz arenites in Southern Finland [Lahtinen, Nironen, 2010]. Petrogenic elements, wt. %, trace elements, ppm, the dash means an undetermined element.

Таблица 1.2. U-Pb возраст предполагаемых унаследованных ядер
и кайм зерен детритового циркона
(конгломераты, о. Гогланд, Финский залив, проба K19-501, см. рис. 9, а).

Table 1.2. U-Pb ages of presumably inherited cores and rims of detrital zircon grains
(conglomerates, Gogland Island, Gulf of Finland, sample K19-501, see Fig. 9, а).

№ п/п

Маркировка зерна в пробе

? Ядро

? Оболочка

Номер анализа

Th/U

Возраст, млн лет 207Pb/206Pb

1σ, млн лет

D1, % 

D2, % 

Номер анализа

Th/U

Возраст, млн лет 207Pb/206Pb

1σ, млн лет

D1, %  

D2, %  

1

А-1-№3

А-а3

0.43

1964

13

0.51

1.08

А-а4

1.09

1979

13

0.82

1.64

2

А-1-№9

А-а10

0.48

2015

15

0.15

0.30

А-а11

0.35

2008

14

0.0

–0.05

3

А-2-№5

А-а35

1.21

2028

15

0.10

0.20

А-а34

0.12

1877

16

1.26

2.68

4

А-2-№19

А-а50

0.80

2554

15

2.29

4.12

А-а49

0.27

2175

16

0.05

0.09

5

А-3-№16

А-а70

0.83

1938

17

0.42

0.88

А-а71

1.10

1955

16

0.31

0.62

6

А-3-№19

А-а75

0.40

2702

8

3.71

6.55

А-а74

0.57

2444

15

4.58

8.62

7

В-1-№18

В-а18

2.40

1986

15

–0.05

–0.10

В-а19

1.67

1998

15

0.00

0.00

8

В-1-№38

В-а39

0.33

1994

15

–0.10

–0.20

В-а40

0.24

2003

15

0.10

0.20

9

В-1-№39

В-а41

1.54

2025

15

0.15

0.25

В-а42

1.24

2027

15

0.15

0.35

10

В-1-№44

В-а47

0.65

1927

16

0.16

0.36

В-а48

0.82

1930

15

–0.05

–0.05

Примечание. Полужирным шрифтом выделены различающиеся с учетом ошибки возрасты ядер и оболочек.

Note. Highlighted in bold are the ages of cores and rims that differ from each other because of error.

Таблица 1.3. Результаты U-Pb изотопного (LA-ICP-MS) датирования зерен
детритового циркона из конгломератов о. Гогланд (проба K19-501)
и вторичных кварцитов о. Бол. Тютерс, Финский залив (пробы ГТ21/5 и ГТ22/2)

Table 1.3. Results of U-Pb isotopic (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons
from the conglomerates of Gogland Island (sample K19-501)
and secondary quartzites of the Bolshoi Tyuters Island, Gulf of Finland
(samples ГТ21/5 and ГТ22/2)

№ п/п

Номер анализа в пробе

U

Th

Th/U

Измеренные отношения (common-Pb corrected)

Возраст, млн лет

D1, % 

D2, % 

207Pb/235U

1σ

206Pb/238U

1σ

RHO

207Pb/206Pb

1σ

207Pb/235U

1σ

206Pb/238U

1σ

Проба K19-501

1

A-a10-cor

459.0

213.8

0.47

6.25390

0.08638

0.36564

0.00345

0.68

2015

15

2012

12

2009

16

0.15

0.30

2

A-a11

147.3

71.0

0.48

6.23028

0.08098

0.36564

0.00337

0.71

2008

14

2009

11

2009

16

0.00

–0.05

3

A-a12А

177.3

63.0

0.36

23.88053

0.30905

0.65832

0.00604

0.71

3265

13

3264

13

3261

23

0.09

0.12

4

A-a14

137.6

248.2

1.80

5.50338

0.07181

0.34323

0.00314

0.70

1900

15

1901

11

1902

15

–0.05

–0.11

5

A-a15

260.8

234.5

0.90

5.64100

0.07377

0.34706

0.00317

0.70

1924

15

1922

11

1921

15

0.05

0.16

6

A-a16

287.9

151.3

0.53

5.78071

0.07565

0.35186

0.00321

0.70

1943

15

1944

11

1943

15

0.05

0.00

7

A-a17- cor

580.6

242.8

0.42

14.83209

0.12267

0.53426

0.00302

0.68

2837

8

2805

8

2759

13

1.67

2.83

8

A-a18- cor

100.5

56.9

0.57

15.40537

0.20346

0.55237

0.00503

0.69

2844

14

2841

13

2835

21

0.21

0.32

9

A-a19

130.2

237.0

1.82

5.68711

0.07710

0.34868

0.00319

0.67

1930

15

1929

12

1928

15

0.05

0.10

10

A-a1- cor

50.2

78.6

1.57

16.27114

0.21711

0.55458

0.00529

0.71

2927

15

2893

13

2844

22

1.72

2.92

11

A-a20-IGL

105.5

118.4

1.12

5.63179

0.07604

0.34573

0.00315

0.67

1928

14

1921

12

1914

15

0.37

0.73

12

A-a21

317.1

257.8

0.81

6.06131

0.07968

0.36038

0.00324

0.68

1986

13

1985

11

1984

15

0.05

0.10

13

A-a22

178.2

10.9

0.06

13.83494

0.18214

0.52962

0.00476

0.68

2738

13

2738

12

2740

20

–0.07

–0.07

14

A-a23- cor

352.1

400.2

1.14

5.87910

0.07822

0.35322

0.00318

0.68

1967

15

1958

12

1950

15

0.41

0.87

15

A-a24

236.1

448.5

1.90

5.71917

0.07629

0.34952

0.00314

0.67

1936

15

1934

12

1932

15

0.10

0.21

16

A-a25

312.9

349.8

1.12

5.57687

0.07429

0.34599

0.00311

0.67

1910

15

1913

11

1915

15

–0.10

-0.26

17

A-a26- cor

358.4

224.6

0.63

6.41647

0.08602

0.37078

0.00333

0.67

2036

8

2035

12

2033

16

0.10

0.15

18

A-a27- cor

322.4

472.2

1.46

6.26651

0.08486

0.36628

0.00330

0.67

2016

14

2014

12

2012

16

0.10

0.20

19

A-a28- cor

157.4

133.0

0.85

13.39334

0.18273

0.52090

0.00471

0.66

2711

15

2708

13

2703

20

0.18

0.30

20

A-a29

97.5

149.2

1.53

6.54273

0.08907

0.37443

0.00337

0.66

2053

15

2052

12

2050

16

0.10

0.15

21

A-a2- cor

428.9

362.8

0.85

6.20001

0.08202

0.36414

0.00342

0.71

2007

14

2004

12

2002

16

0.10

0.25

22

A-a3

491.4

209.9

0.43

5.84361

0.07637

0.35166

0.00329

0.72

1964

13

1953

11

1943

16

0.51

1.08

23

A-a30

165.0

102.4

0.62

5.65767

0.07797

0.34761

0.00313

0.65

1927

13

1925

12

1923

15

0.10

0.21

24

A-a31

150.8

145.9

0.97

6.00028

0.07906

0.35878

0.00322

0.68

1975

15

1976

11

1976

15

0.00

–0.05

25

A-a32

505.6

347.4

0.69

4.34350

0.05715

0.30140

0.00270

0.68

1706

15

1702

11

1698

13

0.24

0.47

26

A-a33

624.8

560.7

0.90

5.36235

0.07067

0.33715

0.00302

0.68

1886

15

1879

11

1873

15

0.32

0.69

27

A-a34-rim

600.0

70.3

0.12

5.19085

0.07065

0.32794

0.00297

0.67

1877

8

1851

12

1828

14

1.26

2.68

28

A-a35

399.1

482.7

1.21

6.35343

0.08493

0.36885

0.00331

0.67

2028

14

2026

12

2024

16

0.10

0.20

29

A-a36-IGL

364.7

253.5

0.69

5.44471

0.07302

0.34085

0.00305

0.67

1893

15

1892

12

1891

15

0.05

0.11

30

A-a37

310.6

80.1

0.26

5.40164

0.07367

0.33369

0.00300

0.66

1917

15

1885

12

1856

15

1.56

3.29

31

A-a38

89.9

76.2

0.85

5.94332

0.08162

0.35730

0.00322

0.66

1966

14

1968

12

1969

15

–0.05

–0.15

32

A-a4

319.9

348.0

1.09

5.91028

0.07796

0.35264

0.00330

0.71

1979

13

1963

11

1947

16

0.82

1.64

33

A-a43- cor

393.4

340.6

0.87

6.04741

0.08504

0.35226

0.00318

0.64

2022

8

1983

12

1945

15

1.95

3.96

34

A-a46- cor

346.7

259.6

0.75

6.35306

0.09060

0.36846

0.00333

0.63

2030

15

2026

13

2022

16

0.20

0.40

35

A-a47- rim

204.1

131.1

0.64

5.61466

0.08053

0.34562

0.00313

0.63

1924

14

1918

12

1914

15

0.21

0.52

36

A-a48

249.1

28.8

0.12

5.80164

0.08450

0.34771

0.00317

0.63

1971

13

1947

13

1924

15

1.20

2.44

37

A-a49

386.1

103.0

0.27

7.50779

0.10997

0.40089

0.00366

0.62

2175

13

2174

13

2173

17

0.05

0.09

38

A-a50

356.2

95.5

0.27

10.82947

0.15784

0.46307

0.00421

0.62

2554

15

2509

14

2453

19

2.28

4.12

39

A-a51- cor

430.3

343.4

0.80

6.89182

0.09970

0.38442

0.00352

0.63

2098

15

2098

13

2097

16

0.05

0.05

40

A-a52- cor

23.1

33.1

1.43

5.94283

0.08208

0.35648

0.00320

0.65

1970

15

1968

12

1965

15

0.15

0.25

41

A-a53

290.5

168.4

0.58

5.54981

0.07772

0.34008

0.00306

0.64

1932

8

1908

12

1887

15

1.11

2.38

42

A-a54- cor

345.5

320.5

0.93

5.58752

0.07751

0.34595

0.00310

0.65

1913

14

1914

12

1915

15

–0.05

–0.10

43

A-a55

273.8

200.5

0.73

6.22701

0.08647

0.36498

0.00327

0.65

2011

15

2008

12

2006

15

0.10

0.25

44

A-a56- cor

402.5

329.3

0.82

6.30933

0.08806

0.36798

0.00329

0.64

2020

15

2020

12

2020

16

0.00

0.00

45

A-a57- cor

417.8

286.1

0.68

5.55593

0.07805

0.34415

0.00308

0.64

1912

14

1909

12

1907

15

0.10

0.26

46

A-a58- cor

268.4

152.6

0.57

6.74569

0.09522

0.38024

0.00341

0.64

2080

13

2079

12

2077

16

0.10

0.14

47

A-a59- cor

235.3

232.9

0.99

8.77662

0.12743

0.43154

0.00391

0.62

2317

13

2315

13

2313

18

0.09

0.17

48

A-a5- cor

122.5

164.8

1.35

6.26968

0.08323

0.35585

0.00334

0.71

2068

15

2014

12

1962

16

2.65

5.40

49

A-a6

255.2

133.2

0.52

13.58751

0.18068

0.52459

0.00492

0.71

2724

15

2721

13

2719

21

0.07

0.18

50

A-a60- cor

265.7

296.1

1.11

7.96718

0.11373

0.41348

0.00370

0.63

2224

15

2227

13

2231

17

–0.18

–0.31

51

A-a61

353.5

440.9

1.25

5.73923

0.07982

0.35028

0.00313

0.64

1939

8

1937

12

1936

15

0.05

0.15

52

A-a62- cor

96.9

73.2

0.76

6.25137

0.08860

0.36531

0.00329

0.64

2016

14

2012

12

2007

16

0.25

0.45

53

A-a64

112.7

107.2

0.95

6.05211

0.08633

0.36076

0.00325

0.63

1981

15

1983

12

1986

15

–0.15

–0.25

54

A-a65- cor

130.9

145.6

1.11

5.88374

0.08603

0.35458

0.00322

0.62

1962

14

1959

13

1956

15

0.15

0.31

55

A-a69- cor

300.3

346.8

1.15

13.46942

0.19692

0.52168

0.00472

0.62

2718

15

2713

14

2706

20

0.26

0.44

56

A-a70

514.1

112.0

0.22

5.68654

0.08553

0.34716

0.00317

0.61

1938

15

1929

13

1921

15

0.42

0.88

57

A-a71- rim

383.7

317.1

0.83

5.81784

0.08115

0.35183

0.00319

0.65

1955

8

1949

12

1943

15

0.31

0.62

58

A-a72

205.3

226.1

1.10

6.38675

0.08984

0.36897

0.00335

0.65

2037

14

2030

12

2025

16

0.25

0.59

59

A-a74

417.3

241.9

0.58

9.14710

0.13015

0.41764

0.00382

0.64

2444

15

2353

13

2250

17

4.58

8.62

60

A-a75- cor

158.0

89.6

0.57

12.32669

0.10048

0.48205

0.00257

0.65

2702

14

2630

8

2536

11

3.71

6.55

61

A-a76

260.6

103.2

0.40

5.60849

0.07885

0.34629

0.00313

0.64

1918

13

1917

12

1917

15

0.00

0.05

62

A-a77

233.0

133.8

0.57

12.32454

0.17669

0.47259

0.00433

0.64

2735

13

2629

13

2495

19

5.37

9.62

63

A-a78

179.0

269.3

1.50

15.46626

0.22373

0.54849

0.00505

0.64

2863

15

2844

14

2819

21

0.89

1.56

64

A-a79- cor

120.5

129.0

1.07

13.93002

0.19818

0.52961

0.00480

0.64

2749

15

2745

13

2740

20

0.18

0.33

65

A-a7-IGL

473.9

232.2

0.49

6.94536

0.09308

0.38223

0.00359

0.70

2122

15

2104

12

2087

17

0.81

1.68

66

A-a82

209.0

205.8

0.98

5.70271

0.08182

0.34923

0.00314

0.63

1933

15

1932

12

1931

15

0.05

0.10

67

A-a84

133.2

333.6

2.50

10.87720

0.15795

0.47540

0.00428

0.62

2517

14

2513

14

2507

19

0.24

0.40

68

A-a85

289.6

502.1

1.73

5.76929

0.08482

0.33317

0.00300

0.61

2037

13

1942

13

1854

15

4.75

9.87

69

A-a8- cor

679.7

531.4

0.78

18.17751

0.24547

0.59524

0.00560

0.70

2992

13

2999

13

3011

23

–0.40

–0.63

70

B-a1

83.3

244.1

2.93

13.89072

0.17727

0.52891

0.00513

0.76

2746

15

2742

12

2737

22

0.18

0.33

71

B-a11

170.7

306.5

1.80

13.81461

0.18690

0.52745

0.00508

0.71

2742

8

2737

13

2731

21

0.22

0.40

72

B-a12

262.8

74.0

0.28

16.01334

0.21671

0.56010

0.00539

0.71

2885

14

2878

13

2867

22

0.38

0.63

73

B-a13

265.2

193.8

0.73

15.25121

0.20768

0.55327

0.00534

0.71

2826

15

2831

13

2839

22

–0.28

–0.46

74

B-a14

172.3

209.8

1.22

6.78756

0.09325

0.36042

0.00349

0.70

2185

15

2084

12

1984

17

5.04

10.13

75

B-a16

153.6

281.0

1.83

4.76314

0.06649

0.31756

0.00309

0.70

1779

13

1778

12

1778

15

0.00

0.06

76

B-a17

551.2

335.7

0.61

8.42827

0.11756

0.40224

0.00392

0.70

2368

13

2278

13

2179

18

4.54

8.67

77

B-a18- cor

190.0

454.5

2.39

6.07727

0.08612

0.36116

0.00354

0.69

1986

15

1987

12

1988

17

–0.05

–0.10

78

B-a19- cor

119.9

200.6

1.67

6.15693

0.08837

0.36344

0.00358

0.69

1998

15

1998

13

1998

17

0.00

0.00

79

B-a2

740.6

488.6

0.66

5.73017

0.07293

0.34582

0.00334

0.76

1958

15

1936

11

1915

16

1.10

2.25

80

B-a20

136.5

74.4

0.54

5.94549

0.08551

0.35693

0.00352

0.69

1968

8

1968

13

1968

17

0.00

0.00

81

B-a21

582.1

171.1

0.29

5.39686

0.07234

0.33851

0.00330

0.73

1890

14

1884

11

1879

16

0.27

0.59

82

B-a22

398.1

113.9

0.29

6.12387

0.08231

0.36216

0.00353

0.73

1995

15

1994

12

1992

17

0.10

0.15

83

B-a23

244.2

230.8

0.95

5.26366

0.07123

0.33407

0.00326

0.72

1869

15

1863

12

1858

16

0.27

0.59

84

B-a24

132.9

121.7

0.92

6.04307

0.08243

0.36002

0.00352

0.72

1982

14

1982

12

1982

17

0.00

0.00

85

B-a25

230.2

155.1

0.67

6.59882

0.09005

0.37700

0.00368

0.72

2056

13

2059

12

2062

17

–0.15

–0.29

86

B-a26

311.2

435.4

1.40

13.59773

0.18578

0.52415

0.00512

0.71

2726

13

2722

13

2717

22

0.18

0.33

87

B-a27

401.3

425.2

1.06

5.78686

0.07969

0.35084

0.00343

0.71

1951

15

1944

12

1939

16

0.26

0.62

88

B-a28

163.3

101.3

0.62

7.55523

0.10512

0.40196

0.00394

0.70

2181

15

2180

12

2178

18

0.09

0.14

89

B-a3

446.7

377.0

0.84

9.99048

0.12741

0.45696

0.00441

0.76

2440

8

2434

12

2426

20

0.33

0.58

90

B-a30

117.3

109.7

0.94

9.09072

0.09262

0.41739

0.00262

0.62

2434

14

2347

9

2249

12

4.36

8.23

91

B-a31

112.9

107.2

0.95

9.58889

0.13000

0.44940

0.00435

0.71

2399

15

2396

12

2393

19

0.13

0.25

92

B-a32

99.0

117.2

1.18

15.93764

0.21529

0.56121

0.00542

0.71

2874

15

2873

13

2872

22

0.03

0.07

93

B-a33

243.6

210.5

0.86

6.97992

0.09431

0.38670

0.00372

0.71

2110

14

2109

12

2108

17

0.05

0.09

94

B-a34-IGL

299.2

212.6

0.71

5.49622

0.07478

0.34273

0.00330

0.71

1900

13

1900

12

1900

16

0.00

0.00

95

B-a37-IGL

285.2

191.1

0.67

6.38027

0.08734

0.36947

0.00355

0.70

2032

15

2030

12

2027

17

0.15

0.25

96

B-a39

287.5

93.9

0.33

6.13709

0.08476

0.36324

0.00349

0.70

1994

8

1996

12

1998

17

–0.10

–0.20

97

B-a4

195.6

189.6

0.97

15.23332

0.19500

0.55094

0.00531

0.75

2830

14

2830

12

2829

22

0.04

0.04

98

B-a40

273.9

66.1

0.24

6.17712

0.08583

0.36359

0.00349

0.69

2003

15

2001

12

1999

16

0.10

0.20

99

B-a41

111.6

171.4

1.54

6.32958

0.08752

0.36803

0.00353

0.69

2025

15

2023

12

2020

17

0.15

0.25

100

B-a42 cor

166.1

206.0

1.24

6.33267

0.08748

0.36793

0.00353

0.69

2027

14

2023

12

2020

17

0.15

0.35

101

B-a43- cor

301.7

366.5

1.21

6.22099

0.08646

0.36553

0.00351

0.69

2007

13

2007

12

2008

17

–0.05

–0.05

102

B-a44- cor

460.2

442.7

0.96

10.37390

0.14319

0.46644

0.00446

0.69

2470

13

2469

13

2468

20

0.04

0.08

103

B-a45- cor

141.4

105.3

0.75

6.50100

0.09121

0.37160

0.00357

0.68

2055

15

2046

12

2037

17

0.44

0.88

104

B-a46- cor

228.4

242.5

1.06

11.92908

0.16681

0.49310

0.00474

0.69

2611

15

2599

13

2584

20

0.58

1.04

105

B-a47-cor

274.9

178.0

0.65

5.64587

0.07963

0.34688

0.00333

0.68

1927

15

1923

12

1920

16

0.16

0.36

106

B-a48-cor

190.0

155.2

0.82

5.69279

0.08109

0.34922

0.00336

0.68

1930

8

1930

12

1931

16

–0.05

–0.05

107

B-a49

348.7

43.1

0.12

5.68426

0.08066

0.34874

0.00335

0.68

1930

14

1929

12

1929

16

0.00

0.05

108

B-a50

185.2

278.1

1.50

6.92129

0.09949

0.37562

0.00362

0.67

2146

15

2101

13

2056

17

2.19

4.38

109

B-a51- rim

274.3

530.2

1.93

13.46151

0.18381

0.51820

0.00500

0.71

2728

15

2713

13

2692

21

0.78

1.34

110

B-a52- cor

190.0

279.3

1.47

5.36762

0.07312

0.33618

0.00324

0.71

1893

14

1880

12

1868

16

0.64

1.34

111

B-a53- cor

475.1

80.5

0.17

5.95992

0.08165

0.35657

0.00344

0.70

1975

13

1970

12

1966

16

0.20

0.46

112

B-a54- rim

199.2

167.7

0.84

5.79791

0.08127

0.34853

0.00339

0.69

1966

13

1946

12

1928

16

0.93

1.97

113

B-a56

164.7

177.6

1.08

5.28978

0.07362

0.32878

0.00318

0.69

1906

15

1867

12

1832

15

1.91

4.04

114

B-a58- cor

288.3

455.2

1.58

5.59233

0.07803

0.34749

0.00336

0.69

1907

8

1915

12

1923

16

–0.42

–0.83

115

B-a59- cor

177.0

113.1

0.64

24.81124

0.34374

0.66740

0.00644

0.70

3304

14

3301

14

3296

25

0.15

0.24

116

B-a5-cor-IGL

335.9

177.8

0.53

6.51902

0.08394

0.37260

0.00358

0.75

2055

15

2048

11

2042

17

0.29

0.64

117

B-a6

460.6

429.1

0.93

4.86486

0.05184

0.30772

0.00184

0.56

1875

15

1796

9

1729

9

3.88

8.44

118

B-a60

343.5

166.3

0.48

5.54623

0.07743

0.34379

0.00332

0.69

1911

14

1908

12

1905

16

0.16

0.31

119

B-a61

130.2

194.6

1.49

9.90036

0.13498

0.45991

0.00453

0.72

2414

13

2426

13

2439

20

–0.53

–1.03

120

B-a62

256.6

334.6

1.30

10.28068

0.10884

0.45033

0.00291

0.61

2513

13

2460

10

2397

13

2.63

4.84

121

B-a63

650.7

44.4

0.07

13.15355

0.17959

0.52429

0.00519

0.73

2671

15

2691

13

2717

22

–0.96

–1.69

122

B-a64

653.5

411.6

0.63

5.35476

0.07338

0.33629

0.00334

0.72

1887

15

1878

12

1869

16

0.48

0.96

123

B-a65- rim

57.2

56.3

0.98

9.60586

0.13431

0.44814

0.00450

0.72

2407

15

2398

13

2387

20

0.46

0.84

124

B-a7

167.7

92.3

0.55

5.53624

0.07158

0.34435

0.00330

0.74

1904

8

1906

11

1908

16

–0.10

–0.21

125

B-a9

169.5

190.9

1.13

15.03047

0.19504

0.52556

0.00503

0.74

2885

15

2817

12

2723

21

3.45

5.95

Проба ГТ21/5

1

a003-cor

91.6

70.8

0.77

5.74480

0.09929

0.34978

0.00407

0.67

1943

18

1938

15

1934

19

0.21

0.47

2

a003-rim1

926.4

271.8

0.29

5.60483

0.07068

0.34626

0.00355

0.81

1917

13

1917

11

1917

17

0.00

0.00

3

a003-rim2

1217.5

459.0

0.38

5.04487

0.06428

0.32714

0.00336

0.81

1830

13

1827

11

1825

16

0.11

0.27

4

a004-cor

411.7

180.4

0.44

5.67965

0.08418

0.34921

0.00379

0.73

1926

16

1928

13

1931

18

–0.16

–0.26

5

a004-rim

574.6

224.8

0.39

5.50504

0.07114

0.34315

0.00354

0.80

1901

13

1901

11

1902

17

–0.05

–0.05

6

a005-cor

95.8

54.1

0.56

7.07660

0.09876

0.38971

0.00414

0.76

2121

14

2121

12

2121

19

0.00

0.00

7

a006-cor

157.9

147.3

0.93

5.60145

0.08026

0.34609

0.00369

0.74

1917

15

1916

12

1916

18

0.00

0.05

8

a006-rim

318.8

265.2

0.83

5.50284

0.07597

0.34313

0.00360

0.76

1900

15

1901

12

1902

17

–0.05

–0.11

9

a008

3171.9

2155.3

0.68

6.06206

0.08033

0.36037

0.00371

0.78

1986

14

1985

12

1984

18

0.05

0.10

10

a010

85.8

46.6

0.54

5.78874

0.08562

0.35207

0.00376

0.72

1945

16

1945

13

1944

18

0.05

0.05

11

a011-cor

176.7

117.6

0.67

6.06616

0.08727

0.36057

0.00387

0.75

1986

15

1985

13

1985

18

0.00

0.05

12

a011-rim

252.0

137.9

0.55

5.32763

0.07671

0.33503

0.00358

0.74

1885

15

1873

12

1863

17

0.54

1.18

13

a012-cor

166.6

79.8

0.48

6.48067

0.09089

0.37315

0.00397

0.76

2042

15

2043

12

2044

19

–0.05

–0.10

14

a012-rim

129.2

53.4

0.41

6.11137

0.08277

0.36222

0.00379

0.77

1991

14

1992

12

1993

18

–0.05

–0.10

15

a013-cor

42.1

42.7

1.01

19.07781

0.35238

0.60411

0.00826

0.74

3045

17

3046

18

3046

33

0.00

-0.03

16

a013-rim

37.5

36.2

0.97

18.57681

0.30204

0.59725

0.00736

0.76

3021

15

3020

16

3019

30

0.03

0.07

17

a015-cor

284.4

106.9

0.38

5.41510

0.07229

0.34002

0.00353

0.78

1888

14

1887

11

1887

17

0.00

0.05

18

a015-rim1

404.4

133.8

0.33

5.27558

0.07073

0.33546

0.00348

0.77

1865

14

1865

11

1865

17

0.00

0.00

19

a015-rim2

512.1

164.6

0.32

5.01377

0.06955

0.32503

0.00341

0.76

1830

15

1822

12

1814

17

0.44

0.88

20

a016-cor

383.6

209.7

0.55

5.74865

0.08652

0.35117

0.00381

0.72

1937

16

1939

13

1940

18

–0.05

–0.15

21

a016-rim1

734.8

378.8

0.52

5.51830

0.07173

0.34354

0.00353

0.79

1903

14

1903

11

1904

17

–0.05

–0.05

22

a016-rim2

1562.8

706.8

0.45

5.09126

0.06902

0.32947

0.00343

0.77

1833

14

1835

12

1836

17

–0.05

–0.16

23

a018

108.2

37.3

0.34

5.46490

0.10262

0.34176

0.00410

0.64

1895

20

1895

16

1895

20

0.00

0.00

24

a020

138.6

221.5

1.60

6.49606

0.09741

0.37331

0.00403

0.72

2046

16

2045

13

2045

19

0.00

0.05

25

a021

591.8

257.0

0.43

5.07048

0.06731

0.32892

0.00345

0.79

1829

14

1831

11

1833

17

–0.11

–0.22

26

a023-cor

460.7

214.6

0.47

5.72817

0.07871

0.34947

0.00371

0.77

1940

15

1936

12

1932

18

0.21

0.41

27

a023-rim

691.9

267.4

0.39

5.28792

0.06523

0.33597

0.00343

0.83

1867

13

1867

11

1867

17

0.00

0.00

28

a025-cor

343.8

203.3

0.59

5.51314

0.07595

0.34319

0.00363

0.77

1904

14

1903

12

1902

17

0.05

0.11

29

a025-rim1

994.8

530.0

0.53

5.04114

0.06952

0.32526

0.00343

0.76

1839

15

1826

12

1815

17

0.61

1.32

30

a025-rim2

411.5

248.8

0.60

5.08252

0.06769

0.32885

0.00343

0.78

1834

14

1833

11

1833

17

0.00

0.05

31

a025-rim3

572.0

395.7

0.69

5.01943

0.06647

0.32544

0.00339

0.79

1830

14

1823

11

1816

16

0.39

0.77

32

a025-rim4

603.5

407.0

0.67

4.99052

0.06659

0.32576

0.00340

0.78

1818

14

1818

11

1818

17

0.00

0.00

33

a026-cor

277.5

128.3

0.46

5.34774

0.07031

0.33785

0.00350

0.79

1877

14

1877

11

1876

17

0.05

0.05

34

a026-rim

245.0

114.1

0.47

4.94725

0.07932

0.32450

0.00361

0.69

1809

17

1810

14

1812

18

–0.11

–0.17

35

a027-cor

717.6

434.4

0.61

5.66813

0.07182

0.34828

0.00356

0.81

1927

13

1927

11

1926

17

0.05

0.05

36

a027-rim1

536.5

278.4

0.52

5.48482

0.07131

0.34217

0.00352

0.79

1900

14

1898

11

1897

17

0.05

0.16

37

a027-rim2

826.7

498.1

0.60

5.42859

0.06871

0.34058

0.00348

0.81

1889

13

1889

11

1889

17

0.00

0.00

38

a027-rim3

998.2

549.5

0.55

5.10358

0.06926

0.33061

0.00345

0.77

1832

14

1837

12

1841

17

–0.22

–0.49

39

a028

288.6

147.0

0.51

5.08781

0.06937

0.32948

0.00344

0.77

1832

15

1834

12

1836

17

–0.11

–0.22

40

a029

113.9

138.4

1.22

6.57997

0.08680

0.37599

0.00388

0.78

2056

14

2057

12

2058

18

–0.05

–0.10

41

a030-cor

167.6

185.0

1.10

6.71996

0.09980

0.38000

0.00410

0.73

2074

16

2075

13

2076

19

–0.05

–0.10

Проба ГТ22/2

1

a031

343.8

267.8

0.78

6.4692

0.09342

0.37261

0.00401

0.75

2042

15

2042

13

2042

19

0.00

0.00

2

a033-rim

959.8

129.8

0.14

5.4334

0.07627

0.34052

0.00359

0.75

1891

15

1890

12

1889

17

0.05

0.11

3

a034-cor

182.0

76.7

0.42

5.8750

0.08156

0.35581

0.00373

0.76

1953

14

1958

12

1962

18

–0.20

–0.46

4

a034-rim

254.1

123.9

0.49

5.4909

0.07881

0.34259

0.00363

0.74

1899

15

1899

12

1899

17

0.00

0.00

5

a035-rim

492.3

125.3

0.25

5.4663

0.07399

0.34174

0.00353

0.76

1896

14

1895

12

1895

17

0.00

0.05

6

a036-cor

88.4

65.1

0.74

6.9739

0.16059

0.38605

0.00536

0.60

2112

24

2108

20

2104

25

0.19

0.38

7

a036-rim

138.7

92.6

0.67

6.1269

0.09514

0.36244

0.00397

0.71

1995

16

1994

14

1994

19

0.00

0.05

8

a041-cor

383.5

198.4

0.52

5.7092

0.07799

0.34942

0.00364

0.76

1934

15

1933

12

1932

17

0.05

0.10

9

a041-rim

665.5

294.1

0.44

5.4109

0.06689

0.33987

0.00342

0.81

1887

13

1887

11

1886

16

0.05

0.05

10

a042-cor

304.9

294.4

0.97

5.8873

0.07892

0.35522

0.00368

0.77

1959

14

1959

12

1959

18

0.00

0.00

11

a042-rim

423.0

683.7

1.62

5.5866

0.07169

0.34571

0.00352

0.79

1914

14

1914

11

1914

17

0.00

0.00

12

a045-rim

212.1

163.2

0.77

7.3123

0.10486

0.39578

0.00421

0.74

2151

15

2150

13

2150

19

0.00

0.05

13

a046-cor

425.7

236.0

0.55

5.9488

0.07977

0.35722

0.00367

0.77

1968

14

1968

12

1969

17

–0.05

–0.05

14

a047-cor

432.6

246.1

0.57

5.6236

0.08301

0.34684

0.00369

0.72

1920

16

1920

13

1919

18

0.05

0.05

15

a047-rim

572.3

294.7

0.51

5.1727

0.08089

0.33257

0.00361

0.69

1845

17

1848

13

1851

17

–0.16

–0.32

16

a050

85.2

31.5

0.37

5.7315

0.12213

0.35021

0.00446

0.60

1937

23

1936

18

1936

21

0.00

0.05

17

a052-cor

166.7

110.6

0.66

5.5830

0.07071

0.34606

0.00352

0.80

1911

14

1913

11

1916

17

–0.16

–0.26

18

a052-rim

236.3

142.8

0.60

5.3997

0.08186

0.33966

0.00380

0.74

1885

15

1885

13

1885

18

0.00

0.00

19

a054-cor

142.1

77.9

0.55

5.5397

0.08863

0.34433

0.00366

0.66

1906

17

1907

14

1907

18

0.00

–0.05

20

a054-rim1

206.3

93.3

0.45

5.4834

0.08421

0.34224

0.00362

0.69

1899

16

1898

13

1897

17

0.05

0.11

21

a054-rim2

182.3

87.5

0.48

5.5222

0.07079

0.34439

0.00351

0.80

1900

14

1904

11

1908

17

–0.21

–0.42

22

a055-cor

428.2

144.2

0.34

5.9371

0.09934

0.35684

0.00373

0.62

1967

18

1967

15

1967

18

0.00

0.00

23

a055-rim

616.2

238.0

0.39

5.4725

0.13081

0.34184

0.00405

0.50

1897

27

1896

21

1896

19

0.00

0.05

24

a056-cor

155.7

133.8

0.86

6.3293

0.08292

0.36693

0.00375

0.78

2031

14

2023

11

2015

18

0.40

0.79

25

a056-rim

148.7

103.4

0.70

5.9107

0.16480

0.35597

0.00468

0.47

1962

30

1963

24

1963

22

0.00

–0.05

26

a057-cor

224.6

120.9

0.54

5.6054

0.10281

0.34640

0.00376

0.59

1917

20

1917

16

1917

18

0.00

0.00

27

a057-rim1

340.2

182.5

0.54

5.4519

0.11093

0.34158

0.00394

0.57

1892

21

1893

17

1894

19

–0.05

–0.11

28

a057-rim2

257.1

149.1

0.58

5.2391

0.08878

0.33428

0.00356

0.63

1860

18

1859

14

1859

17

0.00

0.05

29

a057-rim3

285.4

158.5

0.56

5.3484

0.06985

0.33554

0.00341

0.78

1890

14

1877

11

1865

16

0.64

1.34

30

a058-rim

1573.5

675.2

0.43

5.0238

0.13025

0.32629

0.00432

0.51

1833

27

1823

22

1820

21

0.16

0.71

31

a062-cor

184.7

91.9

0.50

5.8573

0.08421

0.35387

0.00375

0.74

1957

15

1955

12

1953

18

0.10

0.20

32

a062-rim

323.1

143.0

0.44

5.3953

0.09289

0.33804

0.00386

0.66

1892

19

1884

15

1877

19

0.37

0.80

33

a063

825.9

220.5

0.27

5.3625

0.06672

0.33856

0.00339

0.80

1878

13

1879

11

1880

16

–0.05

–0.11

34

a064

515.0

206.6

0.40

5.3334

0.06739

0.33724

0.00340

0.80

1875

13

1874

11

1873

16

0.05

0.11

35

a067

582.3

254.1

0.44

5.4500

0.07157

0.34127

0.00347

0.77

1893

14

1893

11

1893

17

0.00

0.00

36

a070-cor

92.0

99.1

1.08

6.0704

0.10674

0.36070

0.00416

0.66

1987

19

1986

15

1985

20

0.05

0.10

37

a071-cor

369.2

88.6

0.24

7.7902

0.09778

0.40847

0.00427

0.83

2206

13

2207

11

2208

20

–0.05

–0.09

38

a071-rim

352.3

263.6

0.75

5.6337

0.06581

0.34717

0.00353

0.87

1922

12

1921

10

1921

17

0.00

0.05

39

a072-cor

118.6

91.1

0.77

5.6826

0.11142

0.34860

0.00437

0.64

1930

20

1929

17

1928

21

0.05

0.10

40

a072-rim

118.5

92.3

0.78

5.7132

0.10733

0.35023

0.00430

0.65

1931

20

1933

16

1936

21

–0.15

–0.26

41

a073-cor

103.2

136.0

1.32

6.6968

0.08407

0.37916

0.00394

0.83

2072

13

2072

11

2072

18

0.00

0.00

42

a074-cor

228.5

283.6

1.24

5.2367

0.10724

0.33300

0.00423

0.62

1865

22

1859

17

1853

20

0.32

0.65

43

a074-rim

525.5

568.8

1.08

5.2163

0.06282

0.33353

0.00340

0.85

1855

13

1855

10

1855

16

0.00

0.00

44

a075-cor

668.2

345.1

0.52

5.8042

0.07625

0.34839

0.00365

0.80

1969

14

1947

11

1927

17

1.04

2.18

45

a076-cor

320.8

84.7

0.26

7.0823

0.09742

0.39010

0.00417

0.78

2120

14

2122

12

2123

19

–0.05

–0.14

46

a076-rim

692.7

283.6

0.41

6.0873

0.08134

0.36139

0.00381

0.79

1988

14

1988

12

1989

18

–0.05

–0.05

47

a077-cor

102.2

50.1

0.49

5.9630

0.09997

0.35737

0.00413

0.69

1971

17

1970

15

1970

20

0.00

0.05

48

a079-cor

323.6

133.5

0.41

5.6731

0.07190

0.34845

0.00357

0.81

1928

13

1927

11

1927

17

0.00

0.05

49

a079-rim

364.4

174.2

0.48

5.2347

0.07724

0.33437

0.00361

0.73

1857

16

1858

13

1860

17

–0.11

–0.16

50

a080-cor

53.0

94.5

1.78

6.3504

0.11556

0.36910

0.00443

0.66

2026

19

2025

16

2025

21

0.00

0.05

51

a083-cor

265.1

164.9

0.62

5.6869

0.07105

0.34892

0.00361

0.83

1929

13

1929

11

1929

17

0.00

0.00

52

a087

91.1

36.6

0.40

5.8421

0.07694

0.35411

0.00370

0.79

1951

13

1953

11

1954

18

–0.05

–0.15

53

a089-cor

301.6

229.2

0.76

6.0085

0.08071

0.35877

0.00375

0.78

1978

14

1977

12

1976

18

0.05

0.10

54

a089-rim

505.3

327.3

0.65

5.3453

0.07678

0.33818

0.00362

0.75

1874

15

1876

12

1878

17

–0.11

–0.21

55

a091-rim

484.8

306.7

0.63

5.1390

0.07187

0.33076

0.00341

0.74

1843

15

1843

12

1842

17

0.05

0.05

56

a093-cor

179.0

101.6

0.57

6.5274

0.11623

0.37360

0.00432

0.65

2053

19

2050

16

2046

20

0.20

0.34

57

a094-cor

138.1

16.6

0.12

5.7945

0.09535

0.35280

0.00387

0.67

1943

17

1946

14

1948

18

–0.10

–0.26

58

a094-rim

217.9

33.5

0.15

5.3336

0.08041

0.33750

0.00355

0.70

1874

16

1874

13

1875

17

–0.05

–0.05

59

a095-cor

109.8

53.3

0.49

5.7778

0.08863

0.35190

0.00372

0.69

1943

16

1943

13

1944

18

–0.05

–0.05

60

a096

1560.4

322.6

0.21

5.5826

0.08380

0.34563

0.00360

0.69

1913

16

1913

13

1914

17

–0.05

–0.05

61

a097-cor

1462.3

279.3

0.19

5.1702

0.08085

0.33184

0.00350

0.67

1848

17

1848

13

1847

17

0.05

0.05

62

a099-cor

360.4

153.3

0.43

5.3112

0.09382

0.33653

0.00372

0.63

1872

19

1871

15

1870

18

0.05

0.11

63

a100-cor

353.4

217.0

0.61

6.5049

0.10999

0.37368

0.00402

0.64

2047

18

2047

15

2047

19

0.00

0.00

64

a100-rim

368.9

226.0

0.61

6.1719

0.10676

0.36395

0.00396

0.63

2000

18

2000

15

2001

19

–0.05

–0.05

65

a104-cor

184.6

113.1

0.61

5.2531

0.07595

0.33475

0.00364

0.75

1861

15

1861

12

1861

18

0.00

0.00

66

a113-cor

737.5

240.7

0.33

5.2624

0.06528

0.33518

0.00343

0.82

1862

13

1863

11

1863

17

0.00

–0.05

67

a113-rim

1523.4

55.4

0.04

5.0713

0.06331

0.32834

0.00337

0.82

1833

13

1831

11

1830

16

0.05

0.16

68

a114-cor

424.5

134.5

0.32

5.3771

0.07183

0.33899

0.00355

0.78

1881

14

1881

11

1882

17

–0.05

–0.05

69

a114-rim

1816.6

354.2

0.19

5.2382

0.06510

0.33429

0.00342

0.82

1859

13

1859

11

1859

17

0.00

0.00

70

a115

551.2

310.6

0.56

5.3968

0.06790

0.33944

0.00348

0.81

1885

13

1884

11

1884

17

0.00

0.05

71

a116

410.2

155.8

0.38

5.2639

0.06820

0.33504

0.00346

0.80

1864

13

1863

11

1863

17

0.00

0.05

72

a118

456.2

173.0

0.38

5.3904

0.07031

0.33912

0.00349

0.79

1884

14

1883

11

1882

17

0.05

0.11

73

a120-cor

453.9

215.4

0.47

5.4705

0.07585

0.34088

0.00357

0.76

1902

15

1896

12

1891

17

0.26

0.58

Примечание. Суффиксы около номера анализа в пробе означают: (1) в этом анализе по разным частям аналитической записи сигнала получено два и более возраста, которым присвоены суффиксы -cor или -rim (1, 2, 3,…); (2) зерно циркона имеет игольчатую форму – суффикс -IGL. D1 и D2 – дискордантность датировок (D1=100 %·[возраст (207Pb/235U) / возраст (206Pb/238U)–1], D2=100 %·[возраст (207Pb/206Pb) / возраст (206Pb/238U)–1]. В таблице приведены анализы, для которых – 10 %<D1 и D2<10 %. Полужирным шрифтом выделены значения, принятые за возраст (использованы отношения 207Pb/206Pb, согласно рекомендациям [Gehrels, 2012]). Подчеркнуты – минимальный и максимальный возраст зерен детритового циркона в пробе. Поправка на общий свинец – по методике Т. Андерсена [Andersen, 2002], с помощью программы ComPbCorr [Andersen, 2008]. Нарушениям изотопной U-Th-Pb системы зерен циркона даны оценки, исходя из измеренных содержаний изотопов свинца 206Pb, 207Pb и 208Pb в цирконе и известных соотношений изотопов свинца, которые в программе ComPbCorr приняты как 206Pb/204Pb=18.7, 207Pb/204Pb=15.628, 208Pb/204Pb=38.63.

Note. Suffixes of sample analysis numbers mean that: (1) two or more age dates obtained from different parts of analytical signal recording were assigned cor or -rim suffixes (1, 2, 3,…); (2) a zircon grain is needle-shaped – suffix –IGL. D1 and D2 are discordant age dates (D1=100 %·[age (207Pb/235U) / age (206Pb/238U)–1], D2=100 %·[age (207Pb/206Pb) / age (206Pb/238U)–1]. The table presents the analyses with 10 %<D1 and D2<10 %. Highlighted in bold are the values accepted as age dates (use has been made of 207Pb/206Pb ratios in accordance with the recommendations in [Gehrels, 2012]). The lines underline the minimum and the maximum ages of detrital zircon grains in a sample. Correction for common lead was made by the method of T. Andersen [Andersen, 2002] using ComPbCorr software program [Andersen, 2008]. Violations of U-Th-Pb isotopic system of zircon grains were estimated based on the measured contents of lead isotopes 206Pb, 207Pb and 208Pb in zircon and lead isotope ratios accepted by ComPbCorr as 206Pb/204Pb=18.7, 207Pb/204Pb=15.628, 208Pb/204Pb=38.63.

Список литературы

1. Afanasyev G.V., Mironov Yu.B., Pinsky E.M., 2014. Uranium Deposits and Unconformity-Type Provinces. Regional Geology and Metallogeny 60, 52–59 (in Russian) [Афанасьев Г.В., Миронов Ю.Б., Пинский Э.М. Урановые месторождения и провинции типа несогласия // Региональная геология и металлогения. 2014. № 60. С. 52–59].

2. Andersen T., 2002. Correction of Common Lead in U-Pb Analyses That Do Not Report 204Pb. Chemical Geology 192 (1–2), 59–79. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(02)00195-X.

3. Andersen T., 2008. ComPbCorr – Software for Common Lead Correction of U-Th-Pb Analyses That Do Not Report 204Pb. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, Canada, p. 312–314.

4. Andreichev V.L., Soboleva A.A., Gehrels G., 2014. U-Pb Dating and Provenance of Detrital Zircons from the Upper Precambrian Deposits of North Timan. Stratigraphy and Geological Correlation 22, 147–159. https://doi.org/10.1134/S0869593814020026.

5. Andreichev V.L., Soboleva A.A., Hourigan J.K., 2017. Results of U-Pb (LA-ICP-MS) Dating of Detrital Zircons from Terrigenous Sediments of the Upper Part of the Precambrian Basement of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 92 (1), 10–20 (in Russian) [Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хоуриган Дж.К. Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов из терригенных отложений верхней части докембрийского фундамента Северного Тимана // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 1. С. 10–20].

6. Andreichev V.L., Soboleva A.A., Khubanov V.B., Sobolev I.D., 2018. U-Pb (LA-ICP-MS) Age of Detrital Zircons from Meta-Sedimentary Rocks of the Upper Precambrian Section of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 93 (2), 14–26 (in Russian) [Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хубанов В.Б., Соболев И.Д. U-Pb (LA-ICP-MS) возраст детритовых цирконов из метаосадочных пород основания верхнедокембрийского разреза Северного Тимана // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2018. Т. 93. № 2. С. 14–26].

7. Arzamastsev A.A., Fedotov J.A., Arzamastseva L.V., 2009. Dike Magmatism of the Northeastern Part of the Baltic Shield. Nauka, Saint Petersburg, 383 p. (in Russian) [Арзамасцев А.А., Федотов Ж.А., Арзамасцева Л.В. Дайковый магматизм северо-восточной части Балтийского щита. СПб.: Наука, 2009. 383 с.].

8. Baltybaev Sh.K., 2013. Svecofennian Orogen of the Fennoscandian Shield: Compositional and Isotopic Zoning and Its Tectonic Interpretation. Geotectonics 47, 452–464. https://doi.org/10.1134/S0016852113060022.

9. Baltybaev Sh.K., Levchenkov O.A., Savatenkov V.M., 2010. A Deep Borehole in the East European Platform Margin: Petrologic and Isotopic-Geochronologic Data. Stratigraphy and Geological Correlation 18, 234–251. https://doi.org/10.1134/S0869593810030020.

10. Baluev A.S., Glukhovsky M.Z., Moralev V.M., 1997. Tectonic Formation Conditions of the Anorthosite-Rapakivi Granite Massif on the East European and Siberian Platforms. Proceedings of Higher Educational Establishments. Geology and Exploration 2, 3–15 (in Russian) [Балуев А.С., Глуховский М.З., Моралев В.М. Тектонические условия формирования массивов анортозит-рапакиви гранитной формации на Восточно-Европейской и Сибирской платформах // Известия вузов. Геология и разведка. 1997. № 2. С. 3–15].

11. Bayanova T.B., Pozhilenko V.I., Smolkin V.F., Kudryashov N.M., Kaulina T.V., Vetrin V.R., 2002. Geology of Ore Districts of the Murmansk Region. Supplement No. 3: A Catalog of the Geochronological Data on the Northeastern Baltic Shield. KSC RAS, Apatity, 53 p. (in Russian) [Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф., Кудряшов Н.М., Каулина Т.В., Ветрин В.Р. Геология рудных районов Мурманской области. Приложение № 3: Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2002. 53 с.].

12. Belyaev A.M., 2013. Petrology of Volcanic Rocks of the Rapakivi Formation (Gogland Island). Regional Geology and Metallogeny 55, 28–36 (in Russian) [Беляев А.М. Петрология вулканических пород формации рапакиви (о. Гогланд) // Региональная геология и металлогения. 2013. № 55. C. 28–36].

13. Berezin A.V., Travin V.V., Marin Y.B., Skublov S.G., Bogomolov E.S., 2012. New U-Pb and Sm-Nd Ages and P-T Estimates for Eclogitization in the Fe-Rich Gabbro Dyke in Gridino Area (Belomorian Mobile Belt). Doklady Earth Sciences 444, 760–765. https://doi.org/10.1134/S1028334X12060207.

14. Bogdanov Yu.B., Levchenkov O.A., Komarov A.N., Yakovleva S.Z., Makeev A.F., 1999. A New Type of Lower Riphean Section in the Baltic Shield. Doklady Earth Sciences 366 (4), 435–437.

15. Chekulaev V.P., Levchenkov O.A., Arestova N.A., Kovalenko A.V., Guseva N.S., Komarov A.N., Ivanikov V.V., 2003. Composition, Age, and Sm-Nd Systematics of Archean High-Mg Granitoids (Sanukitoids) of the Panozero Pluton, Karelia. Geochemistry International 41 (8), 741–752.

16. Degtyarev K.E., Tolmacheva T.Yu., Tretyakov A.A., Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Romanyuk T.V., 2018. Structure, Age, and Settings of Formation of Ordovician Complexes of the Northwestern Frame of the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. Stratigraphy and Geological Correlation 26, 514–533. https://doi.org/10.1134/S086959381803005X.

17. Dokukina K., Mints M., 2019. Subduction of the Mesoarchaean Spreading Ridge and Related Metamorphism, Magmatism and Deformation by the Example of the Gridino Eclogitized Mafic Dyke Swarm, the Belomorian Eclogite Province, Eastern Fennoscandian Shield. Journal of Geodynamics 123, 1–37. https://doi.org/10.1016/j.jog.2018.11.003.

18. Dub S.A., 2021. Upper Precambrian General Stratigraphic Scale of Russia: Main Problems and Proposals for Improvement. Lithosphere 21 (4), 449–468 (in Russian) [Дуб С.А. Общая стратиграфическая шкала верхнего докембрия: проблемы и предложения по совершенствованию // Литосфера. 2021. Т. 21. № 4. С. 449–468]. https://doi.org/10.24930/1681-9004-2021-21-4-449-468.

19. Elhlou S., Belousova E., Griffin W.L., Pearson N.J., O’Reily S.Y., 2006. Trace Element and Isotopic Composition of GJ-Red Zircon Standard by Laser Ablation. Geochimica et Cosmochimica Acta 70 (18), A158. http://doi.org/10.1016/j.gca.2006.06.1383.

20. Eriksson P.G., Condie K.C., 2014. Cratonic Sedimentation Regimes in the ca. 2450–2000 Ma Period: Relationship to a Possible Widespread Magmatic Slowdown on Earth? Gondwana Research 25 (1), 30–47. https://doi.org/10.1016/j.gr.2012.08.005.

21. Ershova V.B., Ivleva A.S., Podkovyrov V.N., Khudoley A.K., Fedorov P.V., Stockli D., Anfinson O., Maslov A.V., Khubanov V., 2019. Detrital Zircon Record of the Mesoproterozoic to Lower Cambrian Sequences of NW Russia: Implications for the Paleogeography of the Baltic Interior. GFF 141 (4), 279–288. https://doi.org/10.1080/11035897.2019.1625073.

22. Gehrels G., 2012. Detrital Zircon U-Pb Geochronology: Current Methods and New Opportunities. In: C. Busby, A. Azor (Eds), Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. John Wiley & Sons, UK, p. 45–62. https://doi.org/10.1002/9781444347166.ch2.

23. Geological Map of the USSR, 1981. Karelian Series. Scale of 1:200000. Sheet P-35-XXXIV, XXXV. VSEGEI, Leningrad (in Russian) [Геологическая карта СССР. Серия Карельская. Масштаб 1:200000. Лист P-35-XXXIV, XXXV. Л.: ВСЕГЕИ, 1981].

24. Glebovitskii V.A. (Ed.), 2005. The Early Precambrian of the Baltic Shield. Nauka, Saint Petersburg, 711 p. (in Russian) [Ранний докембрий Балтийского щита / Ред. В.А. Глебовицкий. СПб.: Наука, 2005. 711 с.].

25. Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O’Reilly S.Y., 2008. GLITTER: Data Reduction Software for Laser Ablation ICPMS. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, Canada, p. 308–311.

26. Harrison T.M., Watson E.B., Aikman A.B., 2007. Temperature Spectra of Zircon Crystallization in Plutonic Rocks. Geology 35 (7), 635–638. https://doi.org/10.1130/G23505A.1.

27. Heinonen A.P., Andersen T., Rämö O.T., 2010. Re-Evaluation of Rapakivi Petrogenesis: Source Constraints from the Hf Isotope Composition of Zircon in the Rapakivi Granites and Associated Mafic Rocks of Southern Finland. Journal of Petrology 51 (8), 1687–1709. https://doi.org/10.1093/petrology/egq035.

28. Heinonen A.P., Rämö O.T., Mänttäri I., Andersen T., Larjamo K., 2017. Zircon as a Proxy for the Magmatic Evolution of Proterozoic Ferroan Granites; The Wiborg Rapakivi Granite Batholith, SE Finland. Journal of Petrology 58 (12), 2493–2517. https://doi.org/10.1093/petrology/egy014.

29. Horstwood M.S.A., Kosler J., Gehrels G., Jackson S.E., McLean N.M., Paton Ch., Pearson N.J., Sircombe K. et al., 2016. Community-Derived Standards for LA-ICP-MS U-(Th-)Pb Geochronology – Uncertainty Propagation, Age Interpretation and Data Reporting. Geostandards and Geoanalytical Research 40 (3), 311–332. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.2016.00379.x.

30. Hoskin P.W.O., Schaltegger U., 2003. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1), 27–62. https://doi.org/10.2113/0530027.

31. Ivleva A.S., Podkovyrov V.N., Ershova V.B., Anfinson O.A., Khudoley A.K., Fedorov P.V., Maslov A.V., Zdobin D.Y., 2016. Results of U-Pb LA-ICP-MS Dating of Detrital Zircons from Ediacaran – Early Cambrian Deposits of the Eastern Part of the Baltic Monoclise. Doklady Earth Sciences 468, 593–597. https://doi.org/10.1134/S1028334X16060064.

32. Ivleva A.S., Podkovyrov V.N., Ershova V.B., Khubanov V.B., Khudoley A.K., Sychev S.N., Vdovina S.I., Maslov A.V., 2018. U-Pb LA-ICP-MS Age of Detrital Zircons from the Lower Riphean and Upper Vendian Deposits of the Luga–Ladoga Monocline. Doklady Earth Sciences 480, 695–699. https://doi.org/10.1134/S1028334X1806003X.

33. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A., 2004. The Application of Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry to in Situ U-Pb Zircon Geochronology. Chemical Geology 211 (1–2), 47–69. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.017.

34. Kaczmarek M.-A., Müntener O., Rubatto D., 2008. Trace Element Chemistry and U–Pb Dating of Zircons from Oceanic Gabbros and Their Relationship with Whole Rock Composition (Lanzo, Italian Alps). Contributions to Mineralogy and Petrology 155, 295–312. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0243-3.

35. Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M., Evans N., McDonald B., 2015. Zircon Th/U Ratios in Magmatic Environs. Lithos 212–215, 397–414. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.021.

36. Kolodyazhny S.Yu., 2006. Structural and Kinematic Evolution of the South-Eastern Part of the Baltic Shield in the Paleoproterozoic. GEOS, Moscow, 332 p. (in Russian) [Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематическая эволюция юго-восточной части Балтийского щита в палеопротерозое. М.: ГЕОС, 2006. 332 с.].

37. Kolodyazhny S.Yu., Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Strashko A.V., Shalaeva E.A., Novikova A.S., Dubenskiy A.S., Erofeeva K.G., Sheshukov V.S., 2023. The Nature of the Puchezh–Katunki Impact Structure (The Central Part of the East European Platform): Results of the U-Th-Pb Isotope System Study of Detrital Zircons from Explosive Breccias. Geotectonics 57, 602–625. https://doi.org/10.1134/S0016852123050047.

38. Kolodyazhny S.Yu., Terekhov E.N., Baluev A.S., Poleshchuk A.V., Zykov D.S., 2020. Tectonic Features and Stages of Evolution of the Baltic–Mezen Shear Zone in the Phanerozoic, Northwestern Russia. Geotectonics 54, 1–18. https://doi.org/10.1134/S0016852120010057.

39. Kosteva N.N., Kuznetsov N.B., Tebenkov A.M., Romanyuk T.V., 2014. First Results of the U/Pb Isotopic (LA-ICPMS) Dating of Detrital Zircons from the Lower Paleozoic of Spitsbergen. Doklady Earth Sciences 455, 259–265. https://doi.org/10.1134/S1028334X1403026X.

40. Kucherovskiy G.A., Chekulaev V.P., Kuznetsov A.B., Egorova J.S., Arestova N.A., Zaitseva T.S., Adamskaya E.V., Plotkina Yu.V., 2023. U-Pb Age of Detrital Zircon in the Cement of Early Precambrian Polymict Conglomerates of the Central Karelia Domain, Karelian Province, Fennoscandian Shield. Doklady Earth Sciences 508, 58–67. https://doi.org/10.1134/s1028334x22602188.

41. Kulakovskiy A.L., 2021. Horizontal Dikes in a Crystalline Basement: Shielding Effect of the Basement-Cover Contact. Transactions of KarRC RAS 10, 5–24 (in Russian) [Кулаковский А.Л. Горизонтальные дайки в кристаллическом фундаменте: экранирующий эффект контакта фундамент-чехол // Труды КарНЦ РАН. 2021. № 10. С. 5–24]. https://doi.org/10.17076/geo1462.

42. Kuptsova A.V., Khudoley A.K., Davis W., Rainbird R.H., Kovach V.P., Zagornaya N.Y., 2011. Age and Provenances of Sandstones from the Riphean Priozersk and Salmi Formations in the Eastern Pasha-Ladoga Basin (Southern Margin of the Baltic Shield). Stratigraphy and Geological Correlation 19, 125–140. https://doi.org/10.1134/S0869593811020067.

43. Kurhila M., Vaasjoki M., Mantrrari I., Ramo T., Nironen M., 2005. U-Pb Ages and Nd Isotope Characteristics of the Lateorogenic, Migmatizing Microcline Granites in Southwestern Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland 77, 105–128.

44. Kuznetsov N.B., Alexeev A.S., Belousova E.A., Romanyuk T.V., Reimers A.N., 2015. First Results of U/Pb Isotope Dating (LA-ICP-MS) of Detrital Zircons from Sandstones of the Lower Cambrian Brusov Formation of the Southeastern White-Sea Region: A Constraint for the Lower Age Limit of the Beginning of Arctida-Baltica Collision. Doklady Earth Sciences 460, 28–32. https://doi.org/10.1134/S1028334X15010195.

45. Kuznetsov N.B., Alexeev A.S., Belousova E.A., Romanyuk T.V., Reimers A.N., Tsel'movich V.A., 2014а. Testing the Models of Late Vendian Evolution of the Northeastern Periphery of the East European Craton Based on the First U/Pb Dating of Detrital Zircons from Upper Vendian Sandstones of Southeastern White Sea Region. Doklady Earth Sciences 458, 1073–1076. https://doi.org/10.1134/S1028334X14090311.

46. Kuznetsov N.B., Baluev A.S., Terekhov E.N., Kolodyazhnyi S.Yu., Przhiyalgovskii E.S., Romanyuk T.V., Dubensky A.S., Sheshukov V.S., Lyapunov S.M., Bayanova T.B., Serov P.A., 2021. Time Constraints on the Formation of the Kandalaksha and Keretsk Grabens of the White Sea Paleo-Rift System from New Isotopic Geochronological Data. Geodynamics & Tectonophysics 12 (3), 570–607 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Балуев А.С., Терехов Е.Н., Колодяжный С.Ю., Пржиялговский Е.С., Романюк Т.В., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Ляпунов С.М., Баянова Т.Б., Серов П.А. О времени формирования Кандалакшского и Керецкого грабенов палеорифтовой системы Белого моря в свете новых данных изотопной геохронологии // Геодинамика и тектонофизика. 2021. Т. 12. № 3. С. 570–607]. https://doi.org/10.5800/GT-2021-12-3-0540.

47. Kuznetsov N.B., Kolodyazhnyi S.Yu., Romanyuk T.V., Strashko A.V., Baluev A.S., Terekhov E.N., Mezhelovskaya S.V., Dubensky A.S., Sheshukov V.S., 2023. On the Time and Conditions of Formation of the Shoksha Quartzite-Sandstones of the South Onega Depression Based on the New Data from Isotope Geochronology. Geodynamics & Tectonophysics 14 (1), 0685 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Колодяжный С.Ю., Романюк Т.В., Страшко А.В., Балуев А.С., Терехов Е.Н., Межеловская С.В., Дубенский А.С., Шешуков В.С. О времени и условиях формирования шокшинских кварцито-песчаников Южно-Онежской впадины в свете новых данных изотопной геохронологии // Геодинамика и тектонофизика. 2023. Т. 14. № 1. 0685]. https://doi.org/10.5800/GT-2023-14-1-0685.

48. Kuznetsov N.B., Orlov S.Yu., Miller E.L., Shazillo A.V., Dronov A.V., Soboleva A.A., Udoratina O.V., Gehrels G., 2011. First Results of U/Pb Dating of Detrital Zircons from Early Paleozoic and Devonian Sandstones of the Baltic-Ladoga Region (South Ladoga Area). Doklady Earth Sciences 438, 759–765. https://doi.org/10.1134/S1028334X11060316.

49. Kuznetsov N.B., Priyatkina N.S., Rud’ko S.V., Shatsillo A.V., Collins W.J., Romanyuk T.V., 2018. Primary Data on U/Pb-Isotope Ages and Lu/Hf-Isotope Geochemical Systematization of Detrital Zircons from the Lopatinskii Formation (Vendian–Cambrian Transition Levels) and the Tectonic Nature of Teya–Chapa Depression (Northeastern Yenisei Ridge). Doklady Earth Sciences 479, 286–289. https://doi.org/10.1134/S1028334X18030042.

50. Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Shatsillo A.V., Orlov S.Yu., Golovanova I.V., Danukalov K.N., Ipatieva I.S., 2012. The First Results of Mass U-Pb Isotope Dating (LA-ICP-MS) for Detrital Zircons from the Asha Group, South Urals: Paleogeography and Paleotectonics. Doklady Earth Sciences 447, 1240–1246. https://doi.org/10.1134/S1028334X12110025.

51. Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Shatsillo A.V., Orlov S.Yu., Gorozhanin V.M., Gorozhanina E.N., Seregina E.S., Ivanova N.S., Meeret J., 2014b. First U-Pb Age of Detrital Zircons from Sandstones of the Upper Emsian Takaty Formation of the Western Urals with Regard to the Problem of Primary Sources of the Uralian Diamond Placers. Doklady Earth Sciences 455, 370–375. https://doi.org/10.1134/S1028334X14040084.

52. Lahtinen R., Nironen M., 2010. Paleoproterozoic Lateritic Paleosol-Ultramature/Mature Quartzite-Meta-Arkose Successions in Southern Fennoscandia – Intra-Orogenic Stage during the Svecofennian Orogeny. Precambrian Research 183 (4), 770–790. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2010.09.006.

53. Larin A.M., 2011. Rapakivi Granites and Associated Rocks. Nauka, Saint Petersburg, 402 p. (in Russian) [Ларин А.М. Граниты рапакиви и ассоциирующие породы. СПб.: Наука, 2011. 402 с.].

54. Levchenkov O.A., Bogdanov Yu.B., Komarov A.N., Yakovleva S.Z., Makeev A.F., 1998. The Isotopic Age of Quartz Porphyries in the Hogland Formation. Doklady Earth Sciences 358 (4), 511–516 (in Russian) [Левченков О.А., Богданов Ю.Б., Комаров А.Н., Яковлева С.З., Макеев А.Ф. Изотопный возраст кварцевых порфиров формации Гогланд // Доклады АН. 1998. Т. 358. № 4. С. 511–516].

55. Levsky L.K., Bogomolov E.S., Lobikov A.F., Kopytchenko L.A., Travin A.V., 2018. Isotope Dating of the Schist from the Northwest Ladoga Area. Regional Geology and Metallogeny 76, 54–60 (in Russian) [Левский Л.К., Богомолов Е.С., Лобиков А.Ф., Копытченко Л.А., Травин А.В. Изотопное датирование сланцев Северо-Западного Приладожья // Региональная геология и металлогения. 2018. № 76. С. 54–60].

56. Linnemann U., Ouzegane K., Drareni A., Hofmann M., Becker S., Gärtner A., Sagawe A., 2011. Sands of West Gondwana: An Archive of Secular Magmatism and Plate Interactions – A Case Study from the Cambro-Ordovician Section of the Tassili Ouan Ahaggar (Algerian Sahara) Using U-Pb-LA-ICP-MS Detrital Zircon Ages. Lithos 123 (1–4), 188‒203. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.01.010.

57. Ludwig K.R., 2012. ISOPLOT 3.75. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. User’s Manual. Berkeley Geochronology Center Special Publication 5, 75 p.

58. Mezhelovskaya S.V., Korsakov A.K., Mezhelovskii A.D., Bibikova E.V., 2016. Age Range of Formation of Sedimentary-Volcanogenic Complex of the Vetreny Belt (The Southeast of the Baltic Shield). Stratigraphy and Geological Correlation 24, 105–117. https://doi.org/10.1134/S0869593816020040.

59. Mikhailenko Yu.V., Soboleva A.A., Hourigan J.K., 2016. U-Pb Age of Detrital Zircons from Upper Precambrian Deposits of the Sredni and Rybachi Peninsulas (Northern Margin of the Kola Peninsula). Stratigraphy and Geological Correlation 24, 439–463. https://doi.org/10.1134/S086959381605004X.

60. Mints M.V., 2018. 3D Model of the Deep Structure of the Svecofennian Accretionary Orogen: A Geodynamic Interpretation. Transactions of KarRC RAS 2, 62–76 (in Russian) [Минц М.В. Геодинамическая интерпретация объемной модели глубинного строения Свекофеннского аккреционного орогена // Труды КарНЦ РАН. 2018. № 2. С. 62–76]. https://doi.org/10.17076/geo698.

61. Mints M.V., Dokukina K.A., 2020. The Belomorian Eclogite Province (Eastern Fennoscandian Shield, Russia): Meso-Neoarchean or Late Paleoproterozoic? Geodynamics & Tectonophysics 11 (1), 151–200 (in Russian) [Минц М.В., Докукина К.А., 2020. Субдукционные эклогиты Беломорской эклогитовой провинции (восток Фенноскандинавского щита, Россия): мезоархей, неоархей или поздний палеопротерозой? // Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 1. С. 151–200]. https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-1-0469.

62. Mitrofanov F.P., Yakovlev Yu.N., Balabonin N.L., Korchagin A.U., Bayanova T.B., Zhanburov A.A., Fedotov Zh.A., Torokhov M.P. et al., Pripachkin V.A., Skiba V.I., Sklodneva L.F., 1994. Kola Platinum-Bearing Province. In: Platinum of Russia. Possibilities of Development of Raw Material Base of Platinum Metals. Professional Papers. Geoinformmark, Moscow, p. 66–77 (in Russian) [Митрофанов Ф.П., Яковлев Ю.Н., Балабонин Н.Л., Корчагин А.У., Баянова Т.Б., Жанбуров А.А., Федотов Ж.А., Торохов М.П. и др. Кольская платиноносная провинция // Платина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов: Сборник научных трудов. М.: Геоинформмарк, 1994. С. 66–77].

63. Morozov Yu.A., Matveev M.A., Romanyuk T.V., Smulskaya A.I., Terekhov E.N., Bayanova T.B., 2022. U-Pb Dating of the Sill-Like (Plated) Bodies of the Early Kinematic Series of Gabbrodiorite–Granodiorites in the Svecofennian Fold-and-Thrust Assemblage of the Ladoga Region. Doklady Earth Sciences 507, 862–870. https://doi.org/10.1134/S1028334X2270043X.

64. Myskova T.A., Mil’kevich R.I., L’vov P.A., 2012. U-Pb Geochronology of Zircons from Metasediments of the Ladoga Group (North Ladoga Region, Baltic Shield). Stratigraphy and Geological Correlation 20, 166–178. https://doi.org/10.1134/S0869593812020062.

65. Nakovnik N.I., 1968. Secondary Quartzites of the USSR and Related Mineral Deposits. Nedra, Moscow, 335 p. (in Russian) [Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. М.: Недра, 1968. 335 с.].

66. Negrutsa V.Z., 2011. Stratigraphy Aspects of the Lower Precambrian in Russia (Historical-Methodological Analysis). Lithosphere 1, 3–19 (in Russian) [Негруца В.З. Проблемы стратиграфии нижнего докембрия России (историко-методологический анализ) // Литосфера. 2011. № 1. С. 3–19].

67. Pokki J., Kohonena J., Rämö O.T., Andersen T., 2013. The Suursaari Conglomerate (SE Fennoscandian Shield; Russia) – Indication of Cratonic Conditions and Rapid Reworking of Quartz Arenitic Cover at the Outset of the Emplacement of the Rapakivi Granites at ca. 1.65 Ga. Precambrian Research 233, 132–143. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2013.04.008.

68. Priyatkina N., Khudoley A.K., Collins W.J., Kusnetsov N.B., Huang H.-Q., 2016. Detrital Zircon Record of Meso- and Neoproterozoic Sedimentary Basins in Northern Part of the Siberian Craton: Characterizing Buried Crust of the Basement. Precambrian Research 285, 21–38. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2016.09.003.

69. Rämö O.T., Mänttäri I., Huhma H., Niin M., Pokki J., 2007. 1635 Ma Bimodal Volcanism Associated with the Wiborg Rapakivi Batholith (Suursaari, Gulf of Finland, Russia). In: J.A. Miller, A.F.M. Kisters (Eds), The Sixth Hutton Symposium on the Origin of Granites and Related Rocks (July 2–6, 2007). Abstract Volume & Program Guide. Stellenbosch University, Stellenbosch, South Africa, p. 174–175.

70. Rämö O.T., Turkki V., Mänttäri I., Heinonen A., Larjamo K., Lahaye Y., 2014. Age and Isotopic Fingerprints of Some Plutonic Rocks in the Wiborg Rapakivi Granite Batholith with Special Reference to the Dark Wiborgite of the Ristisaari Island. Bulletin of the Geological Society of Finland 86, 71–91. https://doi.org/10.17741/bgsf/86.2.002.

71. Ramsay W., 1890. Om Hoglands Geologiska Byggnad. GFF 12 (6), 471–490. https://doi.org/10.1080/11035899009444278.

72. Romanyuk T.V., Kotler P.D., 2024. Method of Estimating the Integral Roundness Index for Detrital Zircons: A Case Study of Cimmeride Sedimentary Sequences in the Crimean Mountains. Lithology and Mineral Resources 59, 299–313. https://doi.org/10.1134/S0024490224700524.

73. Romanyuk T.V., Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Gorozhanin V.M., Gorozhanina E.N., 2018. Paleotectonic and Paleogeographic Conditions for the Accumulation of the Lower Riphean Ai Formation in the Bashkir Uplift (Southern Urals): The TerraneChrone® Detrital Zircon Study. Geodynamics & Tectonophysics 9 (1), 1–37 (in Russian) [Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом «TerraneChrone®» // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 1. С. 1–37]. https://doi.org/10.5800/GT-2018-9-1-0335.

74. Romanyuk T.V., Kuznetsov N.B., Puchkov V.N., Sergeeva N.D., Powerman V.I., Gorozhanin V.M., Gorozhanina E.N., 2019. A Local Source of Detritus for Rocks of the Ai Formation (Basal Level of the Lower Riphean Stratotype, Bashkir Uplift, Southern Urals): Evidence from U-Pb (LA-ICP-MS) Dating of Detrital Zircons. Doklady Earth Sciences 484, 53–57. https://doi.org/10.1134/S1028334X19010069.

75. Rubatto D., 2017. Zircon: The Metamorphic Mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 83 (1), 261–295. https://doi.org/10.2138/rmg.2017.83.9.

76. Ryazantsev A.V., Kuznetsov N.B., Degtyarev K.E., Romanyuk T.V., Tolmacheva T.Yu., Belousova E.A., 2019. A Reconstruction of a Vendian – Cambrian Active Continental Margin within the Southern Urals: Results of Detrital Zircons Studying from Ordovician Terrigenous Rocks. Geotectonics 53, 485–499. https://doi.org/10.1134/S0016852119040058.

77. Salnikova E.B., Samsonov A.V., Stepanova A.V., Veselovskiy R.V., Egorova S.V., Arzamastsev A.A., Erofeeva K.G., 2020. Fragments of Paleoproterozoic Large Igneous Provinces in Northern Fennoscandia: Baddeleyite U-Pb Age Data for Mafic Dykes and Sills. Doklady Earth Sciences 491, 227–230. https://doi.org/10.1134/S1028334X20040145.

78. Semikhatov M.A., Kuznetsov A.B., Chumakov N.M., 2015. Isotope Age of Boundaries between the General Stratigraphic Subdivisions of the Upper Proterozoic (Riphean and Vendian) in Russia: The Evolution of Opinions and the Current Estimate. Stratigraphy and Geological Correlation 23, 568–579. https://doi.org/10.1134/S0869593815060088.

79. Sirotkin A.N., Marin Y.B., Kuznetsov N.B., Korobova G.A., Romanyuk T.V., 2017. The Age of Spitsbergen Basement Consolidation: U-Pb Dating of Detrital Zircons from the Upper Precambrian and Lower Carboniferous Clastic Rocks of the Northwestern Part of Nordenskiӧld Land. Doklady Earth Sciences 477, 1282–1286. https://doi.org/10.1134/S1028334X17110253.

80. Skublov S.G., Astaf’ev B.Yu., Marin Yu.B., Berezin A.V., Mel’nik A.E., Presnyakov S.L., 2011. New Data on the Age of Eclogites from the Belomorian Mobile Belt at Gridino Settlement Area. Doklady Earth Sciences 439, 1163–1170. https://doi.org/10.1134/S1028334X11080290.

81. Skublov S.G., Berezin A.V., Berezhnaya N.G., 2012. General Relations in the Trace-Element Composition of Zircons from Eclogites with Implications for the Age of Eclogites in the Belomorian Mobile Belt. Petrology 20, 427–449. https://doi.org/10.1134/S0869591112050062.

82. Skublov S.G., Terekhov E.N., Kuznetsov N.B., Makeyev A.B., Salimgaraeva L.I., 2024. U-Pb (SHRIMP-II) Age of Zircon from Granites of Bolshoi Tyuters Island (Gulf of Finland, Russia) and the Problem of the Ediacaran Thermal Event in the Region. Doklady Earth Sciences 517, 1165–1176. https://doi.org/10.1134/S1028334X24601573.

83. Slabunov A.I., 2008. Geology and Geodynamics of the Archean Mobile Belts Exemplified on Belomorian Province of the Fennoscandian Shield. KarRC RAS, Petrozavodsk, 296 p. (in Russian) [Слабунов А.И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2008. 296 с.].

84. Slabunov A.I., Balagansky V.V., Shchipansky A.A. (Eds), 2019. Early Precambrian Eclogites of the Belomorian Province, Fennoscandian Shield. Field Guidebook. KarRC RAS, Petrozavodsk, 81 p.

85. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A. et al., 2008. Plešovice Zircon – A New Natural Reference Material for U-Pb and Hf Isotopic Microanalysis. Chemical Geology 249 (1–2), 1–35. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.11.005.

86. Smol’kin V.F., Mezhelovskaya S.V., Mezhelovsky A.D., 2019. Sources of Terrigenous Clastic Material of the Pechenga Ore-Bearing Structure from Data of Detrital Zircon Isotopic Analysis (SIMS SHRIMP-II, LA-ICPMS). Doklady Earth Sciences 488, 1245–1249. https://doi.org/10.1134/S1028334X1910026X.

87. Soboleva A.A., Andreichev V.L., Burtsev I.N., Nikulova N.Yu., Khubanov V.B., Sobolev I.D., 2019. Detrital Zircons from the Upper Precambrian Rocks of the Vym Group of the Middle Timan (U-Pb Age and Provenance). Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 94 (1), 3–16 (in Russian) [Соболева А.А., Андреичев В.Л., Бурцев И.Н., Никулова Н.Ю., Хубанов В.Б., Соболев И.Д. Детритовые цирконы из верхнедокембрийских пород вымской серии Среднего Тимана: U-Pb возраст и источники сноса // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2019. Т. 94. Вып. 1. С. 3–16].

88. Soboleva A.A., Kuznetsov N.B., Miller E.L., Udoratina O.V., Gehrels G., Romanyuk T.V., 2012. The First Results of U-Pb Dating of Detrital Zircons from Basal Horizons of Uralides (Polar Urals). Doklady Earth Sciences 445, 962–968. https://doi.org/10.1134/S1028334X12080156.

89. State Geological Map of the Russian Federation, 2000. New Series. Scale of 1:1000000. Sheets P-(35)-37 (Petrozavodsk). Explanatory Note. VSEGEI, Saint Petersburg, 322 p. (in Russian) [Государственная геологическая карта Российской Федерации. Новая серия. Масштаб 1:1000000. Лист Р-(35)-37 (Петрозаводск): Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2000. 322 с.].

90. Stepanova A.V., Salnikova E.B., Samsonov A.V., Egorova S.V., Stepanov V.S., 2020. Mafic Intrusions of ca. 2400 Ma Large Igneous Province in the Belomorian Mobile Belt: First Baddeleyite U-Pb ID-TIMS Data. Doklady Earth Sciences 493, 617–620. https://doi.org/10.1134/S1028334X20080218.

91. Stepanova A.V., Sal’nikova E.B., Samsonov A.V., Larionova Y.O., Stepanov V.S., 2014a. 2.3 Ga Intraplate Magmatism on the Karelian Craton: Implications for the Problem of "Endogenic Shutdown" in the Paleoproterozoic. Doklady Earth Sciences 457, 965–970. https://doi.org/10.1134/S1028334X14080091.

92. Stepanova A.V., Samsonov A.V., Salnikova E.B., Puchtel I.S., Larionova Yu.O., Larionov A.N., Stepanov V.S., Shapovalov Y.B., Egorova S.V., 2014b. Palaeoproterozoic Continental MORB-Type Tholeiites in the Karelian Craton: Petrology, Geochronology, and Tectonic Setting. Journal of Petrology 55 (9), 1719–1751. https://doi.org/10.1093/petrology/egu039.

93. Teipel U., Eichhorn R., Loth G., Rohrmuller J., Höll R., Kennedy A., 2004. U-Pb SHRIMP and Nd Isotopic Data from the Western Bohemian Massif (Bayerischer Wald, Germany): Implications for Upper Vendian and Lower Ordovician Magmatism. International Journal of Earth Sciences 93, 782–801. https://doi.org/10.1007/s00531-004-0419-2.

94. Terekhov E.N., 2007. Laplandian-Belomorian Mobile Belt as an Example of the Root Zone of the Paleoproterozoic Rift System of the Baltic Shield. Lithosphere 6, 15–39 (in Russian) [Терехов Е.Н. Лапландско-Беломорский подвижный пояс как пример корневой зоны палеопротерозойской рифтовой системы Балтийского щита // Литосфера. 2007. № 6. С. 15–39].

95. Terekhov E.N., Makeev A.B., Prokofiev V.Yu., Thcherbakova T.F., Baluev A.S., Ermolaev B.V., 2017. Nature Secondary Quartzites of the Island Bol’shoy Tyuters (Gulf of the Finland, Russia). Lithosphere 17 (6), 62–80 (in Russian) [Терехов Е.Н., Макеев А.Б., Прокофьев В.Ю., Щербакова Т.Ф., Балуев А.С., Ермолаев Б.В. Природа вторичных кварцитов острова Большой Тютерс (Финский залив, Россия) // Литосфера. 2017. Т. 17. № 6. С. 62–80]. https://doi.org/10.24930/1681-9004-2017-6-062-080.

96. Terekhov E.N., Makeyev A.B., Skublov S.G., Okina O.I., Maksimova Yu.A., 2023. Quartz Porphyries on the Outer Islands in the Gulf of Finland: Volcanic Comagmates of Rapakivi Granites. Journal of Volcanology and Seismology 17 (6), 530–549. https://doi.org/10.1134/s0742046323700318.

97. Terekhov E.N., Morozov Yu.A., Smolkin V.F., Baynova T.B., Sherbakova T.F., 2018. Andesite–Basaltic Dike Magmatism in the Paleoproterozoic Rift System of the Kola Craton, Baltic Shield. Doklady Earth Sciences 479, 328–334. https://doi.org/10.1134/S1028334X18030327.

98. Terekhov E.N., Skublov S.G., Makeyev A.B., Morozov Yu.A., Levashova E.V., Yurmanov A.A., 2022. New Data on the Early Riphean Age (U-Pb, SHRIMP-II) of Acid and Basic Effusives of the Gulf of Finland (Sommers Island, Russia). Doklady Earth Sciences 506, 617–624. https://doi.org/10.1134/S1028334X2270012X.

99. Travin V.V., 2015. The Structural Position and Age of Eclogite Rocks in the Area of Gridino Village in the Belomorian Mobile Belt. Geotectonics 49, 425–438. https://doi.org/10.1134/S0016852115050064.

100. Udoratina O.V., Burtsev I.N., Nikulova N.Yu., Khubanov V.B., 2017. Age of Upper Precambrian Metasandstones of Chetlas Group of Middle Timan on U-Pb Dating of Detrital Zircons. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 92 (5), 15–32 (in Russian) [Удоратина О.В., Бурцев И.Н., Никулова Н.Ю., Хубанов В.Б. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Тимана на основании U-Pb датирования детритных цирконов // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 5. С. 15–32].

101. Wanless V.D., Perfit M.R., Ridley W.I., Wallace P.J., Grimes C.B., Klein E.M., 2011. Volatile Abundances and Oxygen Isotopes in Basaltic to Dacitic Lavas on Mid-Ocean Ridges: The Role of Assimilation at Spreading Centers. Chemical Geology 287 (1–2), 54–65. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2011.05.017.

102. Wiedenbeck M., Hanchar J.M., Peck W.H., Sylvester P., Valley J., Whitehouse M., Kronz A., Morishita Y. et al., 2004. Further Characterisation of the 91500 Zircon Crystal. Geostandards and Geoanalytical Research 28 (1), 9–39. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.2004.tb01041.x.

103. Zaitseva T.S., Kuzmenkova O.F., Kuznetsov A.B., Kovach V.P., Gorokhovsky B.M., Plotkina Yu.V., Adamskaya E.V., Laptsevich A.G., 2023. U-Th-Pb Age of Detrital Zircon from the Riphean Sandstones of the Volyn-Orsha Paleotrough, Belarus. Stratigraphy and Geological Correlation 31, 390–409. https://doi.org/10.1134/s0869593823050106.


Об авторах

Е. Н. Терехов
Геологический институт РАН; Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1; 123242, Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1


Н. Б. Кузнецов
Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1


Т. В. Романюк
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Россия

123242, Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1


М. А. Матвеев
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Россия

123242, Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1


А. Б. Макеев
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
Россия

119017, Москва, пер. Старомонетный, 35,


А. С. Новикова
Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1


М. Ю. Гущина
Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1


А. С. Дубенский
Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1


В. С. Шешуков
Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1


А. А. Юрманов
Институт физиологии растений имени К.А. Тимирязева РАН
Россия

127276, Москва, ул. Ботаническая, 35


Рецензия

Для цитирования:

Терехов Е.Н., Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Матвеев М.А., Макеев А.Б., Новикова А.С., Гущина М.Ю., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Юрманов А.А. U-Pb ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ВТОРИЧНЫХ КВАРЦИТОВ о. БОЛЬШОЙ ТЮТЕРС И ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА КОНГЛОМЕРАТОВ РАННЕРИФЕЙСКОЙ ХОГЛАНДСКОЙ СЕРИИ о. ГОГЛАНД (ФИНСКИЙ ЗАЛИВ): ОСОБЕННОСТИ ПРЕДРИФЕЙСКОГО ПЕРЕРЫВА В ОСАДКОНАКОПЛЕНИИ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ. Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(4):0766. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-4-0766. EDN: NMTQBF

For citation:

Terekhov E.N., Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Matveev M.A., Makeev A.B., Novikova A.S., Gushchina M.Yu., Dubenskiy A.S., Sheshukov V.S., Iurmanov A.A. U-Pb AGE OF ZIRCONS FROM PALEOPROTEROZOIC SECONDARY QUARTZITES OF THE BOLSHOI TYUTERS ISLAND AND FROM SANDY MATRIX OF EARLY RIPHEAN CONGLOMERATES OF THE GOGLAND ISLAND (GULF OF FINLAND): FEATURES OF THE PRE-RIPHEAN HIATUS IN SEDIMENTATION IN THE NORTHEAST OF THE EAST EUROPEAN PLATFORM. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(4):0766. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-4-0766. EDN: NMTQBF

Просмотров: 628


Creative Commons License
Контент доступен под лицензией Creative Commons Attribution 4.0 License.


ISSN 2078-502X (Online)

Россия, Иркутск,
664033, ул. Лермонтова, 128
ИЗК СО РАН
e-mail: gt@crust.irk.ru

тел. 8 3952 425422

Обработка персональных данных
создано и поддерживается NEICON
(лаборатория Elpub)