name: «Петрология и изотопная геохронология Велиткенайского монцонит-гранит-мигматитового комплекса (Арктическая Чукотка)»
keyword_list: изотопная геохронология магматические породы монцонит-гранит-мигматитовый комплекс циркон изотопы Hf и O Арктическая Чукотка
abstract: Актуальность исследования
  Вопросы реконструкции процессов корообразования, механизмов
  транспорта коровых расплавов к поверхности, а также оценка временных рамок
  становления гигантских по объему гранитоидных плутонов в верхней коре
  являются фундаментальными и до сих пор привлекающими внимание многих
  петрологов. Особый интерес представляет исследование гранитоидных
  плутонов, где в обнажениях вскрыты мигматиты. Такие геологические
  комплексы отражают суммарную серию процессов от парциального плавления
  протолитов до деформаций в средне- и верхнекоровых условиях, позволяют
  оценить общую длительность и способы формирования сложно построенных
  гранито-метаморфических комплексов [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;
  Brown et al., 1995; Sawer,1996], изучать связи между метаморфизмом высокой
  степени, процессом частичного плавления и происхождением разнообразных
  гранитных тел [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;например, Brown, 2001]. Большая часть отечественных работ в
  этом направлении посвящена исследованию архейских сильно
  метаморфизованных комплексов [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;напр. Судовиков, 1955; Мигматизация…,1985;
  Балтыбаев, 2012], где реконструкция эволюции гранитоидных расплавов в силу
  наложенных преобразований осложнена. Исследование относительно молодых и
  слабо измененных комплексов является более перспективным [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;напр. Yakumchuk
  et al., 2015, Brown et al., 2016]. К такому типу относится слабоизученный
  Велиткенайский монцонит-гранит-мигматитовый комплекс (ВК),
  обнажающийся на арктическом побережье Чукотки, около м. Биллингса (в 100
  км к востоку от п. Певек) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Милов, Иванов, 1965]. Объект представляет
  уникальный пример масштабного проявления меловых мигматитов в тесной
  ассоциации с интрузивными кислыми и средними субщелочными породами.
  Структурно ВК относится к Куульскому поднятию (Рис. 1), расположенному в
  литостратиграфическом террейне Арктическая Аляска Чукотка (AAЧ) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Churkin
  et al., 1985; Miller et al., 2010], который объединяет российско-аляскинскую
  континентальную окраину (п-ов Сьюард, хр. Брукса и Северный склон на
  Аляске, острова Де-Лонга, большую часть Чукотки от п. Билибино до п.
  Провидения, о. Врангеля) и прилегающие шельфы арктических морей
  (Чукотский бордерленд). Слабо исследованная неопротерозойская история
  формирования AAЧ террейна имеет важное значение для фундаментального
  вопроса, связанного с реконструкцией конфигурации суперконтинента Родиния,
  процесса её распада, установления палеогеографических связей между
  крупными палеоконтинентальными массами, такими как Лаврентия, Балтика и
  Сибирь.
  3
  Актуальность работы определяется тем, что в Велиткенайском
  комплексе обнажаются породы фундамента террейна Арктическая АляскаЧукотка и модифицирующие его разновозрастные магматические комплексы.
  Исследование этого объекта позволяет реконструировать сложную историю
  развития слабоизученного Чукотского блока ААЧ и ограничивать модели
  палеогеодинамических реконструкций на меловое время. Именно в этот период
  широко проявились важные тектоно-магматические и металлогенические
  события в стратегически важном арктическом регионе РФ.
  Цель данной работы заключаются в разработке петрогенетической
  модели формирования ВК с выделением этапов становления, оценке возраста и
  природы источников магм, реконструкции геодинамических условий.
  Для достижения поставленной цели необходимо было решить
  следующие задачи:
  1. Изучить петрографический и химический состав магматитов ВК.
  2. Изучить химический состав минеральных фаз магматических пород
  комплекса и оценить методами минеральной термобарометрии физикохимические условия кристаллизации.
  3. Выполнить U-Pb SHRIMP датирование цирконов из пород ВК,
  гранитоидов арктической части Чукотки и сопоставить полученные данные
  о возрасте.
  4. Изучить Rb-Sr, Sm-Nd, U-Pb изотопные системы в породах и Lu-Hf, δ18O в
  цирконе ВК и оценить на этой основе состав источников магм.
  Фактический материал и методы исследования
  В основу работы положена авторская коллекция из 315 образцов,
  отобранная при проведении полевых работ в 2011 г. и дополненная образцами,
  собранными В. В. Акининым при проведении полевых работ на восточной
  Чукотке в 1996 г. Петрографическая характеристика выполнена по 210 шлифам.
  Химический состав горных пород на главные и примесные элементы исследован
  в 125 образцах методом РФА на спектрометрах SRM-25 и VRA-30 в СВКНИИ
  ДВО РАН (г. Магадан, аналитики О.Н. Тюнин, Т.Д. Борходоева). Концентрации
  примесных элементов (70 образцов) выполнены методом ICP-MS в ЦКП ИТиГ
  ДВО РАН (г. Хабаровск). Составы минералов (20 образцов, более 1600 анализов)
  определены в СВКНИИ ДВО РАН методом рентгеноспектрального анализа на
  микрозондовом анализаторе Camebax (Cameca, Франция), с
  энергодисперсионным спектрометром X-Mах 50 (Oxford Instruments,
  Великобритания), (аналитики Г.О. Ползуненков и Е.М. Горячева). Измерения
  изотопного состава и концентраций Rb-Sr, Sm-Nd и Pb-Pb по валовому составу
  4
  пород выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург, аналитик В.П. Ковач) на 8-
  коллекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом режиме по
  стандартным методикам. Особый акцент в исследованиях был направлен на
  изучение циркона, исключительно устойчивого акцессорного минерала, который
  несет в себе информацию о длительной истории формирования и эволюции
  магматической системы. U-Pb изотопные измерения циркона (30 образцов) in
  situ были проведены на SHRIMP-RG (чувствительный высокоразрешающий
  ионный микрозонд обратной геометрии) в микроаналитическом центре
  Стэнфордского университета, там же в отдельной сессии измерялись примесные
  элементы в цирконе, используя хорошо охарактеризованный гомогенный
  стандарт Мадагаскар Грин (MAD) [Barth et al., 2010]) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Barth et al., 2010]. Изотопное отношение
  18O/16O в цирконах из 11 образцов было проанализировано в Университете ЛосАнджелеса (UCLA) c помощью ионного микрозонда Cameca 1270 IMS, а Lu-Hf
  изотопные измерения в тех же образцах выполнены в Вашингтонском
  университете с помощью метода LA-MC ICP-MS (лазер New Wave 213 nm
  Nd:YAG). Аналитические измерения U-Pb, Lu-Hf и 18O/16O выполнены В.В.
  Акининым. Полученные геологические, геохимические и изотопногеохронологические данные обрабатывались в среде Linux при помощи
  свободного программного обеспечения Libre Office, Qgis, Inkskape, Gedit,
  MICA+, статистического языка программирования R (пакеты IsoplotR и GCD) [Barth et al., 2010]kit),
  авторской программы для обработки фотографий петрографических шлифов,
  написанной на языке программирования Python. Цирконы для изотопных
  исследований были выделены автором с использованием стандартной техники
  дробления, разделения в тяжелых жидкостях и электромагнитной сепарации.
  Научная новизна
   На основании U-Pb геохронологических данных определен альбский (109–
  100 млн. лет) возраст гранитоидных массивов Чаунской провинции и
  расширена область ее распространения на всю территорию арктического
  побережья Чукотки.
   Для Велиткенайского комплекса (ВК) определен альбский (108–100 млн.
  лет) возраст монцонитоидов, гранитов, мигматитов и ассоциирующих
  деформаций, оценена температура и давление кристаллизации
  монцонитоидов.
   Новыми U-Pb изотопными датировками по циркону впервые обоснован
  неопротерозойский (630–590 млн. лет) возраст мигматизированных
  ортогнейсов и обоснована их роль в качестве источника меловых
  лейкогранитов ВК.
  5
  Практическая значимость
  Результаты изучения состава и U-Pb датирования гранитоидов и
  мигматитов могут быть использованы при проведении геолого-съемочных и
  поисковых работ (в регионе известны месторождения Sn и Au, ассоциирующие с
  меловыми интрузиями), а также при разработке схемы эволюции гранитоидного
  магматизма на территории Чукотки.
  Соответствие результатов работы научным специальностям
  Результаты работы соответствуют пунктам 1 (магматическая геология) и
  2 (магматическая петрология) паспорта специальности 1.6.3.
  Апробация работы и публикации
  По теме диссертации опубликованы 14 работ, в том числе 4 статьи в
  рецензируемых журналах из списка ВАК. Результаты исследований были
  представлены в виде устных и стендовых докладов на 7 российских, 2
  международной и трех зарубежных конференциях в Магадане (2011, 2012, 2013,
  2020 г.), Хабаровске (2013 г.), Владивостоке (2014 г.), Новосибирск (2022 г.)
  Фэрбенксе, США (2012 г.), Вене, Австрия (2012 г.).
  Структура и объем диссертации
  Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения, списка
  литературы. Работа объемом 267 страницы, включает в себя 67 рисунка, 17
  таблиц, 3 приложения. Список литературы содержит 295 источников.
  Благодарности
  Автор выражает благодарность научному руководителю д.г.-м. н. В.В.
  Акинину за всестороннюю помощь, внимание и поддержку, за ценные советы и
  консультации. Автор благодарит к.г.-м.н. М.Л. Гельмана за ценные советы и
  положительное влияние на исследовательскую деятельность автора. Отдельную
  благодарность соискатель выражает к.г.-м.н. А.Г. Владимирову за поддержку и
  помощь на ранних этапах выполнения работы. Автор признателен руководству и
  сотрудникам СВКНИИ ДВО РАН за совместную работу, дружескую помощь.
  6
  СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ И ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ
  ПОЛОЖЕНИЙ
  1. Меловой Велиткенайский монцонит-гранит-мигматитовый
  комплекс локализован в неопротерозойских ортогнейсах (660–590 млн. лет)
  Куульского поднятия. Велиткенайский комплекс входит в состав альбской
  Чаунской провинции выделяемой на всем протяжении арктического
  побережья Чукотки.
  2. На раннем этапе формирования Велиткенайского монцонитгранит-мигматитового комплекса (ВК) произошло синдеформационное
  внедрение монцонитоидов, при давлении P ~ 4 кбар, которое завершилось
  мигматизацией неопротерозойских ортогнейсов около 103 ± 2 млн. лет
  назад. В поздний этап (102–100 млн. лет) образовался основной объем
  штоков и даек недеформированных лейкократовых гранитоидов.
  Формирование ВК происходило в условиях постколлизионного растяжения,
  что следует из субсинхронности внедрения монцонитоидов, региональных
  деформаций и мигматитообразования меловому метаморфизму в гранитогнейсовых куполах Чукотки, и не противоречит геохимическим
  характеристикам пород.
  3. Протолитом для выплавления велиткенайских монцонитоидов и
  лейкогранитов являлись протерозойские породы фундамента блока
  Арктическая Аляска-Чукотка. Цирконы из лейкогранитов обнаруживают
  унаследованные ядра (660–600 млн. лет) неопротерозойских ортогнейсов
  Куульского поднятия.
  В центре Куульского поднятия, протягивающегося на арктическом
  побережье от мыса Кибер до мыса Шмидта (Рис. 1) локализован
  Велиткенайский монцонит-гранит-мигматитовый комплекс, рассматриваемый
  ранее как Велиткенайский массив [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Милов, 1975]. В краевых частях комплекса
  обнажаются биотит-полевошпат-кварцевые кристаллические сланцы и
  парагнейсы развитые по ранне-среднедевонским терригенным отложениям
  лонговской, позднедевонской пегтымельской свит (известковистые и аркозовые
  песчаники, углисто-кремнистые сланцы, алевролиты с линзами известняков) и
  раннекаменноугольным известнякам, конгломератами, гравелитами и
  песчаниками юнонской свиты [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Желтовский, 1980]. В центральной, северовосточной части комплекса, протягивающегося в северо-западном направлении
  вскрыты впервые выделяемые нами мигматизированные неопротерозойские
  ортогнейсы, которые вмещают многочисленные дайки и штоки лейкогранитов.
  Юго-западная часть комплекса представлена монцонитоидами, формирующими
  крупные и мелкие тела изометричной формы, которые прорывают (Рис. 2)
  7
  девонские и каменноугольные кристаллические сланцы. На северо-восточном и
  юго-восточном флангах комплекса палеозойские породы перекрыты
  позднемеловыми вулканитами Охотско-Чукотского вулканического пояса (Рис.
  2). Сигмоидная форма ВК и полевые структурные наблюдения позволяют
  предполагать правосторонний сдвиговый характер южной границы комплекса
  (Рис. 2) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller et al., 2018].
  В Куульском поднятия мы впервые установили неопротерозойские
  ортогнейсы. Последние представлены в разной степени мигматизированными
  гранитоидами с директивными текстурами, они вместе с поздними
  лейкогранитами слагают сложно построенную центральную часть
  Велиткенайского комплекса (Рис. 2). В цирконах ортогнейсов надежно
  устанавливается неопротерозойский возраст (660–590 млн. лет), особенно
  выразительно это установлено в образцах 4719 и EGC35 и 36 с U-Pb возрастом
  около 612 млн. лет (Рис. 9). При этом в кристаллах циркона иногда отмечаются
  тонкие каймы с альбским U-Pb возрастом, отражающим наложенный этап
  мелового магматизма и мигматизации. Первично магматическая природа
  ортогнейсов реконструируется на основании того, что датировки циркона
  формируют достаточно узкие возрастные кластеры, не характерные для
  детритовых популяций парагнейсов. Похожие и по возрасту и по составу
  неопротерозойские ортогнейсы мы установили также в Сенявинском поднятии
  на восточной Чукотке.
  Неопротерозойские гранитоиды и ортогнейсы Чукотки являются
  проявлением самого древнего в регионе магматизма. Впервые гранитоиды
  данного возраста надежно были датированы U-Pb методом на о. Врангеля
  [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Коs’ko et al., 1993], затем близкие U-Pb датировки были воспроизведены
  практически на всей площади террейна Арктическая Аляска-Чукотка: в куполе
  Киглуайк [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Amato et al., 2014], Кооленьском куполе [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 2011; Natal’in et
  al., 1999], в фундаменте о. Жохова [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 2015]. Синтезируя все данные о
  возрасте древнейшего магматизма в Чукотском блоке ААЧ, его проявления
  укладываются в интервале от 710 до 535 млн. лет. Судя по составу пород и
  ювенильным меткам Hf и O в исследованных цирконах (εHf(i) от +11 до +13,Hf(i) от +11 до +13,
  при δ
  18O около 5,8) формирование неопротерозойских гранитоидов и
  ортогнейсов проходило из ювенильного источника, вероятно,на стадии раскола
  и растяжения террейна Арктическая Аляска-Чукотка.
  Кроме неопротерозойских ортогнейсов на Чукотке известны редкие
  выходы девонских гранитов (Коолень, Кибер), связанных с проявлениями
  различных фаз элсмирской орогении, широко проявленной в Арктическом
  регионе [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Лучицкая, Соколов, 2021]. Девонские даты получены автором в
  8
  ортогнейсах Куэквуньского массива, обнажающегося юго-восточнее от
  Велиткенайского комплекса в Куульском поднятии (Рис. 1). Таким образом
  криоген-эдиакарские и девонские датировки по ортогнейсам Кооленьского,
  Нешканского, метаморфических куполов и Сенявинского, Куульского поднятий
  [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 1997; Natal’in et al., 1999; Акинин, 2012; Лучицкая и др., 2015]
  позволяют достаточно уверенно выделить инициальные байкальские и
  каледонские магматические и метаморфические события в фундаменте террейна
  Арктическая Аляска-Чукотка.
  Основной объем гранитоидных интрузий на Чукотке был проявлен в
  апт-кампанское время. Ранее, основываясь на результатах K-Ar и Rb-Sr
  датирования, в составе гранитоидов распространенных в Чаунском р-не, (район
  п. Певек) выделялись интрузии как альбского, так и берриас-барремского
  возраста [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ефремов, 2009; Милов, 1975; Дудкинский и др., 1997]; таких
  магматических этапов всего насчитывалось до четырех – начиная от 147–140
  млн. лет до 85–78 млн. лет [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ефремов, 2012]. Однако более надежные и хорошо
  воспроизводимые датировки по циркону U-Pb методом в дальнейшем такую
  стадийность не подтвердили; среди наиболее древних были выявлены только
  альбские и аптские интрузии [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Катков и др., 2007; Тихомиров и др., 2011;
  Лучицкая и др. 2019; Akinin et al., 2012; 2020; Miller et al., 2009]. К таковым
  относятся полученные нами новые результаты датирования 10 образцов из
  гранитоидных массивов – Певекский, Инрогинайский, Лоотайпыньский,
  Пегтымельский, Кувет, Велиткенайский, Эргувеемский, Валькарваамский,
  показавшие альбский возраст.
  Аптские граниты (123–112 млн. лет) преобладают в юго-западной части
  Чукотки (в полосе северо-западного простирания, параллельной ЮжноАнюйской сутурной зоне) и на п-ве Съюард. Ранее они выделялись в качестве
  Тытыльвеемского пояса [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Тихомиров и др., 2017]. Альбские (109–100 млн. лет) и
  позднемеловые (93–85 млн. лет) гранитоиды широко распространены по всей
  площади арктического побережья Якутии, Чукотки и Аляски (Рис. 1).
  Позднемеловые находятся в ареале развития Охотско-Чукотского
  вулканического пояса (Рис. 1). Значимое преобладание на территории Чукотки
  гранитоидных интрузий такого возраста вместе с их закономерным
  расположением в пространстве позволяет выделять в регионе три провинции –
  аптскую Билибинскую, альбскую Чаунскую и турон-коньякскую ОхотскоЧукотскую (Рис. 1). Аптский и альбские этапы монцонит-гранитного
  интрузивного магматизма связаны, судя по геохимическим особенностям и
  структурным наблюдениям, с постколлизионным этапом растяжения [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller,
  Verzbitsky, 2009; Miller et al., 2009]. Турон-кампанские известково-щелочные
  9
  комплексы Охотско-Чукотского вулканогенного пояса формировались в
  надсубдукционной обстановке [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Акинин, Миллер, 2011].
  Имеющиеся U-Pb изотопные данные по цирконам гранитоидов,
  развитых в пределах Чукотского блока ААЧ (Рис. 1), позволяют уверенно
  выделять семь этапов гранитоидного магматизма [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Акинин и др., 2022], которые
  отражают преобразование континентальной коры в этом террейне:
  неопротерозойский (710–600 млн. лет), девонско-раннекаменноугольный (390–
  350 млн. лет), позднеюрский (146–145 млн. лет), валанжин-готеривский (135–
  131 млн. лет), аптский (125–112 млн. лет), альбский (108–100 млн. лет), туронконьякский (93–85 млн. лет) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 1997, 2011, 2012, 2015, 2020; Brumley
  et al., 2015; Gottlieb et al., 2018; Ispolatov et al., 2004; Miller et al., 2009; Nagornaya
  et al., 2020; Pease et al., 2018; Tikhomirov et al., 2008, 2012; Кара и др., 2019;
  Катков и др., 2007; Лучицкая, Соколов, 2021; Лучицкая и др., 2015, 2019;
  Тихомиров и др., 2006, 2008, 2011, 2017]. Кроме этих коровых проявлений
  магматизма, известен еще крупный этап внутриплитных позднепермских (~252
  млн. лет) габбродолеритов, синхронных становлению Сибирского суперплюма
  [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Леднева и др., 2021].
  Состав, возрастные этапы и условия формирования
  Велиткенайского монцонит-гранит-мигматитового комплекса. Ранние
  монцонитоиды ВК представлены крупно- и гигантопорфировыми (ортоклаз)
  роговообманко-биотитовыми в разной степени деформированными кварцевыми
  монцонитами, монцонитами, реже гранодиоритами (Рис. 3 а). Породы
  характеризуются неравномернозернистым строением с крупными >1–5см,
  гигантскими >5см вкрапленниками Kfs реже Pl – не более 1см,
  порфировидными, монцонитовыми, грано-, и лепидобластовыми структурами,
  директивными текстурами и непостоянством минеральных соотношений кварца,
  калиевого полевого шпата и плагиоклаза с повышенным содержанием сфена до
  1,5%. Плагиоклазы по большей части однородны и относятся к андезину An31–39.
  Калиевые полевые шпаты представлены ортоклазами (с долей Ab6–12). В
  биотитах содержится примерно равные количества флогопитового и аннитового
  компонентов, а также около 8–21% мусковитовой компоненты. Амфиболы
  относятся к обыкновенным роговым обманкам.
  Более поздние недеформированные лейкограниты представлены мелкосреднезернистыми розовато-серыми биотитовыми лейкогранитами (Рис. 3 б).
  Породы массивной текстуры и равнозернистой гипидиоморфнозернистой
  структуры с постоянством минеральных соотношений кварца (25–35 %),
  10
  калиевого полевого шпата (35–55 %), плагиоклаза (20–25 %) представленного
  олигоклазом (An18–20) и биотита (железистый флогопит, f = 60–64 %) от 2 до 5%.
  Магматические горные породы Велиткенайского комплекса
  характеризуются широкими вариациями содержаний главных и примесных
  элементов. По содержанию SiO2 преобладающие амфибол-биотитовые
  монцонитоиды (53,2–66,4 масc.%) заметно отличаются от биотитовых и гранатмусковитовых гранитов (73,2–79,1 масс. %) (Рис. 6). По соотношению SiO2 и
  K2O большая часть монцонитоидов и лейкогранитов относятся к пересыщенным
  калием, в небольшом количестве к высококалиевой известково-щелочной серии
  (Рис. 7).
  На диаграммах Б. Р. Фроста с соавторами [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Frost et al., 2001] амфиболбиотитовые монцонитоиды относятся к магнезиальным (Fe# = FeOt
   /FeOt
   + MgO)
  = 0,53–0,79) и метаглиноземистым образованиям (индекс глиноземистости ASI <
  1,0) (Рис. 7). Для части образцов (с повышенным количеством вкрапленников
  калиевого полевого шпата) индекс глиноземистости ASI > 1,0 (умеренно
  глиноземистые), но не превышает значения в 1.1. Поздние лейкограниты
  преимущественно магнезиальные (Fe# = 0,60–0,91), высокоглиноземистые (ASI
  > 1,0, Рис. 7).
  Вариации главных элементов и ряда когерентных примесных элементов
  (Sr, Sc) в зависимости от SiO2 (Рис. 6) демонстрируют более или менее хорошо
  выраженные тренды с обратной зависимостью, обычные для гранитоидов
  известково-щелочных серий и отражающие изменяющиеся пропорции
  преимущественно фракционируемых полевых шпатов, магнетита и амфибола.
  Для мигматитов характерны широкие вариации состава, однако примечательным
  является сходство с составами именно поздних лейкогранитов, что предполагает
  их генетическую связь.
  Широкие вариации содержаний главных элементов находят свое
  отражение и в поведении примесных некогерентных элементов. Большинство
  монцонитоидов отличаются самыми высокими суммарными концентрациями
  примесных элементов в целом и Th и REE – в частности; обогащены LREE,
  наблюдается четко выраженные отрицательные аномалии Nb, Ta, Eu и Hf
  (REEсум. = 285–790 г/т; (La/Lu)N = 9,7–46,7; (La/Sm)N = 3,3–6,6; (Gd/Lu)N =
  2,2–5,4; Eu/Eu# = 0,35–0,63; Рис. 8). Также отмечаются повышенные
  концентрации Сo, Ni, Cr, V по отношению к лейкогранитам.
  Поздние биотитовые лейкограниты, напротив, характеризуются более
  низкими суммарными концентрациями примесных элементов; в них
  наблюдаются более широкие вариации элементов и глубокие негативные
  аномалии Ta, Hf и Ti (Рис. 8 б). Для редких гранат-мусковитовых лейкогранитов
  11
  на спайдерграммах характерны глубокие минимумы по Ba, Sr, LREE и Ti,
  высокие положительные аномалии Сs, Rb, K, Ta (Рис. 8 б). Мигматиты
  выделяются в целом сильно дифференцированным спектром распределения
  примесных некогерентных элементов, с хорошо проявленными негативными
  аномалиями Ta и Hf, большими вариациями суммарных концентраций HREE
  (Рис. 8).
  В целом, химический состав изученных монцонитоидов и гранитоидов
  отличает повышенная калиевость. Для монцонитов в отличие от лейкогранитов
  присущи слабо выраженные негативные Nb-Ta троги на спайдерграммах. На
  дискриминантных диаграммах Дж. Пирса точки состава попадают в область
  около границы полей синколлизионных и внутриплитных гранитоидов.
  Напротив, на диаграмме З. Батчелора и П. Боудена [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Batchelor, Bowden, 1985]
  фигуративные точки монцонитоидов занимают область постколлизионных и
  позднеорогенных гранитоидов, а лейкограниты – посторогенных гранитоидов
  (Рис. 7 е). Такие геохимические характеристики позволяют предполагать их
  формирование в условиях постколлизионного растяжения. Структурные
  исследования в Чаунской зоне Чукотки также реконструируют
  постколлизионное растяжение в мелу [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller et al., 2009].
  Использование данных о химическом составе породообразующих
  минералов позволяет реконструировать физико-химические условия, в которых
  кристаллизовались гранитоиды. Для целей геотермобарометрии известковощелочных магм широко используется амфибол, который устойчив в широких PT диапазонах: от 1 до 23 кбар и от 400 до 1150 °C [Blundy, Holland, 1990].C [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Blundy, Holland, 1990].
  Большинство амфиболов из исследованных образцов монцонитоидов
  Велиткенайского комплекса имеют величины Fe# < 0,65 и Fe3+/(Fe2+ + Fe3+) > 0,2
  удовлетворяя ограничениям [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Anderson, Smith, 1995; Anderson, 1997]. Остальные
  анализы, показывающие слишком низкие отношения Fe3+ /(Fe2+ + Fe3+), из
  термобарометрических расчетов были исключены. Использованы наиболее
  надежные и экспериментально откалиброванные, взаимосогласованные
  амфиболовый и амфибол-плагиоклазовый геотермобарометры Дж. Андерсона и
  Д. Смита, Т. Холланда-Д. Пауэлла-Дж. Бланди [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Anderson, Smith, 1995; Powell et
  al., 2008]. Минимальная погрешность расчетных температур для амфиболплагиоклазовых термометров, основанная на оценке систематических ошибок в
  петрологических экспериментах, определена в ± 50°C [Blundy, Holland, 1990].C (2σ) [Powell, Holland,) [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Powell, Holland,
  2008]. С учетом рассмотренных ограничений расчетные интервалы значений
  давления и температуры для монцонитоидов Велиткенайского комплекса
  составили от 2 до 4 кбар и 680–820°C [Blundy, Holland, 1990].C (Рис. 4). Cудя по термометрии Ti в
  цирконе, температура кристаллизации расплава ранних монцонитоидов была
  12
  определенно выше, чем расплава поздних лейкогранитов. В 55 исследованных
  кристаллах циркона для монцонитов концентрация титана варьирует от 30 до 4
  г/т, а расчетная температура кристаллизации по геотермометру [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ferry, Watson,
  2007] варьирует от 850 до 700°C [Blundy, Holland, 1990].С (медианы для трех образцов – 830, 780, 750°C [Blundy, Holland, 1990].С).
  Для поздних лейкогранитов, напротив, концентрация Ti в цирконе существенно
  меньше (от 8 до 3 г/т), соответственно, расчетные температуры кристаллизации
  составили от 760 до 670°C [Blundy, Holland, 1990].С. Учитывая присутствие кварца в парагенезисе
  активность кремния в расплаве (αSiOSiO2) принималась за 1, а учитывая отсутствие
  рутила активность титана (αSiOTiO2) приравнивалась к 0,7. Фугитивность кислорода
  в магме Велиткенайского комплекса оценена по версии оксибарометра [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ridolfi et
  al., 2009]; значения ее варьируют от +0.2 до +0.7 ∆NNO.NNO.
  Величины давления, при которых формировались магматиты
  Велиткенайского комплекса, как указано выше, колебались в пределах 2–4 кбар.
  Глубина становления монцонитоидов, при геобарическом градиенте в 0,27 кбар/
  км, составляет от 7 до 14 км (Рис. 4). Суммарная реконструируемая мощность
  перекрывающих доальбских метаморфических и осадочных толщ в Куульском
  поднятии и прилегающих структурах Чаунской складчатой зоны составляет
  около 8 км [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Бычков, 1994; Желтовский, 1980]. Простое литостатическое
  давление толщ такой мощности соответствует верхней границе барометрической
  оценки глубины залегания и почти вдвое занижено относительно нижней.
  Расхождения между расчетной глубиной формирования монцонитоидов и
  суммарной мощностью перекрывающих осадочных толщ, могут быть
  объяснены, как утонением континентальной коры в результате коллапса орогена
  и постколлизионного растяжения кристаллического блока Арктическая Аляска –
  Чукотка [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al. 1997; 2011], так и быстрым подъемом всего комплекса в
  процессе его формирования в альбе, что согласуется с данными по прочим
  гранитно-метаморфическим куполам Чукотки [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin, Calvert, 2002]. Оценки
  температур кристаллизации монцонитоидов Велиткенайского комплекса (680–
  820°C [Blundy, Holland, 1990].C) близки к субсолидусным значениям для «водных» кислых и средних
  магм. При этом для велиткенайских монцонитоидов содержание воды в
  расплаве, согласно [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Holtz, 2001], составляло от 2.5 до 4 масс. %, редко достигая
  7.5 масс. % (Рис. 4).
  В целом полученные параметры кристаллизации амфиболплагиоклазового парагенезиса соответствуют условиям амфиболитовой фации
  метаморфизма, проявленной в гнейсах и кристаллических сланцах чукотских
  гранитно-метаморфических куполов [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Гельман, 1995; 1996; Akinin, Calvert, 2002].
  Первые U-Pb определения возраста циркона из гранитоидов ВК
  показали значения от 105 до 100 млн. лет [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ползуненков и др., 2011; Тихомиров и
  13
  др., 2011]. Проведенное нами U-Pb датирование циркона из пяти образцов
  парагнейсов позволяет выделить три возрастных кластера детритовых цирконов:
  1,8–1,3 млрд. лет, 1240–860 млн. лет, 700–320 млн. лет (481 кристалл, LA-ICPMS). Наиболее молодые датировки по цирконам приходятся на интервал 400–
  320 млн. лет, что определяет нижнюю возрастную границу осадконакопления не
  древнее башкирского века.
  В двадцати датированных образцах монцонитоидов, гранитоидов и
  мигматитов, главным образом развивающихся за счет ортогнейсов
  неопротерозоя ВК, средневзвешенные 206Pb/238U возраста циркона магматической
  стадии (наблюдается осцилляционная зональность) кристаллизации варьируют
  от 106 до 100 (± 1–2) млн. лет, в общей популяции из 300 кристаллов. При этом
  выявилось различие монцонитоидов и лейкогранитов как по составу примесных
  элементов в цирконах (концентрации Fe, K, Al), так и по возрасту: U-Pb
  средневзвешенные даты цирконов в монцонитах и гранодиоритах варьируют от
  106 до 103 (± 1–2) млн. лет, не фиксируя древних унаследованных ядер в
  кристаллах цирконов (Рис. 5). Цирконы из поздних лейкогранитов и
  высокоглиноземистых гранитов показали молодые датировки – около 101–99
  млн. лет. Учитывая общий интервал полученных U-Pb датировок для
  магматитов ВК, продолжительность их формирования может оцениваться в 6–7
  млн. лет; близкий интервал намечается и для датированных нами массивов
  Чаунской провинции гранитоидов. В ядрах кристаллов циркона из
  лейкогранитов и высокоглиноземистых гранитов систематически присутствуют
  древние унаследованные домены с возрастом около 630–608 млн. лет (Рис. 5,
  Рис. 9). Неопротерозойские U-Pb даты (660–612 млн. лет) установлены также в
  цирконах ортогнейсов, встречающихся в виде ксенолитов в поздних
  лейкогранитах Велиткенайского комплекса. Это обстоятельство позволяет
  заключить, что такие ортогнейсы могут выступать в качестве протолита для
  выплавления велиткенайских магм.
  В велиткенайских мигматитах также обнаружены цирконы с
  унаследованными неопротерозойскими ядрами; для неосомы характерно
  преобладание цирконов с альбским возрастом, а для палеосомы – с
  неопротерозойским (Рис. 5, Рис. 9). Исследованные цирконы большей частью
  показывают нарушенные U-Pb изотопные отношения, формируя дискордию с
  неопротерозойским U-Pb возрастом для верхнего пересечения (около 670–560
  млн. лет). Нижние пересечения дискордий, а также датирование
  неполированных поверхностей кристалла циркона (запрессовано в индии),
  показывает 206Pb/238U возраста 103 ± 4 млн. лет.
  14
  Выведение Велиткенайского комплекса на поверхность завершилось до
  формирования перекрывающих его вулканических пород Охотско-Чукотского
  вулканогенного комплекса (Рис. 11). Этому не противоречат данные по 40Ar/39Ar
  датированию биотита и амфибола в гранитоидах и мигматите, которые
  составили от 100 до 95 млн. лет [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller et al., 2018].
  Постколлизионная природа монцонитоидов и лейкогранитов ВК
  определяется субсинхронностью возраста их формирования (106–100 млн. лет) с
  меловым метаморфизмом в Кооленьском куполе, пик которого проявился в
  альбе [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 1997; Akinin, Calvert, 2002] и данными структурных
  наблюдений [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller et al., 2009].
  Источники вещества Велиткенайских магм. Радиогенный Nd
  отражает состав источников гранитоидных магм, что делает его пригодным для
  оценки вклада корового компонента в составе гранитоидов Велиткенайского
  комплекса. Магматические породы и мигматиты Велиткенайского комплекса
  характеризуются достаточно существенными вариациями изотопных отношений
  Sr, Nd и Pb (Рис. 10). Изотопные отношения 87Sr/86Sr(i), пересчитанные на
  возраст 108 млн. лет (возраст большинства гранитоидных плутонов Чаунской
  провинции Чукотки) в монцонитоидах, гранитах и мигматитах ВК в целом
  варьируют от 0,713359 до 0,715114, при εHf(i) от +11 до +13,Nd(108 Ma) от -1,8 до -7,9 и модельных
  двухстадийных возрастах от 1070 до 1580 млн. лет. Мезопротерозойские
  модельные Nd возраста хорошо согласуются с возрастом древнейших пород в
  фундаменте террейна Арктическая Аляска-Чукотка [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 2011; Amato et
  al., 2014]. Данные изотопные метки характерны для коровых магм с достаточно
  высокой долей ассимиляции; при этом они значительно отличаются от
  аналогичных для девонских парагнейсов и триасовых песчаников и филлитов
  (
  87Sr/86Sr(108 Ma)= 0,716725–0,761369; εHf(i) от +11 до +13,Nd
  (108 Ma) = от - 9,0 до -10,5, T(D) [Barth et al., 2010]M-2)=1650–1790
  млн. лет). Процессы AFC – конкурирующих ассимиляции и фракционной
  кристаллизации играли значительную роль в петрогенезисе и монцонитоидов
  лейкогранитов Велиткенайского комплекса, что следует из моделирования
  геохимических данных (Рис. 10 а).
  В сравнении с другими гранитными плутонами Чукотки (Чаунская и
  Билибинская провинции, граниты мыса Кибер), велиткенайские магматические
  породы характеризуются чуть более радиогенным составом Sr. В изотопном
  составе источника велиткенайских магм доля зрелого корового компонента
  составляет около 70–80%, судя по модельным кривым смешения (Рис. 10 а). В
  качестве гипотетических мантийных компонентов смешения на этих кривых
  использованы составы раннемеловых габброидов Телекайского района Чукотки
  [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Ефремов, 2012] и средний состав нижнекоровых ксенолитов континентального
  обрамления Северо-Востока Азии [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Акинин и др., 2013], а в качестве коровых
  15
  компонентов смешения – неопротерозойский ортогнейс Кооленьского купола
  [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Aкинин, 2012; Rowe, 1998] и девонские парагнейсы Куульского поднятия, в
  котором обнажается Велиткенайский комплекс. На диаграмме в координатах
  206Pb/204Pb–207Pb/204Pb (Рис. 10 а) точки составов велиткенайских магматических
  пород формируют линейный тренд, который вытягивается вдоль модельной
  изохроны с возрастом 660 млн. лет (Рис. 10 а). Несмотря на то, что виртуальные
  точки велиткенайских пород на диаграмме аппроксимируются такой эрохроной
  с большой погрешностью, датировка 660 млн. лет примечательна тем, что
  совпадает с возрастом унаследованных древних ядер в цирконах гранитоидов,
  отражая гипотетический возраст протолита.
  Вариации изотопного состава гафния (176Hf/177Hf) и кислорода (δ18O)
  были исследованы в цирконах из ранних монцонитоидов (три образца), поздних
  лейкогранитов и высокоглиноземистых гранитов (три образца), а также
  ортогнейсов из фундамента Куульского поднятия (два образца). Для каждого из
  образцов изотопные характеристики измерены не менее чем в 7–10
  индивидуальных кристаллах циркона. Для целей сравнения и исследования
  источников велиткенайских магм изучены изотопные характеристики цирконов
  также в трех образцах ортогнейсов фундамента Кооленьского купола и
  Куэквуньского поднятия.
  Значение параметра εHf(i) от +11 до +13,Hf(i) в велиткенайских монцонитоидах варьирует
  от -11 до -7,4, а δ18O от 9,9 до 8,4 (Рис. 10 б), указывая на существенную долю
  зрелого корового материала в источнике магм. Модельные Hf возраста циркона
  для этих пород составляют от 1,2 до 1,1 млрд. лет. В лейкогранитах, напротив,
  эти значения отличаются, демонстрируя тренд в направлении более ювенильных
  мантийных значений (εHf(i) от +11 до +13,Hf(i) от -4.7 до -1.5; δ
  18O от 8,7 до 5,8; Рис. 10 б), при
  модельных Hf возрастах главным образом в интервале от 900 до 800 млн. лет.
  Это согласуется с выплавлением лейкогранитов из мигматизированных
  ортогнейсов, слагающих ядро Велиткенайского комплекса. Примечательно, что
  неопротерозойские унаследованные ядра в цирконе велиткенайских
  гранитоидов, а также цирконы из ортогнейсов Кооленьского купола, Куульского
  поднятия и фундамента о. Жохова [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 2015] имеют самые высокие,
  ювенильные, изотопные метки, достигающие величин εHf(i) от +11 до +13,Hf(i) +11 и +13, при δ
  18O
  от 4,9 до 6,2 (Рис. 10 б).
  Таким образом, на основании проведенного анализа изотопного состава
  можно заключить, что формирование лейкогранитов Велиткенайского
  комплекса происходило за счет мигматизированных ортогнейсов, которые
  характеризуются положительными значениями эпсилон Hf, что указывает на
  вовлечение ювенильного компонента в источник магм.
  16
  ЗАКЛЮЧЕНИЕ
  В центральной части Куульского поднятия выделен Велиткенайский
  монцонит-гранит-мигматитовый комплекс, в ядре которого обнажаются
  мигматизированные неопротерозойские ортогнейсы. Ортомагматическая
  природа мигматизированных гнейсов подчеркивается относительно узким
  интервалом возрастов циркона, что нехарактерно для парагнейсов, в которых
  следовало бы ожидать наличия детритовых популяций циркона с обширным
  интервалом возрастов от архея и моложе.
  Монцонитоиды внедрились на ранних стадиях (от 106 до 103 ± 1 млн.
  лет) подъема Велиткенайского комплекса. Монцонитоиды нередко имеют
  гнейсоватую и директивную структуру, что указывает на их внедрение в
  условиях деформационного стресса (правые сдвиги). Примечательным является
  отсутствие унаследованных древних доменов в ядрах циркона монцонитоидов.
  Это обстоятельство наталкивает на мысль о том, что, вероятно, древний
  протолит был уже переплавлен полностью в мелу при андерплейтинге
  базитовых магм в нижней коре. Такой сценарий не является уникальным:
  меловой возраст нижней коры на континентальных окраинах Северо-Востока
  Азии был установлен по результатам изучения циркона из нижнекоровых
  ксенолитов в поздненеогеновых щелочных базальтах [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Акинин и др., 2013].
  Более молодые лейкограниты (101–99 ± 1 млн. лет), напротив,
  систематически содержат цирконы с унаследованными неопротерозойскими
  доменами в ядрах, которые характеризуются ювенильными метками Hf и O, как
  и в неопротерозойских ортогнейсах. Это однозначно указывает на то, что
  последние являются протолитом для выплавления поздних лейкогранитов.
  Сохранность древних унаследованных ядер циркона в лейкогранитах связана с
  более низкотемпературным и, вероятно, сухим характером этих магм в отличие
  от ранних монцонитоидов. В отличие от монцонитоидов, в лейкогранитах
  выявлены более низкие значения δ18O и повышенные значения εHf(i) от +11 до +13,Hf в цирконах
  (Рис. 10 б, 11).
  Велиткенайский комплекс был сформирован в геодинамических
  условиях постколлизионного растяжения и региональных правосторонних
  сдвиговых деформаций. Такой вывод согласуется, с одной стороны, с
  результатами структурных наблюдений в регионе [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Miller, Verzhbitsky, 2009;
  Miller et al., 2018], с другой, подтверждается субсинхронностью возраста
  формирования ВК (108–100 млн. лет) с альбским пиком метаморфизма в
  гранито-гнейсовых куполах Чукотки [Sederholm, 1923; Коржинский, 1952;Akinin et al., 1997; Akinin, Calvert, 2002].
  Геохимические характеристики изученных гранитоидов с применением
  дискриминантных геодинамических диаграмм не противоречат такому выводу.
  17
  Новые данные позволили надежно обосновать альбский возраст
  формирования монцонит-гранит-мигматитового комплекса в целом, разделить
  интервалы кристаллизации монцонитоидов и лейкогранитов, выявить
  неопротерозойский возраст протолита, предметно обсудить место и время
  формирования мигматитов и сопутствующих деформаций в приложении к
  тектоно-магматической эволюции Чукотского блока террейна Арктическая
  Аляска-Чукотка.
  Главные публикации по теме диссертации
  Статьи в рецензируемых журналах
  1. Ползуненков Г.О. Оценка P-T и fO условий кристаллизации
  монцонитоидов Велиткенайского гранит-мигматитового массива
  (арктическая Чукотка) по данным минеральной термобаро- и
  оксибарометрии // Тихоокеанская геология. 2018. T. 37. № 5. C. 97–111.
  2. Акинин В.В., Ползуненков Г.О., Готтлиб Э.Ш., Миллер Э.Л. Меловой
  монцонит-гранит-мигматитовый Велиткенайский комплекс: петрология,
  геохимия пород и циркона (U-Pb, Hf и O) в приложении к реконструкции
  эволюции магматизма и континентальной коры в блоке Арктическая
  Аляска - Чукотка // Петрология. 2022. Т. 30. № 3. C. 227–259.
  3. Akinin V.V., Gottlieb E.S., Miller E.L., Polzunenkov G.O., Stolbov N.M.,
  Sobolev N.N. Age and composition of basement beneath the D) [Barth et al., 2010]e Long
  archipelago, Arctic Russia, based on zircon U-Pb geochronology and O-Hf
  isotopic systematics from crustal xenoliths in basalts of Zhokhov Island // Arktos
  (The Journal of Arctic geosciences). Изд-во: Springer, 2015. V. 1. P. 1-10.
  4. Akinin V.V., Miller E.L., Amato J., Prokopiev A.V., Gottlieb E.S., Pearcey S.,
  Polzunenkov G.O., Trunilina V.A. Episodicity and the dance of late Mesozoic
  magmatism and deformation along the northern circum-Pacific margin: northeastern Russia to the Cordillera // Earth-Science Reviews. 2020. V. 208. Article
  103272.
chairman_dissertation_council.name: Андрей
chairman_dissertation_council.surname: Изох
chairman_dissertation_council.patronymic: Эмильевич
chairman_dissertation_council.position: главный научный сотрудник
chairman_dissertation_council.degree: Доктор геолого-минералогических наук
chairman_dissertation_council.rank: Профессор
chairman_dissertation_council.wos_research_id: O-2456-2013
chairman_dissertation_council.scopus_author_id: 6701523041
chairman_dissertation_council.rinc_id: 60477
chairman_dissertation_council.url: https://www.igm.nsc.ru/index.php/component/comprofiler/userprofile/izokh
chairman_dissertation_council.territory: РОССИЯ
organization_supervisor.name: Татьяна
organization_supervisor.surname: Дзюбенко
organization_supervisor.patronymic: Викторовна
organization_supervisor.position: ведущий инженер
organization_supervisor.territory: РОССИЯ
rubrics.code: 38.37.19
rubrics.name: Магматизм и магматические горные породы
rubrics.code: 38.41.19
rubrics.name: Оптические методы исследования минералов. Спектроскопия и люминесценция минералов
rubrics.code: 38.41.29
rubrics.name: Химический метод исследований. Спектральный анализ минералов, горных пород и руд
oecds.code: 01.05.KY
oecds.name: GEOLOGY
oecds.code: 01.05.RE
oecds.name: MINERALOGY
speciality_codes.name: Петрология, вулканология
speciality_codes.code: 1.6.3.
supervisors.fio: Акинин В.В.
supervisors.scientific_degree: Доктор геолого-минералогических наук
supervisors.speciality_code: Петрология, вулканология
supervisors.responsible_type: Научный руководитель
opponents.fio: Лучицкая М.В.
opponents.scientific_degree: Доктор геолого-минералогических наук
opponents.speciality_code: Общая и региональная геология
opponents.responsible_type: Оппонент
opponents.fio: Хубанов В.Б.
opponents.scientific_degree: Кандидат геолого-минералогических наук
opponents.speciality_code: Петрология, вулканология
opponents.responsible_type: Оппонент
protection_organization.short_name: ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ СО РАН; ИГМ СО РАН
protection_organization.name: ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ ИМ. В.С. СОБОЛЕВА СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК
protection_organization.ogrn: 1065473055713
protection_organization.supervisor_name: НИКОЛАЙ
protection_organization.supervisor_surname: КРУК
protection_organization.supervisor_patronymic: НИКОЛАЕВИЧ
protection_organization.organization_type: Организация
protection_organization.okogu: Министерство науки и высшего образования Российской Федерации
protection_organization.okopf: Федеральные государственные бюджетные учреждения
author_organization.short_name: СВКНИИ ДВО РАН
author_organization.name: ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ СЕВЕРО-ВОСТОЧНЫЙ КОМПЛЕКСНЫЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ ИМ. Н.А. ШИЛО ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК
author_organization.ogrn: 1024900967046
author_organization.supervisor_name: ВЯЧЕСЛАВ
author_organization.supervisor_surname: АКИНИН
author_organization.supervisor_patronymic: ВАСИЛЬЕВИЧ
author_organization.organization_type: Организация
author_organization.okogu: Министерство науки и высшего образования Российской Федерации
author_organization.okopf: Федеральные государственные бюджетные учреждения