с 01.01.1988 по настоящее время
Россия
Россия
УДК 552.32 Известково-щелочные породы
U-Pb (SIMS)-возраст цирконов из интрузивных пород Ижемской зоны Тиманского мегаблока фундамента Печорской синеклизы, вскрытых пятью скважинами, свидетельствует о двух эпизодах позднедокембрийского интрузивного магматизма. Первый имел место около 600 млн лет назад, на границе рифея — венда, а второй приурочен к позднему венду. Возраст гранитов из скв. 1-Нижняя Омра и 1-Прилукская составляет 602 ± 2 и 593 ± 14 млн лет соответственно. Граниты скв. 11-Малая Пера, 1-Южный Джьер и диориты скв. 21-Палью имеют возраст 557—536 млн лет и коррелируются с орогенными гранитоидами (555—544 млн лет) Припечорской разломной зоны (предполагаемой сутуры орогена Тиманид).
Печорская синеклиза, Ижемская зона, фундамент, граниты, диориты, циркон, U-Pb-возраст
Введение
Геохронологические исследования на Европейском Северо-Востоке России были начаты в 70-е годы прошлого века и поначалу базировались исключительно на K-Ar-методе. Первый обзор 140 возрастных определений по осадочно-метаморфическим и магматическим породам Тиманского поднятия (Тимана, Тиманского кряжа, Тиманской гряды) и прилегающих территорий Мезенской и Печорской синеклиз сделан Г. Н. Акимовой (1980). На рубеже столетий предпочтение стало отдаваться результатам датирования единичных зерен циркона по отношению радиогенных изотопов свинца 207Pb/206Pb (Gee et al., 2000; Андреичев, Ларионов, 2000), которые не всегда совпадали с Rb-Sr-изохронными возрастами (Андреичев, 1998; Андреичев, Литвиненко, 2007) и поэтому требовали дополнительной аргументации. В последние годы при датировании магматических, метаморфических и осадочных пород наиболее востребованным изотопным минералом-геохронометром стал циркон как наиболее устойчивый к вторичным изменениям. Современная прецизионная масс-спектрометрическая аппаратура позволяет проводить локальный изотопный анализ свинца нанограммовых и меньших содержаний в ненарушенных доменах в пределах индивидуального зерна посредством вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS) на ионных микрозондах SHRIMP.
Именно такие исследования необходимы для выяснения возраста магматических пород фундамента Печорской синеклизы. В нашем распоряжении имеется коллекция кернового материала из скважин, вскрывших фундамент Печорской синеклизы, позволившая провести SIMS-датирование цирконов и установить возраст интрузивного магматизма.
Основные черты геологического строения Печорской синеклизы
Печорская синеклиза представляет собой крупную региональную тектоническую структуру в составе Тимано-Печорской плиты и располагается между Тиманом и Предуральским краевым прогибом (рис. 1). Тиман является юго-западным ограничением плиты и включается в ее состав. В геологическом строении синеклизы участвуют дислоцированные осадочно-метаморфические и прорывающие их магматические образования верхнедокембрийского фундамента, перекрытые ордовикско-кайнозойским платформенным чехлом неметаморфизованных осадочных и вулканогенных пород. Мощность чехла изменяется от 4—7 км в центральных частях впадин синеклизы до 1—4 км на сводах и поднятиях, поэтому выяснение строения фундамента Печорской синеклизы затруднено по причине ограниченности геологической информации, получаемой исключительно по керну скважин разных категорий глубиной до 5 км. В отдельных блоках Тимана за счет глубокого эрозионного среза породные комплексы фундамента выходят на поверхность.
Долгое время суждения о строении и тектонической природе фундамента Печорской синеклизы основывались на общих геологических соображениях, анализе региональных геофизических полей, характере дислокаций платформенного чехла, и лишь с начала 50-х годов прошлого столетия в связи с проведением геолого-разведочных работ на нефть и газ стала накапливаться геологическая информация о составе позднедокембрийских образований. Обобщение геологических и геофизических материалов по скважинам, вскрывшим фундамент, проводилось в основном Л. Т. Беляковой (1982, 1988; Рифей…, 1987; Белякова, Степаненко, 1990, 1991). Эти данные, дополненные сведениями по немногочисленным вновь пробуренным скважинам, в настоящее время составляют фактологическую основу для выяснения строения и геодинамического развития закрытой части Печорской синеклизы (Тимано-Печорский..., 2002; Белякова и др., 2008; Pease et al., 2004).
На основании геофизических данных и результатов бурения в составе фундамента Тимано-Печорской плиты по вещественному составу и характеру магматизма выделяются Тиманский мегаблок, включающий собственно Тиман и прилегающую к нему с северо-востока Ижемскую зону, и Большеземельский мегаблок в составе Печорской и Большеземельской зон (Дедеев и др., 1974; Белякова, 1983; Дедеев, Запорожцева, 1985; Белякова и др., 2008). Граница между мегаблоками проводится по Припечорской разломной зоне, состоящей из Чаркаю-Пылемецкого и Илыч-Чикшинского глубинных разломов, простирающихся в северо-западном направлении от Урала до Печороморской впадины (Костюченко, 1994; Оловянишников и др., 1996). Разломы, не выраженные на поверхности, зафиксированы по положительной магнитной аномалии, именуемой Припечорской (Гафаров, 1970). Ее связь с изверженными породами подтверждается результатами глубокого бурения.
В строении Тиманского мегаблока принимают участие верхнерифейские преимущественно терригенные отложения, а на Тимане выходят на поверхность и карбонатные породы. В Ижемской зоне вскрытые скважинами породы сопоставляются по составу протолита с рифейскими сланцами Тимана. Из интрузивных образований преобладают гранитоиды, реже встречаются монцониты, сиениты и диориты.
В Печорской и в Припечорской зонах фундамент сложен дислоцированными вулканогенными породами базальт-андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии и их туфами с прослоями филлитовидных сланцев. Интрузивные образования различного состава, от кислого до ультраосновного, устанавливаются по геофизическим данным и результатам бурения.
В Большеземельской зоне верхняя часть разреза представлена верхнерифейско-вендскими красноцветными и сероцветными ритмично-слоистыми терригенными и туфотерригенными отложениями с преобладанием туффитов и кислых вулканитов. Ниже предполагается развитие основных и ультраосновных пород. Интрузивные породы представлены гранитоидами и габбро.
Особенности строения фундамента Печорской синеклизы, спектр магматических пород дают основание интерпретировать Тиманский мегаблок как северо-восточную (в современных координатах) пассивную континентальную окраину Восточно-Европейского континента (Пучков, 1975; Гецен, 1991). Она простиралась до Припечорской зоны разломов, представляющей собой сутуру орогена Тиманид — след замыкания Печорского океана (Белякова, Степаненко, 1990, 1991; Пучков, 2005; Белякова и др., 2008) в результате аккреционных (Белякова и др., 2008) или коллизионных (Кузнецов и др., 2006, 2007) процессов. В этой зоне, а также в расположенных северо-восточнее Печорской и Большеземельской зонах обнаруживаются породы, образовавшиеся в условиях активной окраины (Белякова, Степаненко, 1991; Довжикова и др., 2000; Белякова и др., 2008).
Возраст интрузивных пород фундамента Печорской синеклизы в разное время основывался на K-Ar-, Rb-Sr- и Pb-Pb-изотопно-геохронометрических данных (Акимова, 1980; Фишман и др., 1981; Андреичев, Литвиненко, 2007; Андреичев, Ларионов, 2000; Gee et al., 2000), а в последнее десятилетие основное внимание было уделено локальным U-Pb (SIMS)-изотопным анализам циркона, в результате чего современными возрастными данными были охарактеризованы магматические породы Припечорской, Печорской и Большеземельской зон (Андреичев и др., 2014а; 2017а; 2023а; 2023б; Соболева и др., 2023).
В настоящем сообщении мы приводим геохимические и U-Pb (SIMS)-данные по цирконам из интрузивных пород, вскрытых пятью скважинами в юго-восточной части Ижемской зоны в 1950—60-е годы: 1-Нижняя Омра, 1-Прилукская, 11-Малая Пера, 1-Южный Джьер и 21-Палью (рис. 1).
Методы исследования
Концентрации петрогенных элементов, представленных в виде оксидов, определены методом традиционного химического анализа в Тимано-Печорском научно-исследовательском центре (Ухта) и Институте геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН (Сыктывкар). Определения содержаний элементов-примесей выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП «Геоаналитик» Института геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург), процедуры опубликованы (Ронкин и др., 2005).
U-Pb-датирование единичных зерен циркона из скважин 1-Нижняя Омра, 11-Малая Пера, 1-Южный Джьер и 21-Палью проводилось в Центре изотопных исследований Института Карпинского (Санкт-Петербург) на ионном микрозонде SHRIMP-IIe, а изображения внутренней структуры цирконов получены на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500 c катодолюминесцентной системой CLI/QUA2. Цирконы из скв. 1-Прилукская исследовались в Центре микроанализа Стэнфордского университета и Геологической службы США (SUMAC) на ионном микрозонде SHRIMP-RG. Изображения цирконов получены на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600, оснащенным катодолюминесцентным детектором. Изотопные измерения выполнялись согласно стандартным процедурам: SHRIMP-IIe (Larionov et al., 2004), SHRIMP-RG (Ireland, Gibson, 1998; Coble et al., 2018). Обработка полученных аналитических данных проведена с использованием программы SQUID-2 (Ludwig, 2009), для статистического анализа и построения U-Pb-диаграмм использованы приложения Isoplot 3.75 (Ludwig, 2012) для программы Microsoft Excel и IsoplotR (Vermeesch, 2018). Отношения Pb/U нормированы на значение 206Pb/238U = 0.0668 в стандартном цирконе TEMORA, что соответствует возрасту 416.75 млн лет (Black et al., 2003).
Особенности минерального и химического состава пород
Граниты восточной и юго-восточной части Ижемской зоны объединяются в нижнеомринский комплекс двуслюдяных гранитов (Белякова, Степаненко, 1990, 1991 и др.). Он представлен весьма крупным телом, вскрытым скважиной 11-Малая Пера на глубине 3311—3353 м, а также двумя массивами: Нижнеомринским и Прилукским (рис. 1). Нижнеомринский массив вскрыт скважинами 1-Нижняя Омра (1946—1970.1 м), 1-Западная Покча (2170—2268.4 м), 1-Южный Джьер (2232—2305.4 м), а Прилукский — скважинами 1-Прилукская (3014—3122 м), 11-Средняя Мылва (2270—2363 м) и 12-Средняя Мылва (2325—2406 м). Гранитные тела фиксируются в физических полях как гравитационные минимумы и отрицательные магнитные аномалии. Геологические взаимоотношения с вмещающими породами установлены в скв. 12-Средняя Мылва, где наблюдается рвущий контакт гранитов с дислоцированными биотитовыми сланцами фундамента (Белякова и др., 2008).
Доминирующим петротипом являются двуслюдяные граниты (рис. 2), и лишь в краевой части Нижнеомринского массива (скв. 1-Южный Джьер) отмечаются биотитовые гранодиориты, а в скв. 1-Прилукская среди мелкозернистых гранитов наблюдаются крупнозернистые пегматоидные граниты. Преобладают розоватые и серые массивные равномерно мелко- и среднезернистые породы гранитовой структуры. Главными породообразующими минералами являются кварц, калиевый полевой шпат и плагиоклаз, во второстепенных количествах присутствуют биотит и мусковит, акцессорные минералы представлены магнетитом, апатитом, цирконом, гранатом, титанитом, турмалином, монацитом, ксенотимом. Вторичные изменения гранитоидов проявлены преимущественно в зонах рассланцевания и выражаются в развитии хлорита, серицита, кальцита, эпидота, новообразованного кварца, целестина, молибденита, пирита и халькопирита.
Кроме гранитов исследовались амфибол-биотитовые диориты, вскрытые скв. 21-Палью (3360—3524 м) восточнее Прилукского гранитного массива, практически на границе с зоной Илыч-Чикшинского разлома. Серые мелко- и среднезернистые диориты, инъецированные мелкими крутопадающими телами лейкогранитов, имеют массивную, на отдельных участках трахитоидную текстуру, обусловленную параллельной ориентировкой лейст плагиоклаза. Структура пород гипидиоморфнозернистая, с элементами порфировидной (рис. 2). Диориты сложены плагиоклазом, роговой обманкой, биотитом, кварцем и микроклин-пертитом, акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и рудным минералом, практически нацело замещенным титанитом.
Большинство изученных гранитоидов имеют нормальную щелочность (табл. 1) за исключением части пород скв. 1-Прилукская, содержащих повышенное (до 9.63 мас. %) количество щелочей.
По петрохимической классификации (рис. 3, a) породы, вскрытые скв. 1-Нижняя Омра, относятся к адамеллитам, гранитам, плагиогранитам и плагиолейкогранитам. Гранитоиды скв. 1-Прилукская являются гранитами, субщелочными и щелочными гранитами. Скв. 11-Малая Пера вскрывает трондьемиты и адамеллиты, а скв. 1-Южный Джьер — тоналиты, гранодиориты и граниты. Изученные породы скв. 21-Палью относятся к диоритам и кварцевым диоритам.
По величине отношения Na2O/K2O преобладающий тип щелочности гранитоидов и диоритов — калиево-натриевый. Натриевую специфику имеют все гранитоиды скв. 1-Южный Джьер (Na2O/K2O — 1.31—1.57), два состава гранитоидов скв. 1-Нижняя Омра (Na2O/K2O — 2.79 и 2.84) и один кварцевый диорит скв. 21-Палью (Na2O/K2O — 4.14). Относительно повышенное содержание K2O отмечается только в одном образце субщелочного гранита из скв. 1-Прилукская (Na2O/K2O — 0.05). По содержанию K2O диориты и кварцевые диориты скв. 21-Палью и большинство гранитоидов относятся к высококалиевым породам, часть гранитоидов скв. 1-Нижняя Омра и скв. 1-Южный Джьер — к умеренно-калиевым.
По содержанию элементов-примесей исследуемые гранитоиды можно разбить на две группы: I — из скв. 1-Нижняя Омра и 1-Прилукская, II — из скв. 11-Малая Пера и 1-Южный Джьер (табл. 2). По сравнению с модельным составом гранитов срединно-океанических хребтов (Pearce et al., 1984) гранитоиды I группы обогащены крупноионными литофильными элементами (LILE) — K (1.33—6.93 мас. %), Rb (157; 276 г/т), Ba (187; 238 г/т), а также Th (6.20; 7.58 г/т) и обеднены высокозарядными элементами (HFSE) — Nb (5.97; 7.89 г/т), REE, Zr (64.0; 71.1 г/т), Hf (2.06; 2.26 г/т) (рис. 3, b). Гранитоиды II группы примерно так же обогащены LILE (K — 1.72—3.35 мас. %, Rb — 71; 128 г/т, Ba — 285; 449 г/т), Th (11.4; 11.7 г/т) и дополнительно легкими редкими землями (LREE) и обеднены HFSE — Zr (32.2; 90.8 г/т), Hf (1.51; 3.42 г/т) — и тяжелыми редкими землями (HREE). Их главным отличием от гранитоидов I группы является повышенное содержание REE в целом (129—186 г/т против 30—66 г/т в гранитоидах I группы). Это отличие хорошо видно на графиках распределения REE, нормированных к составу хондрита CI (Sun, McDonough, 1989) (рис. 3, c). Для всех рассматриваемых гранитоидов характерно обогащение LREE относительно HREE (LaN/YbN — 21—24 в гранитоидах I группы и 7—33 в гранитоидах II группы) и проявленный дефицит Eu (EuN/EuN* — 0.29—0.42 и 0.24—0.44 соответственно).
Диориты и кварцевые диориты скв. 21-Палью по содержанию элементов-примесей похожи на гранитоиды II группы, по сравнению с которыми они содержат лишь несколько больше Nb (24.8 г/т) и REE (325 г/т).
Результаты и их обсуждение
Скв. 1-Нижняя Омра вскрыла граниты в интервале 1946.0—1970.1 м под нижнеордовикскими песчаниками седьёльской свиты — основания осадочного чехла. Цирконы, выделенные из обр. 125 (1960 м), представлены субидиоморфными длиннопризматическими кристаллами светло-розового цвета, прозрачными и мутными. Длина кристаллов составляет 106—231 мкм, коэффициент удлинения (Кудл) 1.5—3.2. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 4) видно, что для зерен в основном характерно яркое свечение (в некоторых зернах — только в центральных частях, а краевые практически черные). В большей части зерен наблюдается тонкая осцилляционная зональность, в зерне 7 зональность более грубая. В некоторых зернах (3, 7, 9—11) можно предположить наличие унаследованных (детритовых?) ядер. В зернах 2, 6, 8, 10 и ядерной части зерна 3 содержатся вытянутые, изогнутые и амебовидные темные включения размером до 50 мкм.
Проанализировано 11 зерен (табл. 3). Все значения аналитических данных конкордантны, дискордантность варьирует от +6 до –3 %, но полученные результаты неоднозначны. Изотопные данные по аналитическим кратерам семи зерен, в которых анализировались средние и периферические части зерен (зоны роста), образуют компактный кластер, отвечающий возрасту 602±2 млн лет (рис. 5). Содержания урана в этих кратерах составляет 232—940 мкг/г, тория — 171—360 мкг/г, Th/U = 0.23—0.86. В краевой части зерна 4 (U = 4185 мкг/г, Th = 205 мкг/г, Th/U = 0.05) получен возраст 559±2.4 млн лет. В трех зернах (3, 7 и 9) анализировались ядра (U = 122—230 мкг/г, Th = 63—129 мкг/г, Th/U = 0.42—0.58). По зернам 7 и 9 получен конкордантный возраст 1333±11 млн лет, по зерну 3 — 1662 ± 18 млн лет.
Скв. 1-Прилукская вскрыла граниты в интервале 3014—3122 м под кварцевыми песчаниками нижнеордовикской седьёльской свиты. Анализировались зерна циркона из обр. 33 (3101.2—3109.2 м). Это светло-желтовато-розовые, светло-розовые вытянутые субидиоморфные кристаллы бипирамидально-призматического габитуса, длиной 60—500 мкм при Кудл 3.5—7, с гладкими гранями, прозрачные и полупрозрачные. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 4) видно, что в зернах 1 и 8 присутствуют более светлые цирконовые ядра, окруженные более темным незональным цирконом. Для зерен 3 и 6 характерна лоскутная зональность, а для зерен 2, 4, 5 и 10 — осцилляционная зональность. Внутренняя часть некоторых зерен незональная (зерна 9, 11) или имеет лоскутную зональность (зерно 7), а на периферии этих кристаллов проявлена тонкая осцилляционная зональность.
Проанализировано 11 зерен (табл. 3). Дискордантность аналитических данных превышает 5 % и лишь по четырем зернам (7, 9, 10 и 11), проанализированным в зонах роста с тонкой осцилляционной зональностью (U — 115—361 г/т, Th — 79—215 г/т, Th/U — 0.54—1.11), получен средневзвешенный конкордантный возраст 593 ± 14 млн лет (рис. 6), сопоставимый с возрастом гранитов из скв. 1-Нижняя Омра.
Скв. 11-Малая Пера расположена в 100 км к северо-западу от скв. 1-Нижняя Омра. Граниты вскрыты в интервале 3311—3353 м под нижнеордовикскими аргиллитами нибельской свиты. Цирконы выделены из обр. 22 (3316—3324 м). Они представлены розовыми полупрозрачными субидиоморфными длиннопризматическими кристаллами длиной 130—440 мкм, Кудл — 2.5—4.0. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 4) практически во всех зернах наблюдается тонкая осцилляционная зональность или ее следы. В центральной части зерна 5 содержится окатанное детритовое ядро.
Выполнено 11 анализов в 10 зернах (табл. 3). В двух кратерах (9.1 и 10.2) дискордантность возрастов составляет 20 и 160 %, поэтому эти анализы были исключены из расчета. В остальных кратерах дискордантность изменяется от +7 до –3 %. В ядре зерна 5 (U — 313 г/т, Th — 98 г/т, Th/U — 0.32) зафиксирован конкордантный возраст, равный 1464 ± 11 млн лет. По остальным восьми зернам (U — 275—1973 г/т, Th — 96—414 г/т, Th/U — 0.09—0.47), независимо от места локализации аналитических кратеров, получен средний конкордантный возраст 557±1 млн лет (рис. 7). Заметим, что ранее из этого же образца по четырем зернам циркона был определен 207Pb/206Pb-возраст методом ступенчатого испарения свинца, составивший 551±8 млн лет (Gee et al., 2000).
В скв. 1-Южный Джьер граниты вскрыты в интервале 2232—2305.4 м под песчаниками седьёльской свиты. Цирконовые зерна отбирались из биотитового гранодиорита (обр. 19, гл. 2200 м). Преобладают бесцветные до светло-розовых удлиненные бипирамидально-призматические прозрачные, с гладкой поверхностью зерна длиной 80—250 мкм при Кудл 5—6. В них на катодолюминесцентных изображениях (рис. 4) видна грубая осцилляционная зональность. В осевой части зерен 1 и 8 содержатся крупные темные включения. Центральная зона зерна 7, более светлая в катодных лучах, окружена более темной каймой. Зерно 9 характеризуется почти изометричной формой и сглаженными очертаниями, его темная центральная часть окружена светлой каймой.
Результаты аналитических измерений в 10 зернах приведены в табл. 3. Семь фигуративных точек (U — 426—1977 г/т, Th — 229—3096 г/т, Th/U — 0.12—2.40) с 206Pb/238U-возрастами 530—552 млн лет на графике (рис. 8) составляют кластер, соответствующий конкордантному возрасту 536±8 млн лет. По остальным трем зернам (7, 8 и 9) получены более древние значения 206Pb/238U-возраста — 994 ± 24, 604 ± 12 и 1691 ± 31 млн лет соответственно.
В скв. 21-Палью под доломитами и мергелями среднеордовикской маломакарихинской свиты в интервале 3360—3524 м вскрыты диориты. Ранее из обр. 30 с глубины 3360 м по отношению радиогенных изотопов свинца 207Pb/206Pb в четырех цирконовых зернах был получен возраст 560±15 млн лет (Gee et al., 2000). Исследуемые нами зерна циркона отбирались из обр. 30/11 (3391.9—3395.9 м). Они представляют собой светло-розовые прозрачные идиоморфные зерна бипирамидально-призматического облика и обломки удлиненно-призматических кристаллов. Размер зерен 200—550 мкм при Кудл 4—5. На катодолюминесцентных изображениях в цирконах наблюдаются грубая осцилляционная зональность и слабое свечение (рис. 4). Десять зерен циркона проанализированы в 11 кратерах (табл. 3), средний конкордантный возраст составляет 545±3 млн лет (рис. 9).
Заключение
Результаты локального U-Pb (SIMS)-датирования цирконов из магматических пород юго-восточной части Ижемской зоны фундамента Печорской синеклизы свидетельствуют о дискретности гранитогенеза, что ставит под сомнение отнесение пород к единому комплексу. Возможно, его следует выделять в объеме Нижнеомринского и Прилукского массивов, на что указывает близость цирконовых возрастов в скв. 1-Нижняя Омра (602 ± 2 млн лет) и в скв. 1-Прилукская (593 ± 14 млн лет). По-видимому, их можно сопоставить по возрасту с выходящими на поверхность интрузивными породами Северного Тимана, тем более что они находятся в одном коровом мегаблоке. SIMS-датировки по цирконам из северотиманских габбродолеритов, оливин-керсутитовых габбро, сиенитов и гранитов разных массивов образуют узкий интервал — 617—598 млн лет (Larionov et al., 2004, Andreichev et al., 2020, Андреичев и др., 2021), а образование пород связывается с плюмовым магматизмом (Степаненко, 2015; Соболева и др., 2021).
Другой эпизод магматизма зафиксирован в цирконах из гранитоидов в скв. 11-Малая Пера (557 ± 1 млн лет) и в скв. 1-Южный Джьер (536±8 млн лет). Близкий возраст (545 ± 3 млн лет) показали цирконы из диоритов скв 21-Палью. Эти породы коррелируются по возрасту с поздневендскими синорогенными гранитами, вскрытыми скважинами 54-Седуяха, — 545 ± 7 млн лет (Андреичев и др., 2014а), 1-Чаркаю — 544 ± 6 млн лет, 1-Южная Чаркаю — 555 ± 2 млн лет и 1-Восточная Чаркаю — 545 ± 5 млн лет (Андреичев и др., 2017а) в Припечорской зоне разломов, вдоль которой функционировала зона субдукции и связанная с ней островодужная система, занимавшая территорию Печорской зоны. Им предшествуют позднеостроводужные плагиограниты, установленные в Печорской зоне в скв. 1-Новая — 564 ± 5 млн лет (Андреичев и др., 2023а).
Возраст, превышающий 0.9 млрд лет (в аналитических кратерах 3.1 (1657 ± 9 млн лет), 7.1 (1333 ± 7 млн лет, 9.1 (1330 ± 11 млн лет) цирконов из гранитов скв. 1-Нижняя Омра, кратере 8.1 (998 ± 24 млн лет) циркона из гранитов скв. 1-Прилукская, кратере 5.1 (1459 ± 6 млн лет) циркона из гранитов скв. 11-Малая Пера и кратеров 7.1 (994 ± 24 млн лет) и 9.1 (1691 ± 31 млн лет) зерен циркона из гранитов скв. 1-Южный Джьер) получен по преимущественно округлым ядрам циркона, которые, по всей видимости, унаследованы из гранитообразующего, вероятно, обломочного субстрата. На это указывает наличие аналогичных датировок среди возрастов детритовых цирконов из метатерригенных пород верхнедокембрийского фундамента Тиманского мегаблока Печорской плиты, выходящего на поверхность в отдельных поднятиях. Это породы барминской серии Северного Тимана (Андреичев и др., 2014б; 2017б; 2018), четласской (Удоратина и др., 2017; Брусницина и др., 2021; Brusnitsyna et al., 2022), вымской (Соболева и др., 2019) и обдырской (Соболева и др., 2024) серий Среднего Тимана, джежимской свиты Южного Тимана (Кузнецов и др., 2010; Гракова и др., 2024; Соболева и др., 2024).
1. Акимова Г. Н. Геохронология докембрия Тимана // Сов. геология. 1980. № 12. С. 71—85.
2. Андреичев В. Л. Изотопная геохронология интрузивного магматизма Северного Тимана. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 91 с.
3. Андреичев В. Л., Ларионов А. Н. 207Pb/206Pb-датирование единичных кристаллов циркона из магматических пород Северного Тимана // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты: Тез. докл. I Росс. конф. по изотопной геохронологии. М.: ГЕОС, 2000. С. 26—28.
4. Андреичев В. Л., Литвиненко А. Ф. Изотопная геохронология гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 68 с.
5. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г. Первые U-Pb-данные о возрасте гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы // ДАН. 2014а. Т. 458. № 5. С. 559—566. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869565214290192
6. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Герелс Дж. U-Pb-возраст и источники сноса обломочных цирконов из верхнедокембрийских отложений Cеверного Тимана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014б. Т. 22. № 2. С. 32—45. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869592X14020021
7. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Миллер Э. Л., Кобл М. А., Ларионов А. Н., Вакуленко О. В., Сергеев С. А. Возраст гранитоидов Припечорской разломной зоны фундамента Печорской синеклизы: первые U-Pb (SIMS)-данные // ДАН. 2017а. Т. 474. № 3. С. 321—326. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869565217150129
8. 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 Cеверного Tимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017б. Т. 92, вып. 1. С. 10—20.
9. 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 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2018. Т. 93, вып. 2. С. 14—26.
10. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Удоратина О. В., Ронкин Ю. Л. Цирконология сиенитов Северного Тимана // Вестник геонаук. 2021. № 6 (318). C. 16—27. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2021.6.2. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2021.6.2
11. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Ронкин Ю. Л. Два эпизода надсубдукционного интрузивного магматизма в пределах Печорской зоны фундамента Печорской синеклизы // Вестник геонаук. 2023а. 10 (346). C. 15—25. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2023.10.2
12. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Ронкин Ю. Л., Миллер Э. Л., Кобл М. А. Гранитоиды Большеземельской зоны фундамента Печорской синеклизы: состав и U-Pb-возраст // Геология и геофизика. 2023б. T. 64, № 2. С. 180—191. DOI:https://doi.org/10.15372/GiG2022125
13. Белякова Л. Т. Байкальская вулканогенная моласса севера Урала и Большеземельской тундры / Сов. геология, 1982. № 10. С. 68—78.
14. Белякова Л. Т. Строение фундамента Ижма-Печорской впадины и Большеземельского мегаблока // Верхний докембрий севера европейской части СССР. Сыктывкар, 1983. С. 72—75. Деп. в ВИНИТИ. № 1155—84.
15. Белякова Л. Т. Строение фундамента Тимано-Печорской провинции и его отражение в палеоструктурах осадочного чехла // Геотектоника Европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар: Коми научный центр УрО АН СССР, 1988. С. 22—25.
16. Белякова Л. Т., Богацкий В. И., Богданов Б. П., Довжикова Е. Г., Ласкин В. М. Фундамент Тимано-Печорского нефтегазоносного бассейна. Ухта: ТП НИЦ, 2008. 288 с.
17. Белякова Л. Т., Степаненко В. И. Гранитоиды фундамента Печорской синеклизы как индикаторы тектоно-магматической зональности // ДАН СССР. 1990. Т. 313. № 3. С. 677—681.
18. Белякова Л. Т., Степаненко В. И. Магматизм и геодинамика байкалид фундамента Печорской синеклизы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. № 12. С. 106—117.
19. Брусницына Е. А., Ершова В. Б., Худолей А. К., Андерсон Т., Маслов А. В. Возраст и источники сноса пород четласской серии (рифей) Среднего Тимана по результатам U-Th-Pb (LA-ICP-MS)-датирования обломочных цирконов. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2021. Т. 29. № 6. С. 1—23. DOI:https://doi.org/10.31857/S0869592 X21060028
20. Гафаров Р. А. О глубинном строении фундамента в зоне сочленения Восточно-Европейской платформы и Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. № 8. С. 3—14.
21. Гецен В. Г. Геодинамическая реконструкция развития северо-востока европейской части СССР для позднепротерозойского этапа // Геотектоника. 1991. № 5. С. 26—37.
22. Гракова О. В., Никулова Н. Ю., Хубанов В. Б. U/Pb-возраст и источники сноса обломочного циркона из верхнерифейских песчаников Немской возвышенности (Южный Тиман) // Известия Коми НЦ УрО РАН. 2024. № 3 (69). С. 76—86. (Науки о Земле). DOIhttps://doi.org/10.19110/1994-5655-2024-3-76—86
23. Дедеев В. А., Журавлев В. С., Запольнов А. К. Тиманская и Печорская складчатые системы // Структура фундамента платформенных областей СССР. Л.: Наука, 1974. С. 82—90.
24. Дедеев В. А., Запорожцева И. В. Земная кора Европейского Северо-Востока СССР. Л.: Наука, 1985, 98 с.
25. Довжикова Е. Г., Ремизов Д. Н., Пиис В. Л. Геодинамическая позиция магматических пород фундамента Тимано-Печорской плиты в свете новых данных // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы: Материалы Всеросс. петрограф. совещ. Сыктывкар, 2000. Т. IV. С. 49—52.
26. Иванов С. Н., Пучков В. Н., Иванов К. С., Самаркин Г. И., Семенов И. В., Пумпянский А. И., Дымкин А. М., Полтавец Ю. А., Русин А. И., Краснобаев А. А. Формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1986. 248 с.
27. Костюченко С. Л. Структура и тектоническая модель земной коры Тимано-Печорского бассейна по результатам комплексного геолого-геофизического изучения // Тектоника и магматизм Восточно-Европейской платформы. М.: КМК, 1994. С. 121—133.
28. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В., Андреичев В. Л., Дорохов Н. С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 1. Протоуралиды, Тиманиды и доордовикские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3—22.
29. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В., Андреичев В. Л., Дорохов Н. С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1. С. 32—45.
30. Кузнецов Н. Б., Натапов Л. М., Белоусова Е. А., Гриффин У. Л., О`Рейли С., Куликова К. В., Соболева А. А., Удоратина О. В. Первые результаты U/Pb-датирования и изотопно-геохимического изучения детритных цирконов из позднедокембрийских песчаников Южного Тимана (увал Джежим-Парма) // Докл. АН. 2010. Т. 435, № 6. С. 798—805.
31. Оловянишников В. Г., Бушуев А. С., Дохсаньянц Э. П. Строение зоны сочленения Русской и Печорской плит по геолого-геофизическим данным // Докл. РАН. 1996. Т. 351. № 4. С. 209—231.
32. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород / Ред. В. С. Попов, О. А. Богатиков. М.: Логос, 2001. 768 с.
33. Пучков В. Н. Структурные связи Приполярного Урала и Русской платформы. Л.: Наука, 1975.
34. Пучков В. Н. Эволюция литосферы: от Печорского океана к Тиманскому орогену, от Палеоуральского океана к Уральскому орогену // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: ГЕОС, 2005. С. 309—342.
35. Рифей и венд Европейского Севера СССР / В. Г. Гецен, В. А. Дедеев, Г. Н. Акимова, В. Л. Андреичев и др. Сыктывкар, 1987. 124 с.
36. Ронкин Ю. Л., Лепихина О. П., Голик С. В., Журавлев Д. З., Попова О. Ю. Мультиэлементный анализ геологических образцов кислотным разложением и окончанием на HR ICP-MS Element2 // Ежегодник-2004: Информ. сб. науч. тр. ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. С. 423—433.
37. 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) // Бюлл. МОИП. 2019. Т.94. Вып. 1. С. 3—16.
38. Соболева А. А., Андреичев В. Л., Удоратина О. В. Неопротерозойский плюмовый магматизм Северного Тимана // Петрология и геодинамика геологических процессов: Материалы XIII Всеросс. петрограф. совещ. Иркутск: Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2021. Т. 3. С. 92—94.
39. Соболева А. А., Хашимова Ю. В., Андреичев В. Л., Довжикова Е. Г., Адамская Е. В., Львов П. А. Эдиакарский вулканизм Большеземельской зоны фундамента Тимано-Печорской плиты // Геодинамика и минерагения Северной Евразии: Материалы VI Междунар. науч. конф., посвящ. 50-летию Геологического института им. Н. Л. Добрецова СО РАН. Улан-Удэ: Изд-во Бурятского госуниверситета, 2023. С. 491—493.
40. Соболева А. А., Андреичев В. Л., Хубанов В. Б., Цыбульская А. Е., Кремер И. О. Результаты U-Pb (LA-ICP-MS)-датирования детритового циркона из верхнедокембрийских отложений южной части Тимана // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: Материалы XVIII Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2024. Т. II. С. 97—100.
41. Степаненко В. И. Позднепротерозойский магматизм северо-восточной окраины Восточно-Европейской платформы как плюм-события // Тектоника и геодинамика континентальной и океанической литосферы: общие и региональные аспекты: Материалы XLVII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2015. Т. 2. С. 188—191.
42. Тимано-Печорский седиментационный бассейн. Атлас геологических карт (литолого-фациальных, структурных и палеогеологических) / Под ред. В. И. Богацкого, З. В. Ларионовой. Ухта: Изд-во ТП НИЦ, 2000.
43. 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 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып 5. С. 15—32.
44. Фишман М. В., Андреичев В. Л., Естафьева А. Д. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами (северо-восток европейской части СССР, север Урала, Пай-Хой, Новая Земля). Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1981. 181 с. Деп. в ВИНИТИ. № 531—82.
45. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Ronkin Yu. L., Coble M. A., Miller E. L. Granites of Northern Timan — probable indicators of Neoproterozoic stages of Rodinia breakup // Geodynamics & tectonophysics, 2020, V. 11, No. 2, pp. 201—218. DOI:https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-2-0470.
46. Black L. P., Kamo S. L., Allen C. M., Aleinikoff J. N., Davis D. W., Korsch R. J., Foudoulis C. TEMORA 1: A new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology // Chem. Geol., 2003, V. 200, pp. 155—170. DOI:https://doi.org/10.1016/S0009-2541 (03)00165-7
47. Brustnitsyna E., Ershova V., Khudoley A. Maslov A., Andersen T., Stockli D., Kristoffersen M. Age and provenance of the Precambrian Middle Timan clastic succession: Constraints from detrital zircon and rutile studies // Precambrian Research, 2022, V. 371, Article 106580.
48. Coble M. A., Vazquez J., Barth A.P., Wooden J., Burns D., Kylander-Clark A., Jackson S., Vennari C. E. Trace element characterization of MAD-559 zircon reference Material for ion microprobe analysis. Geostandards and Geoanalytical Research. 2018, V. 42, pp. 481—497. DOI:https://doi.org/10.1111/ggr. 12238
49. Gee D. G., Beliakova L., Pease V., Larionov A., Dovshikova E. New, Single Zircon (Pb-Evaporation) Ages from Vendian Intrusions in the Basement beneath the Pechora Basin, Northeastern Baltica // Polarforschung, 2000, V. 68, pp. 161—170. DOI: 10.2312/ polarforschung.68.16
50. Ireland T. R., Gibson G. M. SHRIMP monazite and zircon geochronology of high-grade metamorphism in New Zealand // J. Metamorphic Geol, 1998, V. 16, pp. 149—167.
51. Larionov A. N., Andreichev V. L. & Gee D. G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Eds. Gee D.G., Pease V. Geol. Soc. London. Mem., 2004, No. 30, pp. 69—74.
52. Ludwig K. R. SQUID 2 — A User's Manual, rev. 12 Apr, 2009 // Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2009, No. 5, 110 p.
53. Ludwig K. R. Isoplot 3.75, a geochronological toolkit for Excel // Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2012, No. 5, 75 p.
54. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 1984, V. 25, pp. 956—983. DOI:https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
55. Pease V., Dovzhikova E., Beliakova L. & Gee D. G. Late Neoproterozoic granitoid magmatism in the basement to the Pechora Basin, NW Russia: geochemical constraints indicate westward subduction beneath NE Baltica // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica / D. G. Gee & V. Pease (eds). Geol. Soc., London, Mem., 2004, V. 30, pp. 75—85. DOI:https://doi.org/10.1144/GSL.MEM.2004. 030.01.08
56. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in ocean basins / Eds. A. D. Saunders, M. J. Norry. Geological Society of London, Special Publication, 1989, V. 42, pp. 313—345. doi:https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
57. Vermeesch P. IsoplotR: A Free and Open Toolbox for Geochronology. Geoscience Frontiers, 2018, V. 9 (5), pp. 1479—1493. DOI:https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.04.001
