CC BY
88
ЭВОЛЮЦИЯ ФУНДАМЕНТА ПЕЧОРСКОЙ ПЛИТЫ 00 ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОМЕТРИЧЕСКИМ ДАННЫМ
(Доклад Вделан йа Нодичной [Сессии [2008)
Тимано-Печоро-Североуральский сектор литосферы наращивает с северо-востока остов Восточно-Европейского кратона (ВЕК) и отождествляется с Печорской плитой. Ее выщеление в крупную самостоятельную структуру обусловлено разновозрастностью складчатого основания. В расположенном юго-западнее Тимана Мезенском мегаблоке фундамент архейско-раннепротерозойский, а на Тимане и к северо-востоку от него платформенный чехол подстилается неравномерно дислоцированными и метаморфизованны-ми осадочными и магматическими комплексами рифейско-вендского возраста.
В современном структурном плане платформенного чехла в пределах плиты выщеляются различные по строению и геологическому развитию крупные региональные тектонические структуры: Тиманская (Канино-Тиман-ская) гряда, Печорская синеклиза, северные части Предуральского краевого прогиба и Уральского складчатого пояса вплоть до Главного Уральского глубинного разлома, который служит восточным структурным ограничением Печорской плиты [16]. Западной и югозападной границей Печорской плиты с Мезенским мегаблоком Восточно-Европейской платформы является Запад-но-Тиманский глубинный разлом.
Для обозначения комплексов пород, слагающих консолидированный фундамент плиты, исследователи используют различные термины: тимани-ды, байкалиды, доуралиды, протоура-лиды, а в последнее время предпочтение отдается тиманидам. По современным представлениям, они обрамляют ВЕК, прослеживаясь от Мугоджар в южной части Урала до п-ова Варангер северного окончания Норвегии. От Тиманской гряды (типовой области развития тиманид) они простираются далеко на северо-восток под фанерозой-ские последовательности Печорской синеклизы и шельфа Баренцева моря, появляясь на дневной поверхности в
К. г.-м. н.
В. Л. Андреичев
andreichev@geo.komisc.ru
отдельных антиклинальных структурах Полярного Урала (поднятиях Ен-ганэпэ, Манитаныфд, Оченырд), Пай-Хоя, о-ва Вайгач и архипелага Новая Земля, а также слагают ЦентральноУральское поднятие.
В Печорской синеклизе фундамент вскрыт скважинами на глубинах от
0.5 км на восточном склоне Тимана до
4.5 км на севере синеклизы. В его строении по вещественному составу и характеру магматизма выщеляются два мегаблока: Тиманский и Большезе-мельский. В первый входят Тиман и Ижемская зона, а второй состоит из Печорской и Большеземельской зон. Граница между мегаблоками проводится по зоне разломов, именуемой Припечорско-Илыч-Чикшинской и считающейся сутурой.
В докембрийской эволюции Печорской плиты ключевыми моментами до сих пор являются время открытия и закрытия океана.
Образование ВЕК связано с последовательной аккрецией и коллизией трех ранее самостоятельных архей-ско -раннепротерозойских лито с фер-ных сегментов, известных как Сарма-тия, Волго-Уралия и Фенноскандия. Их сочленение, сопровождавшееся коллизионными процессами, происходило в интервале 2.1—1.7 млрд лет [56 и ссылки в ней]. Около 2.1— 2.0 млрд лет назад произошло столкновение Волго-Уралии с Сарматией, а образовавшийся мегаконтинент Волго-Сарматия соединился в позднем палеопротерозое (1.8—1.7 млрд лет) с Фен-носкандией. С этого времени западная часть ВЕК развивалась в режиме активной континентальной окраины, а на востоке и северо-востоке сформировавшегося континента происходил интенсивный рифтинг, сопровождавшийся образованием сети авлакогенов. Коллизионные зоны между Волго-Ура-лией, Сарматией и Фенноскандией, включающие фрагменты разделяющих их палеопротерозойских океанических структур, были унаследованы рифейс-
кими транскратонными рифтовыми системами: Пачелмской, Волыно-Ор-шанской и Среднерусской [56].
Первый эпизод континентального рифтогенеза проявился на восточной периферии кратона в начале рифея. Он привел к заложению Камско-Бельско-го, Пачелмского, Серноводско-Абду-линского авлакогенов, открывавшихся в сторону края континента [35, 50].
На северо-восточной окраине кратона рифтогенная деструкция произошла позднее (по разным оценкам, в среднем или позднем рифее) и привела к образованию Среднерусского авлакогена северо-восточной ориентировки, маркирующего шовную зону между Фенноскандией и Волго-Сарма-тией. В притиманской части он нередко выделяется в качестве самостоятельного Котласского авлакогена, от которого отходят два апофиза северозападного простирания: Кандалакшс-ко-Двинский и Мезенский авлакогены.
Начало рифтогенеза связывается с заложением обширного прогиба на карельском основании. К востоку от Припечорско-Илыга-Чикшинской зоны происходило формирование рифта, в результате чего дорифейский кристаллический фундамент превратился в коллаж микроплит и крупных континентальных блоков, которые стали перемещаться в раскрывшийся океанский бассейн. В. Н. Пучков [36, 37] предлагает называть его Печорским и считает, что океан образовался не позже начала позднего рифея. На территории Тимана и Ижемской зоны (Тиманский мегаблок) установился режим пассивной континентальной окраины, где на погруженном карельском кристаллическом фундаменте происходило накопление терригенных осадков шельфа, континентального склона и его подножия. Увеличение глубоковод-ности осадков наблюдается в северовосточном направлении от Тимана к Печоро-Илыга-Чикшинской зоне разломов. В этом же направлении снижается мощность карелид и возрастает
мощность верхнепротерозойского комплекса.
Отторгнутые во время деструкции ВЕК континентальные блоки находятся в его восточном и северо-восточном обрамлении. Архейский возраст достоверно установлен лишь в Тараташском полиметаморфическом комплексе, представляющем собой фрагмент ВЕК среди рифейских толщ на западном склоне Южного Урала. U—Pb возраст цирконов из гранулитов по разным источникам составляет 2.92 млрд лет [23] и 3.5 млрд лет [43].
На севере Урала большинством исследователей признается раннепротерозойский возраст няртинского, хар-бейского, марункеуского и неркаюско-го полиметаморфических комплексов с различными структурно-веществен-ныши и фациальными характеристиками. Имеющиеся по ним изотопные данные (K—Ar, а—Pb, Pb—Pb, U— Pb, SHRIMP) охватывают интервал от 2.7 до 1.7 млрд лет. Pb—Pb датировки такого же уровня установлены в отдельных зернах циркона из гранитов (2.7 млрд лет), вскрытых скв. 1-Вос-точная Чаркаю в Припечорско-Илыгч-Чикшинской зоне [57], и из риолитов (1.7 млрд лет) скв. 1-Сандивей в Боль-шеземельской зоне [9]. О связи этих объектов с ВЕК может свидетельствовать сопоставимость всех датировок с возрастом главных коллизионных процессов при его образовании, а также с более древними рубежами (2.7 и
2.5 млрд лет), с которыми связаны до-карельские процессы роста континентальной коры Сарматии, Волго-Уралии и Фенноскандии [56 и др.].
Инициальный раннерифейский рифтинг на восточной окраине крато-на фиксируется U—Pb возрастом цирконов (1635 ± 30 млн лет) из трахиба-зальтов навышской подсвиты вулкано-генно-терригенной айской свиты, считающейся базальным уровнем нижне-рифейской бурзянской серии Башкирского поднятия [22].
На севере Урала и Тимане по некоторым объектам (няртинскому комплексу и его обрамлению, неркаюско-му комплексу, Марункеускому блоку, чешской свите Северного Тимана, гранитам п-ова Канин) имеются возрастные определения (K—Ar, Rb—Sr, Sm—Nd, Pb—Pb, SHRIMP) в интервале 1.64—1.54 млрд лет, сопоставимые с “навышским уровнем”. Но и здесь нельзя исключать вероятность того, что они относятся к дорифтинговой
эндогенной эволюции ВЕК, о чем свидетельствует кореллируемость датировок с возрастом готской (1.73— 1.55 млрд лет), телемаркской (1.52— 1.48 млрд лет) и данополонской (1.5— 1.4 млрд лет) орогений [56 и др.].
Это предположение согласуется с проблематичностью выщеления нижнего рифея на севере Урала и Тимане. На Приполярном Урале в современных стратиграфических схемах [45] к нижнему рифею отнесены маньхобеинская и щекурьинская свиты. Исследованиями А. М. Пыстина и Ю. И. Пыстиной [30, 38, 39] было показано, что в породах этих стратиграфических подразделений отмечаются реликты высокотемпературных парагенезисов, в частности гранат + роговая обманка, а видовой состав акцессорных минералов, типоморфные минеральные ассоциации и морфология цирконов идентичны метаморфическим образованиям дорифейского няртинского комплекса, поэтому предпочтительнее считать эти стратиграфические единицы составной частью последнего. На Тимане и п-ове Канин ранним рифеем условно датируются чешская свита и микулкин-ская серия, но скорее всего они представляют собой выступы кристаллического фундамента ВЕК. Следует отметить отсутствие нижнерифейских отложений на Полярном Урале и в Мезенской синеклизе. Все это дает основание считать, что в раннерифейское время рассматриваемые нижнедокембрийс-кие комплексы севера Урала входили в состав ВЕК, и поэтому все приведенные выше датировки следует связывать с его эволюцией, а не с историей геологического развития Тимано-Печоро-Североуральского сегмента литосферы.
В конце раннего рифея имело место воздымание ВЕК, обусловленное деформациями сжатия на западе и востоке, что и нашло выфажение в региональном несогласии между средним рифеем и подстилающими его более древними образованиями.
В начале среднего рифея в восточной части ВЕК проявился машакский этап рифтогенеза [20, 34, 35 и др.], сопровождавшийся образованием разнообразных эффузивных и интрузивных пород. Время его проявления документируется многочисленными изотопными данными в интервале 1.39— 1.35 млрд лет.
Для подошвы среднерифейского разреза на севере Урала характерны грубообломочные осадочные породы.
На Приполярном Урале пуйвинская свита начинается с кварцитов ошиз-ской толщи, а на Полярном Урале несогласное залегание вулканогенно-осадочной няровейской серии на метаморфических образованиях харбейского комплекса подчеркивается выдержанным по простиранию горизонтом базальных конгломератов.
На Приполярном Урале к продуктам среднерифейского рифтогенеза можно отнести метадиабазы и метабазальты, отмечаемые на уровне пуйвин-ской свиты и выщеляемыге в толеит-ба-зальтовую верхнекожимскую формацию [12]. В большинстве случаев породы превращены в эпидот-хлорит-роговообманковые сланцы и амфиболиты, поэтому рассчитывать на получение информации о времени их формирования не приходится. По породам и минералам малыкского комплекса, хобеинской свиты, Вангыфского гранитного массива, аллювиальных россыпей различными методами (K—Ar, Re—Os, Pb—Pb, SHRIMP) получены возрастные значения в интервале 1.36—1.22 млрд лет.
В основании рифейского разреза Тимана типичные рифтовые комплексы не отмечаются, но по некоторым объектам имеются изотопные данные, соответствующие “машакс-кому уровню”. Скважиной 21-Палью в юго-восточной части Тиманского мегаблока, вблизи Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны разломов, вскрыты диориты, имеющие Rb—Sr возраст 1360 ± 31 млн лет [6]. На Среднем Тимане широко известен диабазовый силл в сланцах паунской свиты, K—Ar возраст которого по амфиболам составляет 1375—1330 млн лет [1].
В пользу среднерифейского возраста заложения северо-восточной окраины ВЕК свидетельствуют Rb—Sr (1050 ± 26 млн лет) [2] и Sm—Nd (1040 ± 180 млн лет) [4] изотопные данные по габбродиабазам и диабазам Северного Тимана, показывающие, что прорываемые ими терригенные отложения барминской серии следует датировать средним рифеем. Об этом же говорит K—Ar возраст глинистой фракции терригенных отложений об-дыфской серии, составляющий 990— 945 млн лет (9 определений). По-видимому, он отражает время проявления катагенетических преобразований осадков, а не возраст пород области сноса. Сопоставимые с машакским уровнем возрастные значения показа-
ли ц^тоны (SHRIMP) из TpaHOToE (і362—1279 млн лєт) [54] и кpиcтaл-flHHecRHx ^яицєв ми^лки^!^ cepии (1372—1225 млн лєт) [4G] п-oвa Ka-нин. a тaкжe биoтиты (K—Ar; 1325— 13GG млн лет) из гpaнaт-cтaвpoлитo-вьк cлaнцeв чeшcкoй cвиты Ceвepнo-го Tимaнa [15]. Pb—Pb вoзpacт o^e.№-ныx зepeн ц^гою из гpaнитoв, вcкpы-тыx cra. 2б-Bocтoчнaя Xapъягa в Бoль-шeзeмeльcкoй зoнe, cocтaвляeт 1447— 12GG млн лет [57].
B гонце cpeднeгo и нaчaлe гоздне-го pифeя BEK иcпытaл cжaтиe, oбyc-лoвлeннoe вxoждeниeм eгo в cyneproH-тинент Poдиния. Bдoль зaпaднoй rpa-ницы cфopмиpoвaлcя Cвeкoнopвeжc-кий opoгeничecкий пoяc (1.14—
G.9G млpд лет). coвпaдaющий no вpe-мени c гpeнвильcкoй opoгeниeй в Ce-вepнoй Aмepикe.
O тoм, что ^етиль^^ coбытия пoлyчили oтклик в Tимaнo-Пeчopo-Ceвepoypaльcкoм peгиoнe, cвидe-тельэтвуют бoлee cлoжнaя no apx^ тек^е cклaдчaтocть нижней чacти pифeйcкиx oтлoжeний Tимaнcкoгo мeгaблoкa [9] и нeмнoгoчиcлeнныe изoтoпныe дaнныe. Этo пpивoдимыє выше Rb—Sr и Sm—Nd вoзpacты no бaзитaм Ceвepнoгo Tимaнa, кoтopыє кoppeлиpyютcя c вoзpacтaми диaбa-зoв п-oвoв Cpeдний, Pыбaчий, o-вя Kильдин [5S] и гaббpoдиaбaзoв Юж-нoгo Уpaлa [1G. 47]. тaкжe пpopывa-ющиx cpeднepифeйcкиe oтлoжeния. Ha Bымcкoй гpядe (p. Умбa) в cкв. 425 Ha глубине 441 м в тpyбкe взpывa вcтpeчeн кceнoлит эклoгитa. K—Ar вoзpacт кoтopoгo no флoгoпи-ту cocтaвляeт 9б5 і 25 млн лет. Ha гpeнвильcкий жточник мaгмoпpoяв-лений yкaзывaют нacлeдoвaнныe ге-нepaции циpкoнa (1G13—9G5 млн лет; Pb—Pb) из гpaнитoидoв фyндa-мeнтa Пeчopcкoй cинeклизы (cкв. 1G—Южтая Чapкaю, 26-Boc-тoчнaя Xapъягa) [57]. O6 этoм же cви-дeтeльcтвyeт минимaльный “пpoвe-нaнc”-вoзpacт циpкoнoв из квapцитo-пecчaникoв джeжимcкoй cвиты (Южный Tимaн), paвный 1G42 млн лет [2S]. Aнaлoгичный вoзpacт ycтaнoв-лен в нeкoтopыx oбъeктax Пpипoляp-нoгo и Пoляpнoгo Ypafla.
Pacпaд Poдинии нaчaлcя в шзднем pифee, пpимepнo c S5G млн лет [56]. B Tимaнcкoм мeгaблoкe cтaбилизиpoвaл-cя peжим пaccивнoй o^an^i. roтopый пpocyщecтвoвaл дo aктивнoгo пpoяв-ления aккpeциoнныx (кoллизиoнныx) пpoцeccoв, a в Бoльшeзeмeльcкoм и
Ceвepoypaльcкoм мeгaблoкax oбpaзo-вaлиcь кoнтинeнтaльныe мaccивы, pas-деленные бacceйнaми c paзличным тишм ropm. Иx peликты фиго^уют-cя Ha пoднятии Eнгaнэпэ и нeкoтоpыx дpyгиx oбъeктax, a в Бoльшeзeмeльc-кoм мeгaблoкe ycтaнaвливaютcя no reo-физnчecким дянным и no peзyльтaтaм бypeния. B цeнтpaльнoй чacти Xope^ вepcкoй впядины выделяется Xope^ вepcкий микpoкoнтинeнт, кoтopый, Ha ocнoвaнии cxoдcтвa вcкpытыx cквaжи-нaми эффyзивныx пopoд c вepxнeдo-кeмбpийcкnми oбpaзoвaниями Пpипo-ляpнoгo Уpaлa и пpeдпoлoжeния pядa иccлeдoвaтeлeй [11 и дp.] o пpoдoлжe-нии дoypaлид Пpипoляpнoгo Уpaлa в Бoльшeзeмeльcкyю тyндpy, paccмaтpи-вaeтcя кaк единый Xopeйвepcкo-Ko-жимcкий микpoкoнтинeнт [9]. Припе-чopcro-Илыч-Чикшинcкaя зoнa paзлo-мoв no нaбopy эффyзивoв извecткoвo-щeлoчнoй cepии, интpyзий мaгмaти-чecкиx пopoд oт yльтpaocнoвнoгo дo киcлoгo cocтaвoв клaccифициpyeтcя кaк ocтpoвoдyжнaя cиcтeмa, oбpaзo-вaвшaяcя пpи зaкpытии oкeaничecкo-гo бacceйнa [17]. B та^нич^й oблa-cти между Xopeйвepcким микpoкoнти-нeнтoм и Bapaндeй-Aдзьвинcкoй cтpyктypнoй зoнoй пpeдпoлaгaeтcя Ha-личие cпpeдингoвoй зoны, тpaccиpye-мoй в югo-вocтoчнoм нaпpaвлeнии дo пepeceчeния c гpядoй Чepнышeвa и дaлee к шднятию Eнгaнэпэ [21].
Ha Tимaнe и ceвepe Уpaлa в ocho-вaнии вepxнepифeйcкиx cтpaтигpaфи-чecкиx пocлeдoвaтeльнocтeй oтмeчa-ютcя кoнглoмepaты и квapциты, что cвидeтeльcтвyeт o пpeдшecтвoвaвшeм пepepывe в ocaдкoнaкoплeнии. Pacпaд Poдинии cинxpoнизиpyeтcя c oбpaзo-вaниeм кapбocтpoмoвoй (pифoвoй) фopмaции, пpocлeживaeмoй no reoflo-гичecким и гeoфизичecким дaнным вдoль гpaницы шeльфa и юнтинен-тaльнoгo cклoнa oт o-вa Kильдин дo Пoлюдoвa кpяжa и дaлee вдoль зaпaд-Horo cклoнa Уpaлa Ha ceвep дo Пoляp-нoгo Уpaлa, a Ha юге — дo Гopнoй Бaшкиpии [32. 33]. Этo xopomo узта-вaeмый penep. пoзднepифeйcкий вoз-paCT кoтopoгo, oтвeчaющий миньяpc-кoмy и пpeимyщecтвeннo yкcкoмy ypoвням вepxнeгo кapaтaвия, ycтaнoв-лен no cтpoмaтoлитaм и микpoфитo-литaм.
Oбycлoвлeнныe pacпaдoм Poдиниn мaгмaтичecкиe и мeтaмopфичecкиє пpoцeccы пoдтвepждaютcя мнoгoчиc-ленными изoтoпными дaнными в ин-тepвaлe S5G—6GG млн лет. пoлyчeнны-
ми no paзличным oбъeктaм Tимaнa. Пeчopcкoй cинeклизы, Пpипoляpнoгo и Пoляpнoгo Уpaлa.
O cyщecтвoвaнии пoзднepифeй-cкoгo oкeaничecкoгo бacceйнa cвидe-тeльcтвyют гeoлoгичecкиe и rooTOn-ные дaнныe no oбъeктaм, фopмиpoвa-ние кoтopыx cвязaнo c oкeaничecки-ми и ocтpoвoдyжными гeoдинaмnчec-кими oбcтaнoвкaми. B зoнe Пpипeчop-cro-Илыч-Чикшинcкoгo paзлoмa K— Ar вoзpacт биoтитoв из диopитoв. вcкpытыx ^в. i-Ceвepный Caвинo-6op. cocтaвляeт 669—651 млн лет [57]. Пpeдcтaвитeльныe peзyльтaты пoлyчe-ны no циpкoнaм из интpyзивныx пopoд пoднятия Eнгaнэпэ, cлaгaющиx oт-дельные тeктoничecкиe блoки, pac-cмaтpивaeмыe кaк paзpoзнeнныe элементы дoкeмбpийcкoй oфиoлитoвoй accoциaции [62]. Boзpacт квapцeвыx диopитoв cocтaвляeт 734 і S млн лет (SHRIMP) [31]. тoнaлитoв — 719 і 1G млн лет (U—Pb) [13]. a жиль-hmx плaгиoгpaнитoв, пpopывaющиx квapцeвыe диopиты, —67G і 5 млн лет (U—Pb) [49]. Эти дaнныe шлучили пoдтвepждeниe ^и “пpoвeнaнc”-дaти-poвaнии клacтoгeнныx циpкoнoв из мoлaccoвыx oтлoжeний eнгaнэпэйcкoй тoлщи [25]. Из пpoбы пecчaникoв быго пpoaнaлизиpoвaнo 47 зepeн, 4б из ю-тopыx пoкaзaли вoзpacт в интepвaлe 76G—59G млн лет c oтчeтливo в^Ipa-женным мaкcимyмoм 7G4 млн лет и c менее выpaжeнными пикaми 656 и
62S млн лет.
Пpимepнo в 3G км южнее xp. Eнгa-нэпэ в paйoнe yвaлa Kaчaмыльк (cp. течение p. Xapora) бypeниeм были вcкpыты cepпeнтиниты, выделенные шд нaзвaниeм xapoтcкoгo гипepбaзи-тoвoгo кoмплeкca pифeйcкoгo вoзpac-тa [52]. roTOpue тpaнcгpeccивнo nepe-кpыты шлимиктовыми гpaвeлитaми и пecчaникaми c oблoмкaми cepпeнтини-тoв и зepнaми xpoмитoв мaнитaн^Ipд-cкoй cвиты пoзднeкeмбpийcкo-paннe-opдoвикcкoгo вoзpacтa.
Пoзднepифeйcкий вoзpacт (695 і 4 млн лет) шлучен no микpo-пpoбe циpкoнa (Pb—Pb) из aндeзидa-цитoв caблeгopcкoй cвиты, вмєщяю-щиx гpaниты Лaпчaвoжcкoгo мaccивa вoзpacтoм 632 і 5 млн лет. ycтaнoвлeн-ным тем же cпocoбoм [45]. Oдни те-cлeдoвaтeли oтнocят эти oбъeкты к oro-aничecким oбpaзoвaниям [41]. a дpyгиe cчитaют, чтo oни cфopмиpoвa-лиcь в cyбкoнтинeнтaльныx ycлoвияx [9]. Coпocтaвимый вoзpacт, paвный 642 млн лет. был шлучен U—Pb ^ac-
сическим методом по цирконам из саблегорских риолитов в районе Малопа-токского гранитного массива [51].
Докембрийский возраст имеют и породы мафит-ультрамафитовой ассоциации восточного склона Полярного Урала. Так, при Sm—Nd датировании пород и минералов габбро-гипербази-тового массива Сыгумкеу был получен изохронный возраст 604 ± 39 млн лет [14], который по произведенному нами пересчету аналитических данных достигает 650 млн лет [3]. Ранневендский возраст (578 ± 8 млн лет) зафиксирован при локальном датировании цирконов из окварцованных габбронори-тов дзеляюского комплекса [61]. Предположительно докембрийский возраст имеет расположенный рядом парус-шорский базит-гипербазитовый комплекс, классифицируемый как сутурная зона северо-западного простирания [36, 37]. По отдельным зернам циркона из хромититов реститовык комплексов Войкаро-Сынинского массива также установлены U—Pb (SHRIMP) возрастные значения в интервале 622— 585 млн лет [44].
Существует много моделей по-зднерифейской эволюции Большезе-мельского мегаблока. Их основное различие заключается в том, что одни исследователи рассматривают его как внутреннюю зону Урало-Тиманского подвижного пояса, а другие считают активной окраиной гипотетического континента Арктида, в состав которого вошли отторгнутые в позднем ри-фее от ВЕК микроконтиненты, континентальные блоки. По-разному трактуется и финальная стадия столкновения Большеземельского мегаблока с Тиманской пассивной окраиной Балтики. Это либо последовательная аккреция островных дуг и микроконтинентов [59 и др.], либо коллизия активной окраины Арктиды и пассивной окраины Балтики [26 и др.] с сопутствующим орогенезом. В обоих случаях сочленение происходило по зоне Припечорско-Илыч-Чикшинско-го разлома (сутуре), результаты аккреционных (коллизионных) и ороген-ных процессов нашли отражение в складчатых докембрийских сооружениях Тимана, Полярного и Приполярного Урала, а новообразованная Печорская плита вступила в этап платформенного развития.
В этой связи принципиальное значение приобретает время столкновения Большеземельского и Тиманского
мегаблоков, которое синхронизируется с гранитоидным магматизмом. В последние годы стали очень популярными Pb—Pb данные по единичным кристаллам циркона из интрузивных пород, вскрытых рядом скважин в Ти-манском и Большеземельском мегаблоках [57]. Их возраст в большинстве случаев оказался равным 565— 550 млн лет, который и стал интерпретироваться как возраст коллизионного магматизма [17, 26, 57 и др.]. Здесь следует обратить внимание на то, что возраст цирконов указывает на приуроченность гранитоидного магматизма к границе раннего и позднего венда, а в Тиманском мегаблоке нет достоверного нижнего венда [42]. Кроме того, настораживает синхронность гранитов и диоритов, возможная при общности петрогенезиса, но ее установление нуждается в специальном изучении. Формирование диоритов предполагается на более ранних стадиях развития островной дуги [9, 17].
Вступление Печорской плиты в стадию платформенной стабилизации связывается с посторогенным субщелочным магматизмом [9, 17], который должен иметь более молодой возраст по сравнению с коллизионным или по крайней мере сопоставимый с ним. Однако имеющиеся в настоящее время изотопные данные по щелочным магматитам не согласуются с этими представлениями. Rb—Sr возраст монцонитов п-ова Канин равен 604 ±13 млн лет. На Северном Тимане цирконы из оливин-кер-сутитовых габбро показали 616 ± 3 млн лет (Pb—Pb) и
614 ± 2 млн лет (SHRIMP) [60]. Rb— Sr возраст щелочных и нефелиновык сиенитов в разных массивах составляет 622—590 млн лет [2], а по отдельным кристаллам циркона получены значения 613 ± 2 млн лет (Pb—Pb) [5] и 613 ± 7 млн лет (SHRIMP) [60]. Практически такой же возраст
(600 ± 15 млн лет) установлен на Среднем Тимане при K—Ar датировании карбонатитов и флогопитовых слю-дитов четласского комплекса [7]. С ним коррелируется K—Ar возраст (578 млн лет) монцонитов, вскрытых скв. 4-Изкось-Гора в Восточном При-тиманье [18].
Аналогичный возраст имеют однотипные породы Кваркушского поднятия. Rb—Sr возраст граносиенитов Троицкого массива составляет 621 ± 12 млн лет [24], а пикритов кусь-
инского комплекса — 608 ± 3 млн лет [19]. Sm—Nd возраст керсутитовых габбро благодатского комплекса равен
626 ± 57 млн лет [19]. Сравнение этих данных с Pb—Pb возрастом гранитои-дов показывает, что коллизионные события происходили позднее, что и вызывает определенные сомнения в легитимности значений возраста, полученных по циркону.
Проведенное нами Rb—Sr датирование гранитоидов фундамента Печорской синеклизы, причем и из тех скважин, откуда анализировались цирконы, показало, что их возраст составляет 615—604 млн лет [6]. Rb—Sr возраст гранитоидов Ижемской зоны коррел-лируется с возрастом однотипных пород Северного Тимана. Они исследовались комплексом методов, и в результате было установлено, что Rb— Sr возраст гранитоидов разных массивов находится в интервале 587— 597 млн лет [2], Pb—Pb возраст единичных зерен циркона составляет 621 ± 3.5 млн лет [5], а при их SHRIMP-датировании был получен возраст, равный 617 ± 6 млн лет [60].
На Приполярном Урале возраст цирконов из гранитоидов Малдинско-го массива составляет 584 ± 9 млн лет (Pb—Pb) [45], Вангырского массива — 598 ± 5 млн лет (SHRIMP) [27] и Малопатокского массива — 606 млн лет (U—Pb) [51]. На Полярном Урале довендский возраст (626— 605 млн лет) установлен при K—Ar датировании темноцветных минералов из эклогитов Марункеуского блока [48]. Обращает на себя внимание отсутствие значений возраста меньше 590 млн лет среди “провенанс”-дати-ровок по цирконам из песчаников ен-ганэпэйской толщи [25]. Породы с таким возрастом на поднятии Енганэпэ не установлены. Если толщу рассматривать как молассовую, то можно предположить, что такие породы когда-то существовали, но вследствие орогенеза быши разрушены. Главное то, что нет геохронометрических данных, соответствующих рубежу раннего и позднего венда. Не исключено, что приведенные выше возрастные значения по океаническим образованиям восточного склона Полярного Урала, отвечающие границе рифея-венда, также отражают время проявления конструктивных событий.
Таким образом, совокупность возрастных данных, приуроченных преимущественно к концу позднего ри-
фея, предполагает наличие довендской аккреционной структуры в области сочленения Тиманского и Большезе-мельского мегаблоков — островной дуге, образовавшейся при закрытии океана. Если ориентироваться на возраст диоритов из скв. 1-Северный Са-винобор, то эти процессы начались раньше 660 млн лет. Они же в конечном итоге обусловили надвигание Тиманского мегаблока на остов ВЕК, вызвав складчатость и внутриплитный орогенез на Тимане и п-ове Канин, чем и объясняется одновременное проявление гранитоидного и щелочного магматизма в Тиманском и частично в Большеземельском мегаблоках.
Заключительный этап эндогенной активности, с которым связываются кратонизация и стабилизация Печорской плиты, приходится на интервал 565—500 млн лет, т. е. от начала позднего венда до начала позднего кембрия. Он образован датировками по различным объектам Большеземельской зоны, Тимана и п-ова Канин, а также Приполярного Урала. Лишь в Харбей-ском и Марункеуском блоках Полярного Урала при статистической обработке изотопных данных отмечается полное отсутствие датировок в интервале 600—516 млн лет. В Большеземельской зоне Rb—Sr возраст гранитов из скв. 26-Восточная Харъяга составляет 561 ± 12 млн лет [6], а по риолитам сандивейской свиты (молассовой) из скв. 4-Сандивей получен K—Ar возраст, равный 515 млн лет [57]. В рассматриваемый интервал попадают U—Pb и Pb—Pb возрастные данные по цирконам из гранитоидов Народинско-го, Малопатокского, Ильяизского, Маньхамбовского, Тынаготского, Ма-лотынаготского, Лавкашорского, Сво-бодненского и Лемвинского массивов, которые по геохимической типизации отвечают поздне- и постколлизион-ным, а также внутриплатным образованиям [29]. Аналогичными возрастами характеризуются риолиты [45]. На Полярном Урале Rb—Sr возраст щелочных гранитов Сядатаяхинской интрузии составляет 506 ± 4.5 млн лет, а U—Pb (SHRIMP) — 516 ± 16 млн лет [8]. При локальных исследованиях цирконов из субвулканических риоли-тов поднятия Енганэпэ получен возраст 555—547 млн лет [53]. Отсутствие цирконов такого возраста в составе песчаников енганэпэйской толщи говорит о том, что она формировалась в раннем венде. На Северном Ти-
мане интрузивный магматизм завершился внедрением дайковой серии щелочных габброидов, имеющих Rb—Бг возраст 534 млн лет [2]. Основной максимум К—Аг датировок по минералам из постскладчатых пегматитов п-ова Канин приходится на 550 млн лет. К—Аг возраст флогопитов из гидро-термалитов четласского комплекса Среднего Тимана составляет 565— 559 млн лет [7].
Совокупносты изотопных данных возрастного диапазона 565— 500 млн лет показывает, что если формирование тиманских пород происходило во внутриплитной обстановке, то в Болышеземелыской зоне и на севере Урала это было связано с предрифто-генным поднятием, за которым последовали деструктивные преобразования, обусловившие раскрытие Палео-уралыского океана.
Таким образом, обзор изотопно-геохронометрических данных дает основание считаты, что заложение океанического бассейна на северо-восточной окраине ВЕК происходило в среднем рифее, а его закрытие, вызвавшее тиманскую складчатосты, приурочено к рубежу рифея и венда.
Литература
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. 90 с. 3. Андреичев В. Л. Изотопная геохронология улытрамафит-мафи-товых и гранитоидных ассоциаций восточного склона Полярного Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 44 с. 4. Андреичев В. Л., Деленицын А. А. Rb—Бг и Бш—N(1 изотопные данные о докембрийском возрасте эк-логитов Полярного Урала // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза: Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб.: Центр информационной кулы-туры, 2003. С. 29—32. 5. Андреичев В. Л., Ларионов А. Н. 207РЬ/206РЬ датирование единичных кристаллов циркона из магматических пород Северного Тимана // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и резулытаты. М.: ГЕОС, 2000. С. 26—28. 6. Андреичев В. Л., Литвиненко А. Ф. Изотопная геохронология гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 68 с. Т.АндреичевВ. Л., Степаненко В. И. Возраст карбонатитового комплекса Среднего Тимана // Рудообра-зование и магматизм севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 1983. С. 83—87. (Тр. Инта геологии Коми фил. АН СССР. Вып. 41).
8. Андреичев В. Л., Ларионов А. Н., Литвиненко А. Ф. Новые Rb—Sr и U—Pb данные о возрасте гранитоидов Сядатаяхинской интрузии (Полярный Урал) // Литосфера, 2007. № 1. С. 147—154. 9. Белякова Л. Т., Богацкий В. И., Богданов Б. П. и др. Фундамент Тимано-Печорского нефтегазоносного бассейна. Киров: ОАО “Кировская областная типография”, 2008. 288 с. 10. Гаррис М. А. Этапы магматизма и метаморфизма в доюрской истории Урала и Приуралья. М.: Наука, 1977. 296 с. 11. Гафаров Р. А. Вопросы тектоники фундамента севера Восточно-Европейской платформы // Геотектоника, 1966. № 4. С. 81—90. 12. Голдин Б. А., Калинин Е. П., Пучков
B. Н. Магматические формации западного склона севера Урала и их минерагения. Сыктывкар, 1999. 214 с. 13. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000. Серия Полярно-Уральская. Листы Q-41-V,VI,XI. Объяснительная записка, 2005 (в печати). 14. Гурская Л. И., Смелова Л. В. Платинометальное минералообразование и строение массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Геология рудных месторождений, 2003. Т. 45. № 4. С. 353—371. 15. Данилов М. А., Соболев В. К., Скрипниченко В. А. и др. О значении первой находки дорифейских (?) гранат-ставролитовых сланцев на Северном Тимане // Сов. геология, 1978. № 9.
C. 121—125. 16. ДедеевВ. А., Запорожцева И. В., Тимонин Н. И., Юдин В. В. Восточное ограничение Печорской плиты // Тектоника, магматизм, метаморфизм и металлогения зоны сочленения Урала и Восточно-Европейской платформы: Тез. докл. Свердловск; Миасс, 1985. С. 12—14. П.Довжикова Е. Г. Позднедокембрийский магматизм Припечорской зоны разломов (центральной части Печорской плиты): Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. Сыктывкар, 2007. 18 с. 18. Ивенсен Ю. П. Магматизм Тимана и полуострова Канин. М.-Л.: Наука, 1964. 126 с. 19. Карпухина Е. В. Петрология и геохронология ультра-мафитовых и мафитовых пород западного склона Урала (Пермский район): Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. М., 2000. 23 с. 20. Ковалев С. Г. Рифтогенные процессы в истории развития Южного Урала (динамика формирования структурновещественных комплексов и их геохимическая специализация): Автореф. дис. ... д-ра геол.-минер. наук. Уфа, 2005. 38 с. 21. Костюченко С. Л. Структура и тектоническая модель земной коры Тимано-Пе-чорского бассейна по результатам комплексного геолого-геофизического изучения // Тектоника и магматизм ВосточноЕвропейской платформы. М.: КМК, 1994. С. 121—133. 22.[Козлов В. И., Краснобаев А. А., Ларионов Н. Н. и др. Нижний рифей Южного Урала. М.: Наука, 1989. 208 с. 23. Краснобаев А. А., Чередниченко Н. В. Цирконовый архей Урала // Докл. РАН, 2005. Т. 400. № 4. С. 510— 514. 24.Краснобаев А. А., Степанов А. И.,
РонкинЮ. Л., Лепихина О. П. Возраст гра-нитоидов Троицкого массива и верхняя радиологическая граница докембрия Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1984. № 11. С. 128—131. 25. Кузнецов Н. Б. Возраст детритных цирконов из песчаников енга-нэпэйской толщи и его значение для стратиграфии позднего докембрия поднятия Енганэпэ (запад Полярного Урала) // Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фане-розойских орогенов: Материалы Международной научной конференции (III Чтения памяти С. Н. Иванова). Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2008. С. 67—71. 26. Кузнецов Н. Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедо-кембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы: Автореф. дис. ... д-ра геол.-минер. наук. М., 2009. 49 с. 27. Кузнецов Н. Б., Удоратина О. В. Возраст и геодинамичес-кие условия формирования позднекембрийских гранитоидов Вангырского массива, Приполярный Урал // Бюл. МОИП. Отд. геол., 2007. Т. 82. Вып. 2. С. 3—12. 28. Кузнецов Н. Б., Натапов Л. М., Белоусова Е. А. и др. Восточно-Европейский (Балтийский) “провенанс”-сигнал в протоурали-дах-тиманидах юго-запада Тимано-Печор-ской части Российского сектора Западной Арктики — доказательство пассивного характера позднедокембрийской Тиманской окраины Балтики // Геология полярных областей земли: Материалы ХЬП Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2009. С. 323—328. 29. КузнецовН. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., ГерцеваМ. В. До-ордовикские гранитоиды Тимано-Уральс-кого региона и эволюция протоуралид-ти-манид. Сыктывкар: Геопринт, 2005. 100 с. 30. Литосфера Тимано-Североуральского региона: геологическое строение, вещество, геодинамика / Отв. ред. А. М. Пыс-тин, А. И. Антошкина, Л. В. Махлаев. Сыктывкар: Геопринт, 2008. 240 с. 31. Моргунова А. А., Соболева А. А. Реликты корневой части позднерифейской примитивной островной дуги на севере поднятия Енганэпэ (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2007. № 12. С. 13—18. 32. Оловянишников В. Г. Сравнительная характеристика рифейских рифогенных формаций северо-восточной окраины Европейской платформы // Литология и нефтегазоносность карбонатных отложений: Материалы Второго Всероссийского литологического совещания и Восьмого Всероссийского симпозиума по ископаемым кораллам и рифам. Сыктывкар: Геопринт, 2001. С. 221—223. 33. Оловянишников В. Г. Верхнерифейские рифовые формации как индикатор распада Ро-динии // Геология рифов: Материалы Международной конференции. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 127. 34. ПарначевВ. П. Магматизм и осадконакопление в поздне-
докембрийской истории Урала: Автореф. дис. ... д-ра геол.-минер. наук. Свердловск, 1988. 32 с. 35. Пучков В. Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с. 36. Пучков В. Н. Эволюция литосферы: от Печорского океана к Тиманскому орогену, от Палеоуральско-го океана к Уральскому орогену // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: ГЕОС, 2005. С. 309—342. 37. Пучков В. Н. Тектоника и геодинамика тиманид // Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фане-розойских орогенов: Материалы международной научной конференции (III Чтения памяти С. Н. Иванова). Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2008. С. 104—109. 38. Пыстина Ю. И., Пыстин А. М. Цирконовая летопись уральского докембрия. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 168 с. 39. Пыстин А. М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. СПб.: Наука, 1994. 208 с. 40. Пыстин А. М., Конанова Н. В., Пономарева Т. А. и др. Геолого-гео-физические межгеосферные взаимосвязи литосферы северо-восточной окраины Европейского кратона. Сыктывкар: Геопринт,
2006. 16 с. 41. Ремизов Д. Н. Петролого-геодинамическая модель Тимано-Северо-уральского региона // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2006. № 3. С. 14, 20—21. 42. Рифей и венд европейского севера СССР / В. Г. Гецен, В. А. Де-деев, Г. Н. Акимова и др. Сыктывкар, 1987. 124 с. 43. Ронкин Ю. Л., Синдерн С., Маслов А. В. и др. Древнейшие (3.5 млрд лет) цирконы Урала: и—РЬ (БНИМР-П) и Твм ограничения // Докл. РАН, 2007. Т. 415. № 5. С. 651—657. 44. Савельева Г. Н., Суслов П. В., Ларионов А. Н. Вендские тектоно-магматические события в мантийных комплексах офиолитов Полярного Урала: данные И—РЬ датирования циркона из хро-мититов // Геотектоника, 2007. № 2.
С. 23—33. 45. Соболева А. А. Вулканиты и ассоциирующие граниты Приполярного Урала. Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 2004. 147 с. 46. Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург: АООТ Уральская геологосъемочная экпедиция, 1993. 47. Стратотип ри-фея. Стратиграфия и геохронология / Отв. ред. Б. М. Келлер, Н. М. Чумаков. М.: Наука, 1983. 184 с. 48. Удовкина Н. Г. Экло-гиты СССР. М.: Наука, 1985. 286 с. 49. Хаин Е. В., Бибикова Е. В., Дегтярев К. Е. и др. Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопногеохронологические данные // Геологическое развитие протерозойских перикратон-ных и палеоокеанических структур Северной Евразии. СПб.: Тема, 1999. С. 244— 246. 50. Хераскова Т. Н. Значение работ
Н. С. Шатского по тектонике древних платформ и их нефтегазоносности в свете современных взглядов // Геотектоника, 2005. № 4. С. 3—24. 51. Червяковский С. Г., Ива-
нов В. Н., Курзанов И. Ю. и др. О возрастной позиции Малопатокского массива гранитоидов на Приполярном Урале и его формационной принадлежности // Ежегодник-1991: Информ. сб. Екатеринбург, 1992. С. 71—74. 52. Шишкин М. А., Лапшин Н. В. Докембрийские гипербазиты Полярного Урала // Геология и минераге-ния докембрия северо-востока Европейской платформы и севера Урала: Информ. матер. Всерос. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 1996. С. 61. 53. Шишкин М. А., Малых И. М., Матуков Д. И., Сергеев С. А. Риолитовые комплексы западного склона Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 148—150. 54. Andreichev V L., Larionov A. N. U-Pb zircon age of the Kanin Peninsula granite // The Arctic Conference Days. Application to Timanide evolution. Abstracts and Proceedings of the Geological Society of Norway. NGF. № 2.
2007. P. 77. 55. Bogdanova S. V, Pashkevich
I. K., Gorbatschev R., Orlyuk M. Riphean rifting and major Palaeoproterozoic boundaries in the East European Craton: geology and geophysics // Tectonophysics, 1996. V. 268. P. 1—22. 56. Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precam. Res, 2008. V. 160. P 23—45. 57. Gee D. G., Beliakova L., Pease V. et al. New, Single Zircon (Pb-Evaporation) Ages from Vendian Intrusions in the Basement beneath the Pechora Basin, Northeastern Baltica // Polarforschung, 1998 (erschienen 2000). V. 68. P. 161—170. 58. Gorbatschev R., Lindh A., Solyom Z. et al. Mafic dyke swarms of the Baltic Shield // Mafic Dyke Swarms / H. C. Halls, W. F. Fahrig (eds). Geological Association of Canada. Special Paper, 1987. № 35. P. 361— 372. 59. Kostyuchenko S., Sapozhnikov R., Egorkin A. et al. Crustal structure and tectonic model of northeastern Baltica, based on deep seismic and potential field data // European Litosphere Dynamics / D. G. Gee, R. A. Stephenson (eds). Geological Society, London, Memoirs, № 32. 2006. P. 521—539.
60. 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 / D. G. Gee, V. Pease (eds). Geological Society, London, Memoirs, № 30. 2004. P. 69—74.
61. Remizov D., Pease V. The Dzela complex, Polar Urals, Russia: a Neoproterozoic island arc // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica / D. G. Gee, V. Pease (eds). Geological Society, London, Memoirs, № 30. 2004. P. 107—123. 62. Scarrow J. H, Pease V., Fleutelot V, Dushin V. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precam. Res, 2001. V. 110. P 255—275.
