Первые результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов из палеозойских островодужных обломочных пород Полярного Урала Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

УДК 621.039.86:551.73:551.83(234.851)

ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (LA-ICP-MS) ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОСТРОВОДУЖНЫХ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД

ПОЛЯРНОГО УРАЛА

И.Д. Соболев1 2, А.А. Соболева3, О.В. Удоратина3, Т.А. Канева3, К.В. Куликова3, И.В. Викентьев1, В.Б. Хубанов4, М.Д. Буянтуев4, Дж.К. Хоуриган5

1 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва

2 Геологический институт РАН, Москва 3 Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар

4 Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ 5 Калифорнийский университет, Санта-Крус, США

Поступила в редакцию 02.05.17

Представлены результаты работы, которые являются частью исследований, посвященных палеогеографической и геотектонической реконструкции палеозойской островодужной системы Полярного Урала. Изучены вулканогенные и вулканогенно-терригенные породы устьконгорской (средний-верхний ордовик) и малоуральской (верхний силур — средний девон) свит Войкарской зоны Полярного Урала. По химическому составу базальтоиды и андезиты этих свит близки к вулканитам островных дуг. Впервые получены результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов из обломочных пород. Зафиксировано явное преобладание докембрийских зерен, принадлежащих трем разновозрастным группам: 2700—3000, 1000—2200 и 547—763 млн лет. Эти данные свидетельствуют о наличии докембрийского фундамента в основании палеозойской островодужной системы Полярного Урала.

Ключевые слова: Полярный Урал, ордовик, силур, девон, островная дуга, детритовые цирконы, U-Pb-геохронология, LA-ICP-MS датирование.

Sobolev I.D., Soboleva A.A., Udoratina O.V., Kaneva T.A., Kulikova K.V., Vikentiev I.V., Khu-banov V.B., Buyantuev M.D., Hourigan J.K. First results of U-Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons from Paleozoic island arc clastic rocks of Polar Urals. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series. 2017. Volume 92, part 4. P. 3—26.

The article presents the results of the work which are part of the studies devoted to the paleogeographic and geotectonic reconstruction of the Paleozoic island arc system of the Polar Urals. Volcanogenic and volcanogenic-terrigenous rocks of the Middle to Upper Ordovician Ustkongor Formation and Upper Silurian to Middle Devonian Malyi Ural Formation located in the Voykar Zone of the Polar Urals were studied. It is shown that basalts and andesites of these two formations are close by chemical composition to the island arc volcanic rocks. U-Pb (LA-ICP-MS) ages of detrital zircons from clastic rocks of both formations are reported for the first time. Precambrian grains belonging to three different age groups: 2700—3000, 1000—2200 and 547—763 Ma strongly predominate among the detrital zircons studied. These data indicate the presence of the Precambrian basement at the base of the Paleozoic island arc system of the Polar Urals.

Key words: Polar Urals, Ordovician, Silurian, Devonian, island arc, detrital zircons, U-Pb-geochronology, LA-ICP-MS dating.

Введение

На Урале выделяют Западно-Уральскую и Восточно-Уральскую мегазоны, разделенные Главным Уральским разломом (Пейве, 1945 и др.). В настоящее время большинство геологов согласны, что этот разлом является надвигом (ГУН), представляющим собой важнейшую уральскую сутуру (Пучков, 2010 и ссылки в этой работе). Полярно-Уральский сегмент Восточно-Уральской мегазоны часто называют Войкарско-Щучьинским и разделяют на Войкар-скую зону, включающую южную и среднюю части Полярного Урала и находящуюся к югу от Собского

поднятия и к северу от долины р. Хулга (рис. 1), а также расположенную к северу от Собского поднятия Щучьинскую зону (Государственная геологическая..., 2007). В строении Войкарской зоны участвуют офиолиты Дзеляюско-Хордъюсской и Райизско-Войкарской подзон, слагающие горные массивы осевой части Уральского хребта. Гиперба-зитовые и габброидные образования офиолитовой ассоциации Полярного Урала описаны в ряде работ (Дергунов и др., 1975; Добрецов и др., 1977; Перевозчиков, 1974; Путеводитель., 1978; Ремизов, 2004; Савельев, 1974; Савельева, 1987; Савельев, Савельева, 1977; Язева, Бочкарев, 1984 и др.). Восточнее

расположены ордовикско-девонские островодуж-ные плутонические комплексы и ассоциирующие с ними вулканические и вулканогенно-осадочные образования Малоуральской подзоны (рис. 1). Плутонические и стратифицированные образования Малоуральской подзоны описаны в ряде работ (Боч-

карев, Язева, 2000; Дедеев, 1959; Ремизов, 1998, 2004; Охотников, 1985; Сирин, 1962; Старков, 1985; Удо-ратина, Кузнецов, 2007; Язева, Бочкарев, 1984 и др.).

В пределах Малоуральской подзоны ранне-среднедевонские вулканиты прорваны интрузивами широкого спектра составов — от габброидов до

Рис. 1. Тектонические схемы Урала и Полярного Урала. А — тектоническая схема Уральского складчатого пояса и положение его Полярно-Уральского сегмента, по (Кузнецов и др., 2000): 1 — Мг-Кг комплексы чехла Русской и Западно-Сибирской плит; 2, 3 — палеозойские и докембрийские комплексы Западного Урала: 2 — преимущественно осадочные комплексы палеозойского возраста, 3 — неравномерно метаморфизованные осадочные, вулканогенные и плутонические комплексы преимущественно позднедокембрийского возраста; 4, 5 — палеозойские и докембрийские комплексы Восточного Урала: 4 — ранне-среднепалео-зойские вулканогенно-осадочные комплексы, 5 — неравномерно метаморфизованные осадочные, вулканогенно-осадочные, офиолитовые и гранитоидные комплексы докембрийского и палеозойского возраста; 6 — палеозойские и докембрийские комплексы Зауралья; 7 — Главный Уральский надвиг; 8 — контур тектонической схемы средней и южной частей Полярного Урала. Б — тектоническая схема средней и южной частей Полярного Урала, составлена по материалам (Государственная геологическая..., 2007; Зылева и др., 2014): 1 — верхнедокембрийские и палеозойские образования Западно-Уральской мегазоны; 2 — мезо-зойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 3—7 — ранне-среднепалеозойские образования Войкарско-Щучьинского сегмента (Войкарской зоны) Восточно-Уральской мегазоны: 3 — метабазиты и гипербазиты Дзеляюско-Хордъюской подзоны, 4 — гипербазиты и габброиды Райизско-Войкарской подзоны; 5—7 — образования Малоуральской подзоны: 5 — гранитоиды соб-ского плутонического комплекса, 6 — монцонитоиды и габброиды конгорского плутонического комплекса, 7 — осадочно-вулка-ногенные образования; 8 — Главный Уральский надвиг; 9 — реки, озера; 10 — места отбора проб обломочных пород для и-РЬ датирования детритовых цирконов: I — туффитов средне-верхнеордовикской устьконгорской свиты, II — песчаников верхнеси-

лурийско-среднедевонской малоуральской свиты

гранитоидов и образуют вулкано-плутонические ассоциации с ними (Государственная геологическая..., 2007; Мансуров, 2016). На геотектоническую позицию и происхождение этих вулкано-плутониче-ских ассоциаций существует несколько точек зрения.

Согласно одной из них (Язева, Бочкарев, 1984), начиная с ордовикско-силурийского времени формировалась энсиалическая островная дуга, которая в раннем девоне причленилась к Сибирскому па-леоконтиненту с образованием окраинно-конти-нентального вулкано-плутонического пояса кордильерского (невадийского) типа.

Согласно другой точке зрения, развиваемой в работе (Ремизов, 2004), предполагается, что в середине кембрия в уже существовавшем океане (вдоль восточной и северо-восточной (в современных координатах)) окраины Балтии заложилась юная (эн-симатическая) островная дуга с зоной субдукции, погружающейся на запад. На рубеже ордовика и силура произошло расщепление этой дуги и начал раскрываться междуговой бассейн. В позднем силуре имела место коллизия активной части островной дуги с восточным (Хантымансийским?) микроконтинентом, что привело к перестройке зоны субдукции, которая с этого времени стала падать на восток, и к возникновению второй зоны субдукции, погружавшейся также на восток под отмершую часть ранней дуги. В эйфельское и постэйфельское время (вплоть до пермской коллизии с Восточно-Европейским континентом) надсубдукционная система Полярного Урала эволюционировала, скорее, как зрелая островная дуга, нежели как окраина андийского типа, о чем свидетельствует отсутствие на востоке в это время каких-либо крупных блоков континентальной литосферы.

Существует иная концепция развития острово-дужной системы Полярного Урала, предложенная Н.Б. Кузнецовым с соавторами (2000) и существенно дополненная позднее (Кузнецов, Романюк, 2014). В рамках этой модели с позднего кембрия на Уральской окраине Аркт-Европы происходил континентальный рифтогенез, в раннем ордовике сменившийся спредингом. На начальном этапе спрединга от уральской окраины Аркт-Европы был отторгнут крупный блок континентальной коры, который отделил Войкарский бассейн с корой океанического типа от палеоокеана. Спрединг в Войкарском бассейне длился не менее 65 млн лет, от начала ордовика до середины силура, а возможно, и до раннего девона. Не позднее чем в середине силура под отделившийся континентальный блок началась субдукция литосферы палеоокеана, которая продолжалась вплоть до раннего карбона. В это время формировался Собско-Малоуральский надсубдукционный вулкано-плутонический пояс, а Войкарский спрединговый бассейн продолжал оставаться задуговым. Основным аргументом в пользу такого направления суб-дукции (со стороны палеоокеана под островную дугу в сторону уральской окраины Аркт-Лавруссии)

является среднепалеозойское омоложение изотопных возрастов рифейско-среднекембрийских магматических пород Западного Урала, синхронное времени формирования Собско-Малоуральского вулкано-плутонического пояса.

С лудлова до середины девона формировались известково-щелочные лавы и комагматичные интрузивы, а также вулканогенно-осадочные образования. В позднем девоне интенсивность надсубдук-ционного вулканизма снизилась, а в раннем карбоне произошел кратковременный всплеск шошонито-вого магматизма, который, вероятно, был связан с деламинацией литосферы. В раннем — позднем карбоне закрылся Войкарский задуговой бассейн и имела место коллизия Полярноуральской островной дуги с уральской окраиной палеоконтинента Аркт-Лавруссия, сформировался Раннеуральский ороген. В позднем карбоне — ранней перми наступила главная стадия уральской коллизии, когда Аркт-Лавруссия своим уральским краем столкнулась с Сибирско-Казахстанско-Киргизским континентом.

Для уточнения палеотектонической природы Полярноуральской островной дуги мы изучили и датировали (методом ЬА-1СР-М8) детритовые цирконы из палеозойских вулканогенно-осадочных и осадочных пород Малого Урала — туффитов средне-верхнеордовикской устьконгорской свиты и песчаников верхнесилурийско-среднедевонской малоуральской свиты.

Геологическое строение и геохимические особенности вулканитов

Устьконгорская свита. Сложена преимущественно мощными покровами афировых массивных и мин-далекаменных базальтов с редкими прослоями осадочных пород мощностью от первых метров до первых десятков метров. В нижней и средней части свиты породы подверглись региональному динамо-термальному метаморфизму зеленосланцевой фации и представлены сланцами хлорит-эпидотового и хлорит-альбит-актинолитового составов. Сланцеватость пород варьирует в юго-восточных и северо-западных румбах с углами падения от 40 до 90°. Выше по разрезу (и вниз по р. Хараматолоу) степень метаморфизма постепенно возрастает до амфиболитовой фации. Породы здесь представлены аподиабазовыми амфиболитами. Сланцеватость в них имеет хаотичные ориентировки и углы падения.

Среди зеленых сланцев и амфиболитов устькон-горской свиты залегают сланцы углеродисто-кварцевого, кварц-альбитового, актинолит-альбит-квар-цевого, кварц-биотит-альбитового, цоизит-кварц-альбитового, эпидот-альбит-кварцевого составов (метапороды алевро-псаммитового ряда), а также мраморы с телами сланцев (мраморизованные из-вестяки с глинистыми прослоями).

Средне-позднеордовикский возраст устькон-горской свиты определен на основании находок конодонтов и кораллов. В углеродисто-кварцевых метаалевропесчаниках обнаружены конодонты Phragmodus cf. flexuosus Mosk. (сандбийский ярус) и Amorphognathus aff. ordovicicus Br. et Mehl, Drepa-noistodus sp. ind., Plectodina sp., также встречающиеся в верхнем ордовике (Прямоносов, Бороздина, 2006; Прямоносов и др., 2010). На правобережье р. Хараматолоу в слоистых глинистых известняках обнаружены конодонты Drepanoistodus cf. suberec-tus (Br. et Mehl), Amorphognathus sp., Oulodus sp. (ка-тийский ярус верхнего ордовика). Ранее (Лупанова, Маркин, 1964) в этих известняках были найдены табуляты Lichenaria sp. (средний — верхний ордовик).

Устьконгорская свита изучена нами вблизи устья р. Макаррузь, где представлена ее нижняя часть, сложенная зеленовато-серыми и темно-зелеными милонитизированными базальтами и андезибазаль-тами, а также светло-серовато-желтыми измененными кристалловитрокластическими туфами ан-дезитового и андезидацитового составов, иногда с примесью осадочного материала, темно-зелеными метаандезитами и метабазальтами с маломощными прослоями черных магнетит-кварцевых кристалло-сланцев. Согласно представлениям А.П. Прямоно-сова, вулканиты устьконгорской свиты по геохимическим характеристикам сопоставимы с образованиями палеоокеанического рифта (Государственная геологическая..., 2010).

Мы использовали данные о химическом составе пород, содержащиеся в геолого-съемочных отчетах (Государственная геологическая., 2001, 2010), дополнив их своими анализами (табл. 1, 2). Результаты совместного рассмотрения этих петро- и геохимических данных показывают, что вулканиты устьконгорской свиты в подавляющем большинстве относятся к нормальному ряду щелочности (Na-тип щелочности) и по составу отвечают базальтам и андезибазальтам, реже андезитам и тра-хиандезитам (рис. 2, А). На классификационных диаграммах (рис. 2, Б, В, Г) фигуративные точки их составов попадают в области, соответствующие островодужным базальтоидам толеитовой и извест-ково-щелочной серий. Породы устьконгорской свиты характеризуются низким и умеренным содержанием TiO2 (0,4—1,4%), как правило, низким содержанием MgO (4—6%), но встречаются и более магнезиальные разности, содержащие 7,2—10,5% MgO. Содержание FeO* (общее содержание оксидов железа в виде FeO) умеренно высокое, в базальтах и андезибазальтах — 8,7—14,5%, в метаан-дезитах, туфах андезитов и туффитах — 5,3—8,0%. Суммарное содержание редкоземельных элементов (РЗЭ) в породах устьконгорской свиты составляет 17—57 мкг/г (табл. 3). Базальты и андезибазальты по характеру распределения редкоземельных элементов могут быть разделены на две группы (рис. 3, А). В первой группе величина Lan/Ybn (содержание РЗЭ нормировано к составу хондрита CI, по (Sun,

МсБопо^И, 1989)) варьирует от 0,76 до 0,97 и наблюдается слабое обогащение пород средними РЗЭ (8ш, Оё, ТЬ, Бу, Но) относительно легких (Ьа, Се, Рг, Ш) (Ьап/8шп - 0,53-0,80) и тяжелых (Бг, Тш, УЬ, Ьи) РЗЭ (Вуп/УЬп - 1,20-1,32). Вторая группа пород характеризуется слабым обогащением легкими РЗЭ относительно средних и тяжелых (Ьап/УЬп -1,59-1,65). Концентрации некоторых крупноионных литофильных элементов (С8, ЯЬ, 8г), легких РЗЭ, ТЬ и и слабо повышены, а большинства высокозарядных элементов (/г, Н, У, средние и тяжелые РЗЭ) понижены относительно среднего состава ММОЯВ (рис. 3, Б). Подобные геохимические характеристики свойственны вулканитам, образовавшимся в условиях островной дуги.

Рассматриваемые породы подверглись региональному метаморфизму, который в изучаемой части разреза не превышал уровня зеленосланцевой фации. Известно, что крупноионные литофильные элементы и уран могут обладать высокой подвижностью при метаморфизме даже низких ступеней (Скляров и др., 2001). В связи с этим можно ставить под некоторое сомнение концентрации этих элементов при интерпретации данных о химическом составе вулканитов устьконгорской свиты. Однако концентрации РЗЭ, являющихся одними из наименее подвижных элементов, на которые слабо влияют процессы гидротермального изменения и низкотемпературного метаморфизма (Скляров и др., 2001), а также содержание малоподвижных высокозарядных элементов ТЬ, /г, Н и У должны примерно соответствовать их концентрациям в исходных породах.

Малоуральская свита. Вторым объектом исследования были вулканомиктовые песчаники предположительно верхнесилурийско-среднедевонской малоуральской свиты, выходящие на поверхность в пределах Малоуральской возвышенности. Разрез малоуральской свиты изучен нами в южной части Малоуральской подзоны в бассейнах р. Нелкаеган и руч. Погрымшор (рис. 1). В своей нижней части свита сложена лито-кристаллокластическими псаммитовыми и псефитовыми туфами с прослоями голубоватых туфосилицитов, витрокластических туфов и яшмоидов. В средней части залегает тонкоритмичная флишоидная пачка (переслаивание туфопесчаников, туфоалевролитов, витро-литокрис-таллокластических туфов, туффитов, бордовых и голубовато-серых туфосилицитов). Верхняя часть представлена андезибазальтами, базальтами и их туфами (Государственная геологическая..., 2007).

Нижняя возрастная граница малоуральской свиты палеонтологически слабо обоснована. Известны непредставительные единичные находки венлокских конодонтов в районе Третьей Рудной горки (Прямоносов, Бороздина, 2006) и позднеси-лурийских брахиопод в верховьях р. Ингвойеган (Прохорова и др., 1959). В среднем и нижнем течении р. Средняя Дзёляю в линзах мраморизован-ных известняков С.Н. Волковым найдены поздне-

А 16 I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

Si02, мас.%

Г 4

о а

1 1 1 1 1 1

Высоко-К

- ___________□

-- 0

Умеренно-К

- -о---

□ р, Ojt Низко-К

1 i i A i 1 i i i i

МпО* 10

р2о5* ю

50

55

Al Д 2

60

Si02, мас.% ■ 3 □ 4

65

05

Рис. 2. Классификационные диаграммы для вулканических и вулканогенно-осадочных пород устьконгорской и малоуральской свит Полярного Урала: А — TAS-диаграмма (Na2O + KjO — SiO2) для классификации вулканических пород (Le Bas et al., 1986); Б - диаграмма FeO*/MgO - SiO2 (Miyashiro, 1974); В — дискриминационная диаграмма для океанических базаль-тоидов (Mullen, 1983): CAB — островодужные известково-щелочные базальты, IAT - островодужные толеиты, MORB -базальты СОХ, OIA — щелочные базальты океанических островов, OIT — толеитовые базальты океанических островов; Г — диаграмма K^O — SiO2 (Peccerillo, Taylor, 1976) с изменениями: 1 — вулканические и осадочно-вулканогенные породы устьконгорской свиты (р. Хараматолоу); 2 — базальты и анде-зибазальты устьконгорской свиты, по материалам (Государственная геологическая..., 2010) (р. Хараматолоу); 3 — базальты и андезибазальты устьконгорской свиты, по материалам (Государственная..., 2001) (р. Хараматолоу); 4 — базальты, ан-дезибазальты, андезиты и их туфы нижней части малоуральской свиты (возвышенность между р. Танью и руч. Элькошор);

5 — вулканомиктовые песчаники (верховье руч. Погрымшор)

Таблица 1

Химический состав пород устьконгорской свиты (мас.%)

№ обр. Название ею, тю2 А12о, Ре20, РеО МпО СаО N3,0 к2о РА ппп Сумма №20/К20

К7-1-11 Андезибазальт милонитизированный 53,04 0,76 15,77 4,41 4,72 0,22 4,45 9,57 4,55 0,23 0,15 2,14 100,00 19,78

К7-2-11 Базальт милонитизированный 49,33 0,98 17,66 4,47 6,17 0,23 4,64 10,13 3,59 0,33 0,2 2,28 100,00 10,88

К7-4-11 Базальт милонитизированный 48,86 0,73 17,53 3,78 5,81 0,17 7,19 9,46 2,33 0,69 <0,10 3,45 100,00 3,38

К8-1-11 Андезибазальт милонитизированный 55,60 0,84 14,94 4,50 4,75 0,15 5,48 6,85 4,52 0,35 0,15 1,86 100,00 12,91

К9-1-11 Андезибазальт милонитизированный 55,85 0,74 14,28 5,63 5,30 0,20 4,67 5,98 4,69 0,48 0,16 2,01 100,00 9,77

К10-1-11 Базальт милонитизированный 50,27 0,94 13,80 6,67 7,82 0,16 8,64 4,74 0,84 0,06 0,15 5,95 100,00 13,33

К10-3-11 Андезибазальт милонитизированный 52,27 0,77 13,40 5,90 5,34 0,23 5,38 11,17 3,51 0,11 0,19 1,74 100,00 31,91

К11-1-11 Туффит 56,72 0,43 15,81 5,81 - 0,10 4,71 5,95 4,23 1,11 0,19 4,75 99,81 3,81

К12-1-11 Метаандезит 57,99 0,73 13,10 4,84 3,14 0,15 5,81 10,27 0,30 0,06 0,39 3,21 100,00 5,00

К13-1-11 Туф андезита 58,77 0,58 15,67 1,92 3,51 0,11 6,01 5,44 4,44 0,96 0,29 2,32 100,00 4,63

К14-1-11 Туф андезита 57,58 0,61 15,26 1,61 3,72 0,10 4,76 4,80 5,72 1,85 0,23 3,78 100,00 3,09

К15-3-11 Базальт щелочной милонитизированный 45,17 0,71 15,24 2,69 6,01 0,21 10,45 6,68 5,38 0,21 0,12 7,12 100,00 25,62

По данным (Государственная геологическая ..,2001)

515-2а Сланец апобазальтовый 51,70 1,10 15,21 4,84 6,36 0,15 8,70 4,73 3,57 0,08 0,15 3,58 100,16 45,19

515-5 Андезибазальт 53,63 0,94 13,65 6,66 3,94 0,14 9,37 4,50 5,20 0,09 0,25 2,10 100,47 57,78

550 Андезибазальт 53,57 1,42 10,57 10,07 5,13 0,25 5,55 7,60 2,00 0,15 0,13 3,34 99,78 13,33

По данным (Государственная геологическая ..,2010)

1Р-1083 Андезибазальт 52,90 0,91 15,61 5,01 7,15 0,20 4,22 7,54 3,58 0,11 0,14 1,76 99,37 32,55

1Р-1092 Базальт 51,48 1,19 17,04 6,32 4,60 0,19 4,05 10,60 2,89 0,12 0,25 1,02 100,48 24,08

4501 Базальт 48,32 0,69 18,35 2,98 7,61 0,21 6,36 11,02 2,54 0,15 0,08 0,83 99,48 16,93

Примечание. Химический состав образцов из первой части таблицы определен методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа в лаборатории химии минерального сырья ИГ Коми НЦ УрО РАН, за исключением обр. К11-1-11, состав которого был получен тем же методом в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН.

Таблица 2

Химический состав пород малоуральской свиты (мас.%)

№ обр. Название ею, тю2 А12о, Ре20, РеО МпО СаО N3,0 к,о РА ппп Сумма 1\а20/К,0

К17-11 Андезибазальт 53,67 0,70 14,62 4,39 5,65 0,19 5,70 9,83 3,07 0,54 0,11 1,54 100,00 5,69

К18-11 Андезибазальт 52,70 0,77 15,89 3,72 5,36 0,19 4,82 11,13 3,15 0,69 0,21 1,38 100,00 4,57

К19-11 Туф андезита 57,90 0,48 15,00 2,62 4,87 0,14 4,33 9,03 3,38 0,75 0,15 1,35 100,00 4,51

К22-11 Андезибазальт 55,11 0,64 15,28 3,23 5,25 0,17 4,47 10,10 3,75 0,38 0,11 1,52 100,00 9,87

К23-11 Туф андезибазальта 49,45 0,79 16,76 4,10 5,69 0,19 6,90 10,54 2,66 0,59 0,14 2,20 100,00 4,51

839/11 Андезибазальт 54,36 0,51 16,31 3,25 5,52 0,18 6,13 8,58 2,50 0,69 0,11 1,88 100,00 3,62

840/11 Туф андезибазальта 56,50 0,53 16,90 3,93 3,83 0,16 4,40 7,70 2,89 0,72 0,13 1,97 100,00 4,01

842/11 Метаандезит 61,86 0,66 16,12 3,98 2,60 0,14 1,72 8,84 0,79 0,80 0,23 2,14 100,00 0,99

832/11 Песчаник вулканомиктовый 59,36 0,72 16,43 4,45 3,45 0,08 2,79 4,68 3,86 1,91 0,24 1,62 99,93 2,02

1122-12 Песчаник вулканомиктовый 53,82 0,86 15,31 11,74 3,25 0,15 2,43 9,24 5,20 0,19 0,19 2,85 99,44 27,37

1126-12 Песчаник вулканомиктовый 60,32 0,43 13,92 8,99 4,48 0,08 3,54 5,10 3,74 1,66 0,12 3,83 99,24 2,25

Примечание. Химический состав образцов определен методом рентгеносиектрального флуоресцентного анализа в лаборатории химии минерального сырья ИГ Коми НЦ УрО РАН, за исключением трех последних образцов, состав которых был получен в той же лаборатории методом классического химического анализа.

Рис. 3. Графики распределения РЗЭ (А) и спайдерграммы элементов-примесей (Б) для пород устьконгорской и малоуральской свит. Содержание микроэлементов для устьконгорской свиты взято из (Государственная геологическая..., 2010). Нормировано к хондриту CI и NMORB, по (Sun, McDonough, 1989). Условные обозначения см. рис. 2

силурийские строматопоры и амфипоры. Верхняя часть свиты датирована по многочисленным находкам фоссилий, характерных для лохковского яруса нижнего девона и эйфельского яруса среднего девона (Лупанова, Маркин, 1964; Ремизова, Ремизов, 2009). Определен U-Pb возраст индивидуальных кристаллов циркона из участвующих в строении разреза малоуральской свиты андезитов на р. Танью и туфов на р. Кевсоим (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ) - 394±6 и 402±9 млн лет (Ремизов и др., 2010) соответственно. Эти датировки хорошо согласуются с палеонтологическими данными.

По химическому составу (табл. 2) вулканические и вулканомиктовые породы малоуральской свиты относятся к ряду нормальной щелочности (Na, реже K-Na тип щелочности) и соответствуют

андезибазальтам и андезитам, реже — базальтам (рис. 2, А) толеитовой и известково-щелочной серий (рис. 2, Б—Г). Они характеризуются низким содержанием ТЮ2 (0,4—0,9%) и значительными вариациями концентраций БеО* (6,6-15,3%), MgO (2,4-7%), Ш2О (0,8-5,2%), К2О (0,2-1,7%). Суммарное содержание РЗЭ в вулканитах малоуральской свиты составляет 24-47 мкг/г (табл. 3). В андезибазальтах и туфах андезитов отмечается слабое обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых (Ьап/УЬп -1,52-2,90) при слабом обогащении легкими РЗЭ относительно средних (Ьап/8шп - 1,23-1,83) и близкими содержаниями средних и тяжелых РЗЭ (Буп/УЬп - 0,97-1,05) (рис. 3, А). Породы малоуральской свиты характеризуются повышенным относительно среднего состава ММОЯБ содержа-

нием крупноионных элементов (Се, ЯЪ, РЬ, 8г), рых высокозарядных элементов (гг, У, Та, 8ш, ТИ и и при близком содержании легких РЗЭ (Ьа, Ей, Бу, УЪ, Ьи) (рис. 3, Б). Особенно хорошо проСе, Рг, Мё) и пониженных концентрациях некото- явлены отдельные максимумы по РЬ, К и 8г и мини-

Таблица 3

Микроэлементный состав пород устьконгорской и малоуральской свит, мкг/г

Компонент Устьконгорская свита, по данным (Государственная геологическая..., 2010) Малоуральская свита, данные авторов

Андезибазальт 1Р-1083 Базальт 1Р-1092 Базальт 4501 Базальт 1537 Андезибазальт 839/11 Туф андезита 840/11

Ь1 2,08 1,36 1,52 3,59 - -

Ве 1,03 0,80 0,28 0,55 - -

В 5,69 2,74 1,55 1,33 - -

8с 70,40 72,20 73,30 97,60 22,80 22,01

Т1 4613 5279 3317 5460 - -

V 281 302 249 153 242 239

Сг 63,10 91,60 75,30 25,50 96,70 32,17

Мп 1880 1626 1647 2075 - -

Со 35,48 27,49 42,93 36,66 23,36 23,74

N1 13,99 20,42 27,93 25,98 25,78 7,68

ЯЪ 3,67 2,69 1,91 1,33 11,81 10,64

8г 259 387 159 101 138 240

У 7,95 7,87 5,21 31,09 9,68 14,77

гг 45,90 15,10 8,02 9,47 39,57 51,34

Мэ 3,30 4,00 1,61 8,65 1,87 1,49

Мо 0,94 0,65 0,65 0,00 2,06 2,86

W 3,30 2,56 2,52 1,36 - -

Се 0,08 0,04 0,00 0,01 0,02 0,08

Ьа 3,04 3,16 0,84 4,55 2,47 6,50

Се 10,39 11,04 3,51 12,78 6,80 15,91

Рг 1,75 1,70 0,52 2,09 0,95 2,07

Ш 8,92 8,48 3,09 10,99 4,97 9,70

8ш 2,28 2,13 1,03 3,69 1,30 2,29

Еи 0,69 0,70 0,38 1,31 0,46 0,72

Оё 2,50 2,59 1,33 5,12 1,45 2,46

ТЪ 0,40 0,40 0,22 0,91 0,26 0,37

Бу 2,62 2,68 1,56 6,02 1,70 2,52

Но 0,47 0,51 0,31 1,29 0,37 0,57

Ег 1,53 1,52 0,89 3,77 1,14 1,68

Тш 0,21 0,22 0,11 0,54 0,18 0,25

УЪ 1,37 1,37 0,79 3,36 1,17 1,61

Ьи 0,17 0,17 0,09 0,46 0,16 0,26

Ш 1,63 0,78 0,56 0,55 2,11 1,49

Та 1,20 0,96 0,70 0,91 1,66 0,64

ТИ 1,21 1,28 1,32 1,18 0,55 0,97

и 0,35 0,31 0,11 0,07 0,18 0,38

РЪ - - - - 1,10 6,73

Примечание. Определения содержаний элементов-примесей в обр. 839/11 и 840/11 проведены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН.

мумы по Ta и Nb. По химическому составу породы малоуральской свиты близки к островодужным вулканитам. Однако следует отметить, что для пород малоуральской свиты, испытавших так же, как и вулканиты устьконгорской свиты, метаморфизм уровня зеленосланцевой фации, наиболее надежны данные по РЗЭ и другим высокозарядным элементам.

По распределению элементов-примесей вулканиты устьконгорской и малоуральской свит во многом сходны, но большая обогащенность легкими РЗЭ относительно тяжелых, наличие более четкого Nb минимума и Pb максимума в вулканитах малоуральской свиты свидетельствуют о том, что последние могли быть сформированы в обстановке более зрелой островной дуги.

Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов

Методика исследования детритовьх цирконов методом LA-ICP-MS. Исследования были проведены в двух специализированных центрах — Лаборатории инструментальных методов анализа (ЛИМА) ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) и в Marine Analytical Laboratoty Калифорнийского университета (г Санта-Крус, США). Измерения проводились на магнитно-секторном ICP масс-спектрометре высокого разрешения Thermo Scientific Element XR. В Marine Analytical Laborato^ использовалась установка лазерной абляции Photon Machines Analyte.H с экси-мерным лазером с длиной волны 193 нм и камерой Helex-2, измерения проводились по методике, изложенной в (Соловьев и др., 2015; Sharman et al., 2013). В ЛИМА для лазерной абляции применялась установка UP-213 (New Wave Research) по методике (Хубанов и др., 2016).

Датирование выполнено по индивидуальным зернам циркона, имплантированным в эпоксидную смолу. Зерна цирконов были сошлифованы и при-полированы приблизительно на половину своей толщины. Для выбора участков (точек) датирования на поверхности зерен использовались оптические изображения и фотографии в катодных лучах. В качестве внешних стандартов измерялись следующие эталоны цирконов: для обр. K11-11 — стандарт 91500 (1065 млн лет (Wiedenbeck et al., 1995) в ЛИМА, а для обр. U22-12 — стандарт R33 (419 млн лет (Black et al., 2004)) в Marine Analytical Laboratory В качестве контрольного образца в обеих лабораториях был взят эталон Plesovice (337 млн лет (Slâma et al., 2008)). Его средний конкордантный возраст составил 337,2±2,1 млн лет для обр. К11-11 и 337,4±3,2 млн лет для обр. U22-12. В обоих случаях погрешности расчета конкордантных возрастов и средних значений изотопных отношений (на уровне 2 сигма) не превышали 2%.

Обработка данных анализа проводилась в ЛИМА с помощью программы Glitter (Griffin et al., 2008; Van Achterbergh et al., 2001), а в Marine Analytical Laborato^ — в приложении Iolite для Igor Pro

(Paton et al., 2010). Для построения U-Pb диаграмм использовалось приложение Isoplot 3 (Ludwig, 2012) для программы Microsoft Excel.

Нужно отметить, что при измерениях в обеих лабораториях общий фон 204Pb (Pb+Hg), как правило, составлял ~300 ± 10 имп./с. Фоновые сигналы по 204 массе в среднем были не выше, чем установленный предел определения трех стандартных отклонений, поэтому коррекция по 204Pb не производилась. Однако при попадании в область лазерного испарения свинецсодержащего микровключения на графиках с хроматограммой наблюдались всплески сигнала по всем изотопам свинца, в том числе по 204 массе. Кроме того, иногда отмечался рост сигнала 204 изотопа вместе с относительно высоким сигналом урана, возможно, в данном случае испарялся метамиктный участок циркона. В подобных случаях при расчете изотопных отношений участки хроматограмм, для всех измеряемых изотопов, одномоментные с высоким сигналом 204Pb, исключались.

Согласно мнению (Gehrels et al., 2008), ввиду низкого сигнала 207Pb для молодых цирконов (моложе 1 млрд лет) ошибка определения возраста по отношению 207Pb/206Pb, как правило, выше 2%. Поэтому для интерпретации брался возраст, определенный по отношению 206Pb/238U для значений менее 1 млрд лет и по отношению 207Pb/206Pb для значений более 1 млрд лет. Следует отметить, что для цирконов моложе 1 млрд лет 206Pb/238U возраст корректировался на наличие обыкновенного свинца ^^-методом (Stern, 1997; Williams, 1998) с помощью функции Age7corr (Ludwig, 2012) макроса Isoplot 3, где изотопное отношение 207Pb/206Pb обыкновенного свинца определялось по модели Стейси и Крамерса (Stacey, Kramers, 1975) при скорректированном 206Pb/238U возрасте.

Для датировок менее 1 млрд лет для расчета дискордантности применялась формула D = 100* (Возраст (207Pb/235U) / Возраст (206Pb/238U corrected 207Pb) — 1), а для возрастов более 1 млрд лет — формула D = 100* (Возраст (207Pb/206Pb) / Возраст (206Pb/238U) — 1). Главным критерием отбора качественных анализов служил диапазон дискордант-ности (D) от —10 до 10.

Полная таблица измеренных изотопных отношений и возрастов доступна по запросу к И.Д. Соболеву (sobolev_id@mail.ru).

Устьконгорская свита. Для выделения цирконов была отобрана проба туффитов из нижней части стратотипического разреза устьконгорской свиты, из коренного обнажения в левом борту долины р. Хараматолоу приблизительно в одном километре вниз по течению от устья р. Макаррузь (обр. K11-11, 66°40,257' с.ш., 65°15,938' в.д.). Туффиты зеленовато-бурого цвета образуют слой мощностью около 3,5 м в толще серовато-зеленых эффузивов основного состава. Для туффитов характерна градационная слоистость, от подошвы к кровле слоя прослеживается постепенный переход от мелкозернистых к грубозернистым разностям. Породы имеют крис-

таллокластическую псаммитовую структуру и массивную текстуру. Обломки размером 0,2-1 мм угловатые, плохо сортированные, сложены табличками и осколками зерен сильно соссюрити-зированного и карбонатизированного плагиоклаза (40 об.%) и ксеноморфными субизометричными зернами кварца (20 об.%). Цемент, слагающий около 40% объема породы, перекристаллизован в условиях зеленосланцевой фации и сложен хлоритом, кальцитом и мелкими иголочками актинолита.

Из пробы туффитов весом около 5 кг были выделены цирконы (85 зерен). Они представлены полуокатанными, реже хорошо ограненными идио-морфными зернами размером 50-400 мкм, прозрачными и полупрозрачными, светло-желтыми и светло-розовыми, в различной степени удлиненными (Кудл - 1,5-5). В небольшом количестве встречаются слабоудлиненные светло- и темно-розовые хорошо окатанные зерна. В катодных лучах цирконы имеют свечение в голубых и желтых тонах различной интенсивности. Преобладают зерна с осцилля-ционной, секториальной и сложной зональностью, иногда - с размытой осцилляционной и лоскутной зональностью, в некоторых случаях зональность отсутствует.

Датирование производилось в ЛИМА. Проанализировано 82 зерна (90 аналитических точек). Из них выбрано 72 анализа, в которых величина дискор-дантности (Б) находится в пределах -10% < Б < 10%.

и-РЪ датирование показало, что цирконы в туф-фитах устьконгорской свиты имеют возраст от 331 до 3055 млн лет (рис. 4, А, табл. 4). Возраст одного наиболее молодого зерна отвечает визейско-серпу-ховскому интервалу каменноугольного периода -331+7 млн лет. Среди проанализированных зерен также присутствуют четыре зерна девонского возраста - 381+9, 383+12, 396+10 и 405+9 млн лет, с максимумом плотности вероятности (МПВ) 382 млн лет, один циркон раннесилурийского возраста - 433+10 млн лет и одно зерно позднеордо-викского возраста - 452+14 млн лет. Кластер более древних зерен с возрастами 1017-2126 млн лет составляет 83%. Максимальная частота встречаемости зерен отмечается в интервалах 1152-1394 млн лет, с МПВ 1227 млн лет (средний - поздний мезопро-терозой), 1461-1685 млн лет, с МПВ 1544 млн лет (конец палеопротерозоя - начало мезопротерозоя), 1750-1783 млн лет, с МПВ 1766 млн лет (конец палеопротерозоя), 1906-2009 млн лет, с МПВ 1971 млн лет (средний палеопротерозой). Возраст пяти наиболее древних зерен - неоархейский (26502703 млн лет, с МПВ 2675 млн лет) и мезоархейский (3055+59 млн лет).

Малоуральская свита. Для изучения и датирования детритовых цирконов из обломочных пород малоуральской свиты нами была отобрана проба из коренного выхода вулканомиктовых песчаников этой свиты в верховьях руч. Погрымшор, вблизи высоты с абсолютной отметкой 318,3 м (обр. и22-12,

65°52,608' с.ш., 63°28,022' в.д.) (рис. 1). Серые тонкозернистые песчаники образуют здесь прослои мощностью 15—20 см, чередуясь с бордовыми ту-фоалевролитами и туфопелитами.

Песчаники вулканомиктовые, тонкослоистые (толщина слоев 2—3 мм) имеют алевро-псаммитовую структуру. Более лейкократовые слои сложены несортированными угловатыми обломками размером 0,05—0,30 мм, преобладающий размер обломков — 0,1—0,2 мм, наиболее крупные достигают величины 0,4—1,3 мм. Обломки представлены кристаллоклас-тами плагиоклаза состава An37 40 (60 об.%), титано-магнетита и гематита (10 об.%), клинопироксена (1 об.%), а также литокластами вулканитов основного состава (20 об.%), вулканитов среднего и кислого состава (7 об.%), гранитов с микрографической структурой (1 об.%), долеритов (1 об.%). Между этими обломками расположены обломки хлоритизированных вулканитов основного состава, часто зажатые и расплющенные между более твердыми зернами. В обломочной части более ме-ланократовых прослоев повышено содержание вулканитов основного состава.

Из пробы было выделено и исследовано в Marine Analytical Laboratory 49 зерен циркона (54 анализа) размером 100—200 мкм. Результаты по 18 анализам, в которых величина дискордантности не удовлетворяла условию —10 < D < 10, были отброшены. Среди оставшихся 33 зерен циркона (36 анализов) преобладают светло-желтые и светло-розовые, удлиненные бипирамидально-призматические, хорошо ограненные, неокатанные или частично окатанные прозрачные зерна. Остальные цирконы (около 7%) — это розовые эллипсовидные хорошо окатанные зерна. В катодных лучах цирконы имеют различное по интенсивности свечение. Преобладают зерна с контрастной, хорошо выраженной осцилляционной зональностью и темно-серые и черные с однородным внутренним строением. Значительно реже встречаются зерна с лоскутной и секториальной зональностью.

В выборке присутствуют зерна различного возраста — от 419 до 2733 млн лет (рис. 4, Б, табл. 5). Возраст наиболее молодого зерна 419+30 млн лет (силурийско-девонский). Наибольшее (50%) количество датировок попадает в интервал 475—658 млн лет с двумя МПВ — около 504 млн лет (средний-поздний кембрий) и 602 млн лет (эдиакарий). Возрасты двух зерен — 730+52 и 763+53 млн лет — соответствуют криогению. Цирконы с более древними мезо-палеопротерозойскими возрастами (1167— 1893 млн лет) составляют около 42%. Максимальная частота встречаемости датировок отмечается в интервалах 1167—1332 млн лет (средний — поздний мезопротерозой), 1480—1767 млн лет (начало мезопротерозоя). На эти интервалы приходится несколько МПВ — 1191, 1331, 1499, 1583, 1764, 1884 млн лет. Возраст одного наиболее древнего зерна — 2733+29 млн лет (неоархей).

Результаты и-РЬ изотопного анализа зерен детритового циркона из туффитов устьконгорской свиты Полярного Урала, обр. К11-11

Таблица 4

Номер анализа Th/H Изотопные отношения RhO Возраст D, %

207pb/206pb + 2а 207Pb/235U + 2а 206Pb/238U + 2а 207РЬ/206РЬ + 2а, млн лет 207Pb/235U + 2а, млн лет 206РЬ/238и + 2а, млн лет Возраст для интерпретации + 2а, млн лет

64 0,06 0,0584 0,0025 0,428 0,017 0,0531 0,0011 0,53 544 92 362 12 334 7 331 7 9

67 0,25 0,0572 0,0032 0,482 0,026 0,0611 0,0014 0,44 498 123 399 18 382 9 381 9 5

10 0,26 0,0597 0,0052 0,507 0,042 0,0617 0,0018 0,36 593 182 417 29 386 11 383 12 9

18 0,17 0,0549 0,0037 0,480 0,031 0,0633 0,0016 0,38 410 147 398 21 396 10 396 10 1

79 0,91 0,0555 0,0028 0,496 0,023 0,0648 0,0015 0,48 431 108 409 16 405 9 405 9 1

74 0,56 0,0550 0,0027 0,527 0,024 0,0694 0,0015 0,48 412 106 430 16 433 9 433 10 -1

86 0,48 0,0602 0,0051 0,605 0,049 0,0730 0,0022 0,37 609 179 481 31 454 13 452 14 6

61 0,64 0,0731 0,0043 1,705 0,096 0,1691 0,0043 0,45 1017 118 1010 36 1007 24 1017 118 1

31 0,39 0,0782 0,0044 2,210 0,119 0,2050 0,0052 0,47 1152 110 1184 38 1202 28 1152 110 -4

47 0,38 0,0784 0,0055 2,119 0,142 0,1961 0,0058 0,44 1157 135 1155 46 1154 31 1157 135 0

3 0,33 0,0788 0,0030 2,204 0,079 0,2029 0,0041 0,57 1166 75 1182 25 1191 22 1166 75 -2

46 0,46 0,0788 0,0032 2,187 0,084 0,2014 0,0042 0,54 1166 80 1177 27 1183 23 1166 80 -1

51 0,74 0,0792 0,0051 2,229 0,138 0,2041 0,0057 0,45 1177 125 1190 43 1197 31 1177 125 -2

78 0,35 0,0795 0,0046 2,175 0,120 0,1983 0,0051 0,46 1185 112 1173 38 1166 27 1185 112 2

4 0,44 0,0798 0,0028 2,331 0,077 0,2118 0,0042 0,60 1192 69 1222 23 1239 22 1192 69 -4

77 0,37 0,0802 0,0042 2,386 0,120 0,2157 0,0052 0,48 1202 103 1238 36 1259 28 1202 103 -5

16 0,44 0,0806 0,0031 2,282 0,084 0,2054 0,0042 0,56 1211 76 1207 26 1205 23 1211 76 1

42 0,36 0,0808 0,0035 2,401 0,098 0,2156 0,0047 0,53 1216 84 1243 29 1258 25 1216 84 -3

71 0,38 0,0808 0,0040 2,428 0,114 0,2178 0,0050 0,49 1218 96 1251 34 1270 27 1218 96 -4

81 0,37 0,0809 0,0043 2,353 0,118 0,2109 0,0050 0,48 1220 102 1229 36 1233 27 1220 102 -1

75 0,73 0,0810 0,0043 2,286 0,114 0,2047 0,0049 0,48 1221 102 1208 35 1201 26 1221 102 2

43 0,46 0,0813 0,0045 2,212 0,118 0,1974 0,0050 0,47 1228 107 1185 37 1161 27 1228 107 6

15 0,30 0,0815 0,0030 2,425 0,085 0,2159 0,0044 0,58 1232 73 1250 25 1260 23 1232 73 -2

85 0,38 0,0815 0,0045 2,404 0,125 0,2139 0,0053 0,47 1233 106 1244 37 1250 28 1233 106 -1

20 0,39 0,0815 0,0033 2,470 0,094 0,2198 0,0046 0,56 1234 78 1263 27 1281 24 1234 78 -4

I

сЗ

R

£

I

fe

й

fe а fe ¡S¡<

te

Й

fe fe

0

fe

1

Ко

>-4

N1

Н

¡ о

к te

Продолжение табл. 4

Номер анализа ти/и Изотопные отношения ыю Возраст Э, %

207рЬ/206рЬ + 2а 207РЬ/235и + 2а 206РЬ/238и + 2а 207РЬ/206РЬ + 2а, млн лет 207РЬ/235и + 2а, млн лет 206РЬ/238и + 2а, млн лет Возраст для интерпретации + 2а, млн лет

35 0,20 0,0817 0,0035 2,375 0,097 0,2109 0,0046 0.53 1238 83 1235 29 1234 24 1238 83 0

49 0,46 0,0819 0,0040 2,203 0,103 0,1950 0,0045 0.50 1244 95 1182 33 1148 25 1244 95 8

89 0,55 0,0821 0,0048 2,171 0,120 0,1918 0,0049 0.46 1247 112 1172 39 1131 27 1247 112 10

62 0,62 0,0822 0,0040 2,245 0,103 0,1981 0,0045 0.50 1250 93 1195 32 1165 24 1250 93 7

34 0,23 0,0829 0,0039 2,325 0,103 0,2035 0,0046 0.51 1266 89 1220 31 1194 25 1266 89 6

30 0,37 0,0832 0,0037 2,450 0,104 0,2134 0,0048 0.53 1274 87 1257 31 1247 25 1274 87 2

83 0,33 0,0835 0,0049 2,518 0,141 0,2187 0,0057 0.46 1280 113 1277 41 1275 30 1280 113 0

38 0,31 0,0837 0,0037 2,526 0,107 0,2189 0,0049 0.53 1286 86 1280 31 1276 26 1286 86 1

28 0,50 0,0850 0,0033 2,768 0,100 0,2361 0,0049 0.57 1316 74 1347 27 1366 25 1316 74 -4

25 0,33 0,0867 0,0036 2,789 0,108 0,2332 0,0050 0.55 1354 79 1353 29 1351 26 1354 79 0

5 0,37 0,0868 0,0037 2,906 0,117 0,2428 0,0054 0.55 1356 81 1383 30 1401 28 1356 81 -3

90 0,41 0,0871 0,0049 2,731 0,146 0,2274 0,0057 0.47 1362 107 1337 40 1321 30 1362 107 3

19 0,26 0,0886 0,0035 2,641 0,097 0,2163 0,0045 0.57 1394 74 1312 27 1262 24 1394 74 10

50 0,29 0,0917 0,0037 3,311 0,124 0,2619 0,0054 0.55 1461 75 1484 29 1500 28 1461 75 -3

23 0,44 0,0922 0,0035 3,304 0,116 0,2599 0,0053 0.58 1471 71 1482 27 1489 27 1471 71 -1

40 0,44 0,0940 0,0036 3,524 0,126 0,2720 0,0056 0.57 1507 71 1533 28 1551 28 1507 71 -3

53 0,41 0,0941 0,0043 3,614 0,155 0,2785 0,0063 0.53 1511 84 1553 34 1584 32 1511 84 -5

39 0,63 0,0944 0,0041 3,317 0,136 0,2547 0,0057 0.54 1517 81 1485 32 1463 29 1517 81 4

41 1,08 0,0947 0,0041 3,455 0,140 0,2647 0,0058 0.54 1521 80 1517 32 1514 30 1521 80 1

73 2,42 0,0951 0,0059 3,575 0,214 0,2726 0,0078 0.48 1530 115 1544 47 1554 39 1530 115 -2

44 0,67 0,0957 0,0042 3,431 0,141 0,2601 0,0058 0.54 1541 81 1512 32 1491 30 1541 81 3

57 0,43 0,0963 0,0044 3,534 0,154 0,2662 0,0061 0.52 1553 85 1535 34 1521 31 1553 85 2

68 0,50 0,0965 0,0048 3,695 0,172 0,2776 0,0066 0.51 1558 91 1570 37 1579 33 1558 91 -1

52 0,40 0,0974 0,0040 3,646 0,141 0,2713 0,0057 0.55 1576 76 1560 31 1548 29 1576 76 2

54 0,57 0,0991 0,0049 3,758 0,175 0,2749 0,0066 0.52 1608 90 1584 37 1566 33 1608 90 3

Окончание табл. 4

Номер анализа ти/и Изотопные отношения ыю Возраст Э, %

207рЬ/206рЬ + 2а 207РЬ/235и + 2а 206РЬ/238и + 2а 207РЬ/206РЬ + 2а, млн лет 207РЬ/235и + 2а, млн лет 206РЬ/238и + 2а, млн лет Возраст для интерпретации + 2а, млн лет

72 0,71 0,0994 0,0049 4,010 0,187 0,2927 0,0069 0.50 1612 91 1636 38 1655 34 1612 91 -3

69 0,41 0,0995 0,0046 3,650 0,158 0,2659 0,0059 0.51 1615 85 1560 34 1520 30 1615 85 6

45 0,45 0,0996 0,0061 3,680 0,218 0,2679 0,0078 0.49 1617 113 1567 47 1530 40 1617 113 6

48 0,85 0,1034 0,0066 3,953 0,242 0,2774 0,0084 0.50 1685 115 1625 50 1578 43 1685 115 7

32 0,57 0,1071 0,0044 4,688 0,180 0,3175 0,0070 0.57 1750 74 1765 32 1778 34 1750 74 -2

33 0,58 0,1071 0,0040 4,642 0,161 0,3143 0,0064 0.59 1751 67 1757 29 1762 32 1751 67 -1

80 1,95 0,1081 0,0056 4,623 0,226 0,3100 0,0076 0.50 1768 93 1754 41 1741 37 1768 93 2

17 0,60 0,1090 0,0039 4,804 0,159 0,3197 0,0065 0.61 1783 64 1786 28 1788 32 1783 64 0

70 0,42 0,1167 0,0053 5,734 0,245 0,3563 0,0080 0.52 1906 81 1937 37 1964 38 1906 81 -3

56 0,72 0,1200 0,0053 5,692 0,238 0,3438 0,0078 0.54 1957 78 1930 36 1905 38 1957 78 3

21 0,51 0,1202 0,0041 6,108 0,195 0,3685 0,0073 0.62 1959 61 1991 28 2023 34 1959 61 -3

27 0,34 0,1203 0,0046 5,874 0,210 0,3542 0,0075 0.60 1960 67 1957 31 1955 36 1960 67 0

2 0,83 0,1222 0,0042 5,997 0,193 0,3559 0,0072 0.63 1989 61 1975 28 1963 34 1989 61 1

26 0,46 0,1234 0,0051 5,890 0,230 0,3462 0,0079 0.59 2006 72 1960 34 1916 38 2006 72 5

7 0,67 0,1236 0,0042 6,350 0,201 0,3724 0,0074 0.63 2009 60 2025 28 2041 35 2009 60 -2

58 0,54 0,1304 0,0059 6,705 0,289 0,3728 0,0088 0.55 2104 79 2073 38 2043 41 2104 79 3

12 0,41 0,1321 0,0078 6,853 0,395 0,3762 0,0124 0.57 2126 102 2093 51 2058 58 2126 102 3

9 1,27 0,1797 0,0066 13,406 0,469 0,5410 0,0123 0.65 2650 60 2709 33 2788 52 2650 60 -5

8 1,53 0,1816 0,0062 13,032 0,420 0,5205 0,0109 0.65 2668 56 2682 30 2701 46 2668 56 -1

13 0,30 0,1823 0,0062 12,506 0,397 0,4976 0,0102 0.65 2674 56 2643 30 2603 44 2674 56 3

66 0,84 0,1855 0,0089 13,791 0,630 0,5390 0,0139 0.56 2703 78 2735 43 2779 58 2703 78 -3

22 0,67 0,2304 0,0087 19,377 0,697 0,6099 0,0147 0.67 3055 59 3061 35 3070 59 3055 59 0

Примечание к табл. 4—5. В колонке «Возраст для интерпретации» для цирконов моложе 1 млрд лет рассчитывался возраст 206РЬ/238и, скорректированный по 207РЬ; для цирконов древнее 1 млрд лет рассчитывался возраст 207РЬ/206РЬ без коррекции. Остальные данные для изученных проб могут быть получены у первого автора.

¡Р &

Аркт-Лавруссия

Комплексы Скандинавсю-Гренландсюш орогена, и Лаврентию

спаявшего Аркг-Европу _Аркг-Европа

Анорогенный-магматизм

- Волынская вулканическая провинция

— Комплексы орогена Протоурапид-Тиманид, спаявшего Балтику и Аркгаду

Балтика - фрагмент юншненгальной литосферы, _отколовшийся от Родинии при раскрьгп-ш океана Япетус

^.Свеко-Норвежский (Гренвильский) ороген, спаявший Прого-Балтику, Прого-Лаврентию и Амазонию - ассамблйрование Родинии

Свеко-Норвегия

Комплексы Среднфусою-Вольшского ¡И орогена, спаявшего "Волго-Сарматию

Прото-Балтика

^ЕГ" ассам&шР°~ Свеко-Феппия Анорогенный магматизм

Фенноскандия

Кола - Карелия

Комплексы Волго-Сарматского орогена,спаявшего Волго-Уралию-и Сарматию

Волго-Сарматия

Сарматия

Волго-Уралия

Устьконгорская свита (02 К11-11, N=72

В

3 +

2

1

О

25

20-: 15-; 10 5 0

12-

р

а <я ш а, о

ы

Малоуральская свита (8ГБ2) 1122-12, N=36

753

У

Манитанырдская серия (С3-0,) ЕЬМ09-Ш, N=72

Погурейская свита (С3-0,) ЕЬМ09-Ш, N=70

ю

(13

О М

н и о о н сг

1.2 1.6 2.0 2.4 2А Возраст, млрд лет

Рис. 4. Гистограммы и кривые плотности вероятности распределения возрастов детритовых цирконов из вулкано-генно-терригенных пород устьконгор-ской (А) и малоуральской (Б) свит Войкарской зоны Восточно-Уральской мегазоны, а также песчаников мани-танырдской серии (В) Бельско-Елецкой зоны Западно-Уральской мегазоны и погурейской свиты (Г) Лемвинской зоны Западно-Уральской мегазоны (Соболева и др., 2012). Над графиками отрезками отмечены временные диапазоны основных фаз тектогенеза и проявления магматической активности в пределах Восточно-Европейского кратона, использована схема из работы (Кузнецов и др., 2014). Серым цветом показаны сходные возрастные интервалы для большинства гистограмм

Таблица 5

Результаты и-РЬ изотопного анализа зерен детритового циркона из песчаников малоуральской свиты Полярного Урала, обр. 1Ш-12

Номер анализа ти/и Изотопные отношения ыю Возраст Э, %

207РЬ/206РЬ + 2а 207РЬ/235и + 2а 206РЬ/238и + 2 а 207РЬ/206РЬ + 2а, млн лет 207РЬ/235и + 2а, млн лет 206РЬ/238и + 2а, млн лет Возраст для интерпретации + 2а, млн лет

54 0,43 0,0565 0,0016 0,533 0,037 0,0672 0,0049 0.22 482 36 434 24 419 29 419 30 4

40 1,30 0,0553 0,0011 0,571 0,039 0,0763 0,0056 0.85 427 25 459 25 474 33 475 34 -3

14 0,11 0,0650 0,0033 0,738 0,071 0,0799 0,0058 0.93 663 52 530 22 496 34 491 35 8

12 0,16 0,0623 0,0012 0,681 0,046 0,0798 0,0058 0.76 680 27 527 28 495 34 492 35 7

11 0,18 0,0579 0,0013 0,662 0,045 0,0815 0,0059 0.53 533 35 515 28 505 35 505 36 2

58 0,22 0,0613 0,0013 0,698 0,047 0,0819 0,0059 0.40 630 30 536 28 508 35 505 36 6

17 0,21 0,0588 0,0012 0,668 0,045 0,0830 0,0060 0.42 554 27 520 27 514 36 514 36 1

6 0,68 0,0586 0,0012 0,686 0,046 0,0856 0,0062 0.36 540 26 531 28 529 37 529 37 0

20 0,17 0,0577 0,0011 0,690 0,046 0,0866 0,0062 0.61 518 22 532 28 536 37 536 37 -1

45 0,19 0,0576 0,0013 0,697 0,048 0,0885 0,0064 0.61 518 29 538 29 547 38 547 39 -2

46 0,29 0,0635 0,0012 0,802 0,054 0,0918 0,0067 0.52 724 28 598 31 566 39 563 40 6

55 0,06 0,0591 0,0011 0,759 0,051 0,0924 0,0066 0.57 572 27 574 29 569 39 569 40 1

19 1,15 0,0613 0,0014 0,808 0,055 0,0965 0,0070 0.41 648 30 602 31 594 41 592 42 2

27 0,21 0,0590 0,0012 0,790 0,054 0,0967 0,0070 0.58 569 26 591 31 595 41 596 42 -1

60 0,63 0,0669 0,0016 0,922 0,064 0,0992 0,0072 0.46 821 33 663 34 610 42 605 43 10

28 0,67 0,0629 0,0017 0,875 0,060 0,1007 0,0073 0.18 708 35 637 32 619 43 617 44 3

21 1,13 0,0629 0,0013 0,890 0,060 0,1024 0,0074 0.50 704 32 647 32 628 43 627 44 3

23 0,76 0,0595 0,0015 0,877 0,060 0,1072 0,0078 0.37 586 33 639 33 657 45 658 47 -3

34 0,78 0,0612 0,0015 1,005 0,071 0,1195 0,0088 0.65 644 30 703 36 727 51 730 52 -4

Окончание табл. 5

Номер анализа ти/и Изотопные отношения ию Возраст Э, %

207РЬ/206РЬ + 2а 207РЬ/235и + 2а 206РЬ/238и + 2 а 207РЬ/206РЬ + 2а, млн лет 207РЬ/235и + 2а, млн лет 206РЬ/238и + 2а, млн лет Возраст для интерпретации + 2а, млн лет

9 0,37 0,0700 0,0015 1,218 0,083 0,1265 0,0091 0.36 914 30 809 38 768 52 763 53 6

18 0,15 0,0788 0,0015 2,175 0,150 0,2014 0,0150 0.86 1167 25 1174 48 1183 78 1167 25 -1

25 0,36 0,0794 0,0016 2,338 0,160 0,2122 0,0150 0.62 1191 23 1223 48 1240 82 1191 23 -4

42 0,21 0,0796 0,0017 2,467 0,170 0,2296 0,0170 0.53 1195 24 1262 49 1332 87 1195 24 -10

38 0,49 0,0809 0,0016 2,369 0,160 0,2176 0,0160 0.55 1219 23 1233 47 1269 82 1219 23 -4

3 1,02 0,0820 0,0018 2,174 0,150 0,1952 0,0140 0.44 1231 30 1172 48 1149 76 1231 30 7

57 0,53 0,0821 0,0017 2,412 0,160 0,2114 0,0150 0.47 1249 22 1246 48 1236 81 1249 22 1

30 0,27 0,0855 0,0016 2,986 0,200 0,2505 0,0180 0.84 1323 33 1403 52 1441 94 1323 33 -8

51 0,60 0,0856 0,0017 2,587 0,170 0,2183 0,0160 0.46 1332 26 1298 48 1273 84 1332 26 5

44 0,34 0,0928 0,0022 3,098 0,220 0,2422 0,0180 0.65 1480 36 1435 53 1398 92 1480 36 6

10 0,96 0,0935 0,0018 3,391 0,230 0,2619 0,0190 0.50 1500 22 1501 53 1499 97 1500 22 0

22 0,85 0,0980 0,0020 3,965 0,270 0,2958 0,0210 0.59 1582 23 1627 55 1670 110 1582 23 -5

48 0,59 0,1077 0,0027 4,250 0,300 0,2833 0,0210 0.74 1752 41 1677 57 1607 100 1752 41 9

24 0,44 0,1083 0,0021 5,176 0,350 0,3499 0,0250 0.61 1767 20 1849 58 1935 120 1767 20 -9

16 0,74 0,1148 0,0022 5,200 0,350 0,3316 0,0240 0.74 1878 23 1852 57 1846 120 1878 23 2

37 0,76 0,1159 0,0023 5,873 0,400 0,3722 0,0270 0.47 1893 22 1954 56 2039 130 1893 22 -7

32 0,24 0,1913 0,0049 14,900 1,100 0,5564 0,0400 0.23 2733 29 2783 42 2851 170 2733 29 -4

Проблема установления седиментационного возраста устьконгорской свиты на основе

результатов датирования детритовых цирконов

Присутствие в породах устьконгорской свиты (рис. 4, А, табл. 4) цирконов с более молодыми возрастами, чем предполагаемое время формирования самих пород, установленное по палеонтологическим находкам, можно было бы объяснить механическим загрязнением при пробоподготовке. Однако это, на наш взгляд, маловероятно, так как при дроблении и дальнейшей обработке проб были соблюдены все правила, следование которым необходимо для того, чтобы избежать контаминации проб посторонним веществом. По-видимому, в единичных зернах циркона произошло нарушение и-РЬ изотопной системы в результате процесса метамиктизации или под воздействием локально проявленных гидротермальных преобразований при более поздних процессах тектоно-магматиче-ской активизации.

Самое молодое зерно циркона из туффитов усть-конгорской свиты имеет визейско-серпуховский возраст (331 ±7 млн лет), который коррелируется с началом коллизионных процессов на Полярном Урале (Кузнецов, Романюк, 2014; Пучков, 2000, 2010). О нарушениях и-РЬ изотопной системы в этом цирконе можно судить по метамиктному участку циркона (табл. 6), в котором сумма анализа существенно меньше 100%. Ранне-позднедевонские (381±9, 383±12, 396±10, 405±9 млн лет) датировки цирконов коррелируются с островодужным магматизмом, в результате которого были сформированы гранитоиды гигантского Собского батолита

(собский, конгорский и янослорский плутонические комплексы) (Андреичев, 1996, 2004; Андреи-чев, Удоратина, 2000; Буякайте и др., 1983; Ремизов и др., 2009, 2010; Соболев, 2013; Удоратина и др., 2003, 2005, 2008, 2012; Удоратина, Кузнецов, 2007). Две лландоверийско-венлокские датировки (433±10 и 434±13 млн лет) совпадают со временем формирования более древних островодужных вулканитов малоуральской свиты и тупоугольской толщи (Прохорова и др., 1959; Прямоносов, Бороздина, 2006), а также магматических образований задугового Войкарского бассейна (Григорьев, Ремизов и др, 2010; Queiroga й а1., 2016), распространенных на Полярном Урале. Всего одно зерно циркона из семи с палеозойскими возрастами имеет позднеордовикскую датировку (452±14 млн лет), соответствующую фаунистически обоснованному возрасту устьконгорской свиты.

Седиментационный возраст малоуральской свиты

В песчаниках малоуральской свиты, острово-дужная природа которой не вызывает сомнений (Ремизов и др., 2010), присутствует один молодой циркон с силурийско-девонским возрастом (419± ±30 млн лет) (рис. 4, Б, табл. 5). Эта датировка, вероятно, отвечает нижнему стратиграфическому пределу формирования изученных песчаников малоуральской свиты и хорошо согласуется с имеющимися палеонтологическими (Лупанова, Маркин, 1964; Прохорова и др., 1959; Прямоносов, Бороздина, 2006; Ремизова, Ремизов, 2009) и изотопными (Ремизов и др., 2010) определениями возраста свиты.

Таблица 6

Результаты микрозондового анализа зерен детритовых цирконов из туффитов устьконгорской свиты Полярного Урала, обр. 01-11

Номер анализа SiO2, мас.% мас.% мас.% ZrO2, мас.% HfO2, мас.% мас.% UO2, мас.% мас.% ™2, мас.% Сумма, мас.% Возраст, млн лет

1 32,24 0,001 0,022 66,60 1,24 0,012 0,126 0,038 0,012 100,29 331

2 32,99 0,004 0,041 64,20 1,48 0,029 0,946 0,316 0,075 100,08 331

3 31,35 0,023 0,236 59,21 1,67 0,695 1,317 1,964 0,159 96,62 331

4 33,32 0,006 0,061 64,80 1,54 0,038 0,895 0,305 0,072 101,03 331

5 32,28 0,000 0,022 66,02 1,95 0,098 0,118 0,096 0,021 100,61 331

6 32,02 0,002 0,031 66,18 1,04 0,057 0,036 0,079 0,009 99,46 381

7 32,56 0,004 0,021 65,74 1,04 0,081 0,018 0,138 0,012 99,62 1017

8 32,07 0,003 0,005 66,73 0,96 0,034 0,014 0,024 0,004 99,85 1177

9 32,50 0,002 0,012 66,12 1,14 0,046 0,022 0,041 0,008 99,90 1517

10 32,45 0,000 0,021 66,66 1,16 0,049 0,047 0,072 0,017 100,48 -

11 32,90 0,000 0,016 66,06 1,28 0,036 0,025 0,046 0,007 100,37 1238

12 32,51 0,002 0,010 66,40 1,12 0,024 0,020 0,046 0,000 100,13 1266

13 32,57 0,002 0,006 66,40 1,04 0,004 0,035 0,007 0,004 100,06 -

14 32,56 0,003 0,029 65,85 0,94 0,086 0,024 0,135 0,019 99,63 1356

15 32,48 0,002 0,023 66,85 1,29 0,061 0,028 0,085 0,015 100,83 -

16 32,59 0,003 0,006 66,18 1,02 0,008 0,000 0,004 0,000 99,80 3055

17 32,76 0,004 0,013 66,46 0,99 0,045 0,011 0,094 0,008 100,39 2104

Примечание. Микрозондовые исследования выполнены в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН.

Возможные источники древних цирконов в обломочных породах устьконгорской и малоуральской свит

Среди исследованных детритовых цирконов из пород устьконгорской и малоуральской свит содержится значительное количество зерен с возрастами 1,0-3,1 млрд лет (устьконгорская свита - 90%, малоуральская свита - 39%). Сравнение распределений этих древних датировок цирконов из обеих свит с применением теста Колмогорова-Смирнова (К-8 теста) (табл. 7, рис. 5) показало идентичность этих распределений (Р(К8) = 0,970). Это сходство свидетельствует о том, что детритовые цирконы с возрастами 1,0-3,1 млрд лет, вероятнее всего, поступали в осадочные бассейны, в которых накапливались обломочные породы устьконгорской и малоуральской свит, из близких по составу (или одних и тех же) питающих провинций.

Цирконы с возрастами 1,0-3,1 млрд лет (за исключением интервала 2,2-2,4 млрд лет) типичны для кристаллических комплексов палеоконтинента Балтика - древнего остова Восточно-Европейской платформы. Единичные нео- и мезоархейские

Результаты К8-теста для возрасто

цирконы с возрастами 2,7-3,1 млрд лет соответствуют времени формирования магматических и метаморфических комплексов блока Кола-Карелия, позже вошедшего в состав Фенноскандии, и сопоставимы по возрасту с кристаллическими комплексами Волго-Уралии и Сарматии (Бибикова и др., 2009; Минц и др., 2010; Вс^ёапоуа й а1., 2008 и др.).

Преобладающую часть докембрийских цирконов устьконгорской и малоуральской свит составляют зерна с возрастами 1,0-2,0 млрд лет. В работах (Романюк и др., 2013, 2014; К^пйеоу й а1., 2014) описана последовательность событий, зафиксированных на Балтике в комплексах и структурах этого временного интервала. В частности, здесь произошло формирование Волго-Сарматского оро-гена, соединившего Волго-Уралию и Сарматию, проявление анорогенного магматизма в пределах Сарматии, становление кристаллических комплексов Свеко-Фении и образование Фенноскандии, формирование Среднерусско-Волынского орогена, спаявшего Волго-Сарматию и Фенноскандию (ас-самблирование Протобалтики), образование кристаллических комплексов Свеко-Норвегии, внедрение анорогенных гранитоидов в пределах Фенноскан-

Таблица 7

етритовых цирконов (> 1 млрд лет)

Серия, свита Устьконгорская свита (K11-11) Малоуральская свита (U22-12) Погурейская свита (ELM09-U6) Манитанырдская серия (ELM09-U7)

Устьконгорская свита (K11-11) 0,970 0,920 0,407

Малоуральская свита (U22-12) 0,970 0,865 0,685

Погурейская свита (ELM09-U6) 0,920 0,865 0,836

Манитанырдская серия (ELM09-U7) 0,407 0,685 0,836

Примечание. Построение кумулятивных кривых распределения и проведение KS-теста выполнены в программе MS Excel (Guynn, Gehrels, 2010); http://sites.google.eom/a/laserchron.org/laserchron//home.

Рис. 5. Кумулятивные кривые изотопных возрастов детритовых цирконов из туффитов устьконгорской свиты (обр. К11-11) и песчаников малоуральской свиты (обр. и22-12) (данные приведены в настоящей работе), погурейской свиты (обр. ЕЬМ09-и6) и манитанырдской серии (обр. ЕЬМ09-и7), данные из (Соболева и др., 2012)

дии, формирование Свеко-Норвежского (Гренвиль-ского) орогена и продолжающееся становление Родинии. Результаты конкретных исследований, на основе которых восстановлена эта последовательность событий, изложены в работах (Баянова и др., 2002; Бибикова и др., 1995; Богданова и др., 2006; Пушкарев и др., 1978; Терехов, Балуев, 2011; Bogdanova et al., 2008; Claesson et al., 2001; Gorbachev, Bogdanova, 1993 и др.).

Цирконы с возрастом 475—763 млн лет обнаружены в породах малоуральской свиты. Цирконы с поздненеопротерозойско-эдиакарскими возрастами соответствуют времени формирования вулканогенных и плутонических образований Большеземельской активной окраины Арктиды, а с позднеэдиакарско-раннекембрийскими возрастами — коллизионных комплексов протоуралид-тиманид (Кузнецов, 2009; Кузнецов и др., 2005, 2006, 2007; Kuznetsov et al., 2014). Цирконы с позднекембрийско-раннеордо-викскими возрастами могли поступать из магматических пород, связанных с континентальным риф-тогенезом, проявлявшимся на рубеже кембрия и ордовика на уральской окраине Аркт-Европы (Соболева и др., 2012; Soboleva, Udoratina, 2010 и ссылки в этих работах).

Распределения возрастов детритовых цирконов из исследованных образцов палеозойских остро-водужных вулканогенно-терригенных пород Мало-

уральской подзоны Полярного Урала (рис. 4, А, Б) близки к распределениям, установленным ранее для цирконов из верхнекембрийско-нижнеордовик-ских песчаников манитанырдской серии (рис. 4, В) и погурейской свиты (рис. 4, Г) Полярноуральского сегмента Западно-Уральской мегазоны (Соболева и др., 2012). Максимальное сходство наблюдается для мезопротерозойско-архейских возрастов. Применение К-8 теста (табл. 7, рис. 5) для части возрастных наборов, включающих лишь датировки цирконов древнее 1 млрд лет, показало, что Р(К8) составляет 0,920 для устьконгорской и погурейской свит, 0,407 для устьконгорской свиты и манитанырдской серии, 0,865 для малоуральской и погурейской свит, 0,685 для малоуральской свиты и манитанырдской серии. Это свидетельствует о преобладании близких по составу питающих провинций, поставлявших обломочный материал как на уральскую континентальную окраину Аркт-Европы (начиная со среднего силура — Аркт-Лавруссии), так и в ор-довикско-девонские вулканогенные породы По-лярноуральской островной дуги. Такая ситуация представляется возможной, если взять за основу геодинамическую модель (Кузнецов, Романюк, 2014), согласно которой в процессе позднекембрийско-раннеордовикского рифтинга от уральского края Аркт-Европы откололся микроконтинент, отделенный от нее Войкарским спрединговым бассейном.

Рис. 6. Палеотектонические реконструкции Полярноуральской островодужной системы, по (Кузнецов, Романюк, 2014), с изменениями. А, Б — палеопрофили вкрест Полярно-Уральского сегмента Уральского орогена на моменты времени: А — для среднего — позднего ордовика; Б — для позднего силура — среднего девона. 1 — континентальная кора; 2 — позднекембрийско-раннеордо-викские рифтогенные магматические образования; 3 — океаническая кора; 4 — средне-верхнеордовикские вулканогенные и вул-каногенно-осадочные образования устьконгорской свиты; 5 — верхнесилурийско-среднедевонские вулканогенные и вулкано-генно-осадочные образования малоуральской свиты; 6 — позднесилурийско-девонские гранитоиды, габброиды и монцонитоиды Собского батолита; 7 — образования аккреционной призмы; 8 — дегидратация слэба. Жирными стрелками указаны направления относительного движения плит

По нашим представлениям, со среднего - позднего ордовика началось формирование островной дуги на этом микроконтиненте, и зона субдукции стала погружаться под микроконтинент со стороны палеоокеана (рис. 6, А), а Вокарский бассейн с новообразованной корой океанического типа трансформировался в задуговой бассейн.

Наличие в изученных силурийско-девонских песчаниках цирконов с неопротерозойско-ранне-ордовикскими возрастами свидетельствует о том, что в строении микроконтинента, на котором в середине ордовика заложилась Полярноуральская островная дуга, участвовали магматические комплексы активной окраины Арктиды, коллизионные комплексы протоуралид-тиманид и рифтогенные комплексы раннего этапа эволюции уралид (рис. 6, А, Б). Де-тритовые цирконы с более древними возрастами могли поступать как из блоков кристаллического фундамента Аркт-Европы, участвовавших в строении этого микроконтинента, слагающего докембрий-ское структурное основание (фундамент) Поляр-ноуральской дуги, так и из неопротерозойско-ниж-

непалеозойских осадочных пород, содержащих древний рециклированный обломочный материал и также входивших в состав этого микроконтинента.

Существование докембрийского фундамента в основании Полярноуральской вулканической островной дуги дополнительно подтверждается присутствием единичных ксеногенных цирконов (617±6, 2860+24 млн лет) в раннедевонских диоритах собского комплекса (рис. 6, Б) из района Петропавловского месторождения (Соболев и др., 2017), а также наличием ксеногенных докембрий-ских цирконов в островодужных вулканитах вой-карской свиты (Ремизов и др., 2010).

Исследования проведены за счет средств Программы фундаментальных исследований РАН (проект 15-18-5-57) «Главный Уральский разлом и его обрамление как индикаторы многостадийной эволюции аккреционно-коллизионного Уральского ороге-на», РФФИ «Мой первый грант» (проект 16-35-00552), Программы президиума РАН 11.3П «Арктика». Анализ микроэлементов выполнен за счет гранта РНФ (проект 16-17-10251).

ЛИТЕРАТУРА

Андреичев В.Л. Рубидий-стронциевая геохронология гранитоидного магматизма Войкарского вулкано-плуто-нического пояса // Закономерности эволюции Земной коры: Тез. докл. Междунар. конф., посвященной 60-летию Науч.-исслед. ин-та Земной коры. СПб.: СПбГУ, 1996. Т. II. С. 11-28.

Андреичев В.Л. Изотопная геохронология ультрама-фит-мафитовых и гранитоидных ассоциаций восточного склона Полярного Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 44 с.

Андреичев В.Л., Удоратина О.В. Новые данные о возрасте гранитоидов конгорского комплекса (Полярный Урал) // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тез. докл. I Российской конф. по изотопной геохронологии. Москва, ИГЕМ РАН. М.: ГЕОС, 2000. С. 28-30.

Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф. и др. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита // Геология рудных районов Мурманской области. Приложение № 3. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2002. 53 с.

Бибикова Е.В., Богданова С.В., Горбачев Р.М. и др. Изотопный возраст, природа и структура докембрийской коры в Беларуси // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 6. С. 68-78.

Бибикова Е.В., Богданова С.В., Постников А.В. и др. Зона сочленения Сарматии и Волго-Уралии: изотопно-геохронологическая характеристика супракрустальных пород и гранитоидов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17, № 6. С. 3-16.

Богданова С.В., Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И. и др. Проект ЕиЯОВКГООЕ: палеопротерозойская аккреция и коллизия коры в Фенноскандии и Сарматии. Геология и геофизические образы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. Результаты исследований по программе ЕиЯОРЯОВЕ. Очерки по региональной геологии России / Ред. Н.И. Павленкова. М.: РОСНЕДРА, РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221-290.

Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.

Буякайте М.И., Виноградов В.И., Кулешов В.Н. и др. Геохимия изотопов в офиолитах Полярного Урала // Тр. Геол. ин-та АН СССР. Вып. 376. М.: Наука, 1983. 183 с.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (издание второе). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XII. Объяснит. зап. / Ред. Л.Л. Подсосова, А.П. Казак. СПб., 2001. 213 с.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист Q-41 - Воркута. Объяснит. зап. / Ред. В.П. Водолазская. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2007. 541 с.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (издание второе). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XVIII. Объяснит. зап. / Ред. Г.А. Петров. Салехард, Управление по недропользованию по Ямало-Ненецкому автономному округу. Екатеринбург, 2010. 159 с.

Григорьев С.И., Ремизов Д.Н. Кэршорский габброид-ный комплекс и проблема офиолитов Полярного Урала // Мат-лы XI Всероссийского петрографического совещ. / Ред. В.А. Коротеев. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2010. С. 191-192.

Дедеев В.А. Фации и геологическая история среднего палеозоя восточного склона Полярного Урала (Щучьин-ский синклинорий) // Геологический сб. 4. Тр. ВНИГРИ. Вып. 131. Л.: Гостоптехиздат, 1959. С. 111-137.

Дергунов А.Б., Казак А.П., Молдаванцев Ю.Е. Серпен-тинитовый меланж и структурное положение гипербази-тового массива Рай-Из (Полярный Урал) // Геотектоника. 1975. № 1. С. 28-34.

Добрецов Н.Л., Молдованцев Ю.Е., Казак А.П. и др. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западных Саян). Новосибирск: Наука, 1977. 219 с.

Зылева Л.И., Коновалов А.Л, Казак А.П. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серия ЗападноСибирская. Лист Q-42 — Салехард. Объяснит. зап. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014. 396 с.

Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедокембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Автореф. дисс. ... докт. геол.-минерал. наук. М.: ИФЗ РАН, 2009. 49 с.

Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В. Палеозойская эволюция Полярного Урала: Войкарский бассейн с корой океанического типа существовал не менее 65 млн лет // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2014. Т. 89, вып. 5. С. 56-70.

Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В. и др. Первые и-РЬ-данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмсской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников Уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014. Т. 455, № 4. С. 427-432.

Кузнецов Н.Б, Соболева А.А., Удоратина О.В., Герцева М.В. Доордовикские гранитоиды Тимано-Уральского региона и эволюция протоуралид-тиманид. Сыктывкар: Геопринт, 2005. 100 с.

Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Статья 1. Протоуралиды, Тиманиды и доордо-викские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3-22.

Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Часть 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1. С. 32-45.

Кузнецов Н.Б, Удоратина О.В., Андреичев В.Л. Палеозойское изотопное омоложение комплексов доуралид и проблема эволюции восточной окраины Восточно-Европейского континента в палеозое // Вестн. Воронежск. ун-та. Сер. геол. 2000. № 3 (9). С. 15-19.

Лупанова Н.П., Маркин В.В. Зеленокаменные толщи Собско-Войкарского синклинория (восточный склон Полярного Урала) // Тр. Геол. музея им. А.П. Карпинского АН СССР. Вып. 12. М., Л.: Изд-во АН СССР, 1964. 175 с.

Мансуров РХ. Строение минерализованных зон Петропавловского золото-порфирового месторождения (Полярный Урал) // Вестн. Пермск. ун-та. Геол. 2016. Т. 4, № 33. С. 49-69.

Минц М.В., Сулейманов А.К., Бабаянц П.С. и др. Глубинное строение, эволюция и полезные ископаемые ран-недокембрийского фундамента Восточно-Европейской платформы: Интерпретация материалов по опорному профилю 1-ЕВ, профилям 4В и ТАТСЕЙС. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2010. 808 с.

Охотников В.Н. Гранитоиды и рудообразование (Полярный Урал). Л.: Наука, 1985. 184 с.

Пейве А. В. Глубинные разломы в геосинклинальных областях // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1945. № 5. С. 23-46.

Перевозчиков Б.В. Генетические типы габброидов южного обрамления массива Рай-Из // Геология и полезные ископаемые Приполярного и Полярного Урала. Тр. ЗапСибНИГНИ. Вып. 74. Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1974. С. 49-58.

Прохорова К.И., Бельков Л.А., Ли Л.В. Геологическая карта СССР м-ба 1:200 000 листа Q-41-XVII. Отчет о работе Полярно-Уральской партии № 4, проведенной в 1958 г ТФИ по ТО, 1959. 105 с.

Прямоносое А.П., Бороздина Г.Н. Первые находки ко-нодонтов в устьконгорской свите (Войкарская СФЗ, Полярный Урал) // Уральский геол. журн. 2006. № 3 (51). С. 49-51.

Прямоносое А.П., Степанов А.Е., Бороздина Г.Н. Стра-тотип устьконгорской свиты Войкарской СФЗ (восточный склон Полярного Урала) // Уральский геол. журн. 2010. № 3 (75). С. 11-14.

Путеводитель экскурсии «Офиолиты Полярного Урала» / Ред. Н.А. Богданов М.: ГИН АН СССР, 1978. 165 с.

Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: ГИЛЕМ, 2000. 146 с.

Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.

Пушкарев Ю.Д., Кравченко Э.В., Шестаков Г.И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.

Ремизов Д.Н. Гранитоидный магматизм Щучьинского района Полярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 111 с.

Ремизов Д.Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон). Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 221 с.

Ремизов Д.Н., Григорьев С.И., Петров С.Ю. и др. Магматизм Малоуральской островной дуги (Полярный Урал) // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России. Мат-лы XV геол. съезда Республики Коми. Т. II / Ред. Н.П. Юшкин. Сыктывкар: Геопринт, 2009. С. 322-324.

Ремизов Д.Н, Григорьев С.И., Ремизова С.Т. Войкарская островодужная система Полярного Урала // Магматизм и метаморфизм в истории Земли. Мат-лы XI Всероссийского петрографического совещ. / Ред. В.А. Коротеев. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2010. С. 172-173.

Ремизова С.Т., Ремизов Д.Н. Стратиграфия Малоуральской островной дуги (Полярный Урал) // Геология и минеральные ресурсы европейского Северо-Востока России. Мат-лы XV геол. съезда Республики Коми. Т. II / Ред. Н.П. Юшкин. Сыктывкар: Геопринт, 2009. С. 50-52.

Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Маслов А.В. и др. Геохимическая и Lu/Hf-изотопная (LA-ICP-MS) систематика детритных цирконов из песчаников базальных уровней стратотипа рифея // Докл. АН. 2014. Т. 459, № 3. С. 340-344.

Романюк Т.В., Маслов А.В., Кузнецов Н.Б. и др. Первые результаты U-Pb LA-ICP-MS датирования детритных цирконов из верхнерифейских песчаников Башкирского анитиклинория (Южный Урал) // Докл. АН. 2013. Т. 452, № 6. С. 642-645.

Савельев А.А. Геология и хромитоносность Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал). Автореф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. Свердловск, 1974. 25 с.

Савельев А.А., Савельева Г.Н. Офиолиты Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал) // Геотектоника. 1977. № 6. С. 46-60.

Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре // Тр. Геол. ин-та АН СССР. Вып. 404. М.: Наука, 1987. 245 с.

Сирин Н.А. Магматизм Приполярного и Полярного Урала. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 288 с.

Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

Соболев И.Д. Новые данные об особенностях состава и возрасте пород Конгорского массива (Полярный Урал) // От минералогии до геохимии. Сб. научных трудов к 130-летию со дня рождения академика Александра Евгеньевича Ферсмана / Ред. И.Г. Емельянов. Киев: Национальный научно-природоведческий музей НАН Украины, 2013. С. 186-191.

Соболев И.Д., Латышев А.В., Викентьев И.В. и др. Результаты и-РЬ (ЬА-ГСР-М8) датирования цирконов и первые палеомагнитные данные из интрузивных пород месторождений Петропавловское и Новогоднее-Монто, Полярный Урал // Металлогения древних и современных океанов - 2017. Дифференциация и причины разнообразия рудных месторождений. Мат-лы XXIII молодежи. науч. школы / Ред. В.В. Масленников, И.Ю. Мелекес-цева. Миасс: Ин-т минерал. УрО РАН, 2017. С. 210-213.

Соболева А.А., Кузнецов Н.Б., Миллер Э.Л. и др. Первые результаты и/РЬ-датирования детритных цирконов из базальных горизонтов уралид (Полярный Урал) // Докл. АН. 2012. Т. 445, № 5. С. 570-576.

Соловьев А.В., Зайончек А.В., Супруненко О.И. и др. Эволюция источников сноса триасовых отложений архипелага Земля Франца-Иосифа: и/РЬ ЬА-ГСР-М8 датирование обломочного циркона из скважины Северная // Литология и полезн. ископ. 2015. № 2. С. 113-128.

Старков В.Д. Интрузивный магматизм эвгеосинкли-нальных зон Полярного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. 148 с.

Терехов Е.Н., Балуев А.С. Постскладчатый магматизм (1,85-1,7 млрд лет) восточной части Балтийского щита: корреляция структурного положения его проявлений с эволюцией вмещающих комплексов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19, № 6. С. 26-43.

Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б. Собский плагиогра-нитный комплекс Полярного Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2007. Т. 82, вып. 3. С. 49-59.

Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Андреичев В.Л., Посохов В.Ф. Изотопно-геохронометрические системы в гранитоидах Собского массива (Полярный Урал) // Геохронометрические изотопные системы, методы их изучения, хронология геологических процессов. Мат-лы V Российской конф. по изотопной геохронологии. Москва, ИГЕМ РАН. М.: ИГЕМ РАН, 2012. С. 356-358.

Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Ларионов А.Н., Шишкин М.А. и-РЬ возраст плагиогранитоидов Собского массива (Полярный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. № 5 / Ред. Л.В. Махлаев, А.Ф. Ха-зов. Сыктывкар: Геопринт, 2008. С. 52-62.

Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Матуков Д.И. Возраст гранитоидов Янаслорского массива: и-РЬ данные // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Мат-лы V Всерос. конф. / Ред. А.И. Чернышов. Томск: ЦНТИ, 2005. Вып. 5. Т. 1. С. 135-142.

Удоратина О.В., Шатагин К.Н., Кузнецов Н.Б. Соб-ский плагиогранитоидный комплекс Полярного Урала: первые изотопные данные // Строение лито-

сферы и геодинамика: Мат-лы XX Всерос. молод. конф. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. С. 189-191.

Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. и-РЬ изотопное датирование цирконов из Р/3-М/ магмати-

ческих комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP данными // Геол. и геофиз. 2016. Т. 57, № 1. С. 241-258.

Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Войкарский вулкано-плу-тонический пояс (Полярный Урал). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. 160 с.

Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of a trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards // Chem. Geol. 2004. Vol. 205. P. 115-140.

Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precambrian Res. 2008. Vol. 160. P. 23-45.

Claesson S, Bogdanova S.W., Bibikova E.V., Gorbatschev R.M. Isotopic evidence of Palaeoproterozoic accretion in the basement of the East European Craton // Tectonophysics. 2001. Vol. 339. P. 1-18.

Gehrels G.E., Valencia V.A., Ruiz J. Enhanced precision, accuracy, efficiency, and spatial resolution of U-Pb ages by laser ablation multicollector-inductively coupled plasma-mass spectrometry // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2008. Vol. 9. Q03017. doi:10.1029/2007GC001805.20.

Gorbatschev R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 3-22.

Griffin W.L., Powell W.J, Pearson N.J, O'Reilly S.Y. GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Laser ablation ICP-MS in the Earth sciences: Current practices and outstanding issues // Mineral. Assoc. Canada. Short Course. 2008. Vol. 40. P. 308-311.

Guynn J., Gehrels G. Comparison of detrital zircon age distribution using the K-S test visualization and representation of age-distribution data histograms. 2010. http://sites. google.com/a/laserchron.org/laserchron/home.

Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Alekseev A.S., Romanyuk T.V. New data on detrital zircons from the sandstones of Lower Cambrian Brusov Formation (White-Sea region, East-European craton): unraveling the timing of the onset of the Arctida-Baltica collision // Intern. Geol. Rev. 2014. Vol. 56, N 16. P. 1945-1963. DOI: 10.1080/00206814.2014.977968.

Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram // J. Petrol. 1986. Vol. 27. P. 745-750.

Ludwig K.R. User's manual for Isoplot 3.75. A geochro-nological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Spec. Publ. 2012. N 5. 75 p.

Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // Am. J. Sci. 1974. Vol. 274. P. 321-355.

Mullen E.D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 62. P. 53-62.

Paton C., Woodhead J.D., Hellstrom J.C. et al. Improved laser ablation U-Pb zircon geochronology through robust down-hole fractionation correction // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2010. Vol. 11. P 1-36. DOI: 10.1029/2009GC002618.

Peccerillo A., Taylor S.R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline rocks from Kastamonu area, Northern Turkey // Contr. Mineral. Petrol. 1976. Vol. 58. P. 63-81.

Queiroga G., Martins M., Kuznetsov N. et al. Timing of lower crust generation in the Voykar ophiolite massif, Polar Urals, Russia: U-Pb (LA-ICP-MS) data from plagiogranite zircons // Ofioliti. 2016. Vol. 41, N 2. P. 75-84. DOI: 10.4454/ofioliti.v41i2.443.

Slma J., Ko ler J., Condon D.J. et al. Plesovice zircon — A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. Vol. 249. P. 1-35.

Sharman G.R., Graham S.A., Grove M., Hourigan J.K. A reappraisal of the early slip history of the San Andreas fault, central California, USA // Geology. 2013. Vol. 41. P. 727-730.

Soboleva A.A., Udoratina O.V. Neoproterozoic and early Paleozoic A-type rhyolites and granites in the Subpolar and Polar Urals // International Conference on A-type Granites and Related Rocks through Time (IGCP-510). Abstr. Vol. / Eds. O.T. Ramo, S.R. Lukkari, A.P. Heinonen. Helsinki: Helsinki University Print, 2010. P. 101-103.

Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 26, N 2. P. 207-221.

Stern R.A. The GSC Sensitive High Resolution Ion Microprobe (SHRIMP): analytical techniques of zircon U-Th-Pb age determinations and performance evaluation //

Radiogenic Age and Isotopic Studies: Report 10. Geol. Surv. Canada. Current Res. 1997-F. 1997. P. 1-31.

Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic sys-tematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and Processes. Magmatism in the Ocean Basins / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.

Van Achterbergh E., Ryan C.G., Jackson S.E., Griffin W.L. LA-ICP-MS in the Earth sciences - Appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS / Ed. P. J. Sylvester. Short course // St. John's Mineral. Assoc. Canada. 2001. Vol. 29. P. 239-243.

Wiedenbeck M., All P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newslett. 1995. N 19. P. 1-23.

Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe / Eds. M.A. McKibben, WC. Shanks III, WI. Ridley. Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Rev. Econ. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1-35.

Сведения об авторах: Соболев Иван Дмитриевич — мл. науч. сотр. лаб. геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН, e-mail: sobolev_id@mail.ru; Соболева Анна Алексеевна — канд. геол.-минерал. наук, доцент, ст. науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: aa_soboleva@mail.ru; Удоратина Оксана Владимировна — канд. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: udoratina@geo.komisc.ru; Канева Татьяна Анатольевна — канд. геол.-минерал. наук, науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: ta_kaneva@mail.ru; Куликова Ксения Викторовна — канд. геол.-минерал. наук, доц., рук. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: fopolinal@yandex.ru; Викентьев Илья Владимирович — докт. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотр. лаб. геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН, e-mail: ilyavikentev@rambler.ru; Хубанов Валентин Борисович — канд. геол.-минерал. наук, науч. сотр. лаб. инструментальных методов анализа ГИН СО РАН, e-mail: khubanov@mail.ru; Буянтуев Молон Димитович — инж. лаб. инструментальных методов анализа ГИН СО РАН, e-mail: molon2@rambler.ru; Хоуриган Джереми Кейт (Hourigan Jeremy Keith) — associate professor, Earth and Planetary Sciences Department, University of California, Santa Cruz. California, USA, e-mail: hourigan@ucsc.edu