CC BY
44
УДК 550.93:549.514.81(234.83)
ДЕТРИТОВЫЕ ЦИРКОНЫ ИЗ ВЕРХНЕДОКЕМБРИЙСКИХ ПОРОД ВЫМСКОЙ СЕРИИ СРЕДНЕГО ТИМАНА: U-Pb ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ СНОСА
А.А. Соболева1, В.Л. Андреичев1, И.Н. Бурцев1, Н.Ю. Никулова1, В.Б. Хубанов2, И.Д. Соболев3
1Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской академии наук,
ул. Первомайская 54, Сыктывкар, 167982, Россия 2Геологический институт Сибирского отделения Российской академии наук, ул. Сахьяновой 6а, Улан-Удэ, 670047, Россия 3Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук, Старомонетный пер. 35, Москва, 119017, Россия
Поступила в редакцию 20.02.19
Приведены первые U-Pb изотопные данные о возрасте детритовых цирконов из тер-ригенных пород лунвожской свиты, слагающей среднюю часть верхнедокембрийской вымской серии Среднего Тимана. U-Pb (LA-ICP-MS) изотопные датировки 61 зерна заключены в интервале 991—2758 млн лет. Средневзвешенный возраст четырех наиболее молодых цирконов, равный 1022+44 млн лет, дает основание ограничить вероятное время осадконакопления поздним рифеем. Формирование кластических осадков контролировалось преимущественно привносом терригенного материала из разрушавшихся пород кристаллических комплексов, одновозрастных комплексам Фенноскандии и Среднерусского орогена. Сопоставление датировок детритовых цирконов из терриген-ных пород лунвожской свиты, четласской серии Среднего Тимана и барминской серии Северного Тимана свидетельствует о том, что породы образовывались на позднедокем-брийской пассивной окраине Балтики в едином осадочном бассейне, а детритовый материал поступал из близких по возрасту питающих провинций.
Ключевые слова: Средний Тиман, Вымская гряда, вымская серия, лунвожская свита, верхний докембрий, детритовые цирконы, U-Pb возраст, LA-ICP-MS.
Тиманская гряда, вытянутая в северо-западном направлении от Полюдова Камня до мыса Ка-нин Нос на п-ове Канин на 1150 км при ширине 80—160 км, состоит из отдельных горстообразных поднятий. В их сводовых частях локально обнажены верхнедокембрийские, преимущественно терригенные образования и прорывающие их магматические породы позднерифейско-вендского возраста (рис. 1). Выходы верхнего докембрия, известные на п-ове Канин (хр. Канин Камень, мысы Лудоватые), Северном Тимане, Среднем Тимане (Цильменский и Четласский Камни, Вымская гряда) и Южном Тимане (Очьпарминское и Джежим-парминское поднятия), считаются фрагментами позднедокембрийской пассивной окраины Балтики (Пучков, 1975, 2005, 2010; Кузнецов 2009а, б).
Верхнедокембрийские осадочные породы Среднего Тимана подразделяются с запада на восток на четласскую (~2500 м), быстринскую (~2500 м), кис-лоручейскую (~2000 м) и вымскую (~6500 м) серии. Они выходят на поверхность и вскрыты скважина-
ми в пределах Четласского, Цильменского Камней и Вымской гряды. Четласская, кислоручейская и вымская серии представлены терригенными породами, быстринская — карбонатно-терриген-ными и карбонатными. Каждая серия состоит из нескольких свит. Согласно стратиграфической схеме, принятой МСК в качестве рабочей (Верхний докембрий..., 1986), отложения четласской серии относятся к среднему рифею, быстринской и кислоручейской серий — к верхнему рифею, а вымской серии — к верхнему рифею — венду (?). Эта схема (рис. 2) отражает взгляды В.С. Журавлева, М.И. Осадчука, В.М. Пачуковского, В.Г. Черного, В.И. Графа и других исследователей, полагавших, что кислоручейская и вымская серии согласно залегают на отложениях быстринской серии. Ряд исследователей — В.А. Разницын, О.С. Кочетков, А.М. Плякин Б.М. Келлер, В.Г. Оловянишников и другие — считают, что Вымский блок поднят по взбросо-надвигу относительно Четласского блока, а кислоручейская и вымская серии Вымского
блока являются среднерифейскими, одновозраст-ными четласской серии. При составлении государственной геологической карты нового поколения масштаба 1:1 000 000 (Государственная..., 2015), охватывающей большую часть Среднего Тимана, четласская, кислоручейская и вымская серии отнесены к среднему рифею, а быстринская серия — к верхнему рифею.
Верхнедокембрийские породы Среднего Тимана представлены в основном глинистыми сланца-
ми, алевролитами и песчаниками, метаморфизо-ванными не выше уровня зеленосланцевой фации. Возраст пород в большинстве случаев принимается условно, что связано с ограниченным применением палеонтологического метода. Интерпретация обнаруженных микрофоссилий неоднозначна (Гецен, Пыхова, 1977; Верхний докембрий..., 1986; Рифей..., 1987), поэтому расчленение и корреляция разрезов базируются преимущественно на результатах литолого-петрографического изуче-
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Тимана и п-ова Канин, по (Оловянишников, 2004): 1—6 — поля распространения пород: 1 — мелового и юрского, 2 — триасового, 3 — пермского, 4 — каменноугольного, 5 — девонского, 6 — силурийского возраста; 7 — выходы на поверхность докембрийских образований; 8 — границы стратиграфических подразделений; 9 — разломы
ния. Не имеют однозначной возрастной трактовки даже карбонатные отложения, содержащие фосси-лии. Так, возраст павъюгской свиты быстринской серии и ее аналогов по микрофитолитам считается среднерифейским (Разницын, 1964), а по микро-фоссилиям, строматолитам и онколитам — позд-нерифейским (Журавлев и др., 1966; Раабен, Забродин, 1972; Раабен, 1975; Гецен, 1975; Гецен, Пыхова, 1977). Аналогичная ситуация имеет место и с возрастом других стратиграфических подразделений (Верхний докембрий..., 1986; Рифей..., 1987; Оловянишников, 1998).
Наибольшие разногласия в тиманской стратиграфии вызывает положение в разрезе верхнедо-кембрийских серий Вымской гряды. Терригенные породы кислоручейской серии палеонтологически
не охарактеризованы, а заключения о возрасте вымской серии противоречивы. По микрофосси-лиям Т.В. Янкаускас датировал ее средним рифе-ем (Верхний докембрий..., 1986), а Н.Г. Пыхова, Н.С. Михайлова и Л.Н. Ильченко — поздним ри-феем — вендом (Оловянишников, 1998). На основании этих определений, соответственно, возраст вымской серии принимается среднерифейским (Государственная ..., 2015) или позднерифейско-ранневендским (Верхний докембрий..., 1986).
Изотопно-геохронометрические данные по верхнедокембрийским осадочным породам Среднего Тимана немногочисленны. На основании K-Ar определений по мусковиту и биотиту из пород четласской и кислоручейской серий в диапазоне 790—670 млн лет (Акимова, 1980; Фишман и
Рис. 2. Корреляционная схема верхнего докембрия Тиманской гряды, по (Верхний докембрий..., 1986)
др., 1981), фиксирующих время зеленосланцевых изменений пород, можно говорить лишь об их до-вендском возрасте.
В последние годы было выполнено и-РЬ (ЬЛ-1СР-М8) датирование детритовых цирконов из песчаников светлинской, новобобровской и визингской свит четласской серии (Удоратина и др., 2017; Брусницына и др., 2018), а также паун-ской свиты быстринской серии (Брусницына и др., 2018), выходящих на поверхность на Четлас-ском Камне. Результаты этих исследований показали, что отложения четласской и быстринской серий Среднего Тимана формировались близко к временному рубежу среднего и позднего рифея, а источником обломочного материала палео- и ме-зопротерозойского возраста, вероятно, был Восточно-Европейский кратон (Балтика).
Для расширения знаний об источниках обломочного материала и вероятном времени формирования терригенных пород вымской серии, которую многие геологи считают наиболее молодой в докембрийском разрезе Среднего Тимана, нами проведено датирование детритовых цирконов из мелкогравийного гравелита основания лунвож-ской свиты. Результаты этого исследования приведены в данной статье.
Лунвожская свита в геологическом разрезе верхнего докембрия Вымской гряды
Верхнедокембрийские породы, выходящие на поверхность и вскрытые скважинами в пределах Вымской гряды, подразделяются снизу вверх на кислоручейскую серию, имеющую мощность более 1700 м и включающую клеоновскую и пижем-скую свиты, а также вымскую серию мощностью до 6600 м, состоящую из покъюской, лунвожской и кыквожской свит.
Лунвожская свита, имеющая мощность до 3000 м, представлена глинистыми сланцами и филлитами, ритмично чередующимися со сланцеватыми алевролитами и кварцитопесчаниками, с пачками серицит-хлоритовых и известковистых сланцев мощностью до 100 м. В разрезе по р. Лун-вож в основании свиты залегает горизонт редкога-лечных гравелитов мощностью 0,9—1 м, сменяющийся вкрест простирания пород на протяжении около 11 м песчанистыми гравелитами и разно-зернистыми песчаниками с гравийными зернами кварца, алеврито-глинистыми сланцами, песчанистыми и глинистыми алевролитами, глинистыми сланцами, кварцитопесчаниками, песчанистыми гравелитами и песчаниками с рассеянным гравием (Гецен, 1987). Породы падают на восток (азимут падения 85—87°) под углами 45—50°. Контакт с нижележащей покъюской свитой не обнажен, но близкие элементы залегания в обеих свитах сви-
детельствуют об отсутствии углового несогласия между ними. На лунвожской свите с размывом залегает песчано-сланцевая кыквожская свита.
Характеристика гравелита, отобранного для датирования цирконов
Мелкогравийный гравелит для датирования детритовых цирконов был отобран из основания лунвожской свиты в верхнем течении р. Лунвож—левом притоке р. Вымь (обр. МТ16-6, 64°07,934' с. ш., 52°07,041' в. д.) (рис. 3). Порода имеет псаммо-псе-фитовую структуру и массивную текстуру. Обломки размером 2-10 мм слагают 60-70% объема породы и представлены поликристаллическим жильным кварцем с волнистым погасанием, иногда содержащим включения тонкочешуйчатой хлоритовой с углеродистым пигментом породы с комковатыми агрегатами и идиоморфными зернами титанита; монокристаллическим кварцем с волнистым и обычным погасанием; кварцитом; немногочисленными удлиненными обломками лепешковид-ной формы, сложенными непрозрачным черным углеродистым веществом, содержащим алевритовые зерна кварца, полевого шпата, чешуйки серицита и хлорита, а также зерна новообразованного титанита. Единичные обломки представлены калиевым полевым шпатом и срастаниями калиевого полевого шпата и кварца (вероятно, обломками гранита). Окатанность крупных обломков хорошая, более мелких — средняя.
Заполнителем между гравийными зернами служит разнозернистый песчаник с базальным, реже поровым цементом. Слабо- и среднеокатанные обломки размером 0,1—2 мм сложены кварцем, редко - альбитом, калиевым полевым шпатом и кварцитом.
Аллотигенные акцессорные минералы представлены клиноцоизитом, эпидотом, хлоритизи-рованным и глинизированным биотитом, цирконом и турмалином.
Цемент, составляющий до 10 об. %, очень неоднородный и на различных участках сложен хлорит-серицит-кварцевым микрозернистым агрегатом, глинисто-железистой буровато-коричневой аморфной или комковатой массой, тонкочешуйчатым хлоритом. Последний образует также пойки-лобласты, содержащие комковатые зерна и идио-морфные кристаллы титанита.
Химический состав песчаника, залегающего непосредственно над гравелитами, следующий (мас. %): &02 98,48, Т102 0,31, Л1203 4,9, Fe2O3 0,49, FeO 1,06, МпО 0,024, М£0 0,2, СаО 0,35, №20 1,26, К20 0,74, Р205 0,034, п.п.п. 0,74. По данным нормативного пересчета, песчаник состоит (об. %) из: кварца (84), плагиоклаза состава Лп6 (5), хлорита (6), мусковита (3) калиевого полевого шпата (1),
Рис. 3. Геологическая карта фрагмента Вымской гряды, по (Государственная ..., 2015): 1 — верхний отдел пермской системы: чевъ-юская и веслянская свиты нерасчлененные; 2—4 — нижний отдел пермской системы, свиты: 2 — синдорская, вычегодская и вым-ская объединенные, 3 — северомылвинская, 4 — южнобуркемская; 5 — верхний отдел каменноугольной системы: буркемская, одесская и айювинская свиты объединенные; 6, 7 — средний отдел каменноугольной системы, свиты: 6 — кодачская, 7 — елмач-ская; 8 — нижний отдел каменноугольной системы: тимшерская и лунвожская свиты объединенные; 9 — верхний отдел девонской системы: сирачойская свита; 10 — кыквожская свита верхнего рифея (?); 11—13 — средний (?) рифей, свиты: 11 — лунвожская, 12 — покъюская, 13 — пижемская; 14 — геологические границы: а — достоверные, б — предполагаемые; 15 — разломы: а — достоверные, б — надвиги, в — надвиги предполагаемые; 16 — место отбора пробы для датирования детритовых цирконов
титанита (0,5) и гематита (0,5). По результатам химического анализа песчаника рассчитаны индикаторные соотношения и петрохимические модули, позволяющие судить об условиях его образования и источниках обломочного материала. Коэффициенты F3—F4, составляющие 3,04 и —4,01, соответствуют песчаникам, образовавшимся преимущественно за счет разрушения изверженных пород кислого состава (Roser, Korch, 1986). Соотношения SiO2—K2O/N2O (Roser, Korsch, 1986) 98,48-0,15 и F1-F2 (Bhatia, 1983) -2,11-0,55 позволяют предположить, что отложения образовались в мелководно-морских условиях пассивной континентальной окраины. Значение индексов CIA (Nesbitt, Young, 1982) 58, CIW (Harnois, 1988) 64 и ICV (Cox, Lowe, 1995) 0,91 указывает на присутствие неглинистых силикатных минералов и слабую степень химического разложения исходных пород в умеренно-холодном климате.
Методика исследования
Пробу дробили вручную в стальной ступе до размера обломков < 0,25 мм. Отмучивание измельченного материала производили в проточной водопроводной воде, после чего с применением бро-
моформа выделяли тяжелую фракцию, из которой отделяли неэлектромагнитную фракцию, а из нее под бинокуляром беспристрастно отбирали все попадающие в поле зрения цирконы. Все процедуры проводили в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).
После оптических исследований цирконы были импрегнированы в эпоксидную шашку, сошли-фованы примерно до середины толщины зерен циркона и отполированы. Изучение и получение изображений цирконов в проходящем и отраженном свете производились в ИГЕМ РАН на поляризационном микроскопе Nikon Eclipse 50i POL, оснащенном камерой Nikon DS-Fi1 и программой NIS-Elements F 2.30.
Исследования катодолюминесценции кристаллов циркона проведены в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (аналитик Т.И. Голованова) на базе электронно-зондового микроанализатора Cameca MS-46 с использованием цифровой камеры Videoscan 285 и ПО Viewer. Катодолюминесцентные изображения, совместно с фотографиями цирконов в проходящем и отраженном свете, использованы для выбора участков, наиболее пригодных для датирования - не содержащих дефектов и включений.
Определение U-Pb возраста цирконовых зерен выполнено в Аналитическом центре минералого-геохимических и изотопных исследований ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) методом лазерной абляции и магнитно-секторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-ICP-MS). Лазерный пробоотбор проведен с помощью устройства лазерной абляции UP-213, а масс-спектрометри-ческий анализ осуществлялся на одноколлектор-ном магнитно-секторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR (Хубанов и др., 2016). В качестве внешнего стандарта использовался цирконовый эталон 91500 (Wiedenbeck et al., 1995), в качестве контрольного образца — Plesovice с аттестованным возрастом 337,13+0,37 млн лет (Släma et al., 2008) и GJ-1 с аттестованным возрастом 608,5+0,4 млн лет (Jackson et al., 2004). При анализе цирконов из гравелита лунвожской свиты конкордантный возраст 12 зерен Plesovice составил 337,3+3,9 млн лет, а 12 зерен GJ-1 - 600,5+5,9 млн лет.
Обработка данных анализа проведена с помощью программы Glitter (Griffin et al., 2008; Van Ac-hterbergh et al., 2001). Для статистического анализа и построения U-Pb диаграмм использовано приложение Isoplot 3.75 (Ludwig, 2012) для программы Microsoft Excel.
Характеристика цирконов
Цирконы варьируют по длине от 40 до 200 мкм при коэффициенте удлинения Ку = 1,5-3, до 5-6 у отдельных зерен. Единичные зерна имеют длину 300-350 мкм при Ку = 1,5-3,5. Среди 258 цирконов 80% составляют хорошо окатанные эллипсовидные зерна и 16% - полуокатанные, с частично сохранившимися гранями. Преобладают цирконы розового цвета, реже встречаются светло-розовые и желтовато-розовые, единичные зерна имеют темно-розовую и малиновую окраску. Малиновые зерна всегда очень хорошо окатаны. Цирконы полупрозрачные, с матовыми поверхностями, реже прозрачные, с гладкими блестящими поверхностями. Около 4% составляют почти неокатанные идиоморфные удлиненные (Ку = 2-3,5) светло-розовые бипира-мидально-призматические кристаллы размером 60-150 мкм, прозрачные, с блестящими гладкими поверхностями граней и слегка округленными ребрами и вершинами. Большинство зерен содержит крупные темные включения и разбиты трещинами.
Катодолюминесцентные изображения показывают, что преобладающая часть цирконов имеет простое строение и характеризуется секториаль-ной или осцилляционной зональностью, некоторые зерна (около 12%) содержат предположительно более древние ядра.
Результаты датирования цирконов
Всего проанализировано 110 зерен (рис. 4). Для оценки возраста пород в источниках сноса использовались возрастные значения по отношению 207РЬ/206РЬ. Из рассмотрения исключено 22 анализа с дискордантностью более |10|% и 27 анализов с величиной погрешности определения возраста, превышающей 15% (2о). Оставшиеся 207РЬ/206РЬ возрасты по 61 зерну охватывают интервал 991—2758 млн лет (табл. 1, рис. 5), в пределах которого выделяются три возрастных максимума на уровнях 1240, 1555 и 1800 млн лет.
Обсуждение результатов
Циркон обладает высокой устойчивостью при транспортировке и всегда в том или ином количестве встречается в обломочных породах. Возраст зерна циркона в общем случае интерпретируется как время кристаллизации породы, в которой он образовался. При отложении осадков материал обычно поступает из нескольких разновозрастных магматических и/или метаморфических источников, в петрофонде могут участвовать также более древние осадочные породы. Но в период осадко-накопления каждой конкретной обломочной толщи терригенный материал поступает, как правило, с находящегося вблизи континентального блока, а состав и возраст обломков соответствуют составу и возрасту пород разрушающегося блока. Очевидно, что рециклирование осадочного материала и наложение метаморфизма создают определенные трудности в интерпретации получаемых возрастов, однако даже с учетом этих проблем, после массовых исследований, проводимых в мире в последние годы, стало ясно, что каждый континент и практически каждый террейн имеет свой образ,
Ü 4 8 \2 L6 20
""РЬ/"^
Рис. 4. Диаграмма Аренса-Везерилла с конкордией. Нанесены все анализы детритовых цирконов из обр. МТ16-6. Центры эллипсов погрешностей (2о) — координаты аналитических точек
Т а б л и ц а 1
Результаты и-РЬ датирования детритовых цирконов из песчаников лунвожской свиты, обр. МТ16-6
№ п/п № зерна Изотопные отношения Мо Возраст, млн лет О (%)
шрь 206РЬ 1а (%) шрь 235и 1а (%) жрь 238И 1а (%) жрь 238И 1а жрь 206РЬ 1а
1 9 0,0722 1,88 1,8021 1,99 0,1809 1,33 0,67 1072 13 991 38 -8
2 39 0,0736 2,57 1,7261 2,68 0,1701 1,49 0,56 1013 14 1029 51 2
3 55 0,0739 2,54 1,8499 2,76 0,1817 1,55 0,56 1077 15 1038 51 -4
4 21 0,0741 2,05 1,8501 2,16 0,1809 1,38 0,64 1072 14 1044 41 -3
5 49 0,0758 3,21 1,9745 3,31 0,1891 1,63 0,49 1116 17 1088 63 -2
6 4 0,0761 1,87 2,0446 1,96 0,1947 1,31 0,67 1147 14 1098 37 -4
7 1 0,0782 1,91 2,1230 1,98 0,1968 1,31 0,66 1158 14 1152 37 -1
8 5 0,0783 1,92 2,1730 2,01 0,2011 1,32 0,66 1181 14 1154 38 -2
9 16 0,0785 1,81 2,3664 1,93 0,2183 1,34 0,69 1273 15 1160 35 -9
10 18 0,0787 1,99 2,2354 2,11 0,2057 1,37 0,65 1206 15 1166 39 -3
11 8 0,0800 2,35 2,1249 2,40 0,1924 1,39 0,58 1134 14 1198 46 6
12 7 0,0801 1,71 2,3709 1,83 0,2146 1,30 0,71 1253 15 1199 33 -4
13 38 0,0801 2,33 2,3035 2,47 0,2084 1,46 0,59 1220 16 1200 45 -2
14 24 0,0809 2,76 2,3201 2,81 0,2077 1,50 0,53 1217 17 1219 53 0
15 45 0,0815 2,83 2,3672 2,95 0,2106 1,57 0,53 1232 18 1234 55 0
16 51 0,0815 2,58 2,6720 2,76 0,2378 1,54 0,56 1375 19 1234 49 -10
17 14 0,0817 1,97 2,4824 2,07 0,2202 1,35 0,65 1283 16 1238 38 -3
18 52 0,0823 2,89 2,6699 3,04 0,2354 1,60 0,53 1363 20 1253 55 -8
19 29 0,0828 2,00 2,6921 2,15 0,2356 1,39 0,65 1364 17 1265 39 -7
20 11 0,0830 2,75 2,3786 2,78 0,2077 1,47 0,53 1217 16 1268 53 4
21 12 0,0830 2,69 2,3053 2,73 0,2012 1,46 0,54 1182 16 1270 52 7
22 33 0,0832 3,28 2,3857 3,32 0,2077 1,62 0,49 1217 18 1275 63 5
23 22 0,0836 1,92 2,7177 2,05 0,2354 1,37 0,67 1363 17 1284 37 -6
24 53 0,0839 2,71 2,6816 2,89 0,2320 1,57 0,54 1345 19 1290 52 -4
25 35 0,0847 2,45 2,7615 2,56 0,2364 1,48 0,58 1368 18 1308 47 -4
26 58 0,0861 5,30 2,5214 5,23 0,2128 2,04 0,39 1244 23 1339 99 8
27 42 0,0869 2,81 2,9014 2,92 0,2420 1,57 0,54 1397 20 1359 53 -3
28 19 0,0893 2,40 3,2235 2,47 0,2615 1,44 0,58 1498 19 1410 45 -6
29 26 0,0896 2,22 3,2606 2,32 0,2636 1,43 0,61 1508 19 1417 42 -6
30 36 0,0903 2,12 3,4431 2,27 0,2764 1,43 0,63 1573 20 1432 40 -9
31 74 0,0910 5,76 3,3871 5,71 0,2704 2,14 0,37 1543 29 1447 106 -6
32 50 0,0913 2,86 3,3412 2,99 0,2654 1,59 0,53 1518 22 1453 53 -4
33 59 0,0925 5,72 3,1120 5,64 0,2444 2,17 0,39 1410 28 1477 105 5
34 40 0,0932 2,41 3,4126 2,55 0,2655 1,49 0,58 1518 20 1491 45 -2
35 47 0,0945 2,57 3,5990 2,73 0,2762 1,54 0,56 1572 21 1518 48 -3
36 25 0,0954 2,00 3,8964 2,13 0,2958 1,39 0,65 1671 20 1536 37 -8
37 70 0,0956 5,82 3,6702 5,76 0,2790 2,18 0,38 1586 31 1539 106 -3
38 23 0,0957 1,98 3,9335 2,11 0,2977 1,38 0,66 1680 20 1542 37 -8
39 31 0,0961 2,15 3,8038 2,29 0,2868 1,43 0,63 1625 21 1550 40 -5
40 20 0,0966 2,02 3,7296 2,13 0,2797 1,38 0,65 1590 19 1559 37 -2
41 15 0,0972 2,18 3,7049 2,26 0,2762 1,40 0,62 1572 20 1571 40 0
42 48 0,0973 2,68 3,7339 2,84 0,2785 1,56 0,55 1584 22 1572 50 -1
43 32 0,0973 2,11 3,4790 2,25 0,2592 1,42 0,63 1486 19 1572 39 6
44 13 0,0975 1,84 3,8533 1,95 0,2863 1,34 0,69 1623 19 1577 34 -3
45 63 0,0989 5,64 3,8227 5,57 0,2808 2,16 0,39 1596 31 1603 102 0
Примечание: РЬо — коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235и, Б — дискор-дантность: Б = 100 х [возраст (207РЬ/206РЬ) / возраст (206РЬ/238и) - 1].
Окончание табл. 1
№ п/п № зерна Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет D (%)
жръ 206Pb 1а (%) 20Ipb 235U 1а (%) жрь 238U 1а (%) 2мрь 238U 1а жрь 206Pb 1а
46 30 0,0993 2,58 4,0248 2,66 0,2937 1,51 0,57 1660 22 1611 47 —3
47 43 0,1039 2,33 4,5677 2,50 0,3187 1,49 0,60 1784 23 1695 42 —5
48 27 0,1048 2,18 4,6778 2,29 0,3235 1,43 0,63 1807 23 1710 40 —5
49 41 0,1061 2,39 4,6123 2,54 0,3151 1,50 0,59 1766 23 1734 43 —2
50 62 0,1066 5,13 4,9178 5,09 0,3352 2,03 0,40 1864 33 1741 91 —7
51 34 0,1080 2,23 4,9132 2,37 0,3297 1,46 0,62 1837 23 1766 40 —4
52 90 0,1103 7,50 5,0589 7,44 0,3332 2,56 0,34 1854 41 1804 130 —3
53 37 0,1104 2,36 4,7690 2,49 0,3132 1,49 0,60 1756 23 1805 42 3
54 73 0,1105 6,69 4,8797 6,59 0,3208 2,49 0,38 1794 39 1808 117 1
55 54 0,1109 2,62 5,2904 2,81 0,3463 1,57 0,56 1917 26 1814 47 —5
56 28 0,1116 2,08 5,1285 2,21 0,3331 1,41 0,64 1853 23 1825 37 —2
57 44 0,1145 2,37 5,0534 2,53 0,3201 1,50 0,59 1790 23 1872 42 5
58 61 0,1169 5,53 5,8589 5,46 0,3640 2,18 0,40 2001 38 1909 96 —5
59 72 0,1221 6,17 6,0501 6,09 0,3599 2,34 0,38 1982 40 1988 106 0
60 2 0,1866 1,84 13,8363 1,93 0,5374 1,37 0,71 2773 31 2712 30 —2
61 10 0,1918 1,65 14,8721 1,77 0,5617 1,31 0,74 2874 30 2758 27 —4
или так называемый «finger print» с характерным типоморфным спектром возрастов детритовых цирконов, отражающих историю геологического развития территории.
Полученное распределение возрастов детритовых цирконов лунвожской свиты свидетельствует о том, что при ее формировании доминирующая роль принадлежала продуктам размыва мезопроте-розойских комплексов, на долю которых приходится 70% датировок в интервале 1029—1577 млн лет, и в меньшей степени источниками сноса являлись породные ассоциации палеопротерозойского возраста - 21% датировок в интервале 1603-1988 млн лет. В двух зернах зафиксированы неоархейские возрасты — 2712 и 2758 млн лет. В одном зерне установлен неопротерозойский возраст 991 ±38 млн лет (1о). Средневзвешенный возраст 1022±44 млн лет (2о, СКВО = 0,36), полученный по четырем наиболее молодым зернам (рис. 6), можно считать нижним пределом «седиментационного» возраста лунвожской свиты, то есть накопление осадков происходило не ранее начала позднего рифея.
Сопоставление возрастов детритовых цирконов из пород лунвожской свиты с опубликованными (Удоратина и др., 2017*) данными по светлинской
.* В первоисточнике в табл. 3 и 4, где приводятся данные о возрасте, перепутаны местами подзаголовки граф 206РЬ/238и и 207РЬ/206РЬ (столбцы 8 и 12).
и визингской свитам четласской серии Четлас-ского Камня показало их значительное сходство (рис. 5, 7). Подавляющее большинство датировок сосредоточено в интервале 1-2 млрд лет. При этом наибольшее распространение во всех трех свитах имеют цирконы с возрастами 1100-1250, 1450-1600 и 1700-1850 млн лет. Применение теста Колмогорова-Смирнова (КЗ-теста или критерия согласия Колмогорова-Смирнова) к возрастам цирконов (табл. 2, рис. 7) показывает сходство распределений для светлинской и визингской свит. Об этом говорит величина КЗ-коэффициента, составляющая 0,142 и превышающая пороговое значение 0,05, отвечающее стандартному уровню значимости КЗ-теста, равному 95%. Спектры цирконовых возрастов для лунвожской и светлинской свит также имеют значимое сходство (КЗ = 0,057). При этом распределения возрастов цирконов из лунвожской свиты (средняя часть вымской серии) и визинг-ской свиты (верхняя часть четласской серии) статистически различны (КЗ = 0,005), что связано с относительно большей долей древних цирконов с палеопротерозойскими возрастами в образце песчаника визингской свиты.
Минимальный возраст цирконов лунвожской свиты (1022+44 млн лет) близок к средневзвешенным значениям возраста, рассчитанным по трем самым молодым цирконам для визингской (1126+45 млн лет, 2о, СКВО = 0,014) и светлин-
Рис. 5. Сводные графики (гистограммы и кривые плотности вероятности) распределения 207РЬ/206РЬ возрастов детритовых цирконов из песчаников лунвожской свиты вымской серии. Для сравнения приведены данные по детритовым цирконам из отложений визингской и светлинской свит четласской серии (Удоратина и др., 2017). Над графиками отрезками отмечены временные диапазоны основных фаз тектогенеза и проявления магматической активности в пределах Балтики (Кузнецов и др., 2014)
ской (1099+44 млн лет, 2о, СКВО = 0,009) свит. Минимальный возраст условно принимается как возможный нижний возрастной предел седимен-тационного возраста соответствующих пород. По этой характеристике лунвожская свита не моложе четласской серии, что свидетельствует в пользу модели, рассматривающей вымскую серию как возрастной аналог четласской. Верхним ограничением вероятного времени осадконакопления для верх-недокембрийских (рифейских) толщ Среднего Ти-мана можно считать K-Ar возраст 795—710 млн лет биотитов из пород кислоручейской серии, интерпретируемый как время проявления метаморфических процессов (Плякин, 1972; Андреичев, 2010).
Сопоставление датировок детритовых цирконов из терригенных пород лунвожской свиты и северотиманской барминской серии (Андреичев и др., 2014, 2017, 2018) показало еще более сильное сходство (табл. 3, рис. 8). При общем сходном распределении величины KS-коэффициента, используемого для сравнения возрастов цирконов лунвожской свиты и трех свит барминской серии, намного превышают пороговые значения, составляя 0,629 для лунвожской и ямбозерской, 0,998 для лунвожской и малочернорецкой, 0,411 для лунвож-ской и румяничной свит соответственно. Такая близость возрастных цирконовых спектров дает основание считать, что верхнедокембрийские тер-ригенные породы Среднего и Северного Тимана образовывались в едином осадочном бассейне, в который детритовый материал поступал из близких по составу питающих провинций.
Привлечение для сравнения данных по дже-жимской свите Южного Тимана (Кузнецов и др., 2010) дало интересный результат, требующий дальнейшего тщательного исследования и проверки на более представительном материале. Распределение возрастов цирконов из джежимской свиты резко отличается от спектров северо- и среднетиманских цирконов. Из 34 датировок, отобранных нами для интерпретации, при использовании фильтров, приведенных в методическом разделе данной статьи, преобладающая часть (56%) относится к па-леопротерозою и 29% - к неоархею. Средневзвешенный возраст двух самых молодых цирконов (1197+25 и 1234+48 млн лет, 1о) составляет 1216+35 (2о, СКВО = 1,14) и не исключает начало осадко-накопления во второй половине среднего рифея. Кроме того, имеющиеся возрасты детритовых цирконов из пород джежимской свиты свидетельствуют о значительном отличии породных комплексов - поставщиков обломочного материала для формировавшихся терригенных отложений.
Область Северного и Среднего Тимана в конце мезопротерозоя — начале неопротерозоя представляла собой пассивную окраину Балтики — ее Фен-носкандинавской части. В составе всех трех коро-
вых блоков, образующих Балтику, - Волго-Уралии, Сарматии и Фенноскандии широко представлены архейские и палеопротерозойские кристаллические комплексы. Мезопротерозойские метаморфические и магматические комплексы развиты почти исключительно в пределах Фенноскандии, за исключением магматических пород машакско-го уровня (1,36-1,41 млрд лет) на западном склоне Южного Урала, которые, как полагают (Пучков, 2010), могли быть связаны с мезопротерозойским рифтогенезом на окраине Волго-Уралии.
Среди детритовых цирконов из терригенных пород барминской серии Северного Тимана зерна с мезопротерозойскими возрастами резко преобладают, составляя 60% в алевропесчаниках румя-ничной свиты (Андреичев и др., 2018), 71% в алевропесчаниках малочернорецкой свиты (Андреичев и др., 2014) и 78% в песчаниках ямбозерской свиты (Андреичев и др., 2017). Доля цирконов с мезопро-терозойскими возрастами в породах четласской серии Среднего Тимана немного ниже - 61 и 45% в светлинской и визингской свитах соответственно, но для лунвожской свиты вымской серии характерно содержание таких зерен, сопоставимое с барминской серией - 70%. Поступали детритовые цирконы с мезопротерозойскими возрастами в Ти-манский осадочный бассейн, вероятнее всего, из Фенноскандинавского блока. Вклад обломочного материала из Волго-Сарматского блока если и был, то весьма ограниченный, так как если рассмотреть более древние цирконы, то доля зерен с возрастами 2,0-2,1 млрд лет, характерными для магматических и метаморфических пород Волго-Сарматии (Бо£ёаиоуа е! а1., 2008; Кузнецов и др., 2014), в ти-манских терригенных породах низкая: 0-2% в породах барминской серии, 1-2% в породах четласской серии. В породах лунвожской свиты вымской серии зерна с такими возрастами не обнаружены
§ 1120 х
2 1040
Ц 960-О СО
8801—<—<—1—■— 9 39 55 21
Номер зерна
Рис. 6. Средневзвешенный 207РЬ/206РЬ возраст для четырех наиболее молодых зерен циркона из песчаника лунвожской свиты (обр. МТ16-6) - 1014+5 млн лет, СКВО = 0,34. Величина отрезков соответствует погрешности 2о
Рис. 7. Кумулятивные кривые изотопных возрастов детритовых цирконов из верхнедокембрийских пород Среднего Тимана — мелкогравийных гравелитов лунвожской (обр. МТ16-6), квар-цитопесчаников визингской (обр. К1-15) и светлинской (обр. 01-15) свит (Удоратина и др., 2017)
Т а б л и ц а 2
Результаты KS-теста для возрастов детритовых цирконов
Свита, № обр. Лунвожская Обр. MT16-6 Визингская Обр. K1-15 Светлинская Обр. G1-15
Лунвожская Обр. MT16-6 0,005 0,057
Визингская Обр. K1-15 0,005 0,142
Светлинская Обр. G1-15 0,057 0,142
Примечание. Здесь и в табл. 3 построение кумулятивных кривых распределения и проведение KS-теста выполнены в программе MS Excel (Guynn, Gehrels, 2010).
Результаты KS-теста для возрастов детритовых цирконов
Т а б л и ц а 3
Свита, № обр. Лунвожская Обр. MT16-6 Румяничная Обр. 202 Малочернорецкая Обр. 380 Ямбозерская Обр. 234 Джежимская Обр. 05-301
Лунвожская Обр. MT16-6 0,411 0,998 0,629 0,000
Румяничная Обр. 202 0,411 0,649 0,016 0,000
Малочернорецкая Обр. 380 0,998 0,649 0,148 0,000
Ямбозерская Обр. 234 0,629 0,016 0,148 0,000
Джежимская Обр. 05-301 0,000 0,000 0,000 0,000
Рис. 8. Кумулятивные кривые изотопных возрастов детритовых цирконов из мелкогравийных гравелитов лунвожской свиты (обр. МТ16-6), терригенных пород барминской серии Северного Тимана — алевропесчаников румяничной (обр. 202, Андреичев и др., 2018) и малочернорецкой (обр. 380; Андреичев и др., 2014) свит, песчаника ямбозерской свиты (обр. 234; Андреичев и др., 2017), кварцитопесчаника джежимской свиты Южного Тимана (обр. 05-301; Кузнецов и др., 2010)
совсем. Таким образом, наиболее вероятные главные провинции, поставлявшие цирконы с возрастами, характерными для детритовых цирконов из верхнедокембрийских терригенных пород Северного и Среднего Тимана, это Фенноскандия и Среднерусский ороген, возникший 1,75—1,80 млрд лет назад в результате сочленения Фенноскандии и Волго-Сарматии (Бибикова и др., 1995; Claesson et al., 2001; Cocks, Torsvik, 2005; Самсонов и др., 2005; Богданова и др., 2006; Bogdanova et al., 2008). Большое количество цирконов с мезопротерозойски-ми возрастами в терригенных породах Северного
и Среднего Тимана можно объяснить выведением на уровень эрозионного среза в конце мезопроте-розоя - начале неопротерозоя в Фенноскандинав-ской части Балтики коллизионных магматических комплексов и анорогенных гранитоидов с возрастами 1,45-1,67 млрд лет, а также поступлением обломочного материала из свеконорвежской части Фенноскандии (Во£ёаиоуа е! а1., 2008).
Работа выполнена по теме госзадания ГР № АААА-А17-117121270035-0 ИГ Коми НЦ УрО РАН при частичной финансовой поддержке комплексной программы УрО РАН, проект 18-5-5-46.
ЛИТЕРАТУРА
Акимова Г.Н. Геохронология докембрия Тимана // Сов. геол. 1980. № 12. С. 71-85.
Андреичев В.Л. Эволюция фундамента Печорской плиты по изотопно-геохронологическим данным: Ав-тореф. дисс. ... докт. геол.-минерал. наук. Екатеринбург, 2010. 46 с.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., ГерелсДж. И-РЬ возраст и источники сноса обломочных цирконов из верхнедо-кембрийских отложений Северного Тимана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22, № 2. С. 32-45.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хоуриган Дж.К. Результаты И-РЬ (БЛ-1СР-М8) датирования детритовых цирконов из терригенных отложений верхней части до-кембрийского фундамента Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып. 1. С. 10-20.
Андреичев В.Л., Соболева А. А., Хубанов В. Б., Соболев И.Д. И-РЬ (БЛ-1СР-М8) возраст детритовых цирконов из метаосадочных пород основания верх-недокембрийского разреза Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2018. Т. 93, вып. 2. С. 14-26.
Бибикова Е.В., Богданова С.В., Горбачев Р.М. и др. Изотопный возраст, природа и структура докембрий-ской коры в Беларуси // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 6. С. 68-78.
Богданова С.В., Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И. и др. Проект БИКОВЯГООБ: палеопротерозойская аккреция и коллизия коры в Фенноскандии и Сар-матии. Геология и геофизические образы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе БИЯОРЯО-ББ: Очерки по региональной геологии России / Ред. Н.И. Павленкова. М.: РОСНЕДРА, РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221-290.
Брусницына Е.А., Ершова В.Б., Худолей А.К., Андерсен Т. Результаты исследований И-РЬ-изотопного возраста обломочных цирконов из средне-верхнерифейских отложений Четласского камня (Тиманской гряды) // Проблемы тектоники и геодинамики земной коры и мантии. Мат-лы Б Тектонического совещания. Т. 2. М.: ГЕОС, 2018. С. 384-388.
Верхний докембрий Европейского Севера СССР (Объяснит. зап. к схеме стратиграфии) / Ред. В.А. Деде-ев, Б.М. Келлер. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1986. 34 с.
Гецен В.Г. Строение фундамента Северного Тимана и полуострова Канин. Л.: Наука, 1975. 144 с.
Гецен В.Г. Тектоника Тимана. Л.: Наука, 1987. 172 с.
Гецен В.Г, Пыхова Н.Г. Стратиграфия рифейских отложений Среднего Тимана // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 6. С. 69-80.
Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Мезенская серия - Лист Q-39 (Нарьян-Мар). Объяснит. зап. СПб.: Изд-во СПб. картфабрики ВСЕГЕИ, 2015. 517 с.
Журавлев В.С., Забродин В.Е., Раабен М.Е., Черный В.Г. К стратиграфии фундамента Тиманского кряжа // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1966. Т. 41, вып. 2. С. 49-75.
Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедокембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления ВосточноЕвропейской платформы: Автореф. дисс. ... докт. геол.-минерал. наук. М.: ИФЗ РАН, 2009а. 49 с.
Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арктиды - начальный этап «собирания» северной части позднепалеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2009б. Т. 84, вып. 1. С. 18-38.
Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А. и др. Первые результаты И/РЬ датирования и изотопно-геохимического изучения детритных цирконов из поздне-докембрийских песчаников Южного Тимана (увал Дже-жим-Парма) // Докл. АН. 2010. Т. 435, № 6. С. 798-805.
Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В. и др. Первые И-РЬ данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014. Т. 455, № 4. С. 427-432.
Оловянишников В.Г. Верхний докембрий Тимана и полуострова Канин. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 164 с.
Плякин А.М. Литолого-стратиграфические особенности рифейских отложений западной структурно-фа-циальной зоны Среднего Тимана // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1972. № 7. С. 128-139.
Пучков В.Н. Структурные связи Приполярного Урала и Русской платформы. Л.: Наука, 1975. 203 с.
Пучков В.Н. Эволюция литосферы: от Печорского океана к Тиманскому орогену, от Палеоуральского океана к Уральскому орогену // Проблемы тектоники Центральной Азии / Ред. М.Г. Леонов. М.: ГЕОС, 2005. С. 309-342.
Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
Раабен М.Е. Верхний рифей как единица общей стратиграфической шкалы. М.: Наука, 1975. 247 с.
Раабен М.Е., Забродин В.Е. Водорослевая проблематика верхнего рифея. М.: Наука, 1972. 130 с.
Разницын В.А. Тектоника Южного Тимана. М.; Л.: Наука, 1964. 151 с.
Рифей и венд Европейского Севера СССР / Ред. В.А. Дедеев, В.Г. Гецен. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1987. 124 с.
Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Петрова А.Ю., Герасимов В.Ю. Тектонические этапы формирования Среднерусского складчатого пояса, центральная часть кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы: геохимия, геохронология и петро-тектоника // Тектоника земной коры и мантии. Тез. докл. XXXVIII Тектонического совещ. Т. 2. М.: Моск. ун-т, 2005. С. 169-171.
Удоратина О.В., Бурцев И.Н., Никулова Н.Ю., Хуба-нов В.Б. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Тимана на основании U-Pb датирования детритных цирконов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып 5. С. 15-32.
Фишман М.В., Андреичев В.Л., Естафьева А.Д. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами (северо-восток европейской части СССР, север Урала, Пай-Хой, Новая Земля). Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1981. 181 с. Деп. в ВИНИТИ. № 531-82.
Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. U-Pb изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным про-боотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP данными // Геол. и геофиз. 2016. Т. 57, № 1. С. 241-258.
Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemic composition of sandstones // J. Geol. 1983. Vol. 91. P. 611-627.
Bogdanova S.V., Bingen B., GorbatschevR. 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.V., Bibikova E.V., Gorbatschev R. Isotopic evidence of Palaeoproterozoic accretion in the basement of the East European Craton // Tectonophysics. 2001. Vol. 339. P. 1-18.
Cocks L.R.M., Torsvik T.H. Baltica from the late Precambrian to mid Palaeozoic: the gain and loss of a terranes's identity // Earth Sci. Rev. 2005. Vol. 72. P. 39-66.
Cox R., Lowe D.R.A. Conceptual review of regional scale controls on the composition of clastic sediment and the coe-volution of continental blocks and their sedimentary cover // J. Sedim. Res. 1995. Vol. 65. P. 1-12.
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 distributions in the K-S test. Tucson, University of Arisona, Arisona LaserChron Center, 2010. 16 p.
Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering // Sed. Geol. 1988. Vol. 55, N 3. P. 19-32.
Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. Vol. 211. P. 47-69.
Ludwig K.R. User's manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Spec. Publ. 2012. N 5. 75 p.
Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of luti-tes // Nature. 1982. Vol. 299. P. 715-717.
Roser B.P., Korsch R.J. Determination of tectonic setting of sandstone mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio // J. Geol. 1986. Vol. 94, N 5. P. 635-650.
Slama J., Kosler 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.
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., Allé P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. N 19. P. 1-23.
Сведения об авторах: Соболева Анна Алексеевна — канд. геол.-минерал. наук, доц., ст. науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: aa_soboleva@mail. ru; Андреичев Валентин Леонидович — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. группы изотопной геохимии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: [email protected]; Бурцев Игорь Николаевич — канд. геол.-минерал. наук, врио директора ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: [email protected]; Никулова Наталия Юрьевна — докт. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотр. лаб. литологии и геохимии осадочных формаций ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: [email protected]; Хубанов Валентин Борисович — канд. геол.-минерал. наук, рук. группы ИСП-масс-спектрометрии в лаб. инструментальных методов анализа ГИН СО РАН, e-mail: [email protected]; Соболев Иван Дмитриевич — мл. науч. сотр. лаб геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН, e-mail: [email protected]
DETRITAL ZIRCONS FROM UPPER PRECAMBRIAN ROCKS OF THE VYM GROUP OF MIDDLE TIMAN (U-Pb AGE AND PROVENANCE)
A.A. Soboleva1, V.L. Andreichev1, I.N. Burtsev1, N.Yu. Nikulova1, V.B. Khubanov2, I.D. Sobolev3
'Institute of Geology of the Komi Science Center of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences,
Pervomayskaya 54, Syktyvkar, 167982, Russia 2Geological Institute of Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, Sakhyanova 6a, Ulan-Ude, 670047, Russia 3Institute of Ore Deposits Geology, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy
of Sciences, Staromonetnyy 35, Moscow, 119017, Russia
Received 20.02.19
The article presents the first U-Pb data on the age of detrital zircons from clastic sediments of Lunvozh Formation which constitutes the middle part of the Upper Precambrian Vym Group in the Middle Timan. Age data for 61 zircon grains (LA-ICP-MS) cover the range of 991-2758 Ma. Weighted average age of the four youngest zircons yields the age of 1022+44 Ma which provides grounds to assume that sediment accumulation took place in Late Riphean. The accumulation of clastic sediments was controlled mostly with terrigenous material from eroded rock complexes coeval with crystalline complexes of Fennoscandia and Central Russian Belt. Comparison of the ages of detrital zircons from the terrigenous rocks of the Lunvozh Formation, Chetlas Group of the Middle Timan, and Barmin Group of the Northern Timan suggests that these rocks were formed on the Late Precambrian passive margin of Baltica in the same sedimentary basin, and the detrital material came from source areas similar in age.
Key words: Middle Timan, Vym Ridge, Vym Group, Lunvozh Formation, Upper Precambrian, detrital zircons, U-Pb isotope age, LA-ICP-MS.
