CC BY
23
GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS
Published by the Institute of the Earth's Crust, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences
PALEOGEODYNAMICS
2021 VOLUME 12 ISSUE 3 PAGES 570-607
ISSN 2078-502X
DOI: 10.5800/GT-2021-12-3-0540
TIME CONSTRAINTS ON THE FORMATION OF THE KANDALAKSHA AND KERETSK GRABENS OF THE WHITE SEA PALEO-RIFT SYSTEM FROM NEW ISOTOPIC GEOCHRONOLOGICAL DATA
N.B. Kuznetsov , A.S. Baluev© \ E.N. Terekhov© \ S.Yu. Kolodyazhnyi © \ E.S. Przhiyalgovskii © \ T.V. Romanyuk© 3, A.S. Dubenskiy© V.S. Sheshukov© 1, S.M. Lyapunov 1, T.B. Bayanova© 5, P.A. Serov© 5
1 Geological Institute, Russian Academy of Sciences, 7 Pyzhevsky Ln, Moscow 119017, Russia
2 Institute of the Earth's Crust, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, 128 Lermontov St, Irkutsk 664033, Russia
3 Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences, 10-1 Bolshaya Gruzinskaya St, Moscow 123242, Russia
4 Lomonosov Moscow State University, 3 Leninskie Gory, Moscow 119991, Russia
5 Geological Institute, Kola Scientific Center of the Russian Academy of Sciences, 14 Fersman St, Apatity 184209, Russia
ABSTRACT. Initially, the age and stratigraphic position of the Tersk formation were determined with respect to the fact that this formation overlaps the Early Proterozoic granitoids. Its top was marked by the rocks penetrated by the Late Devonian alkaline intrusions, including explosion pipes.
This article presents the U-Pb isotopic dating of detrital zircon grains (dZr) from sandstones of the Tersk formation. It describes the geochemical compositions of the rocks and the Sm-Nd study results. In our study, the weighted average age of four youngest dZr grains from the sandstones of the Tersk formation is 1145±20 Ma, which suggests that the rocks above the studied rock layer (see the Tersk formation cross-section) are not older than the end of the Middle Riphean. The U-Pb isotopic ages of dZr grains (provenance signals) from the sandstones of the Tersk formation were compared to the ages of other Upper Precambrian clastic strata in the northeastern East European platform (EEP) and adjacent areas. Our comparative analysis shows that their provenance signals are significantly differ. This conclusion is in good agreement with the idea that at the end of the Middle and during the Late Riphean, several small (mainly closed) basins separated by uplifts dominated in the paleogeographic setting of the area wherein the White Sea rift system (WSRS) formed and developed. Temporal connections of these basins with the ocean were possible. Such paleogeographic setting does not favour the development of large rivers; this is why the grabens are mainly filled with local rock materials. The Keretsk and Kandalaksha grabens (WSRS) are filled with marine sediments eroded from the grabens walls. The local sediment sources include eclogite complexes (~1.9 Ga), as well as basic magmatites dated at ~2.4-2.5 and ~2.7-2.9 Ga. Any potential primary sources for dZr grains are lacking in the area near the Keretsk graben. We suggest that such grains occurred due to recycling of the secondary sources of zircon, i.e. originated from ancient local sedimentary formations.
KEYWORDS: Riphean; White Sea rift system (WSRS); Keretsk and Kandalaksha grabens; Tersk formation; detrital zircon grains; U-Pb dating
FUNDING: The study was budgeted by the Geological Institute RAS (Laboratory budget) and supported by the Russian Foundation for Basic Research (Project 18-05-00485). The geochronological data were consolidated and systematized with the financial support of the RF Ministry of Education and Science (Megagrant 075-15-2019-1883 - Orogenesis: Formation and Growth of Continents and Supercontinents).
RESEARCH ARTICLE
Correspondence: Nikolay B. Kuznetsov, kouznikbor@mail.ru
Received: September 30, 2020 Revised: March 9, 2021 Accepted: March 11, 2021
FOR CITATION: Kuznetsov N.B., Baluev A.S., Terekhov E.N., Kolodyazhnyi S.Yu., Przhiyalgovskii E.S., Romanyuk T.V., Dubensky A.S., Sheshukov V.S., Lyapunov S.M., Bayanova T.B., Serov P.A., 2021. Time constraints on the formation of the Kandalaksha and Keretsk grabens of the White Sea paleo-rift system from new isotopic geochronological data. Geodynamics & Tectonophysics 12 (3), 570-607. doi:10.5800/GT-2021-12-3-0540
О ВРЕМЕНИ ФОРМИРОВАНИЯ КАНДАЛАКШСКОГО И КЕРЕЦКОГО ГРАБЕНОВ ПАЛЕОРИФТОВОИ СИСТЕМЫ БЕЛОГО МОРЯ В СВЕТЕ НОВЫХ ДАННЫХ ИЗОТОПНОЙ ГЕОХРОНОЛОГИИ
Н.Б. Кузнецов1,2, А.С. Балуев1, Е.Н. Терехов1, С.Ю. Колодяжный1, Е.С. Пржиялговский1,
Т.В. Романюк3, А.С. Дубенский14, В.С. Шешуков1, С.М. Ляпунов 1, Т.Б. Баянова5, П.А. Серов5
1 Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., 7, Россия
1
2 Институт земной коры СО РАН, 664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128, Россия
3 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, 123242, Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1, Россия
4 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, 119991, Москва, Ленинские горы, 3, Россия
5 Геологический институт КНЦ РАН, 184209, Апатиты, ул. Ферсмана, 14, Россия
АННОТАЦИЯ. На начальном этапе исследований возраст и стратиграфическое положение терской свиты ограничивались снизу ее налеганием на раннепротерозойские гранитоиды, а сверху - тем, что породы терской свиты вмещают позднедевонские щелочные интрузии (в том числе и трубки взрыва).
В статье представлены результаты и-РЬ изотопного датирования зерен детритового циркона (dZr) из песчаников терской свиты, дополненные определениями химического состава пород и результатами их изотопного Sm-Nd изучения. Полученный средневзвешенный возраст четырех наиболее молодых зерен dZr из песчаников терской свиты составил 1145±20 млн лет, что означает, что часть разреза терской свиты, залегающая выше изученного уровня, не может быть древнее конца среднего рифея. Сравнительный анализ полученного набора и-РЬ изотопных датировок зерен dZr (провенанс-сигнала) из песчаников терской свиты и аналогичных данных по другим верхнедокембрийским обломочным толщам, распространенным на северо-востоке Восточно-Европейской платформы и в сопредельных регионах, выявил существенные различия. Это находится в хорошем соответствии с представлениями о том, что палеогеографическую обстановку, господствовавшую в конце среднего и в позднем рифее в области заложения и развития рифтовой системы Белого моря (РСБМ), можно рассматривать как совокупность небольших (часто бессточных) бассейнов, разделенных поднятиями. Эти бассейны могли время от времени иметь связь с Мировым океаном. Такая палеогеографическая ситуация не благоприятствовала развитию крупных рек, поэтому грабены заполнялись преимущественно материалом местного происхождения.
Кандалакшский и Керецкий грабены РСБМ заполнены осадками морского генезиса, представляющими собой преимущественно продукты размыва вещественных комплексов, участвующих в строении бортов этих грабенов. Среди местных локальных источников идентифицированы эклогитовые комплексы с возрастом метаморфизма ~1.9 млрд лет и базитовые магматиты с возрастом ~2.4-2.5 и ~2.7-2.9 млрд лет. Попадание зерен dZr, для которых нет потенциальных близких первичных источников, расположенных около Керецкого грабена, произошло за счет рециклинга из вторичных источников циркона - местных древних осадочных образований.
КЛЮЧЕВЫЕ СЛОВА: рифей; рифтовая система Белого моря; Кандалакшский и Керецкий грабены; терская свита; зерна детритового циркона; и-РЬ датирование
ФИНАНСИРОВАНИЕ: Работа выполнена в рамках бюджетной темы лаборатории ГИН РАН при поддержке РФФИ, проект № 18-05-00485. Сбор и систематизация геохронологических данных выполнены при финансовой поддержке МОН РФ (мегагрант 075-15-2019-1883, «Орогенез: образование и рост континентов и суперконтинентов»).
1. ВВЕДЕНИЕ
Архейско-раннепротерозойский фундамент Восточ-
но-Европейской платформы (ВЕП) рассечен систе-
мой авлакогенов (палеорифтов). Время их заложения варьируется от раннего до позднего рифея (поздний палеопротерозой - неопротерозой) [Chamov, 2016].
Наиболее крупные из них - Волынский, Среднерусский и Пачелмский (рис. 1, а). В настоящее время существует консенсус в понимании того, что системы авлакогенов ВЕП пространственно наследуют ороген-ные структуры [Bogdanova et al., 1996], которые возникли в раннем протерозое в процессе формирования суперконтинента Колумбия (Нуна) [Bogdanova et al., 2008; Zhao et al., 2002, 2011]. В это время сначала были сочленены (спаяны) архейские блоки, участвующие в
строении протократонов Сарматия, Волго-Уралия и Фенноскандия, а затем эти протократоны оказались спаянными в один гигантский композитный агломерат древней континентальной коры. Мы называем его Протобалтика и рассматриваем как раннедокембрий-ский остов ВЕП (рис. 1, б). Формирование авлакогенов ВЕП было частью процесса распада суперконтинента Колумбия.
Кроме упомянутых систем авлакогенов, в рельефе фундамента ВЕП выделены меньшие по размеру риф-тогенные структуры - Пашско-Ладожская (Ладожская), Камско-Бельская, Балтийско-Ботническая, грабены риф-товой системы Белого моря (РСБМ) [Baluev, 2006] и др. Время и причины заложения некоторых из этих риф-тогенных структур, история их развития и корреляция
Палеозоиды складчато-надвиговых поясов, обрамляющих ВЕП
Уралиды (Восточный Урал)
Ва
арисциды (Западная Восточная Европа)
Скандинавские каледониды (средние и верхние покровы)
Неоднородно метаморфизованные неопротерозойско-среднекембрийские комплексы: протоуралиды-пиманиды Западного Урала и Тимано-Печорско-Баренцевоморского региона и их возрастные аналоги приуральской части ВЕП и Скандинавии (Финмаркен и нижние Каледонские покровы) и кадомиды-авалониды южного и юго-восточного обрамления ВЕП
Протоуралиды-Тиманиды: комплексы: а - преимущественно Кадомиды-
И осадочные; б - вулканические, вулкано-осадочные и осадочные авалониды
Мезо- и неопротерозойское выполнение рифтогенных структур в пределах ВЕП
^ Недифференцированные комплексы
Мезо- и неопротерозойские комплексы, и редкие переработанные архейско-палеопротерозойские комплексы аккреционных и коллизионных поясов северо-западной и западной части ВЕП
° I с § О
§ '§ х п I
^ ^ Л 2 ф
2 8 1 I О
Е О.Ф з
Ё [= О. ш т
? о * О 1
^ ^ га
Свеконорвежская орогения (~1.2-0.9 млрд лет) Данополонская орогения (~1.47-1.42 млрд лет) Телемаркская орогения (~1.52-1.48 млрд лет) Готская орогения (~1.73-1.55 млрд лет)
£ § х
«О!« с >2 X О
ш§ 8 ®1| 2 0.0
:2 е
Палеопротерозойские комплексы Фенноскандиии, Волго-Уралии и Сарматии Лапландско-Кольский ороген (~2.0-1.9 млрд лет) Среднерусский ороген (~1.8-1.7 млрд лет) Волго-Сарматский ороген (~2.1-2.0 млрд лет) Недифференцированные комплексы Фенноскандии Недифференцированные комплексы Волго-Уралии и Сарматии
и 11 и п 11 п
Архейские комплексы (~3.70-2.50 млрд лет) Фенноскандиии, Волго-Уралии и Сарматии
Недифференцированные комплексы
Главные разломы (а) и их предполагаемые продолжения (б): сутуры вдоль внешней границы докембрийского остова ВЕП (Балтики), границы блоков внутри ВЕП, границы мезо- и неопротерозойских (1.6-0.8 млрд лет) рифтов и авлакогенов. Авлакогены и грабены: СР - Среднерусский, ВО - Волынь-Орский, Па - Пачелмский, КБ - Камско-Бельский, СА - Серноводско-Абдулинский, М - Московский, В - Валдайский, Ла - Пашско-Ладожский, РСБМ - рифтовая система Белого моря
Контуры обнажений тиманид и протоуралид и их аналогов в пределах Западного Урала, Тимана, Пай-Хоя, архипелага Новая Земля, о-вов Кильдин и Амдерма, п-овов Средний, Рыбачий, Варангер и Финмаркен
Анортозит-гранитные (рапакивиподобные) плутонические ассоциации и А-граниты Офиолиты, базальтоиды, габброиды, мафические дайковые комплексы
Рис. 1. Тектоническая схема фундамента ВЕП (а).
Черные цифры - возраст магматитов, млрд лет. Плутоны: Ко - Коростеньский, КН - Корсунь-Новомиргородский [Shumlyanskyy et al., 2017], НУ - Ново-Украинский [Stepanyuk et al., 2017], Ма - Мазуринский, Р - Рижский, В - Выборский, С - Салми [Sharov, 2020], Вс - Вааламский силл [Ramo et al., 2001], базальты Салми [Bogdanov et al., 2003], оВК - мафические дайки около озера Верхнее Куйто [Stepanova et al., 2014]. На врезке (б) - схема подразделения фундамента ВЕП на крупные части - Сарматию, Волго-Уралию, Колу, Карелию и Свекофеннский домен. ЛК - Лапландско-Кольский ороген, ВСР - Волынско-Среднерусский ороген, ВС - Волго-Сарматский ороген. Fig. 1. Schematic tectonic map of the EEP basement (а).
Black numbers - ages of magmatic rocks (Ga). Plutones: Ko - Korosten, КН - Korsun-Novomirgorod [Shumlyanskyy et al., 2017], НУ - Novo-Ukrainian [Stepanyuk et al., 2017], Ma - Mazura, Р - Riga, В - Vyborg, С - Salmi [Sharov, 2020], Вс - Valaam sill [Ramo et al., 2001], Salmi basalts [Bogdanov et al., 2003], оВК - mafic dikes near Lake Verkhneye Kuito [Stepanova et al., 2014]. Inset (б) - parts of the EEP basement: Sarmatia, Volga-Uralia, Kola, Karelia, and Sveco-Fenish. Orogens: ЛК - Laplandia-Kola, ВСР - Volyn-Middle Russia, ВС - Volga-Sarmatia.
с другими грабенами и авлакогенами до сих пор во многом дискуссионны.
РСБМ расположена на северо-востоке ВЕП, где кристаллический фундамент погружается от Балтийского щита на юго-восток под комплексы чехла Русской плиты и на северо-восток под складчатые сооружения Ти-мана (Канинско-Тиманского пояса). Общая глубинная структура РСБМ охарактеризована данными глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), геопотенциальных полей и бурения [КоБ1уиЛепко, Яошапуик, 1997; КоБ1уиЛепко et а1., 2006; Ар1опо^ Ре^го^ 2006; Baluev et а1., 2012, 2018а; Shaгov et а1., 2020], детальная структура уточнена по данным сейсмического профилирования отраженных волн методом общей глубинной точки (МОВ ОГТ) в пределах акватории Белого моря [Ка7ашп et а1., 2006; Zhuгavlev, Shipilov, 2007] и на суше [Ар1опо^ Ре^го^ 2006]. В РСБМ выделяют четыре крупные рифтовые зоны: Онежско-Кандалакшскую (Кан-далакшско-Двинскую по [Уа1ее^ 1978]), Керецко-Пи-нежскую, Чапомо-Лешуконскую и Баренцевоморскую. Рифтовые зоны разделены выступами кристаллического фундамента, внутри рифтовых зон обособлены отдельные грабены (рис. 2).
Все грабены РСБМ перекрыты вендско-палеозой-ским платформенным чехлом Мезенской синеклизы и водами современных бассейнов Белого и Баренцева морей. Обнажения синрифтового комплекса терри-генных и вулканогенно-осадочных образований ри-фейско-вендского возраста, выполняющего рифтоген-ные грабены, известны только на Терском (от мыса Турий до р. Русинга и в устье р. Чапома) и Мурманском (п-ова Средний и Рыбачий, о. Кильдин, Ивановская губа, п-ов Святой Нос и др.) побережьях Кольского полуострова. Рифейско-вендские образования вскрыты скважинами только в четырех локациях: (1) несколько скважин на Онежском берегу, (2) Средненяфтинская № 21 около устья р. Мезень, (3) несколько скважин на Зимнем берегу и (4) несколько скважин в Мезенской синеклизе. Это в значительной мере определило тот факт, что, несмотря на более чем полувековую историю изучения РСБМ, сценарий ее геодинамической эволюции (и прежде всего время заложения отдельных грабенов, их выполнение и корреляции между собой) до сих пор остается предметом острых дискуссий. В связи
с этим имеющаяся рабочая схема стратиграфической корреляции толщ выполнения отдельных грабенов РСБМ (рис. 3) еще далека от завершения и общего признания. Она постоянно совершенствуется и уточняется, как и представления о времени заложения и истории формирования РСБМ. Так, в результате изучения немногочисленных остатков микрофоссилий на Терском берегу терские песчаники были отнесены к верхнему рифею [Ragozina, Stepkin, 1979], а в работе [Chamov, 2016] аргументируется, что вся РСБМ закладывалась и развивалась одновременно со Среднерусской палео-рифтовой системой, и поэтому временем заложения РСБМ считается поздний рифей. В работе [Kheraskova et al., 2006] в качестве времени заложения Онежско-Кан-далакшского палеорифта принят ранний рифей, поскольку его заложение и формирование сопоставлено с развитием раннерифейского Пашско-Ладожского грабена (см. обзор в [Kuptsova et al., 2011]). В работе [Ko-nopleva, 1979] на основании K-Ar датирования слюди-сто-глинистого цемента красноцветных алевролитов терской свиты (1263±40 и 1080±40 млн лет, рис. 3, б, г) обосновано среднерифейское время заложения Онеж-ско-Кандалакшской рифтовой зоны. При этом K-Ar датировка вулканитов из Солозерской скважины, пробуренной в Онежском грабене, составила 667±31 млн лет (рис. 3, ж) [Konstantinovsky, 1977].
В последнее десятилетие в практику геологических исследований стали активно внедрять метод U-Pb изотопного датирования зерен детритового циркона (dZr) из обломочных пород осадочных толщ. Такие исследования позволяют получить надежную информацию о U-Pb возрасте первичных источников dZr, которыми служат кристаллические комплексы различного происхождения (магматического, метаморфического, гидротермального и др.). Знание возраста dZr из обломочных пород осадочной толщи в комплексе с другой информацией позволяет определять первичные источники сноса вещества для изученной толщи. Сопоставление наборов значений возраста dZr из пород разных толщ позволяет проследить эволюцию питающих провинций и существенно дополняет палеогеографические реконструкции. Возраст группы самых молодых dZr с хорошей аналитической погрешностью и приемлемой дискордантностью иногда удается
использовать для ограничения максимального возраста осадочной толщи, из которой была отобрана изученная проба.
К настоящему времени некоторые рифейские и вендские (мезо- и неопротерозойские) обломочные толщи северо-востока ВЕП, в том числе рифейские образования северо-западного продолжения Усть-Мезенского грабена РСБМ, обнажающиеся на п-овах Средний и Рыбачий
[М1кИаПепко, 2016; М1кИаПепко et а1., 2016], уже охарактеризованы такими исследованиями (см. рис. 1). Это позволило в некоторых случаях существенно уточнить стратиграфическое положение и возраст изученных толщ, а также провести межрегиональные стратиграфические корреляции. В частности, на основе данных и-РЬ датирования dZr существенно уточнены схемы корреляций рифейских отложений п-овов Варангер,
L-J? I |2 I \3 \"С^\4 I—5 -Д-б 6 I О | 7 | |б| |э| Al 10
Рис. 2. Тектоническая схема палеорифтовой системы Белого моря (по [Baluev et al., 2018а], с дополнениями). Пвп - Понойская впадина; Н-Тв - Несско-Тынугский выступ; Аг - Азапольский грабен; Уг - Унский грабен; ТБ - Терский берег; ЗБ - Зимний берег; КБ - Карельский берег; ОВ - Оленицкий вал. 1 - раннедокембрийские комплексы Балтийского щита; 2 -терригенный комплекс пород рифейского возраста, выполняющий рифтовые впадины; 3 - венд-палеозойский платформенный чехол, перекрывающий рифтогенные впадины; 4 - разломные ограничения рифтогенных грабенов; 5 - прочие разломы; 6-9 - места отбора проб: 6 - на U-Pb изотопное датирование зерен детритового циркона, а - единичных зерен LA-ICP-MS (проба К18-501), б - единичных зерен ID-TIMS и Sm-Nd исследования по породе (проба В16-11), в - навесок ID-TIMS и Sm-Nd исследования по породе (проба В16-09), г - метод термоэмиссии; 7 - на геохимический анализ, 8 - на Sm-Nd исследования по породе; 9 - на K-Ar датирование; 10 - скважины (1 - Солозёрская, 2 - Войозеро, 3 - Нёнокса, 4 - Средненяфтинская № 21). Fig. 2. Schematic tectonic map of the White Sea paleorift system (after [Baluev et al., 2018а], with additional data). Пвп - Ponoy depression; Н-Тв - Nessko-Tynug flange; Аг - Azapol graben; Уг - Un graben; ТБ - Tersk coast; ЗБ - Zimny coast; КБ -Karelian coast; ОВ - Olenitsk swell. 1 - Early Precambrian complexes of the Baltic shield; 2 - terrigenous complex of Riphean rocks filling rift depressions; 3 - Vendian-Paleozoic platform cover overlying riftogenic depressions; 4 - faults bordering riftogenic grabens; 5 - other faults; 6-9 - sampling sites for: 6 - U-Pb isotopic dating of detrital zircon grains, a - single grains for LA-ICP-MS (sample K18-501), б - single grains for ID-TIMS and Sm-Nd rock studies (sample B16-11), в - weighed portions for ID-TIMS and Sm-Nd rock studies (sample B16-09), г - thermal emission method; 7 - geochemical analysis, 8 - Sm-Nd rock studies; 9 - K-Ar dating; 10 - wells (1 - Solozersk, 2 - Voyozero, 3 - Nyonoksa, 4 - Sredne-Nyaftinskaya № 21).
Скважины Онежского грабена
Войозеро Солозеро Нёнокса (Солозёрская)
41
Рифтовая система Белого моря
а
ска
н
Е ° I о
^ 1 I
вк
о О я жс
ае кн си
X с ^ .0 кт
<в > Р(
с
а
О т
нс ёс
Н
8.5
зв
§°
С
81
, 30
155
220
269 ✓
/
301
1_ 1_ L 1_ 1_ 1_ 1_ 1_ 1_ 1_ 1_ Ц, Ц, 1-
V V V
149
У У У АЛЛ
306 330
-
530
667±30 (ж)
614
665 698
737
о о . о
9 80
. 254 282
к к к
503
615
о о
ъе^г&с.
ОСШ РФ,
возраст (млн лет)
555- 570 -
600 Венд
й) ® 1Г
й в 1 * О (0 [=&
1030
й е) а?
£ 1
^ х
Ч о еи р( С
1350
Онежско-Канда рифтовая лакшская зона Чапома-Лешу-конская рифтовая зона Баренцевоморская рифтовая зона
Керецкий и Кандалакшский грабены Онежский грабен Усть-Мезенский грабен Баренцево-морский грабен
690±71 (е) 821±170 (д)
Терская свита
1080±40 (б) 1145±20 (а)
Скважина Средненяфтинская № 21
Гл.
Мф.
Лит.
С
р
е С
1880 1937
ЛМ
ТМ"
Нёнокская свита
Солозёрская свита
667±30 (ж)
Чапомская свита
Лешуконская свита
1263±40 (г)
1
* ?
1390±25 (в)
+ + + шШ/А + + + +
Аг-Рг,
Перерыв в осадконакоплении в 150-300 (?) млн лет
1100-1120 (з)
+
+ + + + + + + +
Аг-РП
+ + + + + + + + + +
Ат-Р^
Сафоновская свита
+
+ + +
+ +
+ + №24 + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + -•- +
Ат-Р^
Устьняфтинская серия
Вашкинская свита
1190-1080 (и)
+ + + + +- + + + + + + +
+. ^ + Аг-Р^
3647
4203
I
О О
о
с з е
с
ш а В
е ф
сУ
2 3 > с ° ° °0 4 5 А А 6 1_ 1_ 1_ 1_ 1_ 1 7 шл 8 •
2 3 4 5
К! 9
К
9
1
1
6
8
1
Рис. 3. Схема корреляции синрифтовых терригенных образований рифтовой системы Белого моря по [Baluev et al., 2012]. ОСШ РФ - Общая стратиграфическая шкала России по состоянию на 2019 г. (https://vsegei.ru/ru/conf/events/obshchaya-stratigraficheskaya-shkala). Слева - разрезы рифейских отложений скважин Онежского грабена по [Stankovsky et al., 1977]. Цифры - глубина, м. Справа - разрез рифейских отложений Мезенской впадины (скв. Средненяфтинская № 21, по [Veis et al., 2004]). Положение грабенов и скважин см. на рис. 2. Жирным шрифтом с маркировками буквами (а) - (и) показаны геохронологические датировки, млн лет. Жирная штриховая линия со стрелкой - нижнее ограничение возраста терской свиты 1145±20 млн лет по данным U-Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из песчаников терской свиты (проба К18-501). Дальнейшие объяснения см. в тексте.
Скважина Средненяфтинская № 21: 1 - гравелиты; 2 - разнозернистые песчаники; 3 - алевролиты; 4 - аргиллиты; 5 - глинистые известняки и доломиты; 6 - красноцветные толщи; 7-8 - породы раннедокембрийского фундамента; 9 - интервалы разреза (выборки проб), отобранные на микрофитологический анализ: а - лишенные микрофоссилий, б - содержащие ми-крофоссилии. Гл. - глубина, м, Мф. - микрофоссилии, К - отбор керна, Лит. - литология, Св. - свита, Сер. - серия, Воз. - возраст, УФ - уфтюгская свита, ТМ - тамницкая свита, ЛМ - лямицкая свита, УП - устьпинежская серия.
Скважины Онежского грабена: 1 - аргиллиты; 2 - алевролиты; 3 - песчаники; 4 - гравелиты, конгломераты; 5 - туфопесчани-ки; 6 - туфы, туффиты; 7 - кварцевые долериты; 8 - долериты, базальты; 9 - места отбора проб для изотопных исследований (по [Nosova et al., 2008]).
Fig. 3. Correlation scheme of the synrift terrigenous formations of the White Sea rift system (after [Baluev et al., 2012]). ОСШ РФ - RF General Stratigraphic Scale, 2019 (https://vsegei.ru/ru/conf/events/obshchaya-stratigraficheskaya-shkala). Left - cross-sections of the Riphean deposits in the Onega graben wells (after [Stankovsky et al., 1977]); depth (m). Right - cross-section of the Riphean deposits of the Mezen depression (Sredne-Nyaftinskaya № 21, after [Veis et al., 2004]). See Fig.2 for the locations of the grabens and wells. Bold numbers and letters (a) - (и): geochronological dating (Ma). Bold dashed line with an arrow - the lower age limit for the Tersk Formation (1145±20 Ma) according to the U-Pb isotope dating of detrital zircon grains from sandstones of the Tersk formation (sample K18-501). See text for explanation.
Legend for Sredne-Nyaftinskaya № 21: 1 - gravel stone; 2 - uneven-grained sandstone; 3 - siltstone; 4 - mudstone; 5 - clayey limestone and dolomite; 6 - red-coloured strata; 7-8 - rocks of the Early Precambrian basement; 9 - intervals of the cross-section (sampling) for microphytological analysis: a - devoid of microfossils, б - containing microfossils. Гл. - depth (m), Мф. - microfossils, К - core sampling, Лит. - lithology, Св. - formation, Сер. - group, Воз. - age, УФ - Uftyug Formation, ТМ - Tamnitsa Formation, ЛМ - Lyamitsa formation, УП - Ust-Pinega Group.
Legend for the Onega graben wells: 1 - mudstone; 2 - siltstone; 3 - sandstone; 4 - gravel stone, conglomerate; 5 - tuff sandstone; 6 -tuff, tuffite; 7- quartz dolerite; 8 - dolerite, basalt; 9 - sampling sites for isotope studies (after [Nosova et al., 2008]).
Средний и Рыбачий и о. Кильдин. Однако рифейские толщи других грабенов РСБМ до сих пор не охарактеризованы такими исследованиями. В настоящей статье представлены первые результаты и-РЬ датирования dZr из песчаников терской свиты Терского берега. Эти результаты дополнены определениями геохимического состава пород терской свиты и результатами их изотопного Sm-Nd изучения, а также специально собранными всеми имеющимися на сегодняшний день геохронологическими и другими данными по терской свите. Полученный набор возрастов dZr из терриген-ных пород терской свиты сопоставлен с известными возрастами кристаллических комплексов Балтийского щита и раннедокембрийского фундамента других районов ВЕП, а также структур обрамляющего ее с запада Свеконорвежского домена. Кроме визуального сравнения для полученного набора возрастов dZr из песчаников терской свиты, проведено сравнение с аналогичными данными по позднедокембрийским толщам северо-востока ВЕП и структурам ее обрамления с помощью теста Колмогорова-Смирнова.
2. ТЕРСКАЯ СВИТА
На Терском берегу Белого моря обнажено выполнение Керецкого грабена (рис. 4). Здесь рифейские образования наблюдаются на протяжении 300 км: от мыса Турий на северо-западе до р. Русинга на юго-востоке и в небольшом поле их распространения в нижнем
течении р. Чапома. На Государственной геологической карте РФ масштаба 1:1000000 [State Geological Map..., 2004] выходящие на дочетвертичную поверхность рифейские образования северо-востока ВЕП выделены в оленицкую серию. Общая мощность рифейских толщ в акватории Белого моря оценивается в 3-8 км. На Терском берегу серия представлена терской, чапомской и турьинской свитами с общей суммарной мощностью не менее 715 м [State Geological Map., 2004]. Чапом-ская свита по своему строению и положению в разрезе, вероятнее всего, может быть сопоставлена с верхами разреза терской свиты. Терригенные образования терской свиты выполняют Кандалакшский и Керецкий грабены, которые в пределах акватории Кандалакшского залива Белого моря практически сливаются в единую грабеновую структуру, разделенную в центре уступом в фундаменте, названным Оленицким валом [Baluev et al., 2012].
Терская свита сложена преимущественно плохо сортированными красноцветными песчаниками с прослоями алевролитов и алевро-аргиллитов. На большей части Терского берега терская свита трансгрессивно налегает в основном на различные породы архея, среди которых преобладают амфиболовые и слюдяные гнейсы и мигматиты, а также на раннепротерозойские гранитоиды.
В разрезе терской свиты установлена закономерная смена пород снизу вверх от преимущественно
грубообломочных к тонкозернистым. Разрез свиты представляет собой два крупных трансгрессивных ритма. Нижний ритм осложнен в основании ритмами низшего порядка. Ритмичность строения разреза терской свиты обусловлена, по-видимому, тем, что ее накопление происходило в условиях медленного погружения бассейна, которое периодически прерывалось положительными тектоническими движениями.
В разрезе терской свиты по руч. Кашкаранскому (см. ниже) широко представлены красноцветные песчаники с переменным количеством мажущегося железисто-глинистого и мергелистого цемента, слагающие довольно мощные слои (до 15-20 см) массивного внутреннего строения. Эти слои состоят из тонких (до 1 мм) прослоев красно-вишневых алевролитов и але-вро-аргиллитов.
Часто по красноцветным песчаникам терской свиты здесь и в других местах ее распространения развиты зоны и участки осветления - оглиения. Эти участки в сечении имеют в основном округлые шарообразные (до 10 см) или неправильные со скругленными краями очертания (рис. 5, б). Это свидетельствует о действии газообразных флюидов восстановительного характера во время осадконакопления. В отдельных случаях на поверхностях слоистости песчаников видны донные знаки: рябь неясного происхождения (рябь течения, волнения моря или волноприбойная) (рис. 5, в). Иногда на поверхностях, несущих признаки донных знаков, наблюдаются округлые обособления диаметром до 1.0-1.5 см (рис. 5, г), сходные по своему внешнему облику со слепками «прикрепительных дисков» древних (вендских?) «седентарных» организмов.
V
36°
оз. Вялозеро
I^CcV
1
2
+ 3
4 о • а б
5 Tc5
0 5 10 15 20 25 км
оз. Сергозеро
37°
N
Рис. 4. Геологическая схема Терского берега с использованием [State Geological Map..., 2004].
1 - неоархейский - палеопротерозойский гранитогнейсовый комплекс; 2 - раннепротерозойские кислые гранулиты порье-губского комплекса; 3 - раннепротерозойские (1.9 млрд лет) порфировидные гранитоиды умбинского комплекса; 4 - неоархейский мигматит-гранитовый комплекс; 5 - среднепалеозойский комплекс щелочных ультрамафитов; 6 - терригенные образования терской свиты; 7 - разломы: а - сбросы, б - надвиги, взбросы; 8 - среднепалеозойские трубки взрыва: а - мели-лититовые, б - кимберлитовые; 9-12 - места отбора проб (с маркировкой пробы) на: 9 - геохимический анализ, 10 - K-Ar датирование, 11 - Sm-Nd исследования по породе, 12 - U-Pb изотопное датирование зерен детритового циркона: а - единичных зерен LA-ICP-MS (проба К18-501), б - единичных зерен ID-TIMS и Sm-Nd исследования по породе (проба В16-11), в - навесок ID-TIMS и Sm-Nd исследования по породе (проба В16-09).
Fig. 4. Schematic geological map of the Tersk coast (based on [State Geological Map., 2004]).
1 - Neoarchean-Paleoproterozoic granite-gneiss complex; 2 - Early Proterozoic acidic granulites of the Porjya Guba complex; 3 - Early Proterozoic (1.9 Ga) porphyry granitoids of the Umba complex; 4 - Neoarchean migmatite-granite complex; 5 - Middle Paleozoic complex of alkaline ultramafic rocks; 6 - terrigenous formations of the Tersk Formation; 7- faults: a - normal faults, б - thrusts, reverse faults; 8 - Middle Paleozoic explosion pipes: a - melilitite, б - kimberlite; 9-12 - sampling sites (with sample marking) for: 9 - geo-chemical analysis, 10 - K-Ar dating, 11 - Sm-Nd rock study, 12 - U-Pb isotopic dating of detrital zircons: a - single grains for LA-ICP-MS (sample K18-501), б - single grains for ID-TIMS and Sm-Nd rock studies (sample B16-11), в - samples for ID-TIMS and Sm-Nd rock studies (sample B16-09).
Рис. 5. Терская свита.
(а) - место отбора пробы песчаников К18-501 из разреза терской свиты в обнажении по ручью Кашкаранскому для выделения и последующего изотопного датирования зерен детритового циркона; (б) - зоны осветления - оглиения в красноцвет-ных песчаниках, обнаженных по ручью Кашкаранскому; (е) - рябь на поверхностях слоистости красноцветных пород; (г) -редкие округлые обособления диаметром до 1.0-1.5 см, сходные со слепками «прикрепительных дисков» древних (вендских) «седентарных» организмов. Fig. 5. Tersk formation.
(а) - place of sandstone sample K18-501 from the Tersk Formation in the outcrop along the Kashkaran stream, which was used for extraction and isotopic dating of detrital zircon grains; (б) - soil gleying zones in red sandstones exposed along the Kashkaran stream; (е) - ripples on red-rock stratification surfaces; (г) - rare rounded segregations up to 1.0-1.5 cm in diameter, which are similar to "attachment disc" casts of ancient (Vendian) "sedentary" organisms.
3. СОСТАВ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД ТЕРСКОЙ СВИТЫ (ПРОБЫ ТС1-ТС10, ТК1, ТК2)
Для геохимических анализов из терской свиты отобраны две серии образцов (см. рис. 4; табл. Б.1). Десять проб (Тс1-Тс10) взяты в нижнем течении р. Сальница. Общее падение пластов здесь 5-10° к югу. Пробы от 1 до 10 отобраны в порядке сверху вниз по разрезу. Пробы с начальными номерами характеризуют породы более высоких уровней выполнения осадочного бассейна, а с конечными - его более глубокие части. Пробы Тк1 и Тк2 взяты в нижнем течении руч. Кашкаранского. Эти пробы характеризуют самую верхнюю часть расположенного на суше фрагмента Керецкого грабена.
В целях сравнения изучаемых образований с типовыми составами осадочных пород использована диаграмма ^е203/К20) - ^(8Ю2/Л1205) [Иеггоп, 1988], позволяющая классифицировать песчаники и глинистые
породы по их химическому составу. На этой диаграмме (рис. 6, а) поле фигуративных точек составов пород терской свиты отличается от поля осадочных пород верхнего венда Юго-Восточного Беломорья и девонских отложений р-на горы Андома (южная часть При-онежья), сложенных, как предполагается, продуктами эрозии комплексов Свекофеннской провинции. На этой диаграмме поля составов пород терской свиты отличаются и от поля современных осадков Белого моря в устье р. Варзуга, которые, очевидно, могут рассматриваться как интегральное выражение состава коренных пород этой части Балтийского щита.
Для геодинамической интерпретации осадочного бассейна важно знать, образовались ли исследуемые породы при накоплении продуктов эрозии кристаллических комплексов - первичных источников обломочного материала или же материал, которым сложены толщи выполнения бассейна, претерпел несколько
стадий переотложения (эрозии, транспортировки, седиментации, литификации, повторного размыва и т.д.), т.е. рециклирования терригенного материала, в процессе которого происходит созревание терригенного материала, т.е. обогащение его химически и механически зрелыми компонентами. При этом в псаммитах и алевролитах происходит увеличение доли кварца, а в пелитовых осадках - иллита. Показателем относительно небольшого влияния процессов рециклинга при формировании тонкозернистых алюмосиликокла-стических образований и песчаников, в соответствии с представлениями, изложенными в [Сох et а1., 1995; СопШе et а1., 2001], являются высокие (>0.3-0.4) значения К20/А1203 при относительно низких величинах Zr/Sc и ТЪ^с. Терригенные осадки и породы, в составе которых преобладают отложения первого цикла, имеют относительно пестрый минеральный и химический состав.
Геохимическое изучение составов терригенных пород терской свиты показало, что их можно отнести к ар-козам и частично к литаринитам, более глинистые разности расположены в поле «вакк» (рис. 6, а). Все это свидетельствует о принципиальном сходстве осадочных
пород терской свиты с современными осадками Белого моря, т.е. древние (рифейские) синрифтовые образования имеют такое же морское происхождение. О морском происхождении рифейских толщ, выполняющих РСБМ, свидетельствуют также и комплексы акри-тарх, обнаруженные в материале скв. Средненяфтин-ской № 21, вскрывающей Усть-Мезенский грабен [Veis et al., 2004], а также в отложениях Чапомского грабена [Konopleva, 1979].
На диаграмме Zr/Sc - Th/Sc (рис. 6, б) фигуративные точки составов пород, охарактеризованных пробами Тс1-Тс10, образуют достаточно компактное поле, расположенное ближе к тренду рециклинга, нежели к тренду, определяемому исходным составом пород на палеоводосборах. Дополнительно на диаграммах для сравнения показаны составы девонских осадочных пород Южного Прионежья, которые, по нашему мнению, могли формироваться за счет накопления продуктов размыва позднепалеопротерозойских Свекофеннских комплексов (1.9-1.6 млрд лет), т.е. пород, принципиально отличных от архейско-протерозойских (3.5-1.9 млрд лет) образований карело-кольской части Балтийского щита [Terekhov et al., 2017].
lg(SiO2/A!A)
Тренд рециклинга
* ^^^
Тренд, определяемый
составом пород - в области размыва
Поле девонских
▲ /1- отложений в районе + Онежского озера
(
\ Я \ я * /W ....... у-З-^ /\ Поле современных " осадков Белого моря в районе устья р. Варзуга ........ | 1 II
1 10 100 Zr/Sc
#1 * 2 4 3 + 4 i 5 +6 it 7 Я 8
Рис. 6. Диаграммы Хирона [Herron, 1988] (а) и «Th/Sc - Zr/Sc» (б), иллюстрирующие геохимические особенности пород терской свиты.
1 - песчаники и алевролиты терской свиты, р. Сальница (образцы Тс1-Тс10); 2 - песчаники терской свиты, руч. Кашкаранский (образцы Тк1, Тк2); 3 - средний состав свекофеннского сланца, по [Kotova, Podkovyrov, 2014]; 4 - средний состав гранитов рапакиви, по [Larin, 2011]; 5 - средний постархейский австралийский глинистый сланец (PAAS), по [Condie, 1993]; 6 - средний архейский аргиллит (ARapr), по [Taylor, McLennan, 1988]; 7 - архейские гранитоиды (ARgrn); 8 - средний фанерозойский кратонный песчаник (FCS), по [Condie, 1993]; поле современных осадков Белого моря в районе устья р. Варзуга, тренды рециклинга и исходного состава, по [Maslov et al., 2014]; поле состава пород верхнего венда, по [Maslov et al., 2009]; поле состава девонских отложений р-на Онежского озера, по [Terekhov et al., 2017].
Fig. 6. Geochemical features of the Tersk Formation rocks in the diagrams from [Herron, 1988] (a) and Th/Sc - Zr/Sc diagrams (б). 1 - sandstone and siltstonesof the Tersk Formation, Salnitsa river (samples Tc1-Tc10); 2 - sandstone of the Tersk Formation, stream Kashkaran (samples Tk1, Tk2); 3 - average composition of the Svecofennian shale [Kotova, Podkovyrov, 2014]; 4 - average composition of rapakivi granites [Larin, 2011]; 5 - post-Archean Australian shale (PAAS) [Condie, 1993]; 6 - middle Archean mudstone (ARapr) [Taylor, McLennan, 1988]; 7 - Archean granitoids (ARgrn); 8 - middle Phanerozoic cratonic sandstone (FCS) [Condie, 1993]. The field of modern sediments of the White Sea near the mouth of the Varzuga river, and the trends in recycling and initial composition are shown after [Maslov et al., 2014]; the field of the Upper Vendian rocks compositions after [Maslov et al., 2009]; and the field of the Devonian sediments compositions for the Onega Lake area after [Terekhov et al., 2017].
4. ИССЛЕДОВАНИЕ ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ ПОРОД ТЕРСКОЙ СВИТЫ (ПРОБЫ К18-501, В16-09 И В16-11)
Для выделения dZr и проведения их последующего U-Pb изотопного датирования были отобраны пробы из песчаников терской свиты по ручьям Кашкаранско-му (проба К18-501) и Ермаковскому (пробы В16-09 и В16-11) (см. рис. 4).
Изучение песчаников пробы К18-501 показало, что слагающий их обломочный материал в целом плохо окатан и представлен в основном зернами кварца и микрокварцитов. Цемент базального и пленочного типа, железисто-глинистого состава (рис. 7). Акцессорные минералы - циркон, магнетит и гематит.
Прецизионное U-Pb изотопное датирование циркона выполнено методом LA-ICP-MS для единичных dZr из пробы К18-501 (табл. Б.2), а также методом изотопного разбавления (ID-TIMS) в двух модификациях: датирование трех единичных зерен из пробы В16-11 (табл. Б.3) и датирование трех навесок из пробы В16-09 (табл. Б.4). Из пробы К18-501 проанализировано 120 dZr (рис. Б.1). 27 анализов показали дискор-дантность |D|>5 % и были исключены из дальнейшего рассмотрения. Остальные 90 датировок использованы для построения гистограммы и кривой плотности
вероятности (КПВ). В наборе полученных возрастов dZr выделены пять групп - G1-G5 (рис. 8, детали см. в Прил. Б).
5. ВОЗМОЖНЫЕ ПЕРВИЧНЫЕ ИСТОЧНИКИ
ЗЕРЕН ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД ТЕРСКОЙ СВИТЫ
В Карело-Кольском домене Балтийского щита обнажаются архейские и палеопротерозойские образования, занимающие, по некоторым оценкам, около 80 и 20 % общей площади соответственно. При этом архейские комплексы сложены кремнекислыми (граниты и гранитогнейсы) и основными (базиты и гранулиты) породами на ~90 и ~10 % соответственно [С1еЬоукБкп, 2005; ЬаМпеп et а1., 2010].
В строении Свекофеннского домена Балтийского щита участвуют в основном вулканические образования кислого и среднего состава, а также различные осадочные породы, метаморфизованные в условиях от зеленосланцевой до низов гранулитовой фации [№го-пеп, 1997; Ког]а et а1., 2006]. Эти комплексы прорваны многочисленными массивами син- и постскладчатых гранитов с возрастом 1.9-1.8 млрд лет, а также гранитами рапакиви с возрастом 1.65-1.50 млрд лет [Ьапп, 2009, 2011; БИагоу, 2020].
Рис. 7. Микрофотографии шлифа красноцветных песчаников пробы К18-501. Слева - николи параллельные, справа - скрещенные. Fig. 7. Micrographs of a thin section of red sandstones (sample K18-501). On the left, the Nicols - parallel, right - crossed.
(г)
Комплексы Свеконорвежского (Гренвильского) орогена, спаявшего Протобалтику, Протолаврентию и Амазонию в процессе ассамблирования Родинии
Готские, телемарские и данополонские комплексы
Анарогенный магматизм (плутоны рапакивиподобных гранитов - Мазурский, Рижский Выборский, Салми и др.)
Свекофеннский домен Волынско-Среднерусский ороген Лапландско-Кольский ороген Архейские кристаллические комплексы фундамента в окрестностях Кандалакшского и Керецкого грабенов (см. рис. 4; рис. Б.1)
Sm/Nd модельный возраст
12
1190 1150 1110 1070
(e) Средний возраст * ' 4 самых молодых dZr = 1145 млн лет
0.1
0.01
Зерна детритового циркона из эклогитовых комплексов около ■ Керецкого грабена, ~1.9 млрд лет (рис. Б.1)
Зерна детритового циркона из проявлений мантийного базитового магматизма на Балтийском щите, 2.4-2.5 и 2.7-2.9 млрд лет
вся запись
оболочка
ядро
8
4
0
1
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500
U-Pb возраст (млн лет)
Рис. 8. Результаты изучения dZr из терской свиты.
(а) - диаграмма «Th/U vs U-Pb возраст» для изученных dZr из пробы К18-501. В верхней части диаграммы жирным шрифтом указаны возможные первичные источники детритового циркона. СВН - Свеконорвежский домен, СВФ+Р - Свекофеннский домен и массивы внутриплитных рапакивиподобных гранитоидов. (б) - гистограмма и КПВ (красная линия), иллюстрирующие распределение U-Pb изотопных возрастов dZr из пробы К18-501. Серые прямоугольники и соответствующие надписи G1-G5 маркируют выделенные группы dZr. Результаты определения U-Pb изотопных возрастов dZr из проб В16-09 и В16-11 добавлены в виде зеленых вертикальных линий - для единичных dZr и черных прямоугольников - для навесок. Три определения Sm/Nd модельного возраста для алевролитов терской свиты (пробы В16-09, В16-10 и В16-11) (табл. Б.5) показаны вверху диаграммы лиловыми кружками. (е) - средний возраст, вычисленный по четырем наиболее молодым U-Pb датировкам зерен из пробы К18-501, составляет 1145±20 млн лет (вероятность 0.11 %). (г) - сводка известных возрастов кристаллических комплексов фундамента северной части ВЕП и Свеконорвежского домена. Fig. 8. Results of studying dZr grains from the Tersk Formation.
(а) - Th/U vs U-Pb age for dZr from sample K18-501. Possible primary sources of dZr are indicated in bold at the top of the diagram. СВН - Sveconorwegian domain, СВФ+Р - Svecofennian domain and massifs of intraplate rapakivi-like granitoids. (б) - histogram and probability density function (red line) illustrating the distribution of U-Pb isotopic ages of dZr from sample K18-501. Gray rectangles and G1-G5 marks - selected groups of zircon grains. The U-Pb isotopic ages of dZr from samples B16-09 and B16-11 are shown by green vertical lines (single dZr) and black rectangles (weighed portions). Purple circles at the diagram top of the diagram - three definitions of the Sm/Nd model age for siltstones of the Tersk formation (samples B16-09, B16-10, and B16-11) (Table Б.5). (е) - average age calculated from the four youngest dZr ages (sample K18-501), 1145±20 Ma (0.11 % probability). (г) - summary of the ages of the crystalline complexes in the basement of the northern EEP and the Sveconorwegian domain.
Первичными источниками dZr из терской свиты с возрастом в диапазоне 1.8-3.5 млрд лет могли быть местные источники: комплексы фундамента ВЕП, распространенные непосредственно в прибортовых зонах Керецкого и Кандалакшского грабенов, где представлены архейские породы с возрастом от 2.7 до 3.5 млрд лет, комплексы палеопротерозойского Лапландско-Кольского орогена с пиковой активностью 1.9-2.0 млрд лет [Daly et al., 2006; Lahtinen, Huhma, 2019], а также гранитоиды с возрастом ~1.8 млрд лет (рис. 9). Для остальных dZr потенциальные местные источники неизвестны и более вероятно их удаленное первичное происхождение. dZr с возрастом 1.8-1.4 млрд лет могут происходить из комплексов Свекофеннской провинции и массивов внутриплитных рапакивиподоб-ных гранитоидов, а также из еще более удаленных от Керецкого грабена реликтов Среднерусского оро-гена 1.75-1.85 млрд лет [Bogdanova et al., 2008], а dZr с возрастом моложе 1.2 млрд лет - из структур Све-конорвежского домена 1.14-0.98 млрд лет [Bingen et al., 2008]. Крупнообъемные гранитоидные комплексы,
которые могли бы быть первичными источниками многочисленных dZr с возрастом в диапазоне 1.4-1.2 млрд лет, в пределах собственно ВЕП неизвестны. В этой связи можно только отметить, что в Северном Приладо-жье описаны рифейские долеритовые дайки и «кусты» дайково-жильных тел, сопряженных с системами автономных сдвиговых зон, возраст которых пока известен не очень точно. Имеется только одна ненадежная датировка для Хопунварского некка 1330±60 млн лет [Sviгidenko, 2019]. Однако, принимая во внимание то, что рифейский базитовый магматизм в Северном Приладожье определенно был многоактным и длительным, нельзя исключать, что этот дайковый комплекс, распространенный на площади от оз. Малого Янисъярви (северный край Ладожского озера) до Выборгского массива гранитов рапакиви [Sviгidenko, 2019], мог быть источником немногочисленных dZr с возрастом в диапазоне 1.4-1.2 млрд лет для песчаников терской свиты.
Особо следует отметить специфическую особенность возрастного распределения зерен dZr из пробы К18-501.
Палео- Y протерозой
1.9 млрд лет гранитоиды 1.8 млрдУпет гранитоиды
Тектоническая смесь палеопротерозоя и неоархея
Неоархей
□ комплекс Тунца
2.7 млрд пет санукитоиды
Мезо-
и неоархей 2.90-2.82 млрд лет парагнейсы
2.8-2.7 млрд лет TTG, амфиболиты
2.9-2.7 млрд лет TTG, переработанные 1.8 млрд лет
Зеленокаменные комплексы
Платформенный чехол
Терская свита
Эклогиты КВ - Куру-Вара Са - Салми Гр - Гридино
Габброиды 2.71 млрд лет Офиолиты Ирингора
Породы гранулитовой фации
К18-501
2.90-2.85 млрд лет
2.80-2.75 млрд лет
офиолитоподобные комплексы
Палео- и мезоархей
3.5-2.9 млрд пет TTG, гнейсы, амфиболиты
Рис. 9. Схема возрастов и типов кристаллических пород в окрестностях Керецкого и Кандалакшского грабенов (по [Slabunov et al., 2019]).
Fig. 9. Diagram of the ages and types of crystalline rocks in the vicinity of the Keretsk and Kandalaksha grabens (after [Slabunov et al., 2019]).
Обычно на возрастной интервал от 2.5. до 2.2. млрд лет на гистограммах и КПВ, характеризующих возрастные распределения наборов dZr из пород позднедокем-брийских и фанерозойских толщ чехла ВЕП [Kuznetsov et al., 2011, 2012а, 2012b, 2014a, 2014b; Korsakov et al., 2015; Ershova et al., 2019] и структур ее обрамления [An-dreichev et al., 2014, 2017, 2018; Soboleva et al., 2012, 2019; Romanyuk et al., 2013, 2018; Udoratina et al., 2017; Ryazantsev et al., 2019; Kuznetsov et al., 2014a, 2019], а также Сибири [Kuznetsov et al., 2018а; Priyatkina et al., 2016, 2019], Центральной Азии и Казахстана [Degtya-rev et al., 2018] и Арктики [Sirotkin et al., 2017; Kuznetsov et al., 2018b], приходится частотный минимум («провал»). Этот факт обычно интерпретируют как отражение того, что в течение возрастного интервала от 2.5. до 2.2. млрд лет на Земле, в целом, имела место «глобальная тектономагматическая пауза» в образовании гранитоидов и проявлений регионального метаморфизма [Condie et al., 2009; Condie, 2011]. Однако в полученном наборе возрастов dZr из терской свиты (проба К18-501) в этом интервале зафиксирован слабый пик - 2.25 млрд лет и незначительный по интенсивности, но все же яркий - 2.43 млрд лет. Значения возраста в интервале 2.5-2.6 млрд лет получены по навескам циркона (проба В16-09), значения 2098±7, 2338±14 и 2539±22 млн лет - для единичных зерен циркона (проба В16-11) (см. рис. 8). Все эти возрасты соответствуют очень редкой поздненеоархейской и раннепротерозой-ской магматической и метаморфической активизации, проявленной в пределах структур, представленных в современном строении Балтийского щита [Stepanova et al., 2014, 2017, 2018, 2020; и др.]. В частности, в центральной части Карельского протократона (в районе оз. Верхнее Куйто) закартированы многочисленные па-леопротерозойские мафические дайки, часть из которых датированы ~2.31 и 2.45 млрд лет [Stepanova et al., 2014]. Для оливиновых габбро-норитов, которые в районе оз. Северное Каменное в центральной части Гридинско-Амбарнинского домена, расположенного в центре Беломорского подвижного пояса и разграничивающего Карельский и Кольский протократоны, слагают серию небольших интрузивных тел неправильной формы, с отчетливо сохранившимися интрузивными контактами с вмещающими их тоналитовыми гнейсами, получен U-Pb (ID-TIMS) возраст по бадделеиту 2404±11 млн лет [Stepanova et al., 2020]. В Ветреном Поясе известны базиты с возрастом ~2.4 млрд лет [Me-zhelovskaya et al., 2016]. Непосредственно в бортах Ке-рецкого и Кандалакшского грабенов известен ранне-протерозойский гранулитовый порьегубский комплекс (см. рис. 4) и офиолитоподобные комплексы с возрастом около 2.7 млрд лет (рис. 9).
Для пробы В16-09 получен Sm-Nd модельный возраст Tdm=2.39 млрд лет, который меньше, чем U-Pb возрасты 2572, 2550 и 2517 млн лет, полученные по трем навескам зерен циркона из этой пробы. Модельный возраст (TDM) по породе дает оценку усредненного (валового) возраста выплавления из мантии магм, из которых
кристаллизовались породы, продуктами эрозии которых сложена обломочная порода, охарактеризованная изученной пробой. и-РЬ изотопный возраст навесок dZr дает оценку усредненного возраста кристаллизации из расплава группы изученных dZr. Обратные соотношения валового модельного возраста Твм и и-РЬ изотопных возрастов навесок dZr для пробы В16-09 - это серьезный аргумент в пользу того, что в алевролитах терской свиты в месте отбора пробы В16-09 и, скорее всего, в месте отбора пробы В16-10, для которой получены оценки Твм=2.31 млрд лет, практически совпадающие с Твм пробы В16-09, представлены продукты разрушения поздненеоархейских и палеопротерозой-ских кристаллических комплексов преимущественно ювенильного происхождения. Все это находится в хорошем согласии с тем, что среди источников материала для алевролитов терской свиты (проба В16-09 и, скорее всего, В16-10) значительную роль играли известные в пределах Балтийского щита базиты с палео-протерозойскими и поздненеоархейскими возрастами. Отметим в этой связи также хорошее соответствие возрастов Твм - 2.31 и 2.39 млрд лет для проб В16-10 и В16-09 возрасту dZr раннепротерозойской группы G4 из пробы К18-501. Вместе с другими аргументами это позволяет предполагать, что первичными источниками dZr для группы G4 в пробе К18-501, а в пробах В16-09 и В16-10 практически всех dZr были одни и те же базитовые кристаллические комплексы.
Модельный возраст Твм=2.85 млрд лет для пробы В-1611 примерно на 0.3 млрд лет старше, чем самый древний и-РЬ возраст одного зерна dZr - 2539±22 млн лет из трех отдатированных индивидуальных зерен dZr из этой пробы. Таким образом, в пробе В16-11 зафиксировано наличие изотопно-зрелого корового вещества, валовый возраст протолита которого не моложе мезоархея, при и-РЬ возрастах кристаллизации единичных цирконов - палеопротерозой - самое начало неоархея.
В работе [ВМкоуа et а1., 1996] представлены результаты и-РЬ изотопного датирования единичных зерен циркона из проб кристаллических пород, отобранных в четырех локациях на Карельском берегу Кандалакшского залива, и определения Sm-Nd методом валового Твм по этим же пробам. Для возраста получены значения 2.8 и 2.74-2.72 млрд лет, а для Твм - 2.81-3.01 млрд. Отметим, что значения 2.74-2.72 млрд лет идеально соответствуют пиковому возрастному значению 2.73 млрд лет в группе G5 из пробы К18-501, а оценка валового Твм=2.85 млрд лет для пробы В16-11 соответствует среднему значению Твм для кристаллических пород на Карельском берегу. Однако и-РЬ возраст единичных dZr из пробы В16-11 значимо моложе возраста распространенных там пород, и таким образом, кристаллические комплексы Карельского берега не могут быть единственным источником dZr в пробе В16-11. Имеющиеся величины объяснимы, если в пробе В16-11 представлен набор dZr преимущественно с палеопротеро-зойскими и архейскими возрастами (например, такими,
как в группах G4 и G5 из пробы К18-501). Однако па-леопротерозойские dZr должны происходить из пород, представляющих собой только метаморфически переработанный в палеопротерозое архейский коровый материал с минимальными добавками ювенильного мантийного материала (например, гранулиты порье-губского комплекса). Такой набор dZr обеспечит древние архейские значения валового TDM.
В общем, на Балтийском щите выделено два крупных эпизода формирования мафических комплексов (проявления базитового магматизма) ~2.2-2.5 и ~2.7-2.9 млрд лет. В пробе К18-501 зафиксирована группа из 20 dZr с возрастом 2.4-2.5 млрд лет и повышенными отношениями Th/U(>1), в том числе для четырех dZr Th/U>1.5, а также группа из десяти dZr с возрастом 2.72.9 млрд лет и повышенными (>1) значениями Th/U, в том числе для трех dZr Th/U>1.5. Источниками dZr с такими высокими значениями Th/U могут быть как указанные выше базитовые и/или гранулитовые комплексы, так и древние осадочные комплексы, которые содержали продукты разрушения этих базитов и гра-нулитов. Так, например, в кварцитах токшинской свиты зафиксированы dZr с возрастом около 2.9 млрд лет и повышенными значениями Th/U(>1) [Mezhelovskaya et al., 2016].
В пробе К18-501 отчетливо проявилась группа из пяти dZr близкого возраста ~1.9 млрд лет с низкими (<0.1) величинами Th/U (см. рис. 8). В работе [Skublov et al., 2012] показано, что для циркона из эклогитов характерны пониженные (<0.1) величины Th/U, а также пониженные абсолютные содержания Th (3 г/т и ниже) и U (100 г/т и ниже) вместе с другими особенностями содержания РЗЭ. Именно такие низкие содержания Th и U зафиксированы для четырех dZr (рис. Б.2). Хотя «эклогитовые Th-U особенности» циркона не являются 100%-ными признаками его эклогитого происхождения, но все же совпадения возраста и низкие Th/U(<0.1) являются веским основанием считать источником таких dZr из пробы К18-501 близко расположенные эклогитовые комплексы. В этой связи отметим, что по бортам Керецкого и Кандалакшского грабенов известны как минимум четыре высокобарических эк-логитовых комплекса, три из них - в районах Салма, Куру-Ваара и Гридино [Slabunov et al., 2019] (рис. 9). Все они имеют очень сложное внутреннее строение, обусловленное раннепротерозойской структурно-метаморфической переработкой (внедрение даек, деформации и наложенный метаморфизм) архейской земной коры [Slabunov et al., 2019; Skublov et al., 2011; Berezin et al., 2012; Travin, 2015; Dokukina et al., 2012; Dokukina, Mints, 2019; Mints, Dokukina, 2020]. Многочисленные исследования циркона из этих комплексов показали, что кристаллы чаще всего имеют неоднородное строение, обусловленное, в числе прочего, наличием ядер и оболочек, а также доменов, кайм и других особенностей зерен. Для этого циркона получены значения возраста от 1.8 до 2.9 млрд лет, группирующиеся около рубежей ~1.9, 2.4 и 2.7-2.8 млрд лет. Значения ~1.9 и
2.7-2.8 млрд лет до сих пор дискутируются как наиболее вероятный возраст эклогитизации в означенных комплексах. Не вдаваясь далее в эту тему, отметим только, что среди изученного в этих эклогитах циркона неоднократно зафиксированы кристаллы циркона с возрастом ~1.9 млрд лет и «эклогитовыми Th-U особенностями» [Skublov et al., 2011; Berezin et al., 2012]. Все это - веские основания считать источником dZr с возрастом ~1.9 млрд лет и низкими (<0.1) величинами Th/U, извлеченных из песчаников пробы К18-501, эклогитовые комплексы, распространенные на бортах Керецкого и Кандалакшского грабенов (или только какой-то один из этих комплексов).
В качестве аналогичного примера идентификации зерен циркона, источником которых были эклогиты, можно привести работу [Glorie et al., 2015], в которой представлены результаты изучения циркона из пород высокого и ультравысокого давления, в том числе эклогитов, Кокчетавского массива (северо-запад Центрального Казахстана) и зафиксирована небольшая группа кристаллов раннекембрийского циркона с Th/U<0.1.
6. О ВОЗРАСТЕ ТЕРСКОЙ СВИТЫ И ВРЕМЕНИ ЗАЛОЖЕНИЯ КАНДАЛАКШСКОГО И КЕРЕЦКОГО ГРАБЕНОВ
Возраст пород терской свиты длительное время был предметом дискуссий и интерпретировался в широком интервале - от иотния (средний рифей) до девона [Kharitonov, 1958]. Стратиграфическое положение терской свиты ограничено снизу ранним протерозоем по возрасту гранитоидов, на которых терская свита залегает, а сверху - поздним девоном по возрасту интрузий щелочных пород (в том числе и трубок взрыва), которые секут красноцветные породы терской свиты. По результатам изучения немногочисленных остатков микрофоссилий, обнаруженных в обнажениях около устья р. Чапома, терские песчаники были отнесены к верхнему рифею [Ragozina, Stepkin, 1979]. Сводка появившихся в последние годы данных по изотопной геохронологии пород терской свиты представлена в работе [Baluev et al., 2018b] и на рис. 3, где они помечены (б)-(и). Определение возраста четырех наиболее молодых U-Pb изотопных датировок dZr из песчаников терской свиты показало 1145±20 млн лет (см. рис. 8, в) и добавило еще одну датировку, показанную на рис. 3 символом (а).
Датирование 1145±20 млн лет означает, что терская свита не может быть древнее конца среднего рифея (стения (Stenian) по Международной стратиграфической шкале: https://stratigraphy.org/timescale/), что в целом соответствует современным представлениям о средне- и позднерифейском возрасте терской свиты [State Geological Map., 2004; Baluev et al., 2018b]. Значение 1145±20 млн лет близко к возрасту флюидиза-тов 1.10-1.12 млрд лет (см. рис. 3, датировка (з)), определенному 207pb/206Pb термоэмиссионным методом по цирконам вторичной генерации, извлеченным из
цементирующей массы флюидизатов, слагающих дайки, распространенные в юго-западном борту Онежского грабена [Ва1иеу et а1., 2012]. В соответствии с предлагаемой в этой работе интерпретацией, датированные кристаллы циркона образованы из суспензий - твердо-газовых смесей, возникавших при прорыве глубинных флюидов в верхние горизонты коры через трещины в горных породах. Такие процессы в то время происходили по бортам активно развивавшихся в тот период Онежского и Керецкого грабенов. Если это так, то нельзя исключать того, что одновозрастные с флюидизата-ми самые молодые dZr из песчаников терской свиты сформированы в самих этих песчаниках при прохождении суспензий по трещинам, возникавшим при прорыве глубинного флюида в верхние горизонты коры.
В работе [Ва1^у et а1., 2018Ь] Sm-Nd методом был определен возраст 821±170 млн лет (см. рис. 3, датировка (д)) для кварц-микроклиновых метасоматитов, образованных по песчано-алевролитовым породам терской свиты в зоне аметистового месторождения мыса Корабль. Метасоматиты пересечены аметистовыми и кварц-флюоритовыми жилами, изохронный возраст которых по флюориту был определен как 690±71 млн лет (см. рис. 3, датировка (е)). Довольно значительные отрицательные величины £мМ для метасоматитов и флюорита (-11.3 и -12.1 соответственно) свидетельствуют о том, что при формировании метасоматитов и связанной с ними аметист-флюоритовой минерализации существенную роль играли флюиды, изотопно-равновесные древнему изотопно-зрелому коровому материалу. Следует отметить, что возраст аметист-флюо-ритовой минерализации близок ко времени внедрения базальтов солозерской толщи Онежского грабена [N0-Боуа et а1., 2008] (см. рис. 3, датировка (ж)).
Из пробы В-1610, представляющей собой алевролиты с обильным серицитом (серицитизированным мусковитом) на плоскостях напластования, был выделен концентрат серицита, по которому определен К-Аг методом возраст 1390±25 млн лет [Ва1^у et а1., 2018Ь], т.е. рубеж раннего и среднего рифея (см. рис. 3, датировка (в)). Это наиболее древний возраст, полученный по осадочным породам терской свиты. Серицит остался минералогически не изученным, и ответить на вопрос о его происхождении пока не представляется возможным. Возможны два варианта его происхождения. Первый - серицит в породе образовался на стадии катагенеза. Принципиальная теоретическая возможность этого существует в рамках предложенных О.В. Япа-скуртом представлений о формировании серицита на стадии преобразования осадка в породу. В частности, в своей работе он отмечал, что «в цементе песчаников возникают новообразования серицитоподобной слюды политипа 2Мг и магнезиального хлорита, которые врастают в края терригенных зерен кварца и смекти-тов, а также в кливажные швы. Все это метаморфоген-ные образования ...» [УараБкиг^ 2015, с. 57]. Однако выше уже было отмечено, что изученные породы фактически лишены метаморфогенных преобразований,
что накладывает существенные ограничения на возможность понимания эпигенетической природы датированного серицита.
Другой вариант объяснения присутствия обильного серицита в алевролите на плоскостях напластования сводится к пониманию детритовой природы серицита. И действительно, K-Ar изотопный возраст (1390±25 млн лет) серицита, отобранного с поверхностей напластования алевролитов, приходится на «провал в КПВ» возрастов dZr из песчаников той же терской свиты (см. рис. 8). В этой связи можно полагать, что в это время (около 1.4 млрд лет назад) в пределах структур Балтийского щита, прилегающих к Керецкому грабену, во-первых, не протекали процессы, обусловившие образование содержащих циркон комплексов, а, во-вторых, проявлялись процессы химического выветривания более древних гранитометаморфических комплексов. При этом слюдистые минералы этих гранитов и метаморфических пород, а также участвующие в их строении полевые шпаты испытывали серицитизацию. Выве-трелые породы, сложенные, в числе прочего, серици-тизированными слюдами и полевыми шпатами, а также коры выветривания по этим породам испытывали эрозию. Новообразованный серицит с изотопным возрастом ~1.4 млрд лет водотоками был перенесен с палеоводосборов в осадочный бассейн, в котором накапливалась терская свита. Возможность существенно более молодого возраста осадка по сравнению с возрастом слагающих его детритных минералов очевидна и недавно была продемонстрирована на примере осадков Аральского бассейна. Так, для силикатной компоненты современных осадков озер Тщебас и Малое Море оценка Rb-Sr изотопного псевдохронного возраста составила 160±5 млн лет [Pokrovsky et al., 2017], а это является очевидным подтверждением вероятности того, что силикатная компонента современных осадков Аральского бассейна и датированный серицит в терской свите имеют детритовую природу. В противном случае следовало бы полагать, что K-Ar возраст был получен для метагенетического серицита, отобранного из верхних слоев моноклинально залегающей терри-генной толщи, выполняющей Керецкий и Кандалакшский грабены, кристаллический фундамент которых фиксируется сейсмическими методами на 8-километровой глубине. Поскольку нижележащие горизонты выполнения грабена древнее верхних, время заложения грабенов следовало бы отнести, по крайней мере, к поздним этапам раннего рифея.
К возрастным оценкам по слюдам следует относиться с большой осторожностью. Во-первых, для слюд характерна высокая чувствительность к наложенным геологическим процессам, вследствие чего в слюдах нарушаются K-Ar отношения и, соответственно, искажается истинный изотопный возраст, обычно в сторону их омоложения (см., например [Kuznetsov et al., 2000]). Во-вторых, для пород с возрастом древнее 500 млн лет расчет их возраста K-Ar изотопным методом приводит часто к недостоверным результатам [Sklyarov et
al., 2001]. Так, подвергнуты сомнению K-Ar датировки основных вулканитов из Солозерской скважины, определившие их возраст 1300 млн лет [Konstantinovsky, 1977]. Впоследствии время формирования базальтов солозерской толщи было пересмотрено по Sm-Nd датировкам в сторону уменьшения до 667±31 млн лет (см. рис. 3, датировка (ж)) [Nosova et al., 2008].
7. ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ИСТОЧНИКОВ СНОСА ТЕРСКОЙ СВИТЫ
Согласно имеющимся палеотектоническим реконструкциям, раннедокембрийский остов ВЕП - Прото-балтика - до начала среднего рифея был частью суперконтинента Колумбия (Нуна), при этом Варангер-Тимано-Уральский край Протобалтики располагался во внутренней части Колумбии [Cawood et al., 2011; Evans, Mitchell, 2011; Zhao et al., 2011; Zhang et al., 2012; Ernst et al., 2016; и др.]. Таким образом, РСБМ начинала свое развитие как внутриконтинентальная структура, а ее заложение, скорее всего, было связано с распадом Колумбии. Ограничение максимального возраста части терской свиты выше изученного уровня концом среднего рифея (1145±20 млн лет) свидетельствует о том, что заполнение Керецкого и Кандалакшского грабенов РСБМ продолжалось в период, когда Протобал-тика уже была вычленена из Колумбии, но еще не вовлечена в Родинию.
Палеоконтинент Протобалтика в конце среднего и в позднем рифее дрейфовал к югу от палеоэкватора, повернулся по часовой стрелке примерно на 160° и при-членился к Родинии. При этом северо-западная часть Протобалтики оказалась пространственно и структурно сопряжена с Гренландией (с гренландским краем Лаврентии), а западная часть - с Амазонией (докем-брийский остов Южной Америки) [Li et al., 2008; Evans, 2009]. Лаврентию, Протобалтику и Амазонию соединял коллизионный пояс, орогенические события в котором коллективно называют Гренвильской орогенией [Li et al., 2008]. При раскрытии океана Япетус в позднем неопротерозое [Bingen et al., 1998; Cawood et al., 2011; Levashova et al., 2015] от Родинии был отделен палео-континент Балтика, включавший в себя как Протобал-тику, так и фрагмент Гренвильского орогена, реликты которого сохранились в Свеконорвежском домене ВЕП [Bogdanova et al., 2008] (см. рис. 1, б).
Небольшие количества dZr с возрастом 1.4-1.2 млрд лет, зафиксированные в большинстве изученных проб из средне- и позднерифейских толщ северо-востока ВЕП, для которых неизвестны очевидные крупнообъемные первичные источники в пределах Протобал-тики, могли происходить из структур Гренвильского орогена, реликты которых сохранились по периферии Лаврентии и/или Амазонии [Kirkland et al., 2011]. Грен-вильский ороген, по-видимому, был грандиозным высокостоящим горным сооружением наподобие современных Гималаев и активно эродировался. Однако продукты его разрушения в значимых количествах не зафиксированы в осадочных толщах северо-восточной
части ВЕП: ни в одновозрастных с этой орогенией средне- и позднерифейских толщах (рис. 10), ни даже в более молодых вендско-кембрийских толщах (см. обзорные работы [Kiгk1and et а1., 2011; Kuznetsov et а1., 2014Ь; ЕгБИоуа et а1., 2019]).
Значимые количества таких dZr зафиксированы только в комплексах, чужеродных Балтике, в частности в некоторых единицах каледонских покровов Скандинавии [Kiгk1and et а1., 2011] и Ишеримском блоке запада Северного Урала [Рей-оу, 2017], а также в верхневендских толщах уральской периферии Балтики, сложенных продуктами эрозии небалтийских источников [Kuznetsov et а1., 2012а, 2012Ь, 2014Ь]. Это указывает на то, что в конце среднего и в позднем рифее в пределах Родинии со стороны Гренвильского орогена в сторону восточной и северо-восточной части Прото-балтики, а в венде со стороны Свеконорвежского домена в сторону восточной и северо-восточной части Балтики не было крупных седиментационных потоков. Такой вывод согласуется с известными палеогеографическими реконструкциями [Bгongu1eev, 1981].
На ранних стадиях развития РСБМ растяжение коры было выражено в формировании системы однообразно ориентированных грабенов, разделенных поднятиями (современный аналог - Провинция Бассейнов и Хребтов на западе Северной Америки). Эти бассейны могли время от времени иметь связь с Мировым океаном. Такая топографическая ситуация не благоприятствует развитию крупных рек. Часто грабены и прилегающие к ним регионы - это бессточные бассейны, заполняющиеся исключительно за счет детрита местного происхождения. Никакого перемешивания класти-ческого материала практически не происходит, поэтому провенанс-сигналы из отложений близких грабенов и даже внутри одного грабена могут существенно разниться и определяются местными локальными источниками, а также любыми, даже небольшими, локальными изменениями в палеогеографических обстановках. Так, в изученных пробах К18-501, В16-09 и В16-11, которые отбирались в очень близких локациях, тем не менее, зафиксированы существенные различия в про-венанс-сигналах. Вариабельность провенанс-сигналов типична для нижних уровней разрезов толщ, выполняющих грабены РСБМ. При этом толщи, занимающие более высокое стратиграфическое положение, могут формироваться в других обстановках, когда на месте всей системы грабенов или ее части мог возникнуть более обширный осадочный бассейн. В случае РСБМ это унаследованный обширный венд-палеозойский Мезенский бассейн.
Визуальное сопоставление набора и-РЬ возрастов dZr из терской свиты с аналогичными данными по позд-недокембрийским толщам северо-востока ВЕП (рис. 10; табл. А.1, А.2), подтверждаемое количественным тестом Колмогорова-Смирнова (табл. Б.6), не выявило значимого сходства ни с одним из наборов. Также оказались не похожи между собой провенанс-сигналы толщ из средне- и позднерифейских толщ географически
разных локаций северо-востока ВЕП. Таким образом, терская свита была сформирована преимущественно за счет накопления продуктов размыва бортов Кандалакшского и Керецкого грабенов. В размыв также попали известные в Беломорье эклогитовые комплексы.
Те dZr из терской свиты, для которых не определены потенциальные первичные источники, близкие к
Керецкому и Кандалакшскому грабенам, не были привнесены издалека, а, скорее всего, были рециклены из древних осадочных образований, например из вещественных и стратиграфических эквивалентов раннери-фейских приозерской и салминской свит Приладожья (табл. А.2, S02), раннепротерозойской тошкинской свиты Ветреного пояса (табл. А.2, S01), среднепротерозойской
Начало открытия океана Япетус, СВФ Кратонизация
полное вычленение Балтики СВН(Гр) ДТГ / Протобалтики
из Родинии ^^^^^ (ассемблирование
Z16 /
о. Шпицберген
Неоархейские
комплексы протократонов
Z17
о. Шпицберген
Z12
Урал
Z13
Урал
Z15
Урал
Z22
п-ов Финмаркен Z23
п-ов Финмаркен Z05
Сев. Тиман Z04
Сев. Тиман Z06
Сев. Тиман Z10
Южн. Тиман Z11
Средн. Тиман Z09
Средн. Тиман Z08
Средн. Тиман Z07
Приладожье Z18
п-ов Средний Z19
п-ов Средний Z20
п-ов Средний Z21
п-ов Рыбачий Z01
Терский берег (К18-501)
500 / 1000 Возраст терской свиты
1500 2000
U-Pb возраст (млн лет)
Рис. 10. Сводная схема КПВ U-Pb возрастов dZr (провенанс-сигналов) из позднедокембрийских толщ северо-восточных частей ВЕП и ее обрамления.
Источники данных см. табл. А.1. КПВ для толщ из грабенов РСБМ показаны красным цветом, Приладожья - малиновым, Ти-мана - зеленым и синим, Урала - черным, и т.п. Цветные полосы показывают интервалы возрастов некоторых тектонических событий, проявленных в ВЕП и ее обрамлении. Орогении СЗ ВЕП: СВН(Гр) - Свеконорвежская (Гренвильская), ДТГ - Дано-Полонская, Телемаркская и Готская, СВФ - Свекофеннская.
Fig. 10. Summary of probability density curves of the U-Pb ages of dZr grains (provenance signals) from the Late Precambrian strata in the northeastern EEP and adjacent areas.
See Table А.1 for the data sources: red - DPP data for the strata from WSRS, crimson - Ladoga region, green and blue - Timan, black -the Urals, etc. Coloured stripes -age intervals of tectonic events in the EEP and adjacent regions. Orogeny NW EEP: СВН(Гр) -Sveconorwegian (Grenville), ДТГ - Dano-Polonian, Telemarkian and Gothian, СВФ - Svecofennian.
ладожской серии (табл. А.2, S03 [Kotova et а1., 2006]), а также других несохранившихся древних осадочных толщ. Они могли быть вторичными источниками dZr, первичные источники которых находятся в пределах ВЕП, располагаются на большом удалении от Керецкого и Кандалакшского грабенов или вообще неизвестны.
8. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Полученные новые и-РЬ изотопные возрасты dZr из терской свиты (провенанс-сигнал), дополненные определениями геохимического состава пород и результатами их изотопного Sm-Nd изучения, совместно с данными предшествующих исследований по изотопной геохронологии толщи пород, выполняющих палеогра-бены РСБМ, а также сравнительный анализ провенанс-сигналов терской свиты и других позднедокембрий-ских толщ северо-востока ВЕП и сопредельных регионов позволили получить следующие выводы.
1. Средневзвешенный возраст четырех наиболее молодых и-РЬ изотопных датировок dZr из терской свиты составляет 1145±20 млн лет. Это означает, что часть разреза терской свиты, залегающая выше изученного уровня, не может быть древнее конца среднего рифея и ограничивает снизу возраст накопления синрифто-вых отложений Керецкого грабена.
2. Геохимические особенности пород терской свиты свидетельствуют о существенной роли процессов рециклинга в формировании ее терригенных пород и подтверждают высказанное ранее предположение о морском характере бассейна, частью которого был Ке-рецкий грабен в конце среднерифейского времени.
3. Абсолютная несхожесть провенанс-сигналов из средне- и позднерифейских толщ географически разных локаций северо-востока ВЕП подтверждает палеогеографическую обстановку, существовавшую в области заложения РСБМ в конце среднего рифея и в позднем рифее, в виде изолированных небольших (часто бессточных) бассейнов. Эти бассейны могли время от времени иметь связь с Мировым океаном. Такая палеогеографическая ситуация не благоприятствовала развитию крупных рек, поэтому грабены были заполнены преимущественно детритным материалом местного происхождения.
4. Терская свита сформирована преимущественно за счет накопления продуктов размыва комплексов, слагающих борта Керецкого и Кандалакшского грабенов и, в том числе, эрозионных продуктов известных в Беломорье эклогитовых комплексов с возрастом метаморфизма ~1.9 млрд лет. Идентифицированы также специфические первичные источники - базиты с возрастом ~2.7-2.9 млрд лет, а также базиты с возрастом ~2.4-2.5 млрд лет, являющиеся частью очень редкой раннепротерозойской и поздненеоархейской магматической и метаморфической активизации, проявленной в пределах структур, представленных в современном строении Балтийского щита. Те dZr из терской свиты, для которых нет потенциальных близких первичных источников около Керецкого грабена, не были
привнесены издалека, а были рециклены из местных древних осадочных образований.
9. ЛИТЕРАТУРА / REFERENCES
Andreichev V.L., Soboleva A.A., Gehrels G., 2014. U-Pb Dating and Provenance of Detrital Zircons from the Upper Precambrian Deposits of North Timan. Stratigraphy and Geological Correlation 22 (2), 147-159. https://doi.org/ 10.1134/s0869593814020026.
Andreichev VL., Soboleva A.A., Hourigan J.K., 2017. Results of U-Pb (LA-ICP-MS) Dating of Detrital Zircons from Terrigenous Sediments of the Upper Part of the Precambrian Basement of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series 92 (1), 10-20 (in Russian) [Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хоуриган Дж.К. Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детрито-вых цирконов из терригенных отложений верхней части докембрийского фундамента Северного Тимана // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 1. С. 10-20].
Andreichev V.L., Soboleva A.A., Khubanov V.B., Sobo-lev I.D., 2018. U-Pb (LA-ICP-MS) Age of Detrital Zircons from Meta-Sedimentary Rocks of the Upper Precambrian Section of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series 93 (2), 14-26 (in Russian) [Андреичев В.Л., Соболева А.А., Хубанов В.Б., Соболев И.Д. U-Pb (LA-ICP-MS) возраст детритовых цирконов из ме-таосадочных пород основания верхнедокембрийского разреза Северного Тимана // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2018. Т. 93. № 2. С. 14-26].
Aplonov S.V, Fedorov D.L. (Eds), 2006. Geodynamics and Possible Oil and Gas Potential of the Mezensk Sedimentary Basin. Nauka, Saint Petersburg, 319 p. (in Russian) [Геодинамика и возможная нефтегазоносность Мезенского осадочного бассейна / Ред. С.В. Аплонов, Д.Л. Федоров. СПб.: Наука, 2006. 319 с.].
Baluev A.S., 2006. Geodynamics of the Riphean Stage in the Evolution of the Northern Passive Margine of the East European Craton. Geotectonics 40 (3), 183-196. https:// doi.org/10.1134/S0016852106030034.
Baluev A.S., Brusilovsky Yu.V., Ivanenko A.N., 2018а. The Crustal Structure of Onega-Kandalaksha Paleorift Identified by Complex Analysis of the Anomalous Magnetic Field of the White Sea. Geodynamics & Tectonophysics 9 (4), 1293-1312 (in Russian) [Балуев А.С., Брусиловский Ю.В., Иваненко А.Н. Структура земной коры Онежско-Кан-далакшского палеорифта по данным комплексного анализа аномального магнитного поля акватории Белого моря // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 4. С. 1293-1312]. https://doi.org/10.5800/GT-2018-9-4-0396.
Baluev A.S., Kolodyazhnyi S.Yu., Terekhov E.N., Lebe-dev VA., Serov P. A., 2018b. Problems of the Initiation Time and Tectonic Evolution of the Onega-Kandalaksha Paleorift in the Light of Isotope Geochronology Data. Proceedings of Higher Educational Establishments. Geology and Exploration 5, 5-11 (in Russian) [Балуев А.С., Колодяжный С.Ю., Терехов Е.Н., Лебедев В.А., Серов П.А. Проблемы времени
заложения и тектонической эволюции Онежско-Кан-далакшского палеорифта в свете данных изотопной геохронологии // Известия вузов. Геология и разведка. 2018. № 5. С. 5-11]. https://doi.org/10.31857/S0016-853X2019162-86.
Baluev A.S., Zhuravlev V.A., Terekhov E.N., Przhiyalgov-skii E.S., 2012. Tectonics of the White Sea and Adjacent Areas. The Explanatory Notes to the Tectonic Map of the White Sea and Adjacent Areas, at a Scale of 1:500000. Proceedings of GIN RAS. Iss. 597. GEOS, Moscow, 104 p. (in Russian) [Балуев А.С., Журавлев В.А., Терехов А.Н., Пржи-ялговский Е.С. Тектоника Белого моря и прилегающих территорий: Объяснительная записка к Тектонической карте Белого моря и прилегающих территорий масштаба 1:500000 // Труды ГИН РАН. М.: ГЕОС, 2012. Вып. 597. 104 с.].
Berezin A.V., Skublov S.G., Bogomolov E.S., Travin V.V., Marin Y.B., 2012. New U-PB and Sm-Nd Ages and P-T Estimates for Eclogitization in the Fe-Rich Gabbro Dyke in Gridino Area (Belomorian Mobile Belt). Doklady Earth Sciences 444, 760-765. https://doi.org/10.1134/S1028334 X12060207.
Bibikova E.V., Skiöld T., Bogdanova S.V., 1996. Age and Geodynamic Aspects of the Oldest Rocks in the Precambrian Belomorian Belt of the Baltic (Fennoscandian) Shield. In: TS. Brewer (Ed.), Precambrian Crustal Evolution in the North Atlantic Region. Geological Society of London 112, p. 5567. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1996.112.01.04.
Bingen B., Demaiffe D., van Breemen O., 1998. The 616 Ma Old Egersund Basaltic Dike Swarm, SW Norway, and Late Neoproterozoic Opening of the Iapetus Ocean. Journal of Geology 106 (5), 565-574. https://doi.org/10.1086/5 16042.
Bingen B., Nordgulen 0., Viola G., 2008. A Four-Phase Model for the Sveconorwegian Orogeny, SW Scandinavia. Norwegian Journal of Geology 88, 43-72.
Bogdanov Y.B., Savvatenkov V.V., Ivanikov V.V., Frank-Ka-menetsky D.A., 2003. Isotopic Age of Volcanic Rocks of the Riphean Salma Suite. In: Isotope Geochronology and Solution of Problems in Geodynamics and Ore Genesis. Proceedings of the II Russian Conference on Isotope Geochronology (November 25-27, 2003). Center for Information Culture, Saint Petersburg, p. 71-72 (in Russian) [Богданов Ю.Б., Сав-ватенков В.В., Иваников В.В., Франк-Каменецкий Д.А. Изотопный возраст вулканитов салминской свиты ри-фея // Изотопная геохронология и решение проблем геодинамики и рудогенеза: Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (25-27 ноября 2003 г.). СПб.: Центр информационной культуры, 2003. С. 71-72].
Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R., Kherasko-va T.N., Kozlov V.I., Puchkov V.N., Volozh Yu.A., 2008. The East European Craton (Baltica) before and during the Assembly of Rodinia. Precambrian Research 160 (1-2), 23-45. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.024.
Bogdanova S.V., Pashkevich I.K., Gorbatchev R., Orlyuk M.I., 1996. Riphean Rifting and Major Palaeproterozoic Crustal Boundaries in the Basement of the East European Craton:
Geology and Geophysics. Tectonophysics 268 (1-4), 1-21. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(96)00232-6.
Bouvier A., Vervoort J.D., Patchett P. J., 2008. The Lu-Hf and Sm-Nd Isotopic Composition of CHUR: Constraints from Unequilibrated Chondrites and Implications for the Bulk Composition of Terrestrial Planets. Earth and Planetary Science Letters 273 (1-2), 48-57. https://doi.org/10.1016/j. epsl.2008.06.010.
Bronguleev V.V. (Ed.), 1981. Sedimentary Cover Maps of the East European Platform (Upper Proterozoic). Scale 1:5000000. MSU Publishing House, Moscow, 10 sh. (in Russian) [Карты мощности осадочного чехла ВосточноЕвропейской платформы (верхний протерозой). Масштаб 1:5000000 / Ред. В.В. Бронгулеев. М.: Изд-во МГУ, 1981. 10 л.].
Cawood P.A., McCausland P.J.A., Dunning G.R., 2011. Opening Iapetus: Constraints from the Laurentian Margin in Newfoundland. Geological Society of America Bulletin 113 (4), 443-453. https://doi.org/10.1130/0016-7606(2001)113 <0443:0ICFTL>2.0.C0;2.
Chamov N.P., 2016. Structure and Development of the Central Russian-White Sea Province in Neoproterozoic. Proceedings of GIN RAS. Iss. 609. GEOS, Moscow, 238 p. (in Russian) [Чамов Н.П. Строение и развитие Среднерусско-Беломорской провинции в неопротерозое // Труды ГИН РАН. М.: ГЕОС, 2016. Вып. 609. 238 с.].
Condie K.C., 1993. Chemical Composition and Evolution of the Upper Continental Crust: Constrasting Results from Surface Samples and Shales. Chemical Geology 104 (1-4), 137. https://doi.org/10.1016/0009-2541(93)90140-E.
Condie K.C., 2011. Earth as an Evolving Planetary System. Elsevier, Amsterdam, 574 p. https://doi.org/10.1016/ C2010-0-65818-4.
Condie K.C., Lee D., Farmer G.L., 2001. Tectonic Setting and Provenance of the Neoproterozoic Uinta Mountain and Big Cootonwood Groups, Northern Utah: Constrains from Geochemistry, Nd Isotopes, and Detrital Modes. Sedimentary Geology 141-142, 443-464. https://doi.org/10.1016/ S0037-0738(01)00086-0.
Condie K.C., O'Neill C., Aster R.C., 2009. Evidence and Implications for a Widespread Magmatic Shutdown for 250 My on Earth. Earth and Planetary Science Letters 282 (1-4), 294-298. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2009.03.033.
Cox R., Lowe D.R., Cullers R.L., 1995. The Influence of Sediment Recycling and Basement Composition on Evolution of Mudrock Chemistry in the South-Western United States. Geochimica et Cosmochimica Acta 59 (14), 2919-2940. https://doi.org/10.1016/0016-7037(95)00185-9.
Daly J.S., Balagansky VV, Timmerman M.J., Whitehouse M.J., 2006. The Lapland-Kola Orogen: Palaeoproterozoic Collision and Accretion of the Northern Fennoscandian Lithosphere. Geological Society London Memoirs 32, 579-598. https:// doi.org/10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.35.
Degtyarev K.E., Tretyakov A.A., Kuznetsov N.B., Tolma-cheva T.Y., Belousova E.A., Romanyuk T.V., 2018. Structure, Age, and Settings of Formation of Ordovician Complexes of the Northwestern Frame of the Kokchetau Massif, Northern Kazakhstan. Stratigraphy and Geological Correlation
26, 514-533. https://doi.org/10.1134/S08695938180 3005X.
Dokukina K.A., Bayanova T.B., Kaulina T.V., Travin A.V., Mints M.V., Konilov A.N., Serov P.A., 2012. The Belomorian Ec-logite Province: Sequence of Events and Age of the Igneous and Metamorphic Rocks of the Gridino Association. Russian Geology and Geophysics 53 (10), 1023-1054. https://doi. org/10.1016/j.rgg.2012.08.006.
Dokukina K., Mints M., 2019. Subduction of the Meso-archaean Spreading Ridge and Related Metamorphism, Mag-matism and Deformation by the Example of the Gridino Ec-logitized Mafic Dyke Swarm, the Belomorian Eclogite Province, Eastern Fennoscandian Shield. Journal of Geodynamics 123, 1-37. https://doi.org/10.1016/j.jog.2018.11.003.
Elhlou S., Belousova E., Griffin WL., Pearson N.J., O'Reily S.Y, 2006. Trace Element and Isotopic Composition of GJ-Red Zircon Standard by Laser Ablation. Geochmica et Cosmo-chimica Acta 70 (18), A158. http://dx.doi.org/10.1016/j. gca.2006.06.1383.
Ernst R.E., Hamilton M.A., Soderlund U., Hanes J.A., Glad-kochub D.P., Okrugin A.V., Kolotilina T., Mekhonoshin A.S. et al., 2016. Long-Lived Connection between Southern Siberia and Northern Laurentia in the Proterozoic. Nature Geosci-ence 9, 464-469. https://doi.org/10.1038/ngeo2700.
Ershova V.B., Ivleva A.S., Podkovyrov V.N., Khudoley A.K., Fedorov P.V., Stockli D., Anfinson O., Maslov A.V., Khubanov V., 2019. Detrital Zircon Record ofthe Mesoproterozoic to Lower Cambrian Sequences of NW Russia: Implications for the Pa-leogeography of the Baltic Interior. GFF 141 (4), 279-288. https://doi.org/10.1080/11035897.2019.1625073.
Evans D.A.D., 2009. The Palaeomagnetically Viable, Long-Lived and All-Inclusive Rodinia Supercontinent Reconstruction. In: J.B. Murphy, J.D. Keppie, A.J. Hynes (Eds), Ancient Orogens and Modern Analogues. Geological Society of London Special Publications 327, p. 371-404. https://doi.org/10. 1144/SP327.16.
Evans D.A.D., Mitchell R.N., 2011. Assembly and Breakup of the Core of Paleoproterozoic-Mesoproterozoic Supercontinent Nuna. Geology 39 (5), 443-446. https://doi.org/ 10.1130/G31654.1.
Glebovitskii V.A. (Ed.), 2005. The Early Precambrian of the Baltic Shield. Nauka, Saint Petersburg, 711 p. (in Russian) [Ранний докембрий Балтийского щита / Ред. В.А. Гле-бовицкий. СПб.: Наука, 2005. 711 с.].
Glorie S., Zhimulev F.I., Buslov M.M., Andersen T, Plavsa D., Izmer A., Vanhaecke F., De Grav J., 2015. Formation of the Kokchetau Subduction-Collision Zone (Northern Kazakhstan): Insights from Zircon. Gondwana Research 27 (1), 424-438. https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.10.012.
Goldstein S.J., Jacobsen S.B., 1988. Nd and Sr Isotopic Systematics of River Water Suspended Material: Implications for Crustal Evolution. Earth and Planetary Science Letters 87 (3), 249-265. https://doi.org/10.1016/0012-821 X(88)90013-1.
Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O'Reilly S.Y., 2008. GLITTER: Data Reduction Software for Laser Ablation ICP-MS. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation-ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues.
Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, p. 308-311.
Harrison TM., Watson E.B., Aikman A.B., 2007. Temperature Spectra of Zircon Crystallization in Plutonic Rocks. Geology 35 (7), 635-638. https://doi.org/10.1130/G23505A.!.
Herron M.M., 1988. Geochemical Classification of Terrigenous Sands and Shales from Core or Log Data. Journal of Sedimentary Research 58 (5), 820-829. https://doi.org/ 10.1306/212F8E77-2B24-11D7-8648000102C1865D.
Horstwood M.S.A., Kosler J., Gehrels G., Jackson S.E., McLean N.M., Paton Ch., Pearson N.J., Sircombe K. et al., 2016. Community-Derived Standards for LA-ICP-MS U-(Th-)Pb Geochronology - Uncertainty Propagation, Age Interpretation and Data Reporting. Geostandards and Geoanalytical Research 40 (3), 311-332. https://doi.org/10.1111/j.17 51-908X.2016.00379.x.
Hoskin P.W.O., Schaltegger U., 2003. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1), 27-62. https://doi. org/10.2113/0530027.
Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E., 2004. The Application of Laser Ablation Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry to in Situ U-Pb Zircon Geochrono-logy. Chemical Geology 211 (1-2), 47-69. https://doi.org/ 10.1016/j.chemgeo.2004.06.017.
Kaczmarek M.A., Muntener O., Rubatto D., 2008. Trace Element Chemistry and U-Pb Dating of Zircons from Oceanic Gabbros and Their Relationship with Whole Rock Composition (Lanzo, Italian Alps). Contributions to Mineralogy and Petrology 155, 295-312. https://doi.org/10.1007/s0 0410-007-0243-3.
Kazanin G.S., Zhuravlev V.A., Pavlov S.P., 2006. Structure of the Sedimentary Cover and Petroleum Capacities of the White Sea. Drilling and Oil 2, 26-28 (in Russian) [Каза-нин Г.С., Журавлев В.А., Павлов С.П. Структура осадочного чехла и перспективы нефтегазоносности Белого моря // Бурение и нефть. 2006. № 2. С. 26-28].
Kharitonov L.Ya. (Ed.), 1958. Geology of the USSR. Murmansk Region. Geological Description. Vol. XXVII. Part 1. Moscow, Gosgeoltekhizdat, 716 p. (in Russian) [Геология СССР. Мурманская область: Геологическое описание / Ред. Л.Я. Харитонов. М.: Госгеолтехиздат, 1958. Т. XXVII. Ч. 1. 716 с.].
Kheraskova T.N., Sapozhnikov R.B., Volozh Yu.A., Anti-pov M.P., 2006. Geodynamics and Evolution of the Northern East European Platform in the Late Precambrian as Inferred from Regional Seismic Profiling. Geotectonics 6, 434-449. https://doi.org/10.1134/S0016852106060021.
Kirkland C.L., Bingen B., Whitehouse M.J., Beyer E., Griffin W.L., 2011. Neoproterozoic Palaeogeography in the North Atlantic Region: Inferences from the Akkajaure and Seve Nappes of the Scandinavian Caledonides. Precambrian Research 186 (1-4), 127-146. https://doi.org/10.1016/j.pre camres.2011.01.010.
Kirkland C.L., Daly J.S., Chew D.M., Page L.M., 2008. The Finnmarkian Orogeny Revisited: An Isotopic Investigation in Eastern Finnmark, Arctic Norway. Tectonophysics 460, 158-177. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2008.08.001.
Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M., Evans N., McDonald B., 2015. Zircon Th/U Ratios in Magmatic Environs. Lithos 212-215, 397-414. https://doi.org/10.1016/ j.lithos.2014.11.021.
Konopleva N.G., 1979. Main Problems of Stratigraphy of the Upper Precambrian Baltic Shield and Adjacent Territories. In: Stratigraphy of the Upper Proterozoic of the USSR (Riphean and Vendian). Nauka, Leningrad, p. 125-129 (in Russian) [Коноплева Н.Г. Основные вопросы стратиграфии верхнего докембрия Балтийского щита и прилегающих территорий // Стратиграфия верхнего протерозоя СССР (рифей и венд). Л.: Наука, 1979. С. 125-129.].
Konstantinovsky A.A., 1977. Riphean Onega-Kandalaksha Graben of the East European Platform. Geotectonics 3, 38-45 (in Russian) [Константиновский А.А. Рифейский Онежско-Кандалакшский грабен Восточно-Европейской платформы // Геотектоника. 1977. № 3. С. 38-45].
Korja A., Lahtinen R., Nironen M., 2006. The Svecofennian Orogen: A Collage of Microcontinents and Island Arcs. Geological Society London Memoirs 32, 561-578. https://doi. org/10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.34.
Korsakov A.K., Mezhelovskaya S.V., Mezhelovsky A.D., 2015. Quartzites of the Toksha Formation (Proterozoic) in the Vetreny Belt: Composition, Conditions of Formation and Deformation. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 90 (1), 7-17 (in Russian) [Корсаков А.К., Ме-желовская С.В., Межеловский А.Д. Кварциты токшин-ской свиты (протерозой) Ветреного пояса: состав, условия образования и деформации // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. Отдел геологический. 2015. Т. 90. № 1. С. 7-17].
Kostyuchenko S.L., Gee D., Egorkin A.V, Sapozhnikov R.B., 2006. Structure and Geodynamics of the Crust in the Northeast European Part of Russia. In: Structure and Dynamics of Lithosphere of Eastern Europe. EUROPROBE Research Results. GEOKART, GEOS, Moscow, p. 540-553 (in Russian) [Костюченко С.Л., Джи Д., Егоркин А.В., Сапожников Р.Б. Структура и геодинамика земной коры северо-востока европейской части России // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе EUROPROBE. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2006. С. 540-553].
Kostyuchenko S.L., Romanyuk T.V., 1997. On the Nature of the Mezen Gravitational Maximum. Physics of the Earth 11, 2-18 (in Russian) [Костюченко С.Л., Романюк Т.В. О природе Мезенского гравитационного максимума // Физика Земли. 1997. № 11. С. 2-18].
Kotova L.N., Glebovitskiy V.A., Kotov A.B., Podkovyrov V.N., Savatenkov V.M., 2006. Provenance and Source of Metater-rigenous Rocks of the Ladoga Group: Results of Geochemi-cal and Sm-Nd Isotope-Geochemical Study. Doklady Earth Sciences 410, 225-228. https://doi.org/10.1134/S10283 34X0607004X.
Kotova L.N., Podkovyrov V.N., 2014. Lower Protrozoic Orthorocks in the Svecofennides of the Savo Belt (Western Ladoga Region): Geochemical Properties. Stratigraphy and Geological Correlation 22, 447-464. https://doi.org/10. 1134/S0869593814050062.
Krogh T.E., 1973. A Low Contamination Method for Hydrothermal Decomposition of Zircons and Extraction of U and Pb for Isotopic Age Determinations. Geochimica et Cos-mochimica Acta 37 (3), 485-495. https://doi.org/10.1016/ 0016-7037(73)90213-5.
Kuptsova A.V., Khudoley A.K., Davis W., Rainbird R.H., Kovach V.P., Zagornaya N.Y., 2011. Age and Provenances of Sandstones from the Riphean Priozersk and Salmi Formations in the Eastern Pasha-Ladoga Basin (Southern Margin of the Baltic Shield). Stratigraphy and Geological Correlation 19, 125-140. https://doi.org/10.1134/S086959381 1020067.
Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Alekseev A.S., Romanyuk T.V., 2014a. 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. International Geology Review 56 (16), 1945-1963. https://doi.org/10. 1080/00206814.2014.977968.
Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reilly S.Y., Romanyuk T.V., Rud'ko S.V., 2019. Pre-Mesozoic Crimea as a Continuation of the Dobrogea Platform: Insights from Detrital Zircons in Upper Jurassic Conglomerates, Mountainous Crimea. International Journal of Earth Sciences 108, 24072428. https://doi.org/10.1007/s00531-019-01770-2.
Kuznetsov N.B., Meert J.G, Romanyuk T.V., 2014b. Ages of the Detrital Zircons (U/Pb, La-ICP-MS) from Latest Neo-proterozoic - Middle Cambrian(?) Asha Group and Early Devonian Takaty Formation, the South-Western Urals: A Testing of an Australia-Baltica Connection within the Rodinia. Precambrian Research 244, 288-305. https://doi.org/10. 1016/j.precamres.2013.09.011.
Kuznetsov N.B., Natapov L.M., Belousova E.A., O'Reilly S.Y., Griffin W.L., 2010a. Geochronological, Geochemical and Isotopic Study of Detrital Zircon Suites from Late Neoprotero-zoic Clastic Strata along the NE Margin of the East European Craton: Implications for Plate Tectonic Models. Gondwana Research 17 (2-3), 583-601. https://doi.org/10.1016/j.gr. 2009.08.005.
Kuznetsov N.B., Natapov L.M., Belousova E.A., O'Relly S.Y., Kulikova K.V, Soboleva A.A., Udoratina O.V., 2010b. The First Results of the Dating (U/Pb) and Isotopic-Geochemistry Study of the Detrital Zircons from the Neoproterozoic Sandstones of the Southern Timan (Djejim-Parma Hill). Doklady Earth Sciences 435, 1676-1683. https://doi.org/10.1134/ S1028334X10120263.
Kuznetsov N.B., Orlov S.Yu., Miller E.L., Shazillo A.V., Dro-nov A.V., Soboleva A.A., Udoratina O.V., Gehrels G., 2011. The First Results of the U/Pb Dating (LA ICP MS) of the Detrital Zircons from Early Paleozoic and Devonian Sandstones of the of Baltica-Ladoga Region (South Ladoga Area). Doklady Earth Sciences 438, 759-765. https://doi.org/10.1134/S1 028334X11060316.
Kuznetsov N.B., Priyatkina N.S., Rud'ko S.V., Shatsillo A.V, Collins W.J., Romanyuk T.V., 2018a. Primary Data on U/Pb-Isotope Ages and Lu/Hf-Isotope Geochemical Systematiza-tion of Detrital Zircons from the Lopatinskii Formation (Ven-dian-Cambrian Transition Levels) and the Tectonic Nature
of Teya-Chapa Depression (Northeastern Yenisei Ridge). Doklady Earth Sciences 479, 286-289. https://doi.org/10. 1134/S1028334X18030042.
Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Belousova E.A., 2018b. The First Results of U-Pb Isotope Dating of Detrital Zircons from the Upper Mesoproterozoic Gulliksenfellet Quartzite (Southern Part of Wedel Jarlsberg Land, Southwest Spitsbergen). Doklady Earth Sciences 479 (1), 305-309. https:// doi.org/10.1134/S1028334X18030194.
Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V, Shatsillo A.V., Golovano-va I.V., Danukalov K.N., Meert J., 2012а. The Age of Detrital Zircons from Asha Group, Southern Ural - Verification of Idea about the Spatial Conjugation of Baltica and Australia within the Rodinia Supercontinent (a Positive Test of the Australia Upside Down Conception). Lithosphere 4, 59-77 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В., Голованова И.В., Данукалов К.Н., Меерт Дж. Возраст де-тритных цирконов из ашинской серии Южного Урала - подтверждение пространственной сопряженности Уральского края Балтики и Квинслендского края Австралии в Родинии ("Australia Upside Down Conception") // Литосфера. 2012. № 4. С. 59-77].
Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V, Shatsillo A.V., Orlov S.Yu., Golovanova I.V., Danukalov K.N., Ipafeva I.S., 2012b. The First Results of Mass U-Pb Isotope Dating (LA-ICP-MS) for Detrital Zircons from the Asha Group, South Urals: Paleogeogra-phy and Paleotectonics. Doklady Earth Sciences 447, 12401246. https://doi.org/10.1134/S1028334X12110025.
Kuznetsov N.B., Udoratina O.V., Andreichev V.L., 2000. Paleozoic Isotopic Rejuvenation of Pre-Uralides Complexes and the Problem of Evolution of the Eastern Margin of the East European Continent in the Paleozoic. Proceedings of Voronezh State University. Series: Geology 9 (5), 15-19 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Удоратина О.В., Андреичев В.Л. Палеозойское изотопное омоложение комплексов до-уралид и проблема эволюции Восточной окраины Восточно-Европейского континента в палеозое // Вестник ВГУ Серия: Геология. 2000. № 9. С. 15-19].
Lahtinen R., Huhma H., 2019. A Revised Geodynamic Model for the Lapland-Kola Orogen. Precambrian Research 330, 119. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2019.04.022.
Lahtinen R., Huhma H., Kontinen A., Kohonen J., Sorjonen-Ward P., 2010. New Constraints for the Source Characteristics, Deposition and Age of the 2.1-1.9 Ga Metasedimentary Cover at the Western Margin of the Karelian Province. Precambrian Research 176 (1-4), 77-93. https://doi.org/10. 1016/j.precamres.2009.10.001.
Larin A.M., 2009. Rapakivi Granites in the Geological History of the Earth. Part 1, Magmatic Associations with Rapakivi Granites: Age, Geochemistry, and Tectonic Setting. Stratigraphy and Geological Correlation 17, 235. https:// doi.org/10.1134/S0869593809030010.
Larin A.M., 2011. Rapakivi Granites and Associated Rocks. Nauka, Saint Petersburg, 402 p. (in Russian) [Ларин А.М. Граниты рапакиви и ассоциирующие породы. СПб.: Наука, 2011. 402 с.].
Levashova N.M., Bazhenov M.L., Meert J.G., Danuka-lov K.N., Golovanova I.V., Kuznetsov N.B., Fedorova N.M., 2015.
Paleomagnetism of Upper Ediacaran Clastics from the South Urals: Implications to Paleogeography of Baltica and the Opening of the Iapetus Ocean. Gondwana Research 28 (1), 191-208. https://doi.org/10.1016/j.gr.2014.04.012.
Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins AS., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P. et al., 2008. Assembly, Configuration, and Break-up History of Rodinia: A Synthesis. Precambrian Research 160, 179-210. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.021.
Linnemann U., Ouzegane K., Drareni A., Hofmann M., Becker S., Gärtner A., Sagawe A., 2011. Sands of West Gondwana: An Archive of Secular Magmatism and Plate Interactions - a Case Study from the Cambro-Ordovician Section of the Tassili Ouan Ahaggar (Algerian Sahara) Using U-Pb-LA-ICP-MS Detrital Zircon Ages. Lithos 123 (1-4), 188-203. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.01.010.
Ludwig K.R., 2012. ISOPLOT 3.75. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. User's Manual. Berkeley Geo-chronology Center Special Publication 5, 75 p.
Maslov A.V., Grazhdankin D.V., Podkovyrov V.N., Isher-skaya M.V., Krupenin M.T, Petrov G.A., Ronkin YL., Gareev E.Z., Lepikhina O.P., 2009. Provenance Composition and Features of Geological Evolution of the Late Vendian Foreland Basin of the Timan Orogen. Geochemistry International 47, 1212. https://doi.org/10.1134/S0016702909120052.
Maslov A.V., Shevchenko VP., Podkovyrov VN., Ronkin YL., Lepikhina O.P., Novigatsky A.N., Filippov A.S., Shevchenko N.V., 2014. Specific Features of the Distribution of Trace and Rare Earth Elements in Recent Bottom Sediments in the Lower Course of the Severnaya Dvina River and White Sea. Lithology and Mineral Resources 49, 433-460. https:// doi.org/10.1134/S0024490214060078.
Mezhelovskaya S.V., Korsakov A.K., Mezhelovskii A.D., Bi-bikova E.V., 2016. Age Range of Formation of Sedimentary-Volcanogenic Complex of the Vetreny Belt (The Southeast of the Baltic Shield). Stratigraphy and Geological Correlation 24, 105-117. https://doi.org/10.1134/S0869593816020040.
Mikhailenko Yu.V., 2016. Structural Features and Composition of the Karuyarva Formation, Kildin Group of Ri-pheids, Sredny Peninsula (Northern Framing of the Kola Peninsula). PhD Thesis (Candidate of Geology and Mineralogy). Ukhta, 205 p. (in Russian) [Михайленко Ю.В. Особенности строения и состав каруярвинской свиты киль-динской серии рифеид полуострова Средний (северное обрамление Кольского полуострова): Дис. ... канд. геол.-мин. наук. Ухта, 2016. 205 с.].
Mikhailenko Yu.V., Soboleva A.A., Hourigan J.K., 2016. U-Pb Age of Detrital Zircons from Upper Precambrian Deposits of the Sredni and Rybachi Peninsulas (Northern Margin of the Kola Peninsula). Stratigraphy and Geological Correlation 24, 439-463. https://doi.org/10.1134/S0869593 81605004X.
Mints M.V., Dokukina K.A., 2020. The Belomorian Eclogite Province (Eastern Fennoscandian Shield, Russia): Meso-Neo-archean or Late Paleoproterozoic? Geodynamics & Tectonophysics 11 (1), 151-200 (in Russian) [Минц М.В., Докукина К.А., 2020. Субдукционные эклогиты Беломорской эк-логитовой провинции (восток Фенноскандинавского
щита, Россия): мезоархей, неоархей или поздний палео-протерозой? // Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 1. С. 151-200]. https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-1-0469.
Nikishin A.M., Romanyuk T.V., Moskovskii D.V., Kuzne-tsov N.B., Kolesnikova A.A., Dubenskii A.S., Sheshukov VS., Lyapunov S.M., 2020. Upper Triassic Sequences of the Crimean Mountains: First Results of U-Pb Dating of Detrital Zircons. Moscow University Geology Bulletin 75, 220-236. https://doi.org/10.3103/S0145875220030096.
Nironen M., 1997. The Svecofennian Orogen: a Tectonic Model. Precambrian Research 86 (1-2), 21-44. https://doi. org/10.1016/S0301-9268(97)00039-9.
Nosova A.A., Larionova Yu.O., Veretennikov N.V, Yutki-na E.V., 2008. Correlation of Neoproterozoic Volcanism in the South-Eastern White Sea and Western Urals: New Data on the Isotopic Age of Solozero Basalts (Onega Graben). Doklady Earth Sciences 419, 303-307. https://doi.org/10. 1134/S1028334X08020268.
Okina O.I., Lyapunov S.M., Dubensky A.S., Sheshukov V.S., Gorbunov A.V., Ermolaev B.V., 2017. Quality Assurance of Trace Element Determinations in Rocks by ICP-MS. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 92 (5), 93-98 (in Russian) [Окина О.И., Ляпунов С.М., Дубен-ский А.С., Шешуков В.С., Горбунов А.В., Ермолаев Б.В. Обеспечение достоверности результатов микроэлементного анализа горных пород методом масс-спек-трометрии с индуктивносвязанной плазмой (ICP-MS) // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 5. С. 93-98].
Petrov G.A., 2017. Geology of Pre-Paleozoic Complexes of the Middle Part of the Ural Mobile Belt. PhD Thesis (Doctor of Geology and Mineralogy). Saint Petersburg, 319 p. (in Russian) [Петров Г. А. Геология допалеозойских комплексов средней части Уральского подвижного пояса: Дис. ... докт. геол.-мин. наук. СПб., 2017. 330 с.].
Pokrovsky B.G., Zaviyalov P.O., Bujakaite M.I., Izhitskiy A.S., Petrov O.L., Kurbaniyazov A.K., Shimanovich VM., 2017. Geochemistry of О, Н, C, S, and Sr Isotopes in the Water and Sediments of the Aral Basin. Geochemistry International 55, 1033-1045. https://doi.org/10.1134/S0016702917 110076.
Priyatkina N.S., Khudoley A.K., Collins W.J., Kusnetsov N.B., Hui-Qing Huang, 2016. Detrital Zircon Record of Meso- and Neoproterozoic Sedimentary Basins in Northern Part of the Siberian Craton: Characterizing Buried Crust of the Basement. Precambrian Research 285, 21-38. https://doi.org/ 10.1016/j.precamres.2016.09.003.
Priyatkina N.S., Kuznetsov N.B., Rud'ko S.V, Shatsillo A.V., Khudoley A.K., Romanyuk T.V., Maslov A.V., 2019. The Pro-terozoic Pogor'uy Formation of Yenisei Ridge: Age and Provenance Sources According to U/Pb Dating of Detrital Zircons. Doklady Earth Sciences 484, 28-31. https://doi.org/ 10.1134/S1028334X19010136.
Pystin A.M., Pystina Yu.I., Ulyasheva N.S., Grakova O.V., 2019. U-Pb Dating of Detrital Zircons from Basal Post Pa-leoproterozoic Metasediments in the Subpolar and Polar Urals: Evidence for a Cryogenian, Not Mesoproterozoic Age.
International Geology Review 62 (17), 2189-2202. https:// doi.org/10.1080/00206814.2019.1689533.
Raczek I., Jochum K.P., Hofmann A.W., 2003. Neodymium and Strontium Isotope Data for USGS Reference Materials BCR-1, BCR-2, BHVO-1, BHVO-2, AGV-1, AGV-2, GSP-1, GSP-2 and Eight MPI-DING Reference Glasses. Geostandards and Geoanalytical Research 27 (2), 173-79. https://doi.org/10. 1111/j.1751-908X.2003.tb00644.x.
Ragozina A.L., Stepkin E.V., 1979. Stratigraphy and Correlations of the Riphean and Vendian Deposits of Kola Peninsula. In: Stratigraphy of the Upper Proterozoic of the USSR (Riphean and Vendian). Nauka, Leningrad, p. 129-132 (in Russian) [Рагозина А.Л., Степкин Е.В. Стратиграфия и корреляции рифейских и вендских отложений Кольского полуострова // Стратиграфия верхнего протерозоя СССР (рифей и венд). Л.: Наука, 1979. С. 129-132].
Ramo O.T., Mаnttаri I., Vaasjoki M., Upton B.G.J., Sviriden-ko L., 2001. Age and Significance of Mesoproterozoic CFB Magmatism, Lake Ladoga Region, NW Russia. In: Boston 2001: A Geo-Odyssey (November 1-10, 2001). GSA Annual Meeting and Exposition Abstracts. Geological Society of America, Boulder, Colorado, p. A139.
Romanyuk T.V., Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Gorozha-nin VM., Gorozhanina E.N., 2018. Paleotectonic and Paleo-geographic Conditions for the Accumulation of the Lower Riphean Ai Formation in the Bashkir Uplift (Southern Urals): The TerraneChrone® Detrital Zircon Study. Geodynamics & Tectonophysics 9 (1), 1-37 (in Russian) [Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом «TerraneChrone®» // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 1. С. 1-37. https://doi.org/10.5800/GT-2018-9-1-0335.
Romanyuk T.V., Maslov A.V., Kuznetsov N.B., Belouso-va E.A., Ronkin Yu.L., Krupenin M.T., Goroganin V.M., Goro-ganina E.N., Seregina E.S., 2013. First Data on LA-ICP-MS U/Pb Zircon Geochronology of Upper Riphean Sandstones of the Bashkir Anticlinorium (South Urals). Doklady Earth Sciences 452, 997-1000. https://doi.org/10.1134/S1028 334X13100164.
Rubatto D., 2017. Zircon: The Metamorphic Mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 83 (1), 261-295. https://doi.org/10.2138/rmg.2017.83.9.
Ryazantsev A.V., Kuznetsov N.B., Degtyarev K.E., Romanyuk T.V., Tolmacheva T.Yu., Belousova E.A., 2019. A Reconstruction of a Vendian-Cambrian Active Continental Margin within the Southern Urals: Results of Detrital Zircons Studying from Ordovician Terrigenous Rocks. Geotec-tonics 53, 485-499. https://doi.org/10.1134/S00168521 19040058.
Sharov N.V. (Ed.), 2020. Ladoga Proterozoic Structure (Geology, Deep Structure and Minerageny). KarRC RAS, Petrozavodsk, 435 p. (in Russian) [Ладожская протерозойская структура (геология, глубинное строение и ми-нерагения) / Ред. Н.В. Шаров. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2020. 435 с.].
Sharov N.V., Bakunovich L.I., Belashev B.Z., Zhuravlev VA., Nilov M.Yu., 2020. Geological-Geophysical Models of the Crust for the White Sea Region. Geodynamics & Tectonophysics 11 (3), 566-582 (in Russian) [Шаров Н.В., Бакунович Л.И., Белашев Б.З., Журавлев В.А., Нилов М.Ю. Геолого-геофизические модели земной коры Беломорья. Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 3. С. 566-582]. https:// doi.org/10.5800/GT-2020-11-3-0491.
Shumlyanskyy L., Hawkesworth C., Billstrom K., Bogda-nova S., Mytrokhyn O., Romer R., Dhuime B., Claesson S. et al., 2017. The Origin of the Palaeoproterozoic AMCG Complexes in the Ukrainian Shield: New U-Pb Ages and HfIsotopes in Zircon. Precambrian Research 292, 216-239. https:// doi.org/10.1016/j.precamres.2017.02.009.
Sirotkin A.N., Marin Y.B., Kuznetsov N.B., Korobova G.A., Romanyuk T.V., 2017. The Age of Spitsbergen Basement Consolidation: U-Pb Dating of Detrital Zircons from the Upper Precambrian and Lower Carboniferous Clastic Rocks of the Northwestern Part of Nordenskiold Land. Doklady Earth Sciences 477, 1282-1286. https://doi.org/10.1134/S102 8334X17110253.
Sklyarov E.V, Gladkochub D.P., Donskaya TV., Ivanov A.V., Letnikova E.F., Mironov A.G., Barash I.G., Bulanov V.A., Si-zykh A.I., 2001. Interpretation of Geochemical Data. Intermet Engineering, Moscow, 288 p. (in Russian) [Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Иванов А.В., Летникова Е.Ф., Миронов А.Г., Бараш И.Г., Буланов В.А., Сизых А.И. Интерпретация геохимических данных. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.].
Skublov S.G., Astaf'ev B.Yu., Marin Yu.B., Berezin A.V., Mel'nik A.E., Presnyakov S.L., 2011. New Data on the Age of Eclogites from the Belomorian Mobile Belt at Gridino Settlement Area. Doklady Earth Sciences 439, 1163. https:// doi.org/10.1134/S1028334X11080290.
Skublov S.G., Berezin A.V., Berezhnaya N.G., 2012. General Relations in the Trace-Element Composition of Zircons from Eclogites with Implications for the Age of Eclogites in the Belomorian Mobile Belt. Petrology 20, 427-449. https:// doi.org/10.1134/S0869591112050062.
Slabunov A.I., Balagansky V.V., Shchipansky A.A. (Eds), 2019. Early Precambrian Eclogites of the Belomorian Province, Fennoscandian Shield. Field Guidebook. KarRC RAS, Petrozavodsk, 81 p.
Slama J., Kosler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A. et al., 2008. Plesovice Zircon - A New Natural Reference Material for U-Pb and Hf Isotopic Microanalysis. Chemical Geology 249 (1-2), 1-35 https://doi.org/10.1016/jxhemgeo.2007. 11.005.
Soboleva A.A., Andreichev VL., Burtsev I.N., Nikulova N.Yu., Khubanov V.B., Sobolev I.D., 2019. Detrital Zircons from the Upper Precambrian Rocks of the Vym Group of the Middle Timan (U-Pb Age and Sources of Drift). Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 94 (1), 3-16 (in Russian) [Соболева А.А., Андреичев В.Л., Бурцев И.Н., Ни-кулова Н.Ю., Хубанов В.Б., Соболев И.Д. Детритовые цирконы из верхнедокембрийских пород вымской серии Среднего Тимана (U-Pb возраст и источники сноса) //
Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2019. Т. 94. Вып. 1. С. 3-16].
Soboleva A.A., Kuznetsov N.B., Miller E.L., Udoratina O.V, Gehrels G., Romanyuk T.V., 2012. First Results of U-Pb Dating of Detrital Zircons from Basal Horizons of Uralides (Polar Urals). Doklady Earth Sciences 445, 962-968. https://doi. org/10.1134/S1028334X12080156.
Stacey J.S., Kramers J.D., 1975. Approximation of Terrestrial Lead Isotope Evolution by a Two-Stage Model. Earth and Planetary Science Letters 26 (2), 207-221. https://doi. org/10.1016/0012-821x(75)90088-6.
Stankovsky A.F., Verichev E.M., Konstantinov Yu.G., Skrip-nichenko V.A., Yuzhakov V.M., 1977. The First Finding of Effusive Rocks among the Vendian Redkino Deposits in the Northern Russian Platform. Doklady of the USSR Academy of Sciences 234 (3), 661-664 (in Russian) [Станковский А.Ф., Веричев Е.М., Константинов Ю.Г., Скрипниченко В.А., Южаков В.М. Первая находка эффузивов среди редкин-ских отложений венда на севере Русской платформы // Доклады АН СССР. 1977. Т. 234. № 3. С. 661-664].
State Geological Map of the Russian Federation, 2004. New Series. Scale 1:1000000. Sheet Q-35-37 (Kirovsk). Explanatory Note. VSEGEI Publishing House, Saint Petersburg, 268 p. (in Russian) [Государственная геологическая карта Российской Федерации. Новая Серия. Масштаб 1:1000000. Лист Q-35-37 (Кировск): Объяснительная записка. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004. 268 с.].
Stepanova A.V., Larionov A.N., Larionova Yu.O., 2018. Sills Aged 2.2 Ga in the Central Karelian Craton: U-Pb Zircon Geochronology and Geochemistry of Gabbro-Dolerites in the Bol'shozero Area. Transactions of KarRC RAS 11, 3-16 (in Russian) [Степанова А.В., Ларионов А.Н., Ларионова Ю.О. Силлы 2.2 млрд лет в центральной части Карельского кратона: U-Pb геохронология циркона и геохимия габ-бро-долеритов района Большозера // Труды КарНЦ РАН. 2018. № 11. С. 3-16]. https://doi.org/10.17076/geo781.
Stepanova A.V., Salnikova E.B., Samsonov A.V., Egoro-va S.V., Stepanov V.S., 2020. Mafic Intrusions of ca. 2400 Ма Large Igneous Province in the Belomorian Mobile Belt: First Baddeleyite U-Pb ID-TIMS Data. Doklady Earth Sciences 493, 617-620. https://doi.org/10.1134/S1028334X20080218.
Stepanova A.V., Salnikova E.B., Samsonov A.V., Lariono-va Yu.O., Egorova S.V., Savatenkov V.M., 2017. The 2405 Ma Doleritic Dykes in the Karelian Craton: A Fragment of a Pa-leoproterozoic Large Igneous Province. Doklady Earth Sciences 472, 72-77. https://doi.org/10.1134/S1028334X1 7010196.
Stepanova A.V., Salnikova E.B., Samsonov A.V., Lariono-va Yu.O., Stepanov V.S., 2014. 2.3 Ga Intraplate Magmatism on the Karelian Craton: Implications for the Problem of "Endogenic Shutdown" in the Paleoproterozoic. Doklady Earth Sciences 457, 965-970. https://doi.org/10.1134/S10283 34X14080091.
Stepanyuk L.M., Kurylo S.I., Dovbush Tl., Grinchenko O.V., Syomka V.O., Bondarenko S.M., Shumlyanskyy L.V., 2017. Geochronology of Granitoids of the Easterm Part of the Ingul Region (the Ukrainian Shield). Geochemistry and Ore Formation 38, 3-13.
Sviridenko L.P., 2019. Ladoga Volcano-Tectonic Structure (Geology, Volcanic Plutanism, and Tectonics). KarRC RAS, Petrozavodsk, 98 p. (in Russian) [Свириденко Л.П. Ладожская вулкано-тектоническая структура (геология, вулканоплутонизм, тектоника). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2019. 98 с.].
Tanaka T, Togashi S., Kamioka H., Amakawa H., Kagami H., Hamamoto T., Yuhara M., Orihashi Y. et al., 2000. JNdi-1: A Neodymium Isotopic Reference in Consistency with Lajolla Neodymium. Chemical Geology 168 (3-4), 279-281. https:// doi.org/10.1016/S0009-2541(00)00198-4.
Taylor S.R., McLennan S.M., 1988. Continental Crust: Its Composition and Evolution. Mir, Moscow, 384 p. (in Russian) [Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.].
Teipel U., Eichhorn R., Loth G., Rohrmuller J., Holl R., Kennedy A., 2004. U-Pb SHRIMP and Nd Isotopic Data from the Western Bohemian Massif (Bayerischer Wald, Germany): Implications for Upper Vendian and Lower Ordovician Mag-matism. International Journal of Earth Sciences 93, 782801. https://doi.org/10.1007/s00531-004-0419-2.
Terekhov E.N., Baluev A.S., Kolodyazhnyi S.Y., Belo-krys M.A., 2017. Trace Elements in Upper Devonian Rocks of the Andoma Hill Zone of Fold-and-Fault Dislocations (Southeastern Onega Region) as Indicators of Source Areas. Lithology and Mineral Resources 52, 319-333. https://doi. org/10.1134/S0024490217040071.
Travin V.V., 2015. The Structural Position and Age of Ec-logite Rocks in the Area of Gridino Village in the Belomorian Mobile Belt. Geotectonics 49, 425-438. https://doi.org/10. 1134/S0016852115050064.
Udoratina O.V., Burtsev I.N., Nikulova N.Yu., Khubanov V.B., 2017. Age of Upper Precambrian Metasandstones of Chetlas Group of Middle Timan on U-Pb Dating of Detrital Zircons. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 92 (5), 15-32 (in Russian) [Удоратина О.В., Бурцев И.Н., Никулова Н.Ю., Хубанов В.Б. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Ти-мана на основании U-Pb датирования детритных цирконов // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 5. С. 15-32].
Valeev R.N., 1978. Aulacogenes of the East European Platform. Nedra, Moscow, 152 p. (in Russian) [Валеев Р.Н. Ав-лакогены Восточно-Европейской платформы. М.: Недра, 1978. 152 с.].
Veis A.F., Vorob'eva N.G., Fedorov D.L., Kuzmenko Yu.T, Go-lubkova E.Yu., 2004. Microfossils and Riphean Stratigraphy in the North European Platform (Mezen Syneclise). Stratigraphy and Geological Correlation 12 (6), 553-571.
Wanless VD., Perfit M.R., Ridley WI., Wallace P.J., Grimes C.B., Klein E.M., 2011. Volatile Abundances and Oxygen Isotopes in Basaltic to Dacitic Lavas on Mid-Ocean Ridges: The Role of Assimilation at Spreading Centers. Chemical Geology 287 (1-2), 54-65. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2011. 05.017.
Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., Von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W., 1995. Three Natural Zircon Standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, Trace Element and REE Analyses. Geostandards and Geoanalytical Research 19 (1), 1-23. https://doi.org/10.1111/j.1751-90 8X.1995.tb00147.x.
Wiedenbeck M., Hanchar J.M., Peck W.H., Sylvester P., Valley J., Whitehouse M., Kronz A., Morishita Y. et al., 2004. Further Characterisation of the 91500 Zircon Crystal. Geostandards and Geoanalytical Research 28 (1), 9-39. https:// doi.org/10.1111/j.1751-908X.2004.tb01041.x.
Yapaskurt O.V., 2015. More on Katagenesis of Sedimentary Rocks. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Section 90 (4), 53-59 (in Russian) [Япаскурт О.В. К вопросу о катагенезе осадочных горных пород // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 2015. Т. 90. № 4. С. 53-59].
Zhang Sh., Li Z.-X., Evans D.A.D., Wu H., Li H., Dong J., 2012. Pre-Rodinia Supercontinent Nuna Shaping Up: A Global Synthesis with New Paleomagnetic Results from North China. Earth and Planetary Science Letters 353-354, 145-155. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2012.07.034.
Zhao G., Cawood P.A., Wilde S.A., Sun M., 2002. Review of Global 2.1-1.8 Ga Orogens: Implications for a Pre-Rodinia Supercontinent. Earth-Science Reviews 59 (1-4), 125-162. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00073-9.
Zhao G.C., Li S.Z., Sun M., Wilde S.A., 2011. Assembly, Accretion, and Break-up of the Palaeo-Mesoproterozoic Columbia Supercontinent: Record in the North China Craton Revisited. International Geology Review 53 (11-12), 13311356. https://doi.org/10.1080/00206814.2010.527631.
Zhuravlev V.A., Shipilov E.V., 2007. New Data on the Tectonics and Structure of the Sedimentary Cover of the White Sea Rift System. Doklady Earth Sciences 417, 1337-1341. https://doi.org/10.1134/S1028334X07090103.
ПРИЛОЖЕНИЕ А / APPENDIX А
Таблица А.1. Сводка данных об осадочных толщах верхнего рифея и конца среднего рифея северо-восточной части ВЕП и ее обрамления, в которых были изучены (U-Pb возраст) зерна детритового циркона
Table А.1. Data summary on the sedimentary strata of the northeastern EEP and adjacent areas at the Upper Riphean and the end of the Middle Riphean
№ п/п Маркировка на рис. 1 Оригинальный номер пробы Регион, район Толща Порода Возраст, млн лет Ссылки
1 Z01 К18-501 Терский берег Белого моря Терская свита Красноцветный песчаник Моложе 1145 Конец среднего рифея Наст. работа
2 Z04 202 Северный Тиман Румяничная свита барминской серии Кварцитопесчаники Поздний рифей Ранний неопротерозой [Andreichev et al., 2018]
3 Z05 234 Северный Тиман Ямборезовская свита барминской серии Кварцитопесчаники Поздний рифей Ранний неопротерозой [Andreichev et al., 2018]
4 Z06 380 Северный Тиман Малочернорецкая свита барминской серии Кварцитопесчаники Поздний рифей Ранний неопротерозой [Andreichev et al., 2014]
5 Z07 Sh-44 Приладожье Приозерская свита в скв. Шоткуса-1 Красноцветный песчаник Средний рифей Мезопротерозой [Ershova et al., 2019]
6 Z08 G1-15 Средний Тиман Светлинская свита четласской серии Кварц-полевошпатовые метапесчаники Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Udoratina et al., 2017]
7 Z09 K1-15 Средний Тиман Визингская свита четласской серии Кварц-полевошпатовые метапесчаники Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Udoratina et al., 2017]
8 Z10 MT-16-6 Средний Тиман Лунвожская свита вымской серии Кварцитопесчаники Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Soboleva et al., 2019]
9 Z11 K05-301 Южный Тиман Джежимская свита Красноцветные песчаники Поздний рифей Ранний неопротерозой [Kuznetsov et al., 2010a, 2010b]
10 Z12 28 Полярный Урал Нижняя часть минисейшорской свиты няровейской серии Кварцитопесчаники Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Pystin et al., 2019]
11 Z13 21 Полярный Урал Нижняя часть пуйвинской свиты Кварцитопесчаники Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Pystin et al., 2019]
12 Z15 К12-057 Южный Урал Лемезинская подсвита зильмердакской свиты каратавия Кварцитопесчаники Поздний рифей Ранний неопротерозой [Romanyuk et al., 2013]
13 Z16 С-163-1 Шпицберген Серия Софиебоген Мусковитовый кварцит Поздний рифей Ранний неопротерозой [Sirotkin et al., 2017]
14 Z17 К07-091 Земля Веделя Ярльсберга на ЮЗ Шпицбергене Гулликсенфьеллет Кварциты Конец среднего рифея Конец мезопротерозоя [Kuznetsov et al., 2018b]
15 Z18 КК2 п-ов Средний Куяканская свита волоковой серии Кварц-полевошпатовые песчаники Поздний рифей Криогений (800-630) [Mikhailenko, 2016]
16 Z19 KJ4 п-ов Средний Каруярвинская свита кильдинской серии Кварц-полевошпатовые песчаники Поздний рифей Криогений (800-630) [Mikhailenko, 2016]
17 Z20 ZP1 п-ов Средний Землепахтинская свита кильдинской серии Кварц-полевошпатовые песчаники Поздний рифей Криогений (800-630) [Mikhailenko, 2016]
18 Z21 LN3 п-ов Рыбачий Лонская свита эйновской серии Кварц-полевошпатовые песчаники Поздний рифей Тоний (800-1130) [Mikhailenko, 2016]
19 Z22 CK285 CK291 CK293 Финнмаркен И)е1ш8оу Поздний рифей (980-1030) [Kirkland et al., 2008]
20 Z23 CK040 Финнмаркен Ро^апдегЬа1уоуа Поздний рифей (840-910) [Kirkland et al., 2008]
Таблица А.2. Сводка данных об осадочных толщах начала среднего рифея и древнее в северо-восточной части ВЕП и ее обрамления, в которых были изучены (U-Pb возраст) зерна детритового циркона
Table А.2. Data summary on the sedimentary strata of the northeastern EEP and adjacent areas at the beginning of the Middle Riphean and ancient periods
№ п/п Маркировка на рис. 1 Оригинальный номер пробы Регион, район Толща Порода Возраст, млн лет Ссылки
1 S01 ТК-12-01 Ветреный Пояс Тошкинская свита Кварциты >2437 [Korsakov et al., 2015; Mezhelovskaya et al., 2016]
2 S02 Х-12, Х-26, Х-36, Х-78, Х-92 Юго-Восточное Приладожье Приозерская и салминская свиты Кварц-полевошпатовые песчаники Нижний рифей (от 1530-1547 до 1458) [Kuptsova et al., 2011]
3 S03 1-403/1 091/1 Северное Приладожье Ладожская серия Биотитовый сланец 1880-1922 [Sharov, 2020]
4 S04 CK279 Финмаркен Комплекс Фагервик (Fagervik) 1948-1796 [Kirkland et al., 2008]
5 S05 5081 Средний Урал Ишеримская свита Кварцитопесчаники средний рифей [Petrov, 2017]
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД ТЕРСКОЙ СВИТЫ (ПРОБЫ ТС1-ТС10, ТК1, ТК2)
Для геохимических анализов из терской свиты были отобраны пробы Тс1-Тс10, Тк1 и Тк2.
Петрогенные элементы определялись в химико-аналитической лаборатории ГИН РАН на рентгеновском спектрометре S4 PIONEER фирмы «Bruker AXS» (ФРГ), а элементы-примеси - посредством масс-спетрометрии
ПРИЛОЖЕНИЕ Б / APPENDIX Б
с индуктивно связанной плазмой (ИСП-МС), методика определения описана в работе [Okina et al., 2017].
ОТБОР ПРОБ К18-501, В16-09, В16-10, В16-11 ДЛЯ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА
Проба К18-501 отобрана на правом берегу ручья Каш-каранского (66°21'45.82" с.ш.; 35°54'55.63" в.д.), примерно в 100 м выше моста через этот ручей автодороги
Таблица Б.1. Петрохимический состав пород терской свиты Table Б.1. Chemical composition of the Tersk Formation
Проба
компонент Тс1 Тс2 Тс3 Тс4 Тс6 Тс7 Тс8 Тс9 Тс10 Тк1 Тк2
SiO2 76.2 75.3 72.7 78.3 75.5 63.7 76.5 78.0 67.5 81.9 85.8
TiO2 0.47 0.52 0.61 0.45 0.65 0.89 0.40 0.27 0.74 0.26 0.22
Al203 10.2 10.5 11.8 10.1 10.7 15.9 10.3 9.1 13.4 8.3 7.3
Fe203 2.23 2.64 2.82 1.41 2.63 5.64 2.68 1.07 4.16 1.30 0.29
FeO 0.59 0.62 0.77 0.26 0.50 0.57 0.39 0.34 0.68 0.50 0.32
MnO 0.062 0.097 0.054 0.054 0.12 0.083 0.031 0.14 0.077 0.031 0.0076
CaO 0.84 0.45 0.63 0.44 0.46 0.60 0.45 2.3 0.53 0.34 0.24
MgO 2.2 3.4 2.8 1.88 2.3 3.1 2.0 1.63 4.2 1.24 0.24
Na2O 2.7 2.3 2.5 2.8 2.9 1.80 2.6 2.9 2.4 2.7 3.1
K20 3.0 2.5 3.6 2.9 3.1 4.5 2.9 2.2 3.6 2.2 1.88
P2O5 0.11 0.11 0.17 0.14 0.17 0.12 0.12 0.12 0.15 0.095 0.092
ппп 1.08 1.48 1.4 1.03 1.2 3.26 1.46 2.01 2.17 0.97 0.46
Сумма 99.66 99.84 99.85 99.71 100.14 100.22 99.88 100.09 99.75 99.80 99.99
S <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01
Sc 5 9 10 5 9 15 8 7 11 4 2
V 39 49 57 33 47 89 56 29 71 31 17
Cr 67 12 89 57 100 150 82 77 120 56 36
Co 2.7 3.7 3.2 <2 2.2 10.2 2.7 <2 5.2 <2 <2
Ni 22 25 22 19 22 46 25 20 32 17 10
Cu 7.4 6.3 8.5 8.5 7.4 16 20 8.5 14 7.4 5.2
Zn 34 49 38 29 37 82 37 26 70 26 8
Ga 12 13 14 11 12 18 11 8.4 15 10 7
As 2 2 2 <2 <2 9 2 <2 4 <2 <2
Rb 96 81 110 90 94 190 97 68 130 68 58
Sr 98 98 97 90 85 96 97 110 94 84 65
Y 20 20 24 23 24 32 19 29 27 13 12
Zr 210 220 330 290 350 310 200 140 370 120 130
Nb 5.8 5.8 7.6 5.8 7.6 13 4.8 3.0 10 3.0 3.0
Mo 2 3 3 3 2 3 3 3 3 3 3
Ba 510 420 490 440 480 530 430 340 500 400 310
Pb 12 11 14 12 14 19 12 11 15 11 23
Th 4 6 6 5 7 12 6 5 10 2 2
U 2 <2 2 2 2 3 <2 2 3 <2 2
Примечание. Содержания: окислы основных элементов - в %; редкие элементы - в г/т.; ппп - потери при прокаливании. Note. Contents: main elements oxides - %; rare elements - ppm; ппп - loss on ignition.
«Умба - Варзуга» (см. рис. 4). Здесь русло ручья прижато к высокому скальному правому берегу, в котором обнажен фрагмент пологозалегающего разреза терской свиты. Обнажение представляет собой скальные выходы терских песчаников бурого цвета, залегающих с пологим падением (до 5°) на юг (см. рис. 5, а).
Проба В16-09 отобрана в правом борту р. Сальница (66°22'53.03" с.ш.; 35°42'10.79" в.д.) из рассланцован-ных алевропесчаников. Пробы В16-10 и В-16-11 отобраны в правом борту руч. Ермаковского (66°23'94.5" с.ш.; 35°31'00.6" в.д. и 66°23'55.18" с.ш.; 35°30'49.70" в.д., соответственно) из слоя тонко рассланцованных серити-зированных алевропесчаников.
МЕТОДИКА РАБОТ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЗЕРЕН
ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ ПРОБЫ К18-501 И ПЕРВИЧНЫЕ АНАЛИТИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ ИХ U-PB ИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ
Проба К18-501 (начальный вес ~1.5 кг) измельчена до размерного класса «-0.25 мм» вручную в чугунной ступе, без применения механических дробилок. Измельченный материал последовательно отмучен в проточной водопроводной воде, просушен на воздухе, разделен в тяжелой (~2.95 г/см3) жидкости ГПС-В и подвергнут магнитной сепарации. Из немагнитной части тяжелой фракции вручную (под бинокуляром) случайным образом выбраны зерна dZr. Эти зерна имплантированы в эпоксидную шашку и приполированы вручную до половины типичного размера зерен. В припо-лированных зернах dZr выбраны участки, свободные от трещин, включений и нарушений, для их последующего U-Pb изотопного анализа.
Изучение U-Pb изотопной системы зерен dZr из пробы К18-501 выполнено в ЛАХИ ГИН РАН на установке, состоящей из системы лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind.), совмещенной с магнитосекторным масс-спектрометром высокого разрешения Element2 (Thermo Scientific Inc.). Методика аналитического исследования описана в [Nikishin et al., 2020]. Первичная обработка результатов U-Pb изотопных анализов выбранных зерен dZr проведена с помощью коммерческой программы «GLITTER» [Griffin et al., 2008], приобретенной ГИН РАН. Методика обработки первичных аналитических данных приведена в [Romanyuk et al., 2018]. Построение гистограмм и кривых плотности вероятности (КПВ) выполнено в программе ISOPLOT [Ludwig, 2012], размещенной в свободном доступе.
Калибровка аналитических измерений была проведена по внешнему цирконовому стандарту GJ-1 [Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006] с аттестованным по изотопному отношению 206pb/238U возрастом 601.9±0.4 млн лет [Horstwood et al., 2016]. Средневзвешенная (n=45) конкордантная оценка возраста калибровочных значений GJ-1 (1ст) 600.4±6.4 млн лет. Качество анализа оценивалось путем измерения неизвестных образцов и контрольных стандартов циркона 91500 [Wiedenbeck et al., 1995, 2004] и Plesovice [Sláma et al., 2008] с аттестованными по изотопному отношению 206pb/238U
значениями возраста 1063.5±0.4 и 337.2±0.1 млн лет соответственно [Horstwood et al., 2016]. Для этих контрольных стандартов в ходе измерений получены средневзвешенные (n=12) конкордантные оценки возраста (1ст) 1073±22 и 333.8±3.8 млн лет соответственно, что в пределах ошибок согласуется с приведенными выше аттестованными значениями, полученными методом CA-ID-TIMS [Horstwood et al., 2016].
Из пробы К18-501 проанализировано 120 зерен dZr. Из них для трех зерен (№ 7, 68, 105) получен не-интерпретируемый аналитический сигнал, возможно из-за того, что в кратер абляции попали инородные включения. Результаты оставшихся 117 анализов (табл. Б.2) представлены на диаграмме с конкордией (рис. Б.1).
В четырех зернах dZr (№ 9, 23, 25 и 114) обнаружены содержания U<10 г/т (рис. Б.2). При таких очень низких содержаниях U приемлемая аналитическая точность измерений не может быть обеспечена.
Двадцать семь анализов показали дискордантность |D|>5 % и были исключены из дальнейшего рассмотрения. Остальные 90 датировок использованы для построения гистограммы и КПВ (см. рис. 8). Возраст всех датированных зерен dZr древнее 1 млрд лет, поэтому для оценки возраста использованы только отношения 207Pb/206Pb. Самые молодые возрасты 1109±23 (D=-1.0 %), 1124±20 (D=-1.1 %), 1162±17 (D=-0.2 %) и 1170±20 (D= =3.5 %) млн лет. Самые древние 3039±14 (D=1.4 %), 2902±15 (D=0.4 %), 2882±11 (D=0.8 %) и 2870±12 (D= =0.2 %) млн лет. Яркие частотные пики датировок, поддержанные более чем пятью измерениями, соответствуют значениям: 1873, 2432 и 2733 млн лет. В наборе полученных возрастов зерен dZr выделены пять групп - G1-G5.
Значительное количество анализов (~четвертая часть) с сильно дискордантными значениями возрастов свидетельствует о том, что зерна dZr были массово подвержены термальному и/или метаморфическому воздействию, возможно неоднократному, которое в разной степени нарушило U-Pb изотопную систему в них, в том числе и очень существенно. Но опробованные песчаники не несут признаков метаморфического или метасоматического изменения, поэтому более вероятно, что зерна dZr попали в эти песчаники уже измененными, т.е. были рециклированы из более древних пород, вместе с которыми они были подвергнуты термальному (метаморфическому) и/или метасо-матическому воздействию. В некоторых датированных зернах dZr либо непосредственно в оптическом изображении, либо по характеру аналитической записи выделены области, которые можно трактовать как инхеритное (унаследованное, древнее) ядро и более молодую оболочку. Для 22 анализов определен возраст оболочки (суффикс RIM около номера анализа в табл. Б.2) и для двух анализов - возраст ядра (суффикс CORE около номера анализа в табл. Б.2). Определить возраст и ядра, и оболочки хотя бы в одном зерне dZr не удалось.
Таблица Б.2. Результаты U-Pb изотопного (LA-ICP-MS) датирования зерен детритового циркона из терской свиты (проба K18-501), Терский берег Белого моря Table Б.2. The U-Pb isotopic (LA-ICP-MS) dating of detrital zircon grains from the Tersk Formation (sample K18-501 from the Tersk coast of the White Sea)
№ п/п Номер анализа в пробе K18-501 Th U Th/U Измеренные отношения Возраст, млн лет D, %
207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a RHO 207Pb/206Pb 1a 207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a
1 a1 105.5 252.5 0.42 14.54189 0.1779 0.53298 0.0057 0.874 2809 11 2786 12 2754 24 2.0
2 a10 108.2 114.7 0.94 14.0287 0.1750 0.5328 0.0058 0.865 2750 11 2752 12 2753 24 -0.1
3 a100-RIM 17.5 259.9 0.07 5.59093 0.0834 0.34434 0.0039 0.767 1923 15 1915 13 1908 19 0.8
4 a101 140.8 55.6 2.53 15.84942 0.2244 0.55939 0.0065 0.817 2870 13 2868 14 2864 27 0.2
5 a102 45.8 73.1 0.63 2.35855 0.0371 0.20637 0.0024 0.743 1267 17 1230 11 1209 13 4.8
6 alAO a103 1967 AO П П 43 2.0 п /1./С 0.46 10.1617 0.0820 0.24798 0.0042 noon 0.990 TACi 3456 16 ■J л i~r\ 2450 7 л л о о 1428 22 л до п 142.0
7 a104 132.2 149.8 0.88 5.24672 0.0763 0.33467 0.0039 0.791 1860 15 1860 12 1861 19 -0.1
8 a106 55.7 52.4 1.06 14.13291 0.2113 0.53349 0.0062 0.781 2761 14 2759 14 2756 26 0.2
9 П7 -1 Д/1 -1 146.1 1132 129 11.81623 0.1008 0.40542 0.0076 noon 0.990 П Q-1 /С 2 916 19 2590 в •") -1 Qyl 2194 35 3 2.9
10 a108 122.0 152.5 0.80 3.76509 0.0577 0.28006 0.0032 0.755 1577 16 1585 12 1592 16 -0.9
11 a109 401.3 145.0 2.77 5.2908 0.0820 0.33466 0.0039 0.748 1875 16 1867 13 1861 19 0.8
12 a11 14.9 19.1 0.78 3.19066 0.0712 0.25214 0.0032 0.574 1463 25 1455 17 1450 17 0.9
13 a110 18.2 48.1 0.38 7.91415 0.1303 0.40352 0.0048 0.724 2255 16 2221 15 2185 22 3.2
14 a111 35.4 39.2 0.90 2.08469 0.0368 0.19165 0.0023 0.681 1170 20 1144 12 1130 12 3.5
15 a112 49.7 72.9 0.68 13.81836 0.1904 0.5268 0.0061 0.838 2744 12 2737 13 2728 26 0.6
16 a113 24.6 114.2 0.22 13.2406 0.1804 0.52054 0.0059 0.838 2694 13 2697 13 2701 25 -0.3
17 a114-RIM 19.7 9.8 2.01 10.5266 0.2182 0.46775 0.0067 0.690 2489 20 2482 19 2474 29 0.6
18 a115 346.2 231.8 1.49 4.63127 0.0655 0.31525 0.0036 0.810 1741 15 1755 12 1766 18 -1.4
19 a116 155.0 188.4 0.82 14.36862 0.2028 0.54108 0.0062 0.812 2765 13 2774 13 2788 26 -0.8
20 a117 31.0 29.6 1.05 10.2909 0.1621 0.46287 0.0056 0.763 2469 15 2461 15 2452 25 0.7
21 a118-RIM 2.6 53.0 0.05 5.47128 0.0967 0.34131 0.0042 0.700 1900 19 1896 15 1893 20 0.4
22 a119 38.1 28.1 1.36 9.32143 0.1512 0.43940 0.0053 0.742 2389 16 2370 15 2348 24 1.7
23 a12 167.2 209.4 0.80 5.22557 0.0728 0.33327 0.0036 0.773 1860 15 1857 12 1854 17 0.3
24 a120 111.2 84.3 1.32 3.68413 0.0597 0.27708 0.0033 0.726 1556 17 1568 13 1577 16 -1.3
25 a13 58.7 54.6 1.07 15.43962 0.2183 0.54532 0.006 0.779 2869 13 2843 13 2806 25 2.2
26 a14 67.5 103.1 0.65 2.05112 0.0352 0.19295 0.0022 0.655 1124 20 1133 12 1137 12 -1.1
27 a15 49.8 55.9 0.89 13.28479 0.1943 0.50932 0.0056 0.755 2735 14 2700 14 2654 24 3.1
28 a16 43.3 63.3 0.68 2.14811 0.0403 0.19309 0.0022 0.616 1214 22 1164 13 1138 12 6.7
29 a17 0*7 -> 8 7.2 915 п or 0.95 5.74639 0.0501 0.27707 0.0051 noon 0.990 О О Г- л 2 351 19 Л ООО 1938 8 1577 26 491
30 a18 197.9 267.9 0.74 6.71 0.1010 0.37956 0.0041 0.718 2074 15 2074 13 2074 19 0.0
31 a19 428.3 227.8 1.88 9.60466 0.1462 0.44479 0.0048 0.710 2420 15 2398 14 2372 21 2.0
32 a2 154.4 165.8 0.93 4.818 0.0617 0.31961 0.0034 0.840 1788 13 1788 11 1788 17 0.0
№ п/п Номер анализа в пробе K18-501 Th U Th/U Измеренные отношения Возраст, млн лет D, %
207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a RHO 207Pb/206Pb 1a 207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a
33 a20-RIM 114.4 96.7 1.18 14.94293 0.2381 0.55000 0.0061 0.695 2802 15 2812 15 2825 25 -0.8
34 a21-RIM 154.7 261.1 0.59 9.58088 0.1413 0.44652 0.0048 0.729 2409 15 2395 14 2380 21 1.2
35 a22 233.3 172.3 1.35 5.3421 0.0810 0.33610 0.0036 0.712 1884 16 1876 13 1868 18 0.9
36 a23 50 53 П QC 0.95 7.91083 0.2306 0.35796 0.0062 Л Cfi/i 0.5 94 i/irn 2459 29 222-1 26 1972 29 247
37 a24 146.1 110.9 1.32 15.40477 0.2366 0.55422 0.0060 0.710 2839 15 2841 15 2843 25 -0.1
38 a25 23 94 п or 0.25 9.03783 П 1f\AA 0.2 044 0.34502 0.0050 8637 2/42 22 T? Л1 2342 2-1 19-И 24 43.5
39 a26 2792 3652 0.76 2.58267 0.0237 0.15136 0.0030 0.990 2011 22 1296 7 909 17 12172
40 a27 194.9 197.2 0.99 13.29494 0.2130 0.52200 0.0057 0.680 2696 16 2701 15 2708 24 -0.4
41 a28-RIM 93.7 36.5 2.57 6.01665 0.1200 0.35926 0.0044 0.611 1978 21 1978 17 1979 21 -0.1
42 a29 307.2 230.9 1.33 4.64022 0.0795 0.30970 0.0034 0.645 1777 19 1757 14 1739 17 2.2
43 a3 61.0 100.8 0.60 2.14471 0.0320 0.19791 0.0022 0.741 1162 17 1163 10 1164 12 -0.2
44 a30 310.1 62.2 4.99 10.03438 0.1777 0.45472 0.0052 0.641 2456 18 2438 16 2416 23 1.7
45 a31 155.1 204.2 0.76 4.97287 0.0707 0.32501 0.0035 0.753 1816 15 1815 12 1814 17 0.1
46 a32 263.1 212.4 1.24 4.59434 0.0659 0.31163 0.0033 0.745 1748 16 1748 12 1749 16 -0.1
47 a33 284.5 288.7 0.99 5.96608 0.0853 0.35445 0.0038 0.748 1987 15 1971 12 1956 18 1.6
48 a34 3988 2938 1.36 4.91559 0.0407 0.16343 0.0027 noon 0.990 nozvT. 2 96 7 17 -1 nnr 1805 7 976 15 1Г\А П 2 04.0
49 a35-CORE 54.6 90.9 0.60 2.0018 0.0397 0.18975 0.0022 0.588 1109 23 1116 13 1120 12 -1.0
50 a36 49.4 58.7 0.84 7.53784 0.1192 0.39750 0.0044 0.703 2197 16 2177 14 2158 20 1.8
51 a37-RIM 173.4 204.4 0.85 13.87609 0.2097 0.53182 0.0058 0.720 2736 15 2741 14 2749 24 -0.5
52 a38 77.3 61.3 1.26 13.84324 0.2176 0.53751 0.0060 0.705 2714 15 2739 15 2773 25 -2.1
53 0 О Q a3 9 П7 П 9 7.0 orj. U6.1 из 8.56819 0.0806 0.31238 0.0062 noon 0.990 -> o-i n 2 817 20 2293 9 1752 30 ZLTIQ 60.8
54 a4 298.0 507.7 П Г Q 0.59 3.46731 0.0428 0.21265 0.0023 8865 1 non 1930 13 1520 10 1243 12 55.3
55 a40 76.1 81.4 0.93 2.31604 0.0432 0.20803 0.0024 0.610 1215 22 1217 13 1218 13 -0.2
56 a41 106.5 151.3 0.70 4.38735 0.0640 0.30417 0.0033 0.737 1708 16 1710 12 1712 16 -0.2
57 a42 41.8 43.0 0.97 10.09009 0.1526 0.46396 0.0052 0.737 2432 15 2443 14 2457 23 -1.0
58 ., л n a43 173V7 2379 п 7Q 0.7 3 12.89503 0.1037 0.44115 0.0073 п non 0.990 nnni 2 921 17 2672- 8 2356 33 ••) yl П 24.0
59 a44 109.9 49.4 2.22 13.49814 0.2065 0.52593 0.0059 0.731 2708 15 2715 14 2724 25 -0.6
60 a45 40.4 34.7 1.16 2.42121 0.0515 0.21164 0.0026 0.567 1269 24 1249 15 1238 14 2.5
61 a46 65.5 72.9 0.90 13.80529 0.2109 0.52989 0.0058 0.715 2733 15 2736 14 2741 24 -0.3
62 a47 62.6 99.6 0.63 13.43513 0.2091 0.5240 0.0057 0.701 2707 15 2711 15 2716 24 -0.3
63 a48 78.1 89.4 0.87 13.60079 0.2167 0.52647 0.0058 0.689 2719 15 2722 15 2727 24 -0.3
64 a49 435.5 159.6 2.73 14.09153 0.2283 0.53506 0.0059 0.676 2751 16 2756 15 2763 25 -0.4
№ п/п Номер анализа в пробе K18-501 Th U Th/U Измеренные отношения Возраст, млн лет D, %
207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a RHO 207Pb/206Pb 1a 207Pb/235U 1a 206Pb/238U 1a
65 a5 103.3 95.9 1.08 2.8388 0.0402 0.23556 0.0026 0.777 1369 16 1366 11 1364 14 0.4
66 a50-RIM 96.3 140.0 0.69 6.72244 0.1159 0.36704 0.0041 0.646 2136 18 2076 15 2015 19 6.0
67 a51 203.4 152.4 1.33 3.3969 0.0517 0.2623 0.0028 0.701 1507 17 1504 12 1502 14 0.3
68 a52-RIM 391 41.5 0.94 14.99753 0.1428 0.48476 0.0089 0.990 3012 19 2815 9 2548 39 18.2
69 a53-RIM 89.3 62.5 1.43 13.25813 0.2068 0.52037 0.0058 0.711 2697 16 2698 15 2701 24 -0.1
70 a54-RIM 1.1 14.5 0.08 5.37903 0.1437 0.33649 0.0050 0.553 1895 29 1882 23 1870 24 1.3
7-1 a55 -1 Q yl 13 9.4 1032 1.35 6.86244 0.0615 0.23325 0.0043 П QQH 0.990 2 931 19 2094 8 135-2 23 1168
72 a5 6 26.1 1276 ЛТЛ 0.20 12.74315 0.1159 0.36339 0.0075 noon 0.990 OQ-1 О 3 212 20 2661 9 *1 QQO 1998 35 ZLTIQ 60.8
73 a57-RIM 51.9 56.2 0.92 15.45052 0.2631 0.55994 0.0064 0.673 2828 17 2843 16 2866 27 -1.3
74 nrn a5 8 Г п П 50.0 ¿no. 6 2.0 п Щ 0.81 5.70077 0.0572 0.29503 0.0062 noon 0.990 TTTfl 2 2 29 23 1931 9 166/ 31 oo n 33.7
75 a59 279 20.5 1.36 9.60426 0.1036 0.38235 0.0084 0.990 2673 23 2398 10 2087 39 28.1
76 a6 72.7 120.6 0.60 7.22176 0.0990 0.37502 0.0042 0.811 2223 14 2139 12 2053 20 8.3
77 a60 219 r n~1 5.01 8.02162 0.0966 0.32378 0.0071 noon 0.990 П/СГЛ 2 650 24 2233 11 1 ОПО 1808 35 л/: /С 46.6
78 a61 14.7 17.3 0.85 18.61243 0.2771 0.59172 0.0068 0.766 3039 14 3022 14 2996 27 1.4
79 0 /: n a6 2 r yi п 54.0 51.5 л лг 1.05 8.79665 0.0741 0.35301 0.0054 noon 0.990 2 660 16 2317 8 *1 Q/I.Q 1949 26 36.5
80 a63 158.3 171.9 0.92 4.66369 0.0646 0.31416 0.0033 0.749 1761 15 1761 12 1761 16 0.0
81 0 /С /1 a64 yi /: Q 46.9 о п A 3 0.6 1.53 10.21711 0.0902 0.19756 0.0034 noon 0.990 3 812 17 ->/1 Г Г 2455 8 1162 18 2281
82 a65 78.8 69.6 1.13 9.78676 0.1416 0.44899 0.0048 0.734 2435 14 2415 13 2391 21 1.8
83 ^ /С /С a66 130.1 -1 -1/lQ 114.3 114 4.53281 0.0395 0.22971 0.0040 noon 0.990 TJKT 2 265 18 1737 7 1333 21 /IQ Q 69.9
84 a67-RIM 156.8 139.1 1.13 4.99475 0.0770 0.32617 0.0035 0.694 1817 17 1818 13 1820 17 -0.2
85 a69 50.9 44.3 1.15 9.77815 0.1621 0.45326 0.0051 0.677 2418 16 2414 15 2410 23 0.3
86 a70 36.8 29.3 1.26 10.19833 0.1764 0.45359 0.0052 0.664 2488 17 2453 16 2411 23 3.2
87 a71-RIM 240.6 193.9 1.24 13.4619 0.1760 0.52380 0.0055 0.800 2711 13 2713 12 2715 23 -0.1
88 a72-RIM 0.5 87.2 0.01 5.35649 0.0786 0.33731 0.0036 0.733 1883 15 1878 13 1874 17 0.5
89 a73) 1.6 101.0 0.02 5.17707 0.0723 0.33234 0.0035 0.752 1848 15 1849 12 1850 17 -0.1
90 a74-RIM 87.4 161.0 0.54 8.11474 0.1127 0.41655 0.0044 0.757 2243 14 2244 13 2245 20 -0.1
91 a75 89.0 108.5 0.82 13.49439 0.1873 0.51416 0.0054 0.757 2745 14 2715 13 2674 23 2.7
92 a76 100.4 150.1 0.67 3.26056 0.0486 0.25249 0.0027 0.710 1501 17 1472 12 1451 14 3.4
93 a77 188.1 420.1 0.45 3.88774 0.0560 0.28246 0.0029 0.723 1621 16 1611 12 1604 15 1.1
94 a78-RIM 31.3 57.4 0.54 16.35186 0.2593 0.56591 0.0064 0.709 2902 15 2898 15 2891 26 0.4
95 a79 218.0 349.8 0.62 2.34408 0.0211 0.17389 0.0032 0.990 1582 22 1226 6 1034 17 53.0
96 a80-RIM 61.9 42.7 1.45 9.68828 0.1652 0.45152 0.0051 0.664 2409 17 2406 16 2402 23 0.3
№ п/п Номер анализа в пробе K18-501 Th U Th/U Измеренные отношения Возраст, млн лет D, %
207Pb/235U 1а 206Pb/238U 1а RHO 207Pb/206Pb 1а 207Pb/235U 1а 206Pb/238U 1а
97 a81-RIM 92.6 72.9 1.27 10.00544 0.1542 0.45913 0.0055 0.772 2435 15 2435 14 2436 24 0.0
98 a82 36.9 50.3 0.73 10.03574 0.1575 0.45963 0.0055 0.761 2438 15 2438 14 2438 24 0.0
99 a83-RIM 104.6 153.7 0.68 14.6618 0.2243 0.54099 0.0064 0.770 2798 14 2794 15 2788 27 0.4
100 a84-RIM 47.2 35.9 1.31 13.37162 0.2182 0.52088 0.0063 0.746 2709 15 2706 15 2703 27 0.2
101 a85 58.2 119.8 0.49 13.88173 0.2149 0.52415 0.0061 0.756 2760 14 2742 15 2717 26 1.6
102 a86 61.7 43.8 1.41 10.12929 0.1685 0.46101 0.0056 0.725 2449 16 2447 15 2444 25 0.2
103 a87 58.3 53.2 1.09 9.69392 0.1604 0.45214 0.0054 0.722 2407 16 2406 15 2405 24 0.1
104 qQQ a88 168.5 15-8.6 л п (к 1.06 10.42067 0.0967 0.36404 0.0088 2.601 О OQ7 2 88/ 24 24 7 3 9 2001 42 443
105 a89 53.8 44.4 1.21 13.66028 0.2324 0.52649 0.0063 0.708 2726 17 2726 16 2727 27 0.0
106 a8-CORE 91.2 49.8 1.83 9.57869 0.1413 0.44929 0.0052 0.786 2398 15 2395 14 2392 23 0.3
107 a9 ft? 18 доо 0.38 10.46457 0.3586 0.34379 0.0076 П /С /1-1 0.641 ТЛО/Г 2 986 33 ">/1.77 24ТТ 32 1 Q П Г 1905 36 56.7
108 a90 75.2 75.8 0.99 5.174 0.0895 0.33151 0.0039 0.685 1851 18 1848 15 1846 19 0.3
109 a91-RIM 93.4 79.3 1.18 5.57653 0.0798 0.34585 0.0040 0.806 1910 14 1912 12 1915 19 -0.3
110 a92 113.9 134.5 0.85 3.53511 0.0514 0.27060 0.0031 0.790 1523 15 1535 12 1544 16 -1.4
111 a93 ADA О 404.8 2633 154 4.08407 0.0316 0.18415 0.0028 -1 Q Г/1 1.954 •*> А/С IT 2465 17 1651 6 -1 поп 1090 15 126.1
112 a94-RIM 115.8 114.1 1.01 10.02327 0.1389 0.45352 0.0052 0.824 2459 13 2437 13 2411 23 2.0
113 a95-RIM 100.1 91.3 1.10 6.07254 0.0889 0.36114 0.0042 0.788 1985 14 1986 13 1988 20 -0.2
114 a96 83.9 135.2 0.62 9.25543 0.1289 0.43543 0.0049 0.815 2393 13 2364 13 2330 22 2.7
115 a97 299.7 2272 л оо 1.3 2 5.3309 0.0752 0.30552 0.0035 ft803 ППГ1 2 051 14 Л О 7/1 18 7 4 12 1719 17 193
116 a98 113.1 87.7 1.29 4.05248 0.0608 0.28898 0.0033 0.766 1656 15 1645 12 1636 17 1.2
117 a99 122.3 79.2 1.54 6.28997 0.0947 0.36618 0.0042 0.766 2023 15 2017 13 2011 20 0.6
Примечание. Полужирным шрифтом выделены значения, принятые за возраст циркона (использованы отношения 207Pb/206Pb). Подчеркнуты - минимальный и максимальный возраст зерен детритового циркона в пробе. D - дискордантность датировок (D=100 % * (возраст (207Pb/206Pb) / возраст (206Pb/238U) - 1). Датировки (зачернуты) со степенью дискордантности |D|>10 % или большой аналитической ошибкой не учитывались в гистограммах и КПВ. Суффиксы около номера анализа в пробе означают, что возраст определен по части записи сигнала, соответствующей: CORE - начальной (ядро), RIM - конечной (оболочка).
Note. Bold - zircon age (207Pb/206Pb ratios); underlined - minimum and maximum ages of detrital zircons in this sample; D - dating discordance, D=100 % * (207Pb/206Pb age / 206pb/238U age - 1). The age data (blacked out) with discordance values |D|>10 % and large analytical errors were not taken into account in the histograms and probability density functions. Markers at the analysis numbers are given to show that the ages were determined from the parts of the signal records corresponding to: CORE - initial, RIM - final.
0 4 8 12 16
207Pb/235U
Рис. Б.1. Диаграмма с конкордией для U-Pb датировок зерен детритового циркона из терской свиты, проба К18-501. На сером фоне - увеличенный фрагмент для возрастного интервала от 1100 до 1300 млн лет. Врезки - оптические микрофотографии зерен с кратерами лазерной абляции (диаметр - 30 мк) для зерен детритового циркона с Th/U<0.1. Fig. Б.1. Concordia diagram for U-Pb dating of detrital zircon grains from the Tersk formation (sample K18-501). Zoomed-in fragment on the gray background - age interval from 1100 to 1300 Ma. Inserts - optical micrographs of detrital zircon grains (Th/U<0.1) with laser ablation craters (30 microns in diameter).
U, г/т
Рис. Б.2. Диаграмма «Th vs U» (логарифмический масштаб) для изученных зерен детритового циркона из пробы К18-501. Светло-серыми полосами маркированы переходы между классификационными полями: ОМ - обычные интрузивные или вулканические гранитоидные комплексы нормальной или пониженной кремнекислотности, МП - мафические породы, ВТМ -породы, подверженные высокотемпературному метаморфизму, МК - метаморфические породы, в том числе эклогиты, УНТГ -ультранизкотемпературные гранитоидные комплексы. Пояснения см. в тексте. Fig. Б.2. The Th vs U diagram (logarithmic scale) for detrital zircon grains from sample K18-501.
Light gray stripes - transition between the classification fields: OM - ordinary intrusive / volcanic granitoid complexes with normal / low silicic acidity, МП - mafic rocks, ВТМ - high-temperature metamorphosed rocks, MK - metamorphic rocks, including eclogites, УНТГ -ultra-low-temperature granitoid complexes. See text for explanations.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ВЕЛИЧИН TH/U В ДАТИРОВАННЫХ ЗЕРНАХ ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ ПРОБЫ К18-501
Отношение весовых количеств тория и урана (Th/U) в цирконе большинства пород магматического генезиса (т.е. в магматогенном цирконе) варьируется от 0.1 до 1.0 (см. недавние обзоры [Kirkland et al., 2015; Rubatto, 2017]). Низкие значения Th/U считаются статистически свойственными метаморфогенным кристаллам циркона. При этом предлагаемое «пороговое» значение Th/U, позволяющее разделить магматогенный и метаморфо-генный циркон, в разных работах варьируется от 0.5 до 0.1: в [Kirkland et al., 2015] - 0.5, в [Hoskin, Schaltegger, 2003] - 0.2, в [Teipel et al., 2004] - 0.1. Наиболее вероятно, что величины Th/U в пределах от 0.1 до 0.5 встречаются в цирконе и магматического, и метаморфического происхождения.
Высокие величины торий-уранового отношения (Th/U>1.5) наряду с другими характеристиками статистически свойственны циркону меланократовых (мафических) магматических пород [Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011]. Следует отметить также, что циркон с высокими значениями Th/U иногда фиксируется в породах, которые сформированы в обстановках метаморфизма высоких температур, низких и средних давлений [Wanless et al., 2011]. Для циркона, кристаллизовавшегося в гранитах при низких температурах, характерны более высокие содержания U и пониженные содержания Th. Это выражено обычно пониженными величинами Th/U в цирконе низкотемпературного происхождения [Harrison et al., 2007].
В зернах dZr из пробы К18-501 для 61 анализа получены значения Th/U, попадающие в пределы от 0.2 до 1.0 (рис. Б.2). Такие значения принято считать статистически присущими магматогенному циркону из магматических пород кремнекислого и среднего состава. Источниками зерен dZr с такими значениями Th/U, наиболее вероятно, были обычные гранитоиды нормальной или пониженной кремнекислотности или их вулканические эквиваленты. Однако значительная часть анализов (51 анализ) показала величины Th/U более 1.0 и из них 13 анализов - даже более 1.5. Это означает, что среди первичных источников зерен dZr, для
которых получены такие значения Th/U, могли быть комплексы, в которых широким распространением пользовались мафические породы (например, породы офиолитовых ассоциаций, базитовых интрузий и т.п.) и/или породы, подвергшиеся высокотемпературному метаморфизму (например, гранулиты). Для пяти зерен (№ 54, 72, 73, 100 и 118), напротив, зафиксированы очень низкие торий-урановые отношения (Th/ U<0.1). Эти зерна dZr, скорее всего, могли иметь своими первичными источниками (ультра)высокобарические комплексы (эклогиты) или, например, такие «экзотические» комплексы, как ультранизкотемпературные гранитоиды.
ПЕРВИЧНЫЕ АНАЛИТИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ U-PB ИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ ЗЕРЕН
ЦИРКОНА ИЗ АЛЕВРОЛИТА ТЕРСКОЙ СВИТЫ (ПРОБЫ В-1609 И В-1611)
Выделение монофракций циркона из проб В-1609 и В-1611 и U-Pb изотопные исследования циркона проведены в лаборатории геохронологии и изотопной геохимии ГИН КНЦ РАН (г. Апатиты). Прецизионное U-Pb изотопное датирование циркона выполнено методом изотопного разбавления (ID-TIMS) в двух модификациях: датирование трех единичных зерен из пробы В16-11 (табл. Б.3) с использованием трассера 205Pb и датирование трех навесок из пробы В16-09 (табл. Б.4) с использованием трассера 208Pb (рис. Б.3; см. рис. 8). Химическое разложение циркона проводилось по методике Т.Е. Кроу [Krogh, 1973].
ИЗОТОПНЫЕ SM-ND ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОД ТЕРСКОЙ СВИТЫ (ПРОБЫ В16-09, В16-10 И В16-11)
Для трех проб (В-1609, В-1610 и В-1611) из разреза терской свиты было выполнено их изотопно-геохимическое изучение Sm-Nd методом (табл. Б.5). Величины изотопных отношений (147Sm/144Nd vs 143Nd/144Nd) для этих трех проб не образуют изохрону. Значения вычисленных eNd(t) в пересчете на средний рифей (1200 млн лет) попадают в диапазон от -5.1 до -8.8, а оценки модельного возраста TDM составили 2.39, 2.31 и 2.85 млрд лет (см. рис. 8).
Таблица Б.3. Изотопные U-Pb данные для навески цирконов из алевролита терской свиты (sample В-1609) Table Б.3. The U-Pb isotopic data for the weighed portions of zircons from siltstones of the Tersk Formation (sample B-1609)
Проба Навеска, Содержание, г/т (ppm) Изотопный состав свинца* Изотопные отношения и возраст млн лет** Rho
№ мг Pb U 206Pb/204Pb 206Pb/207Pb 206Pb/208Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb
1 0.2 28.1 35.9 194 4.2474 1.9603 11.3890 0.487677 2572 0.94
2 0.3 193.9 294.8 435 5.0528 2.95950 11.1112 0.480340 2550 0.98
3 0.2 26.7 42.7 461 5.1821 3.08080 10.2084 0.463838 2517 0.95
Примечание. * Все отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.08 нг для Pb и 0.04 нг для U и масс-дискриминацию 0.12±0.04 %. ** Коррекция возраста на примесь обыкновенного свинца определена по модели Стейси и Крамерса [Stacey, Kramers, 1975]. Note. * All ratios are corrected for blank contamination (0.08 and 0.04 ng for Pb and U, respectively) and mass discrimination (0.12±0.04 %). ** Age correction for common lead admixture follows the model described in [Stacey, Kramers, 1975].
Таблица Б.4. Изотопные U-Pb данные для единичных зерен циркона из алевролита терской свиты (проба B-1611) Table Б.4. The U-Pb isotopic data for single zircon grains from siltstones of the Tersk Formation (sample B-1611)
№ Навеска Концентрация, г/т (ppm) Изотопные отношения Изотопные отношения и возраст, млн лет** %
п/п (мг) Pb U 206Pb/ 204Pb 206Pb/238U ±2a 207Pb/235U ±2a 207Pb/206Pb ±2a 206Pb/238U ±2а 207Pb/235U ±2а 207Pb/206Pb ±2а Дис.
1 0.012 9.62 13.57 208.27 0.484±0.029 11.223±0.701 0.1682±0.0015 2545±157 2542±159 2539±22 -0.2
2 0.020 13.51 19.39 155.55 0.430±0.012 8.849±0.243 0.1493±0.0009 2305±62 2323±64 2338±14 1.4
3 0.010 25.79 47.78 203.90 0.376±0.008 6.743±0.144 0.1300±0.0004 2058±5 2078±4 2098±7 1.9
Примечание. * Все отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.08 нг для Pb и 0.04 нг для U и масс-дискриминацию 0.12±0.04 %. ** Коррекция возраста на примесь обыкновенного свинца определена по модели Стейси и Крамерса [Stacey, Kramers, 1975]. Note. * All ratios are corrected for blank contamination (0.08 and 0.04 ng for Pb and U, respectively) and mass discrimination (0.12±0.04 %). ** Age correction for common lead admixture follows the model described in [Stacey, Kramers, 1975].
Рис. Б.3. Диаграмма с конкордией для U-Pb изотопных датировок зерен детритового циркона из алевролитов терской свиты, проба В-1609 (а), проба В-1611 (б).
Fig. Б.3. Concordia diagram for U-Pb isotope dating of detrital zircon grains from siltstones of the Tersk formation, samples B-1609 (a) and B-1611 (б).
Таблица Б.5. Изотопные Sm-Nd данные для алевролита терской свиты Table Б.5. The Sm-Nd isotopic data for siltstones of the Tersk Formation
Образец Порода Концентрация, г/т (ppm) Sm Nd Изотопные отношения 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd TDM, млн лет £Nd (1200 млн лет)
В-1609 Алевролит 5.64 28.1 0.1211 0.511697±17 2386 -6.7
B-1610 Алевролит 5.86 28.1 0.1262 0.511819±14 2312 -5.1
В-1611 Алевролит 5.49 24.2 0.1374 0.511718±13 2849 -8.8
Примечание. Среднее значение отношения 143Nd/144Nd в стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512065±19 (n=7). Ошибка в 147Sm/144Nd отношениях составляет 0.3 % (2ст) - среднее значение из 7 измерений в стандарте BCR-2 [Raczek et al., 2003]. Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидуальном анализе - до 0.004 %. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd -0.3 нг и по Sm -0.06 нг. Точность определения концентраций Sm и Nd ±0.5 %. Изотопные отношения были нормализованы по отношению 146Nd/144Nd=0.7219, а затем приведены к принятому отношению 143Nd/144Nd в стандарте JNdi-1=0.512115 [Tanaka et al., 2000]. При расчете величин £Nd(T) и модельного возраста TDM использованы современные значения CHUR по [Bouvier et al., 2008] (143Nd/144Nd=0.512630, 147Sm/144Nd=0.1960) и DM по [Goldstein, Jacobsen, 1988] (143Nd/144Nd=0.513151, 147Sm/144Nd=0.2136).
Note. In the measurement period, an average value of ratio 143Nd/144Nd (JNdi-1 standard) is 0.512065±19 (n=7). The error in ratios 147Sm/144Nd is 0.3 % (2ct), as calculated from 7 measurements (BCR-2 standard, [Raczek et al., 2003]). The error in measuring the Nd isotopic composition in the individual analysis is up to 0.004 %. Laboratory blank contamination: Nd -0.3 ng, Sm -0.06 ng. The accuracy of determining Sm and Nd concentrations is ±0.5 %. The isotopic ratios are normalized to ratio 146Nd/144Nd=0.7219, and then brought to accepted ratio 143Nd/144Nd (JNdi-1 standard)=0.512115 [Tanaka et al., 2000]. When calculating the £Nd(T) and TDM model ages, we use the modern CHUR and DM values: respectively, (143Nd/144Nd=0.512630, 147Sm/144Nd=0.1960) [Bouvier et al., 2008] and (143Nd/144Nd=0.513151, 147Sm/144Nd=0.2136) [Goldstein, Jacobsen, 1988].
Таблица Б.6. Результаты теста Колмогорова-Смирнова Table Б.6. Results of the Kolmogorov-Smirnov test
Z01 Z04 Z05 Z06 Z07 Z08 Z09 Z10 Z11 Z12 Z13 Z15 Z16 Z17 Z18 Z19 Z20 Z21 Z22 Z23
Z01 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.012 0.000 0.000 0.008 0.000 0.009 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
Z04 0.000 0.023 0.803 0.000 0.461 0.000 0.455 0.000 0.132 0.000 0.000 0.002 0.000 0.421 0.113 0.000 0.000 0.094 0.000
Z05 0.000 0.023 0.110 0.000 0.002 0.000 0.626 0.000 0.193 0.000 0.000 0.119 0.000 0.044 0.000 0.000 0.000 0.060 0.000
Z06 0.000 0.803 0.110 0.000 0.125 0.002 0.987 0.000 0.190 0.000 0.000 0.007 0.000 0.654 0.012 0.000 0.000 0.060 0.000
Z07 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.002 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.012 0.000 0.000 0.000
Z08 0.000 0.461 0.002 0.125 0.000 0.062 0.040 0.000 0.007 0.000 0.000 0.000 0.000 0.426 0.419 0.014 0.000 0.005 0.000
Z09 0.000 0.000 0.000 0.002 0.002 0.062 0.004 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.081 0.680 0.316 0.000 0.000 0.057
Z10 0.000 0.455 0.626 0.987 0.000 0.040 0.004 0.000 0.556 0.000 0.000 0.086 0.000 0.677 0.004 0.001 0.000 0.395 0.000
Z11 0.012 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.413 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
Z12 0.000 0.132 0.193 0.190 0.000 0.007 0.001 0.556 0.000 0.000 0.000 0.051 0.000 0.357 0.000 0.000 0.000 0.039 0.000
Z13 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.026 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
Z15 0.008 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.558 0.000 0.000
Z16 0.000 0.002 0.119 0.007 0.000 0.000 0.000 0.086 0.000 0.051 0.026 0.000 0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 0.002 0.000
Z17 0.009 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.413 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
Z18 0.000 0.421 0.044 0.654 0.000 0.426 0.081 0.677 0.000 0.357 0.000 0.000 0.002 0.000 0.037 0.016 0.000 0.008 0.000
Z19 0.000 0.113 0.000 0.012 0.001 0.419 0.680 0.004 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.037 0.148 0.000 0.000 0.015
Z20 0.000 0.000 0.000 0.000 0.012 0.014 0.316 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.016 0.148 0.000 0.000 0.002
Z21 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.558 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
Z22 0.000 0.094 0.060 0.060 0.000 0.005 0.000 0.395 0.000 0.039 0.000 0.000 0.002 0.000 0.008 0.000 0.000 0.000 0.000
Z23 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.057 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.015 0.002 0.000 0.000
Примечание. Маркировка проб (Z01-Z21) соответствует табл. Б.5. Значения р>0.05 (пороговое значение) выделены полужирным шрифтом и желтым фоном. Note. The sample numbers (Z01-Z21) corresponds to those in Table Б.5. Threshold values (p>0.05) are given in bold and marked in yellow.
