CC BY
21
550.93:549.514.81(234.83)
РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (LA-ICP-MS) ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ДОКЕМБРИЙСКОГО РАЗРЕЗА СЕВЕРНОГО ТИМАНА
В.Л. Андреичев1, А.А. Соболева1, Дж.К. Хоуриган2
1 Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, Сыктывкар 2 Калифорнийский университет, Санта-Крус, США
Поступила в редакцию 05.12.16
Приведены первые изотопные данные о возрасте детритовых цирконов из терриген-ных отложений ямбозерской свиты барминской серии, слагающих верхнюю часть докемб-рийского разреза Северного Тимана. Изотопные U-Pb (LA-ICP-MS) датировки 80 цирко-новых зерен охватывают интервал 989—2713 млн лет. Средневзвешенный возраст трех наиболее молодых цирконов, равный 1004+15 млн лет, дает основание предполагать вероятным временем осадконакопления поздний рифей (неопротерозой). Формирование кла-стических осадков, слагающих ямбозерскую свиту, контролировалось преимущественно привносом терригенного материала из разрушавшихся пород кристаллических комплексов Фенноскандии и Среднерусского орогена.
Ключевые слова: детритовые цирконы, верхний докембрий, Северный Тиман, U-Pb возраст.
Andreichev V.L., Soboleva A.A., Hourigan J.K. U-Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons from clastic sediments of upper part of Precambrian basement of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series. 2017. Volume 92, part 1. P. 10—20.
The article presents the first U—Pb data on the age of detrital zircons from clastic sediments of Yambozero Formation (Barmin Group) which constitutes the upper part of the Precambrian sequence of the Northern Timan. Age data for 80 zircon grains (LA-ICP-MS) cover the range of 989—2713 Ma. Weighted average age of the three youngest zircons yields the age of 1004+15 Ma which provides grounds to assume that sediment deposition took place in late Riphean (Neopro-terozoic). The accumulation of clastic sediments of Yambozero Formation was controlled mostly with terrigenous material from eroded rock complexes coeval with crystalline complexes of Fen-noscandia and Central Russian Belt.
Key words: detrital zircons, upper Precambrian, Northern Timan, U-Pb age.
Тиман и п-ов Канин представляют собой вытянутую в северо-западном направлении от Полю-дова Камня до мыса Канин Нос орографически выраженную структуру (Тиманскую гряду) протяженностью 1150 км при ширине 80—160 км, которая обрамляет с северо-востока карельский остов Восточно-Европейской платформы и является юго-западным ограничением Печорской плиты. Гряда состоит из отдельных кулисообразно расположенных горстообразных поднятий, в сводовых частях которых локально обнажены верхнедокемб-рийские структурно-вещественные комплексы, представленные в различной степени метаморфизован-ными осадочными, преимущественно терригенными образованиями, и прорывающими их магматическими породами позднерифейско-вендского возраста. Выходы верхнего докембрия известны на п-ове Канин (хр. Канин Камень, мысы Лудоватые), Северном Тимане, Среднем Тимане (Цильменский и Четласский Камни, Вымская гряда), Южном Тимане (Очьпарминское и Джежимпарминское поднятия), а на остальной территории вскрыты скважинами.
Геологическое изучение Тиманской гряды продолжается с середины XIX в., но до сих пор не потеряли своей актуальности вопросы стратиграфии и корреляции верхнедокембрийских образований различных тектонических блоков, расстояние между которыми достигает 200 км. Разобщенность и немногочисленность выходов осадочных пород, лишенных, как правило, органических остатков и отчетливых маркирующих горизонтов, обусловили значительные разногласия при стратиграфическом расчленении и корреляции разрезов верхнего докембрия Тиманской гряды. Корреляция разрезов и суждения о возрасте стратиграфических подразделений основывались преимущественно на лито-логических данных и степени вторичных изменений пород, варьирующих от позднего катагенеза до амфиболитовой фации. В результате уже в середине 60-х гг. прошлого столетия существовало около 50 различных вариантов стратиграфических схем для верхнего докембрия Тиманской гряды (Журавлев и др., 1966), а в дальнейшем их количество только возросло. Определенный порядок был установлен в 1983 г. на Межведомственном стра-
тиграфическом совещании (Верхний докембрий..., 1986), но, тем не менее, стратиграфическое расчленение верхнего докембрия Тимана и п-ова Ка-нин остается проблематичным, поскольку не имеет простого решения.
В полной мере это относится к Северному Ти-ману, где на небольшой территории представлены доступные непосредственному наблюдению верх-недокембрийские метаосадочные образования, прорываемые различными по составу магматическими породами позднерифейского возраста и перекрытые отложениями фанерозоя (рис. 1). Естественные выходы верхнедокембрийских терригенных пород наблюдаются на побережье Чёшской губы от устья р. Румяничной до мыса Бармин, на побережье Баренцева моря между мысами Бармин и Капитанский, по рекам Черной, Малой Черной, Великой и их притокам, а также в тундре на сопках Малый и Большой Камешек. Эти образования, в составе которых преобладают сланцы и кварци-топесчаники, относятся к барминской серии, подразделяемой на три свиты (снизу вверх и с юга на север): румяничную (до 1000 м), малочернорецкую (до 2000 м) и ямбозерскую (до 2000 м), детально охарактеризованные в ряде работ (Гецен, 1968, 1975; Оловя-нишников, 1998, 2004 (до августа 1991 г. В.Г. Оловянишников носил фамилию Гецен)). Границы между свитами проведены по тектоническим разломам, нижняя граница румяничной
свиты не вскрыта эрозией. Общее падение пород крутое северо-восточное. Отложения серии, изначально представленные преимущественно пелитами, алевритами и тонкозернистыми песками, подвергались метаморфическим преобразованиям разного типа. Это мусковит-хлоритовая и биотит-хлоритовая субфации зеленосланцевой фации и контактовый метаморфизм, обусловленный внедрением интрузивных пород различного состава и возраста. Наиболее интенсивно метаморфизованы отложения румяничной свиты вблизи сиенитового массива Большой Румяничный, где они превращены в мигматиты.
О возрасте барминской серии существуют различные представления. Она датировалась условно ранним рифеем (Гецен, 1975), средним рифеем (Верхний докембрий..., 1986), поздним рифеем (Оловянишников, 2004) и даже вендом (Акимова, 1996). Результаты изотопного датирования цирконов из интрузивных пород (рис. 1), прорывающих бар-минскую серию, позволили исключить вендский возраст, так как РЪ-РЪ (РЪ-еуарогаНои) возраст единичных кристаллов циркона из сиенитов массива Крайний Камешек составил 613±2 млн лет, а из
Рис. 1. Схема геологического строения
Северного Тимана, по (Оловянишни-
ков, 2004): 1 — верхнедевонские базальты; 2 — среднедевонские песчаники и
конгломераты; 3 — нижнедевонские алевролиты, песчаники, глины; 4 — нижнесилурийские известняки с прослоями алевролитов и песчаников;
5 — метаосадочные породы бармин-
ской серии: ИРг — румяничная свита: сланцы, кварциты, мигматиты;
КРтсг — малочернорецкая свита:
сланцы, кварцитопесчаники; КРутЬ — ямбозерская свита: сланцы, кварци-топесчаники; 6 — граниты, 7 — сие-
ниты, 8 — метагаббро-долериты и долериты, 9 — оливин-керсутитовые
габбро, 10 — границы между разновозрастными подразделениями и телами разного состава внутри этих подразделений (а), границы несогласного
залегания стратиграфических подразделений (б); 11 — главные разломы,
12 — места отбора проб. Цифрами обозначены массивы: 1 — Большой Румяничный, 2 — Крайний Камешек, 3 — Малый Камешек, 4 — Большой Камешек, 5 — Сопки Каменные. Цифры в прямоугольниках — и-РЪ и РЪ-РЪ цирконовые датировки в млн лет (пояснения в тексте)
гранитов массива Большой Камешек — 621+4 млн лет (Андреичев, Ларионов, 2000). Приводимые в тексте погрешности соответствуют 2о. Сопоставимые результаты были получены при U-Pb (SIMS) датировании цирконов из оливин-керсутитовых габбро в районе устья р. Румяничной (614+2 млн лет) и из сиенитов массива Большой Румяничный (613+7 млн лет) (Larionov et al., 2004). Тем не менее вопрос о возрасте барминской серии остается открытым, поскольку на основании приведенных изотопных данных барминскую серию можно датировать, по крайней мере, поздним рифеем, но не исключается и более древний возраст.
В настоящее время в России и за рубежом для корректировки возраста немых терригенных отложений весьма активно применяется U-Pb датирование детритовых цирконов, что находит отражение в сотнях публикаций. В России одной из первых появилась статья по детритовым цирконам из докембрийских осадочных пород Южного Урала (Willner et al., 2003), а на Тимане первые результаты получил Н.Б. Кузнецов с коллегами (2010). Этот метод определения стратиграфического положения палеонтологически немых толщ основан на предположении о соответствии возраста детрито-вых цирконов, присутствующих в осадочной породе, возрасту эродируемых пород питающих провинций, а цирконы с минимальным возрастом выступают в роли индикатора стратиграфической летописи для определения нижнего вероятного возрастного предела осадконакопления (Fedo et al., 2003). Порода не может быть древнее возраста самого молодого циркона, но может быть сколь угодно моложе.
Исходя из этих предположений, было проведено U-Pb датирование детритовых цирконов из тонкозернистого песчаника малочернорецкой свиты Северного Тимана (Андреичев и др., 2014). Изотопные исследования позволили сделать вывод о том, что осадки формировались, главным образом, за счет продуктов разрушения породных комплексов, участвующих в строении древних кристаллических образований, одновозрастных тем, которые слагают фундамент Восточно-Европейской платформы. Возраст самого молодого цирконового зерна в этих песчаниках составляет 1035+19 млн лет и дает основание предполагать, что накопление отложений малочернорецкой свиты происходило не ранее чем в начале позднего рифея (неопротерозоя).
Для распространения этого вывода на всю бар-минскую серию необходимы изотопные данные по детритовым цирконам из пород румяничной и ямбозерской свит, относимых соответственно к более низким и более высоким уровням разреза серии. В настоящем сообщении приводятся результаты датирования цирконов из пород ямбо-зерской свиты.
Геологическая позиция и материал для анализа
Ямбозерская свита обнажена на протяжении двух километров по побережью Чёшской губы юго-западнее мыса Бармин и по побережью Баренцева моря на участке между мысами Бармин и Капитанский (рис. 1). По литологическому составу, условиям залегания, степени метаморфизма отложения ямбозерской свиты близки к породам малочерно-рецкой свиты, но поскольку залегают севернее выходов последней, то выделяются в ранге самостоятельного подразделения.
В разрезе ямбозерской свиты вдоль побережья Чёшской губы с юга на север наблюдается смена толщи глинистых и алевритовых сланцев переслаиванием кварцитопесчаников и метаморфизованных алевролитов, затем толщей глинистых сланцев, сменяющихся алевритовыми сланцами, и завершается разрез пачкой кварцитопесчаников на мысе Бармин (Оловянишников, 1998). Отложения метаморфизованы в условиях мусковит-хлоритовой субфации зелено-сланцевой фации при температурах 300—500°С (Новицкий, 1976), что значительно меньше температуры закрытия и-РЬ изотопной системы в цирконах (~900°С), поэтому содержащаяся в них информация о возрасте размываемых пород питающих провинций должна сохраняться. Кроме того, при опробовании исключалось влияние магматических пород, при внедрении которых могло бы происходить омоложение цирконов, находящихся в экзо-контактовых зонах вмещающих отложений ямбо-зерской свиты.
Отбор цирконов производился из образца 234 кварцитопесчаников, выходящих на поверхность в отливно-приливной зоне южной части мыса Бар-мин (67,6361° с.ш., 47,9996° в.д.) и представляющих собой верхнюю часть видимого разреза ямбозер-ской свиты и в целом барминской серии.
Кварцитопесчаники серого цвета, тонкозернистые, массивные, со слабо выраженной сланцеватой текстурой за счет тонких прослоев, обогащенных мелкочешуйчатыми хлоритом, серицитом и углеродистым веществом. Породы имеют лепидо-гранобластовую структуру и сложены (в объемных %): кварцем (около 85), альбитом (1—2) и небольшим количеством слабососсюритизированного более основного плагиоклаза, калиевым полевым шпатом (1—2), обломками хлоритизированного биотита (1—2) и единичными чешуями мусковита. Лито-класты, составляющие около 10%, представлены серицит-хлоритовыми, хлоритовыми и серицито-выми сланцами. Акцессорные минералы — ильменит, апатит, циркон, гранат, титанит, турмалин, монацит, ксенотим и лейкоксеновый агрегат. В.Г. Оловя-нишников (1998) отмечал, что в тяжелой фракции кварцитопесчаников ямбозерской свиты встречаются также рутил и андалузит. Реликтов псаммитовой структуры не сохранилось, цемент, вероятно,
первично глинистый, полностью перекристаллизован и превращен в мелкие чешуйки стильпно-мелана, хлорита и серицита.
Пробу 234 дробили вручную в стальной ступе до размера обломков <0,25 мм. Отмучивание измельченного материала производили в проточной водопроводной воде, после чего с применением бромоформа выделяли тяжелую фракцию, из которой отделяли неэлектромагнитную фракцию, а из нее под бинокуляром отбирали все попадающие в поле зрения цирконы. Все процедуры проводили в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).
Выделенные из пробы цирконовые зерна имеют размер 50—200 мкм, в среднем около 100 мкм (рис. 2). Преобладают окатанные и полуокатанные зерна светло-розовые, розовые, розовато-желтые, с коэффициентом удлинения 1,5—2,5 и их обломки.
Определение U-Pb возраста цирконовых зерен выполнено в изотопном центре Marine Analytical Laboratories Калифорнийского университета (г. Санта-Крус, США) на одноколлекторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR с высоким разрешением магнитного сектора и на установке лазерной абляции Photon Machines Analyte.H с эксимерным лазером с дли-
ной волны 193 нм и камерой Helex-2. Диаметр аналитического пятна 30 мкм. Испаренное вещество после добавления гелия и аргона проходит по тефлоновой трубке диаметром 4 мм и через тефло-новый сглаживающий коллектор «Squid». Энергия вспышки лазера ATLEX — 4,5 мДж. Плотность энергии контролировалась калибруемым аттенюатором. Пробоподготовка цирконов для масс-спект-рометрического анализа, аналитические измерения и расчеты выполнялись согласно стандартным процедурам (Михайленко и др., 2016; Sharman et al., 2013 ).
Результаты и обсуждение
Всего было проанализировано 98 зерен (таблица). Практически все цирконы оказались древнее 1 млрд лет, поэтому для оценки возраста пород в источнике сноса использовались возрастные значения по отношению 207Pb/206Pb. Из рассмотрения исключены анализы с дискордантностью более |10|%. Оставшихся результатов по 80 зернам достаточно для выявления возрастов пород на размывавшихся палеоводосборах, откуда поставлялся кластический материал, включая и цирконы, в область осадконакопления (Vermeesch, 2004).
HV: 20.0 kV DATE: 01/31/12 500 um Vega ©Tescan
VanKV Device: Vega TS5130MM RSMA Group IEM RAS
Рис. 2. Изображение зерен циркона из кварцитопесчаников ямбозерской свиты в обратно-отраженных электронах с аналитическими кратерами
Результаты U-Pb датирования детритовых цирконов из ямбозерской свиты: проба 234
№ зерна Изотопные отношения Мо Возраст, млн лет э,%
^РЬ 206РЬ 1о (%) Шрь 235и 1о (%) Жрь 238и 1о (%) —РЬ 238и 1С 207РЬ 206РЬ 1о
1 0,0814 0,61 2,138 0,98 0,1834 0,84 0,74 1086 8 1231 12 13
2 0,0787 0,76 2,371 1,31 0,2217 1,15 0,81 1291 14 1165 15 -10
3 0,1025 0,54 5,140 1,07 0,3515 0,90 0,84 1942 15 1670 10 -14
4 0,0794 1,13 2,073 2,03 0,1992 1,78 0,82 1171 19 1182 22 1
5 0,0782 0,61 2,314 0,91 0,2124 0,87 0,72 1242 10 1152 12 -7
6 0,0776 0,44 2,112 0,83 0,1985 0,81 0,81 1167 9 1137 9 -3
7 0,1173 0,43 5,787 0,76 0,3594 0,71 0,76 1980 12 1916 8 -3
8 0,0865 0,47 2,928 0,75 0,2492 0,78 0,74 1434 10 1349 9 -6
9 0,1040 1,88 4,010 3,12 0,2711 0,88 0,74 1546 12 1697 34 10
10 0,1036 0,53 4,364 0,74 0,3068 0,77 0,72 1725 12 1690 10 -2
11 0,0990 0,50 3,800 0,92 0,2749 0,73 0,62 1566 10 1606 10 2
12 0,0923 0,76 1,920 2,60 0,1464 2,29 0,90 881 16 1474 14 67
13 0,0925 0,49 3,345 0,88 0,2601 0,79 0,78 1490 10 1478 9 -1
14 0,0901 0,52 3,020 0,92 0,2400 0,79 0,74 1388 10 1428 10 3
15 0,0767 0,48 1,985 0,96 0,1870 0,83 0,82 1105 8 1114 10 1
16 0,0992 0,60 4,100 2,56 0,2990 2,51 0,98 1686 24 1609 12 -5
17 0,0825 0,44 2,318 0,84 0,2015 0,82 0,76 1184 9 1258 8 6
18 0,0822 0,50 2,157 0,81 0,1904 0,73 0,71 1124 8 1250 10 11
19 0,1188 0,55 4,446 0,84 0,2702 1,02 0,78 1542 14 1938 10 26
20 0,0981 0,51 3,801 0,90 0,2799 0,82 0,77 1591 12 1588 10 0
21 0,0876 0,74 3,070 0,93 0,2516 0,83 0,62 1447 11 1374 14 -5
22 0,0822 0,50 2,566 0,78 0,2223 0,72 0,71 1294 8 1250 9 -3
23 0,1968 1,40 7,900 1,84 0,2856 0,82 0,45 1620 12 2800 22 73
24 0,0843 0,49 2,715 0,94 0,2351 0,76 0,77 1362 10 1299 10 -5
25 0,1416 0,60 8,510 0,59 0,4351 0,85 0,68 2329 16 2247 10 -3
26 0,0864 0,58 2,828 1,03 0,2400 1,00 0,79 1387 12 1347 12 -3
27 0,0719 0,58 1,820 1,95 0,1859 0,86 0,72 1100 12 983 12 -11
28 0,0902 0,54 3,147 0,95 0,2535 0,77 0,75 1456 10 1430 10 -2
29 0,0777 0,55 2,160 1,06 0,1970 0,81 0,77 1159 8 1140 10 -2
30 0,0732 0,62 1,895 0,79 0,1853 0,70 0,60 1096 7 1020 13 -7
31 0,0887 0,51 3,074 1,02 0,2494 0,92 0,80 1436 12 1398 10 -3
32 0,0968 0,57 3,836 1,04 0,2844 0,84 0,76 1614 12 1563 10 -3
33 0,1756 0,54 12,23 0,86 0,4969 0,76 0,74 2600 16 2612 10 0
34 0,0734 0,62 2,028 0,96 0,1984 0,78 0,73 1167 8 1026 12 -12
35 0,0912 0,55 3,491 0,82 0,2697 0,82 0,69 1540 11 1451 10 -6
Продолжение табл.
№ зерна Изотопные отношения ИИо Возраст, млн лет Э,%
Жрь 206РЬ 1о (%) 207РЬ 235и 1о (%) 206рь 238и 1о (%) —РЬ 238и 1С ЖРЬ 206РЬ 1о
36 0,0898 0,50 2,844 0,88 0,2234 0,90 0,77 1300 10 1422 10 9
37 0,0799 0,52 2,148 0,81 0,1888 0,90 0,77 1115 10 1195 10 7
38 0,0794 0,48 2,344 0,92 0,2087 0,84 0,78 1222 9 1183 10 -3
39 0,0838 0,52 2,623 0,93 0,2191 0,87 0,75 1277 10 1288 10 1
40 0,0830 0,55 2,365 0,76 0,2022 0,79 0,78 1187 8 1270 11 7
41 0,1202 0,50 6,021 0,77 0,3587 0,78 0,79 1976 14 1979 9 0
42 0,0965 0,67 3,343 1,14 0,2476 0,95 0,77 1426 12 1558 12 9
43 0,1076 0,56 4,524 1,02 0,3010 0,98 0,80 1696 14 1759 10 4
44 0,0922 0,70 3,455 0,88 0,2674 0,77 0,61 1527 10 1472 14 -4
45 0,0781 0,64 1,130 1,81 0,1035 1,59 0,91 635 10 1150 12 81
46 0,0725 0,97 1,405 1,17 0,1378 1,02 0,54 832 8 1000 20 20
47 0,0783 0,52 2,231 0,81 0,2033 0,79 0,74 1193 8 1155 10 -3
48 0,1776 0,62 12,53 1,08 0,5200 1,06 0,81 2700 24 2631 10 -3
49 0,0899 0,51 3,327 0,84 0,2660 0,73 0,71 1520 10 1424 10 -6
50 0,0721 0,49 1,794 0,92 0,1747 0,86 0,72 1038 8 989 10 -5
51 0,0829 0,48 2,687 0,74 0,2287 0,72 0,73 1328 8 1267 10 -5
52 0,0799 0,61 2,290 1,00 0,2020 0,96 0,68 1186 10 1195 12 1
53 0,0959 0,57 3,938 0,90 0,2888 0,81 0,73 1636 12 1546 10 -6
54 0,0784 0,45 2,350 0,83 0,2111 0,76 0,76 1235 8 1158 12 -6
55 0,0935 0,69 3,528 0,96 0,2732 0,90 0,54 1557 12 1498 13 -4
56 0,0791 0,56 2,101 0,88 0,1934 0,88 0,71 1140 9 1175 11 3
57 0,1056 0,57 4,344 0,85 0,2996 0,77 0,64 1690 12 1725 10 2
58 0,0859 0,57 2,203 0,98 0,1867 0,83 0,76 1104 8 1336 11 21
59 0,0935 0,53 3,137 0,88 0,2474 0,85 0,76 1425 11 1498 10 5
60 0,0856 0,76 2,542 0,96 0,2165 0,85 0,64 1263 10 1330 15 5
61 0,0837 0,72 2,421 0,93 0,2127 0,82 0,66 1243 10 1286 14 4
62 0,0843 0,59 2,414 0,91 0,2087 0,93 0,63 1222 10 1300 12 6
63 0,0922 0,60 3,145 0,84 0,2480 0,75 0,66 1428 10 1472 12 3
64 0,0799 0,55 2,056 0,95 0,1857 0,81 0,75 1098 8 1195 10 9
65 0,0825 0,48 2,296 0,83 0,1978 0,81 0,77 1164 9 1258 10 8
66 0,0983 0,61 3,795 0,83 0,2739 0,82 0,69 1560 12 1592 12 2
67 0,0861 0,56 2,812 0,82 0,2332 0,77 0,67 1352 10 1340 11 -1
68 0,0964 0,57 2,965 0,78 0,2174 0,85 0,73 1268 10 1556 10 23
69 0,0920 0,50 3,041 0,89 0,2335 0,81 0,78 1353 10 1468 10 8
70 0,1866 0,51 12,08 0,87 0,4666 0,90 0,80 2468 18 2713 8 10
71 0,1125 0,58 5,182 0,90 0,3315 0,83 0,72 1846 14 1840 10 0
Окончание табл.
№ зерна Изотопные отношения Мо Возраст, млн лет Э,%
207рь 206рь 1о (%) ШРЬ 235и 1о (%) —РЬ 238и 1о (%) —РЬ 238и 1С ^РЬ 206рь 1о
72 0,0893 0,67 2,828 1,22 0,2302 0,91 0,70 1336 11 1411 13 6
73 0,0823 0,50 2,559 0,88 0,2215 0,86 0,76 1290 10 1253 10 -3
74 0,0814 0,55 2,354 0,83 0,1844 0,79 0,72 1091 8 1231 11 13
75 0,0930 0,86 2,190 1,07 0,1509 1,09 0,56 906 10 1488 16 64
76 0,0926 0,59 3,566 0,80 0,2378 0,80 0,70 1375 10 1480 12 8
77 0,0952 0,52 3,475 0,86 0,2250 0,84 0,73 1308 10 1532 10 17
78 0,0991 0,55 3,633 0,84 0,2286 0,83 0,77 1327 10 1608 10 21
79 0,1133 0,53 5,422 0,88 0,3047 0,74 0,76 1715 11 1853 10 8
80 0,0806 0,58 2,269 0,88 0,1840 0,82 0,69 1089 8 1212 12 11
81 0,0776 0,46 2,045 1,05 0,1750 1,00 0,83 1040 10 1137 7 9
82 0,0868 0,81 2,614 1,34 0,2089 1,20 0,73 1223 13 1356 16 11
83 0,0970 0,52 3,925 0,84 0,2827 0,78 0,76 1605 11 1567 10 -2
84 0,0932 0,52 3,500 1,21 0,2792 1,02 0,90 1587 14 1492 10 -6
85 0,0926 0,70 3,486 0,98 0,2759 0,76 0,63 1571 10 1480 14 -6
86 0,1162 0,52 5,928 0,84 0,3686 0,76 0,72 2023 13 1899 10 -6
87 0,1149 0,48 5,167 0,90 0,3274 0,84 0,77 1826 14 1878 8 3
88 0,0758 1,06 1,901 1,29 0,1859 0,86 0,56 1099 8 1090 14 -1
89 0,0904 0,47 3,230 0,73 0,2553 0,74 0,70 1466 10 1434 9 -2
90 0,0734 0,88 1,774 1,07 0,1722 0,90 0,52 1024 8 1025 18 0
91 0,0826 0,56 2,378 0,80 0,2073 0,68 0,63 1214 8 1260 11 4
92 0,0816 0,48 2,411 0,87 0,2125 0,82 0,75 1242 10 1236 10 1
93 0,0986 0,76 3,755 0,97 0,2789 0,86 0,58 1586 12 1598 14 1
94 0,1107 0,63 4,890 1,01 0,3166 0,98 0,73 1773 15 1811 12 2
95 0,0766 0,54 1,955 0,97 0,1792 0,84 0,74 1063 8 1111 10 5
96 0,0809 0,48 2,193 1,00 0,1918 0,96 0,82 1131 10 1219 9 8
97 0,0830 0,58 2,634 0,87 0,2259 0,80 0,72 1313 10 1270 12 -3
98 0,0857 0,58 2,686 1,12 0,2259 0,91 0,77 1313 10 1332 12 1
Примечание: КЬо — коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235и, В — дискордантность: В = 100 [возраст (207РЪ/206РЪ) / возраст (206РЬ/238и) — 1]; серым фоном выделены датировки с Б>|10|%,
Результаты изучения цирконов (рис. 3, 4) показывают, что 207РЪ/206РЪ возрасты охватывают интервал 989—2713 млн лет, в пределах которого выделяются возрастные максимумы 1013, 1154, 1258, 1475, 1594 и 1909 млн лет. Распределение датировок свидетельствует о том, что при формировании песчаников ямбозерской свиты доминирующая роль принадлежала продуктам размыва нижне- и среднерифейских кристаллических комплексов или толщ, сложенных продуктами их разрушения,
на долю которых приходится 78% датировок. Ран-непротерозойский возраст имеют 15% изученных цирконов, архейский возраст зафиксирован в трех зернах.
Нижний предел «седиментационного» возраста ямбозерской свиты определяется по минимальным возрастам цирконов. Средневзвешенный возраст трех самых молодых зерен из изученных цирконов (таблица, № 30, 50 и 90), равный 1004+15 млн лет (рис. 5), дает основание считать,
2200
1800rf
1400 тр
Ж *
1000 <ж
/>
шК / III 1 1 1
О 4 8 12 16
207ръ/235и
Рис. 3. Диаграмма Аренса-Везерилла с конкордией. Нанесены все анализы детритовых цирконов из обр. 234. Центры эллипсов погрешностей (2а) — координаты аналитических точек
что накопление осадков, слагающих ямбозерскую свиту, имело место не ранее начала позднего рифея.
Характер распределения возрастов детритовых цирконов из ямбозерской свиты сопоставим со спектром распределения возрастов детритовых цирконов из малочернорецкой свиты (рис. 4). Это подтверждается тестом Колмогорова-Смирнова (KS-тест или критерий согласия Колмогорова-Смирнова), проведенным в программе MS-Excel с помощью макроса, разработанного G. Gehrels and J. Guynn (Университет Аризоны, Тусон, США) и размещенного для свободного использования на сайте: http://sites.google.eom/a/laserchron.org/laserchron/ home. Величина KS-коэффициента составляет 0,147 и показывает высокую степень сходства характера распределения возрастов, поскольку превышает пороговое значение 0,05, отвечающее стандартному уровню значимости KS-теста, равному 95%. То есть, несмотря на то что анализировались цирконы из песчаников, участвующих в строении фрагментов разрезов малочернорецкой и ямбозерской свит, относимых к разным уровням сводного разреза бар-минской серии, отсутствие существенных отличий в возрастных характеристиках цирконов из этих песчаников свидетельствует о том, что 4-километровая толща осадков малочернорецкой и ямбозер-ской свит формировалась за счет накопления продуктов эрозии одних и тех же источников сноса.
Возраст зерна циркона в общем случае интерпретируется как время кристаллизации породы, в которой он образовался. При отложении терри-генных осадков материал поступает из питающей провинции (области эрозии), в пределах которой
на эрозионном срезе в это время экспонировались комплексы источников цирконов — один или несколько разновозрастных магматических и/или метаморфических комплексов или более древние по отношению к формирующимся осадкам осадочные породы, содержащие продукты эрозии кристаллических комплексов.
Для песчаников Северного Тимана в позднем рифее в качестве основных источников сноса служили породные комплексы нижне- и среднери-фейского возраста. Это предположение, так же как и сформированные ранее предположения для верхнерифейских песчаников поднятия Джежим-парма на Южном Тимане (Кузнецов и др., 2010), верхневендской тамицкой и нижнекембрийских песчаников брусовской свиты юго-восточного Бе-ломорья (Кузнецов и др., 20146, 2015), достаточно отчетливо подтверждается сходством интервалов цирконовых возрастов из всех этих песчаников со времени проявления аккреционных и коллизионных процессов, сопровождавшихся образованием магматических пород, участвующих в строении фундамента Восточно-Европейской платформы, многочисленные сведения об изотопных возрастах которых приведены в работах (Арзамасцев и др., 2009; Балуев и др., 2016; Баянова и др., 2002; Глубинное строение..., 2010; Пушкарев и др., 1978; Светов, Свириденко, 1995; Терехов, Балуев, 2011 и ссылки в них). Датировки охватывают промежуток времени от момента становления древнего остова Восточно-Европейской платформы (Протобалтики) в результате сочленения в конце раннего протерозоя (1,8—1,7 млрд лет) архейско-раннепротерозойских
Рис. 4. Сводные графики (гистограммы и кривые плотности вероятности) распределения 207РЪ/206РЪ возрастов детритовых цирконов из терригенных отложений малочернорецкой (Андреичев и др., 2014) и ямбозерской свит барминской серии. Над графиками отрезками отмечены временные диапазоны основных фаз тектогенеза и проявления магматической активности в пределах
Балтики (Кузнецов и др., 2014 а, б).
литосферных мегаблоков Волго-Сарматии и Фен-носкандии с образованием Среднерусско-Волын-ского коллизионного орогена (Бибикова и др., 1995; Богданова и др., 2006; Самсонов и др., 2005; Bog-danova et al., 2008; Claesson et al., 2001; Cocks, Torsvik, 2005) до формирования гранулит-гнейсового Све-конорвежского орогенного пояса в период 1, 14— 0,90 млрд лет (Gorbatschev, Bogdanova, 1993; Gower et al., 1990; Winchester, 1988), который образовался при вхождении Протобалтики в суперконтинент Роди-ния (Хаин, 2001; Li et al., 2008; Meert, Powell, 2001).
Таким образом, средневзвешенный U-Pb возраст трех наиболее молодых цирконовых зерен из кварцитопесчаников ямбозерской свиты, залегающей в верхней части видимого разреза барминской серии, составляет 1004+15 млн лет. Это дает основание считать, что накопление отложений ямбозерской свиты происходило не ранее начала позднего рифея (неопротерозоя). Изученные породы сформировались преимущественно за счет привноса в позднерифейский осадочный бассейн, развивавшийся на Тиманской пассивной континентальной окраине (Кузнецов, 2009а, 2009б; Пучков, 1975, 2010), терригенного материала из разрушавшихся кристаллических комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы, одновозрастных комплексов, обнаженных сейчас в пределах Феноскандинав-ского (Балтийского) щита, а также комплексов,
Рис. 5. Средневзвешенный 207РЪ/206РЪ возраст для трех наиболее молодых зерен циркона из кварцитопесча-ника ямбозерской свиты (обр. 234) - 1004+15 млн лет, СКВО = 2,6. Величина отрезков соответствует погрешности 2с
участвующих в строении Среднерусского орогена. Полученные результаты по цирконам из кварцитопесчаников ямбозерской
свиты сходны с И-РЪ данными по цирконам из пород малочернорецкой свиты, слагающих среднюю часть барминской серии, и в совокупности свидетельствуют о том, что осадки формировались за счет накопления продуктов эрозии одних и тех же питающих провинций.
Авторы признательны Н.Б. Кузнецову за предметные и конструктивные замечания, которые помогли существенно улучшить статью. Работа выполнена по теме госзадания № 115012130018 ИГ Коми НЦ УрО РАН и при частичной финансовой поддержке Комплексной программы УрО РАН, проект 15-18-5-40.
ЛИТЕРАТУРА
Акимова Г.Н. Проблематика верхнепротерозойских отложений Северного Тимана // Регион. геология и металлогения. 1996. № 5. С. 132-135.
Андреичев В.Л., Ларионов А.Н. 207РЪ/206РЪ датирование единичных кристаллов циркона из магматических пород Северного Тимана // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тезисы докл. I Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: ГЕОС, 2000. С. 26-28.
Андреичев В.Л., Соболева А.А., Герелс Дж. И-РЪ возраст и источники сноса обломочных цирконов из верхнедо-кембрийских отложений Северного Тимана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22, № 2. С. 32-45.
Арзамасцев А.А., Федотов Ж.А., Арзамасцева Л.В. Дай-ковый магматизм северо-восточной части Балтийского щита. СПб.: Наука, 2009. 383 с.
Балуев А.С., Морозов Ю.А., Терехов Е.Н. и др. Тектоника области сочленения Восточно-Европейского кра-тона и Западно-Арктической платформы // Геотектоника. 2016. № 5. С. 3-35.
Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф. и др. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита // Геология рудных районов Мурманской области / Ред. Ф.П. Митрофанов. Приложение № 3. Апатиты: Кольский НЦ РАН, 2002. 53 с.
Бибикова Е.В., Богданова С.В., Горбачев Р.М. и др. Изотопный возраст, природа и структура докембрийской коры в Беларуси // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 6. С. 68-78.
Богданова С.В., Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И. и др. Проект ЕиЯОВШВОЕ: палеопротерозойская аккреция
и коллизия коры в Фенноскандии и Сарматии. Геология и геофизические образы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе ЕИЯОРЯОВЕ: Очерки по региональной геологии России / Ред. Н.И. Павленкова. М.: РОС-НЕДРА, РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221-290.
Верхний докембрий европейского севера СССР (объяснит. зап. к схеме стратиграфии) / Ред. В.А. Дедеев, Б.М. Келлер. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1986. 40 с.
Гецен В.Г. О литологии и условиях осадконакопле-ния докембрийских отложений Северного Тимана // Тектоника и древние толщи Тимана и Приполярного Урала / Ред. В.А. Разницын. Сыктывкар: Институт геологии Коми филиала АН СССР, 1968. С. 55-66.
Гецен В.Г. Строение фундамента Северного Тимана и полуострова Канин. Л.: Наука, 1975. 144 с.
Глубинное строение, эволюция и полезные ископаемые раннедокембрийского фундамента Восточно-Европейской платформы: Интерпретация материалов по опорному профилю 1-ЕВ, профилям 4В и ТАТСЕЙС / Ред. А.Ф. Морозов. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2010. Т. 1. 408 с. Т. 2. 400 с.
Журавлев В.С., Забродин В.Е., Раабен М.Е., Черный В.Г. К стратиграфии фундамента Тиманского кряжа // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1966. Т. 41, вып. 2. С. 49-75.
Кузнецов Н.Б. Комплексы протоуралид-тиманид и позднедокембрийско-раннепалеозойская эволюция восточного и северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы: Автореф. дисс. ... доктора геол.-минерал. наук. М.: ИФЗ РАН, 2009а. 49 с.
Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арк-тиды — начальный этап «собирания» северной части позднепалеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. Отд. геол. 20096. Т. 84, вып. 1. С. 18-38.
Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А. и др. Первые результаты U/Pb-датирования и изотопно-геохимического изучения детритных цирконов из поздне-докембрийских песчаников Южного Тимана (увал Дже-жим-Парма) // Докл. АН. 2010. Т. 435, № 6. С. 798-805.
Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В. и др. Первые U-Pb данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014а. Т. 455, № 4. С. 427-432.
Кузнецов Н.Б., Алексеев А.С., Белоусова Е.А. и др. Тестирование моделей поздневендской эволюции северо-восточной периферии Восточно-Европейской платформы на основе первых результатов U/Pb-изотопного датирования (LA-ICP-MS) детритных цирконов из верхневендских песчаников Юго-Восточного Беломорья // Докл. АН. 2014б. Т. 458, № 3. С. 313-317.
Кузнецов Н.Б., Алексеев А.С., Белоусова Е.А. и др. Первые результаты изотопного U/Pb-датирования (LA-ICP-MS) детритных цирконов из нижнекембрийских песчаников брусовской свиты юго-восточного Беломорья: уточнение времени коллизии Балтики и Арктиды // Докл. АН. 2015. Т. 460, № 3. С. 310-314.
Михайленко Ю.В., Соболева А.А., Хоуриган Дж.К. U-Pb возраст детритовых цирконов из верхнедокем-брийских отложений полуостровов Средний и Рыбачий (северное обрамление Кольского полуострова) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24, № 5. С. 3-27.
Новицкий И.П. Петрология метаморфического комплекса полуострова Канин и Северного Тимана: Авто-реф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. М.: Моск. ун-т, 1976. 24 с.
Оловянишников В.Г. Верхний докембрий Тимана и полуострова Канин. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 164 с.
Оловянишников В.Г. Геологическое развитие Северного Тимана и полуострова Канин. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 80 с.
Пучков В.Н. Структурные связи Приполярного Урала и Русской платформы. Л.: Наука, 1975. 203 с.
Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
Пушкарев Ю.Д., Кравченко Э.В., Шестаков Г.И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.
Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Петрова А.Ю., Герасимов В.Ю. Тектонические этапы формирования Среднерусского складчатого пояса, центральная часть кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы: геохимия, геохронология и петротектоника // Тектоника
земной коры и мантии: Тез. докл. XXXVIII Тектонического совещания. Т. 2. М.: Моск. ун-т, 2005. С. 169—171.
Светов А.П., Свириденко Л.П. Рифейский вулкано-плутонизм Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1995. 211 с.
Терехов Е.Н., Балуев А.С. Постскладчатый магматизм (1,85—1,7 млрд лет) восточной части Балтийского щита: корреляция структурного положения его проявлений с эволюцией вмещающих комплексов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19, № 6. С. 26-43.
Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (2000). М.: Научный мир, 2001. 606 с.
Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia // Precambrian Res. 2008. Vol. 160. P. 23-45.
Claesson S., Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Gorbatschev R. Isotopic evidence of Palaeoproterozoic accretion in the basement of the East European Craton // Tectonophysics. 2001. Vol. 339. P. 1-18.
Cocks L.R.M., Torsvik T.H. Baltica from the late Precambrian to mid Palaeozoic: the gain and loss of a terranes's identity // Earth Sci. Rev. 2005. Vol. 72. P. 39-66.
Fedo C.M., Sircombe K.N., Rainbird R.H. Detrital zircon analysis of sedimentary record / Eds. J.M. Hanchar, PWO. Hos-kin. Rev. Mineral Geochem. 2003. Vol. 53. P. 277-303.
Gorbatschev R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 3-21.
Gower C.F., Rivers T., Ryan A.B. Mid-Proterozoic Lau-rentia-Baltica: an overview of its geological evolution and a summary of the contributions made by this volume // Mid-Proterozoic Laurentia-Baltica / Eds. C.F. Gower, T. Rivers, A.B. Ryan. Geol. Assoc. Canada. 1990. P. 1-22.
Larionov A.N., Andreichev V.L., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoprotero-zoic Timanide Orogen of Eastern Baltica / Eds. D.G. Gee, V. Pease. Geol. Soc. London. Mem. 2004. № 30. P. 69-74.
Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S. et al. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis // Precambrian Res. 2008. Vol. 160. P. 179-210.
Meert J.G., Powell C.M. Editorial: Assembly and break-up of Rodinia // Precambrian Res. 2001. Vol. 110. P. 1-8.
Sharman G.R., Graham S.A., Grove M.A., Hourigan J.K. A reappraisal of the early slip history of the San Andreas Fault, Central California, USA // Geology. 2013. Vol. 41, N 7. P. 727-730.
Vermeesch P. How many grains are needed for a provenance study? // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. Vol. 224. P. 441-445.
Willner A.P., Sindern S., Metzger R. et al. Typology and single grain U/Pb ages of detrital zircons from Proterozoic sandstones in the SW Urals (Russia): early time on the eastern margin of Baltica // Precambrian Res. 2003. Vol. 124. P. 1-20.
Winchester J.A. Later Proterozoic environments and tectonic evolution in the northern Atlantic lands // Later Proterozoic Stratigraphy of the Northern Atlantic Regions / Ed. J.A. Winchester. Blackie, Glasgow, 1988. P. 253-270.
Сведения об авторах: Андреичев Валентин Леонидович — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. группы изотопной геохимии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: izo@geo.komisc.ru; Соболева Анна Алексеевна — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотр. лаб. петрографии ИГ Коми НЦ УрО РАН, e-mail: aa_soboleva@mail.ru; Хоуриган Джереми Кейт (Hourigan Jeremy Keith) — associate professor, Earth and Planetary Sciences Department, University of California, Santa Cruz. California, USA, e-mail: hourigan@ucsc.edu
