CC BY
19
^естЯис -,coho.ific. январь, 2022, № 1 УДК 550.93:551.72:549.514.81(234.851) DOI: 10.19110/geov.2022.1.1
U-Pb (LA-ICP-MS) изотопные возрасты и вероятные источники детритового циркона в кварцитопесчаниках хобеинской свиты
(Приполярный Урал)
А. А. Соболева1, В. Л. Андреичев1, Ю. В. Михайленко2, В. Б. Хубанов3
1Институт геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар 2ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург 3Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ aa_soboleva@mail.ru
В результате U-Pb (LA-ICP-MS) изотопного датирования зерен детритового циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты Приполярного Урала установлен их возрастной диапазон 862-2656 млн лет. Наиболее часто встречаются зерна циркона с ранне-среднерифейскими возрастами, а средневзвешенный возраст трех наиболее молодых зерен - 927±54 млн лет -свидетельствует о позднерифейском возрасте свиты. По характеру распределения U-Pb изотопных возрастов цирконы из кварцитопесчаников хобеинской свиты наиболее сопоставимы с цирконами из метатерригенных пород нижележащей пуйвинской свиты. Преобладание в хобеинской и пуйвинской свитах зерен циркона с раннерифейскими-среднерифейскими возрастами сближает эти свиты с одновозрастными метапесчаниками и метаалевролитами барминской серии Северного Тимана, четласской и вымской серий Среднего Тимана, для которых главными источниками зерен детритового циркона предполагаются комплексы Фенноскандии и Среднерусского орогена.
Ключевые слова: детритовый циркон, U-Pb-датирование, поздний рифей,хобеинская свита, Приполярный Урал.
U-Pb (LA-ICP-MS) isotopic ages and probable sources of detrital zircon in quartzite sandstone of the Khobeyu Formation
(the Subpolar Urals)
A. A. Soboleva1, V. L. Andreichev1, Yu. V. Mikhailenko2, V. B. Khubanov3
1 Institute of Geology, FRC Komi Science Center, UB RAS, Syktyvkar 2VSEGEI, St. Petersburg 3Geological Institute SB RAS, Ulan-Ude
The article presents the first U-Pb data on the age of detrital zircon from clastic sediments of Khobeyu Formation in the Subpolar Urals. Age data for 102 zircon grains (LA-ICP-MS) cover the range of 862-2656 Ma. Weighted average age of the three youngest grains yields the age of 927 ± 54 Ma which provides grounds to assume that sediment deposition took place in Late Riphean. Significant similarity of the ages of detrital zircon grains from the terrigenous rocks of the Khobeyu Formation and underlying Puyva Formation indicates that the rocks were formed in the same sedimentary basin, and the detrital material came from source areas similar in age. In terms of the prevalence of zircon grains of Middle-Late Riphean age, the Khobeyu and Puyva Formations are comparable to the Upper Precambrian sandstones and siltstones of the Barmin Group of the Northern Timan, and Chetlas and Vym Groups of the Middle Timan. It is assumed that the sources of detrital zircon in all these stratigraphic units were igneous and metamorphic rocks of Fennoscandia and the Central Russian Belt.
Keywords: detrital zircon, U-Pb dating, Late Riphean, Khobeyu Formation, Subpolar Urals.
Введение и постановка проблемы
В геологическом строении Урала установлено два главных структурных яруса, свидетельствующие о двух самостоятельных циклах тектонического развития. Их выделение было сделано Н. П. Херасковым [36] сначала для Южного Урала, а затем распространено на весь Урал [37]. С этого времени они называются доурали-дами (предуралидами — по Н. П. Хераскову) или про-тоуралидами [11] и уралидами. К нижнему ярусу — до-уралидам, слагающим Центрально-Уральскую мегазо-ну, относятся образования допозднекембрийского воз-
раста [11], а верхний ярус представлен уралидами, включающими палеозойские породы, начиная с верх-некембрийско-нижнеордовикских. Некоторые геологи выделяют также дорифейский структурный этаж [24].
Стратиграфическому расчленению доуралид Приполярного Урала всегда уделялось повышенное внимание со стороны исследователей, не всегда одинаково трактовавших их происхождение, возраст, взаимоотношения между структурными подразделениями и по-разному проводивших их стратиграфическое расчленение. В основе первых стратиграфиче-
Для цитирования: Соболева А. А. , Андреичев В. Л., Михайленко Ю. В., Хубанов В. Б. U-Pb (LA-ICP-MS) изотопные возрасты и вероятные источники детритового циркона в кварцитопесчаниках хобеинской свиты (Приполярный Урал) // Вестник геонаук. 2022. 1(325). C. 4-20. DOI: 10.19110/geov.2022.1.1.
For citation: Soboleva A. A. , Andreichev V. L., Mikhailenko Yu. V. , Khubanov V. B. U-Pb (LA-ICP-MS) isotopic ages and probable sources of detrital zircon in quartzite sandstone of the Khobeyu Formation (the Subpolar Urals). Vestnik of Geosciences, 2022, 1(325), pp. 4-20, doi: 10.19110/geov.2022.1.1.
ских схем лежали популярные в России в середине XX века фиксистские представления о том, что интенсивно метаморфизованные породы образовались на большей глубине и их осадочные протолиты являются более древними. Первая такая схема с посвит-ным делением метаморфических толщ дана К. А. Львовым [14]. Позднее ее неоднократно уточняли [6, 9, 32, 35 и др.] в части обоснования возраста и объема отдельных стратонов, но принципиальный подход к стратиграфии Приполярного Урала оставался тем же. Обоснование возраста пород производилось на основании их положения в разрезе, степени метаморфизма и немногочисленных и неоднозначных палеонтологических данных.
Следуя этому подходу, глубокометаморфизован-ные образования, выходящие на поверхность в ядре Ляпинского антиклинория (рис. 1), относили к протерозою, а обрамляющие их преимущественно метаоса-дочные породы считали кембрийскими [14], поздне-докембрийско-кембрийскими [35] или рифей-венд-скими [6, 32]. Согласно стратиграфической схеме, принятой при последних геолого-съемочных работах [9], в Ляпинском антиклинории выше нижнепротерозойской (нижнерифейской — по [10]) няртинской свиты с размывом [6, 35] или, согласно другому мнению, с тектоническим контактом [21, 27, 28] залегают среднери-фейские (?) маньхобеинская, щокурьинская и пуйвин-ская свиты и верхнерифейские хобеинская и мороин-ская свиты. В работах [25, 49] пуйвинская свита перемещена в верхний рифей. Завершают разрез доуралид существенно вулканогенная саблегорская (верхний ри-фей-нижний венд) и молассовая лаптопайская (верхний венд-нижний кембрий) свиты (рис. 1). Немногочисленные находки микрофоссилий, микрофитолитов и строматолитов, по которым обосновывают возраст отложений, имеются только в пуйвинской и мороин-ской свитах [9].
Уровень регионального метаморфизма, достигающий в ядре антиклинория гранулитовой, или амфи-болитовой [20, 33], или, по другой точке зрения, эпи-дот-амфиболитовой [19] фации, снижается к периферии антиклинория и на его крыльях соответствует зе-леносланцевой фации (рис. 1). Предполагается, что породы Ляпинского антиклинория были метаморфи-зованы несколько раз. Наиболее интенсивные преобразования, которые привели к формированию мета-морфитов дорифейского структурного этажа, включающих образования няртинского метаморфического комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит, относят к раннему протерозою [23, 24].
Другой подход к докембрийской стратиграфии Приполярного Урала основан на предположении о том, что различный уровень метаморфизма среднерифей-ских(?)-верхнерифейских осадочных толщ, слагающих ядро Ляпинского антиклинория, обусловлен формированием в венд-кембрийское время, в орогенную фазу байкальского тектогенеза (коллизионный этап формирования орогена Протоуралид-Тиманид [12]) термального купола — Няртинской купольной структуры, сопровождающимся региональным зональным метаморфизмом пород ядерной части и частично периферии этой структуры [10].
Проблема стратиграфии докембрийских толщ Приполярного Урала не имеет простого решения, по-
скольку породы испытали метаморфические преобразования как в докембрийское, так и в палеозойское время, а многие породы ядерной части Ляпинского антиклинория еще и гранитизацию. Для того чтобы составить более полное представление о докембрийской истории геологического развития рассматриваемого региона, в последние годы стало широко применяться U-Pb-датирование циркона локальными методами, с помощью которых можно получить информацию о возрастах зерен детритового циркона из немых тер-ригенных толщ, уровень метаморфизма которых не превышал высокотемпературную биотит-хлоритовую субфацию зеленосланцевой фации. Эти данные могут быть использованы для целей стратиграфии, а также для предположения о вероятных источниках обломочного материала. Для глубокометаморфизованных па-рапород ядерной части Ляпинского антиклинория информация о возрасте зерен детритового циркона про-толита тоже может частично сохраняться, но здесь важны также возрасты метаморфогенных кристаллов циркона, которые позволят увязать историю преобразований пород с тектоническим развитием региона.
Первые результаты были получены при ориентировочном датировании микропроб циркона из пород няртинского комплекса и его рифейского обрамления по отношению радиогенных изотопов свинца 207Pb/206Pb методом термоионной эмиссии [27]. На основе этих результатов с привлечением K-Ar и Rb-Sr изотопных данных была предпринята попытка создания геохронологической модели метаморфизма доуралид Приполярного Урала в интервале 2.2-0.25 млрд лет [1, 2]. В этой модели самый древний возраст, относящийся к циркону «гранулитового» типа из гнейсов няртинского комплекса, рассматривался как свидетельство раннепротерозойского возраста этого стратона.
Более детальные исследования циркона из гранат-слюдяных гнейсов няртинского комплекса позволили определить возраст их различных морфотипов. Для окатанных зерен детритового циркона была получена термоизохронная Pb-Pb-датировка 2210 ± 25 млн лет [27]. Возраст изометричных слабозональных или незональных (шаровидных) кристаллов циркона с обилием граней (т. н. гранулитового типа) тем же методом составил 2125 ±25 млн лет [27], а методом SIMS для них было определено три возрастных интервала 1746-1722, 960-942 и 752-662 млн лет [22]. Применение LA-ICP-MS для большого количества зерен «гранулитового» типа позволило установить их возраст по верхнему пересечению дискордии с кон-кордией — 2127 ± 31 млн лет [29], что практически совпадает с Pb-Pb-датировкой. Для отчетливо зональных призматических кристаллов циркона магматического или «мигматитового» типа термоионная эмиссия дала цифры 700 ±20 и 665 ± 25 млн лет [27], а методом SIMS был получен широкий диапазон возрастов 1748-498 млн лет с наиболее часто встречающимися датировками в интервалах 1748-1574, 1284-1204 и 782-634 млн лет [22].
Из биотит-мусковитового кварцита маньхобеинской свиты были продатированы окатанные зерна детритового циркона (2.6-2.5 млрд лет) и несколько групп «мигматитовых» (или магматических) кристаллов циркона с возрастами 1797-1529, 1395-1046 и 768-421 млн лет. Эти возрастные группы оказались очень близки к
Рис. 1. Схема геологического строения северной части Приполярного Урала (по [10] с изменениями): 1 — верхнекембрийско-ордовикские конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, глинистые и известковистые сланцы, известняки; 2 — верхнерифейская-нижневендская саблегорская свита: лавы, кластолавы и туфы риодацитов и риолитов, базальты, андезиты и их туфы, в подошве — линзы конгломератов; 3 — верхнерифейская мороинская свита: сланцы хлорит-серицит-альбит-кварцевые, алевросланцы, метаалевролиты; 4 — верхнерифейская хобеинская свита: кварциты, метапесчаники аркозовые, метаалевролиты, сланцы серицит-хлорит-кварцевые и мусковит-альбит-хлорит-кварцевые, в приподошвенной части — линзы метапесчаников и мраморов, в подошве — линзы и пластовые тела метаконгломератов и метагравелитов; 5 — верхнерифейская пуйвинская свита: сланцы (биотит) хлорит-серицит (мусковит)-альбит-кварцевые филлитовидные, в том числе графит-, гранат-содержащие, линзы мраморизованных доломитов, прослои кварцитов, сланцы и кристаллосланцы альбит-эпидот-хлорит-акти-нолитовые, (эпидот)-слюдяно-полевошпат-роговообманковые, эпидот-альбит-роговообманковые, амфиболиты; 6 — среднери-фейская (?) щокурьинская свита: сланцы (слюдяно) серицит-(хлорит)-кварцевые, в том числе известковистые, филлитовидные, мраморы, кварциты, метагравелиты, метаконгломераты; 7 — среднерифейская (?) маньхобеинская свита: сланцы и кристаллосланцы слюдяно-альбит-кварцевые, слюдяно-полевошпат-кварцевые, гнейсы лейкократовые двуслюдяные, кварциты, кварци-топесчаники, метагравелиты, метаконгломераты; 8 — нижнерифейская (?) няртинская свита: сланцы и кристаллосланцы слюдяно-(гранат)-альбит-кварцевые, биотит-хлорит-актинолит-альбитовые и роговообманковые, гнейсы биотитовые и двуслюдяные, кварциты, амфиболиты; 9 — поздневендско-раннекембрийский сальнерско-маньхамбовский комплекс: лейкограниты, граниты, гранодиориты, тоналиты, кварцевые диориты, гнейсограниты; 10 — ранневендский парнукский комплекс: диориты, габбро, габ-бро-долериты; 11 — геологические границы: согласные и границы интрузивных тел (а), несогласные (b); 12 — главные разломы; 13 — границы метаморфических фаций и субфаций: эпидот-амфиболитовой фации (а), хлорит-эпидот-биотитовой субфации
зеленосланцевой фации (b); 14 — место отбора пробы
Fig. 1. Schematic geological map of the northern part of the Subpolar Urals, after [10], with changes: 1 — Upper Cambrian-Ordovician conglomerate, gridstone, sandstone, siltstone, clay and calcareous shale, limestone; 2 — Upper Riphean-Low Vendian Sablegor Formation: lava, clastolavas and tuffs of rhyodacite and rhyolite, basalts, andesite and their tuffs, conglomerate lenses in the bottom part; 3 — Upper Riphean Moroya Formation: chlorite-sericite-albite-quartz schist, silty schist, siltstone; 4 — Upper Riphean Khobeyu Formation: quartzite, arkose sandstone, siltstone, sericite-chlorite-quartz and muscovite-albite-chlorite-quartz schist, in the bottom part — lenses of sandstone and marble, in the bottom — lenses and layers of conglomerate and gritstone; 5 — Upper Riphean Puyva Formation: (biotite) chlorite-sericite (muscovite)-albite-quartz phyllite-like schist, including graphite-, garnet-bearing schist, lenses of marbled dolomite, quartzite interlayers, albite-epidote-chlorite-actinolite, (epidote)-mica-feldspar-hornblende, epidote-albite-hornblende schist and crystalline schist, amphibolite; 6 — Middle Riphean (?) Shchokurya Formation: (mica) sericite-(chlorite)-quartz schist, including calcareous and phyllite-like schist, marble, quartzite, gridstone, conglomerate; 7 — Middle Riphean (?) Man'khobeyu Formation: mica-albite-quartz, mica-feldspar-quartz schist and crystalline schist, leucocratic two-mica gneiss, quartzite, quartzite sandstone, gritstone, coglomerate; 8 — Low Riphean (?) Nyartin Formation: mica-(garnet)-albite-quartz, biotite-chlorite-actinolite-albite and hornblende schist and crystalline schist, biotite and two-mica gneiss, quartzite, amphibolite; 9 — Late Vendian-Early Cambrian Salner-Mankhambo Complex: leucogranite, granite, granodiorite, tonalite, quartz diorite, gneissose granite; 10 — Early Vendian Parnuk Complex: diorite, gabbro, gabbro-dolerite; 11 — geological boundaries: between units with conformable bedding, and boundaries of intrusive bodies (a), unconformity (b); 12 — main faults; 13 — boundaries of metamorphic facies and subfacies: epidote-amphibolite facies (a), chlo-
rite-epidote-biotite subfacies of greenschist facies (b); 14 — sampling site
УелПк о£ феолыенлел, иапыагу, 2022, N0. 1
полученным для няртинского комплекса [23]. Для кварцитов щокурьинской свиты был определен возраст зерен детритового циркона (2.9-2.2 млрд лет), циркона «гранулитового» типа (2.2-1.9 млрд лет) и выделено несколько групп циркона «мигматитового» (или магматического) типа с возрастами 2026-1750, 1234-1159 и 740-410 млн лет [24].
Присутствие похожих морфотипов циркона с близкими возрастами в метатерригенных породах няртинского комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит может говорить о том, что терригенные толщи накапливались при разрушении близких по составу кристаллических пород. В то же время наличие большого количества зерен циркона с сохранившимися гранями может свидетельствовать о том, что при формировании этих обломочных отложений не было дальнего переноса и рециклинга кластического материала. Вторым возможным объяснением является предположение о том, что рассматриваемые породы испытали несколько повторяющихся этапов метаморфизма, достаточно интенсивного для кристаллизации новых генераций циркона, но при этом не уничтожавшего информацию о предыдущих этапах. Эта точка зрения лежит в основе «полиметаморфической» трактовки получаемых датировок циркона из древних толщ Приполярного Урала [23, 24].
В залегающих с размывом на породах маньхобеинской и щокурьинской свит отложениях пуйвинской свиты, метаморфизованной в условиях зеленосланце-вой фации, присутствуют только хорошо окатанные зерна детритового циркона [25]. Диапазон их возрастов от раннего протерозоя до позднего рифея — 1959867 млн лет с главным максимумом плотности вероятности в 1066 млн лет и второстепенными — 1405 и 1520 млн лет. Наличие большого числа зерен с позд-нерифейскими датировками (29 % от общего числа проанализированных цирконов) свидетельствует о позднерифейском возрасте свиты [25]. До этой работы возраст пуйвинской свиты при картировании считался среднерифейским [10]. Очень хорошая окатан-ность зерен свидетельствует о значительном перемещении (транспортировке) продуктов эрозии разрушавшихся пород и вероятном рециклинге более древнего кластического материала.
Таким образом, и-РЬ-датирование метаморфо-генного и детритового циркона оставило множество вопросов о возрасте и времени метаморфизма няртинского комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит, но позволило конкретизировать возраст пуйвин-ской свиты и перевести ее из среднего в верхний ри-фей. Однако этот перевод поставил вопрос о возрасте расположенной выше хобеинской свиты, которая в стратиграфической схеме также относится к верхнему рифею.
Геологическая позиция хобеинской свиты
Хобеинская свита, выделенная К. А. Львовым в 1937 г. [14], распространена на периферии Хобеизской брахиантиклинали — структуре Ляпинского антикли-нория. Породы залегают с размывом на пуйвинских сланцах [9, 15]. Участками (р. Понъю и г. Поньиз) в основании свиты отмечают линзы и прослои кварцевых конгломератов. Свита представлена преимуществен-
но светло-серыми и белыми кварцитами, образующими пласты и линзовидные тела мощностью от первых десятков сантиметров до 75-100 м. Наиболее мощные их прослои залегают в верхней части разреза. В составе свиты присутствуют также полосчатые сланцы мусковит-хлорит-кварцевого и мусковит-альбит-хлоритового состава с примесью тонкораспыленного углеродистого вещества, кварцитосланцы, известковистые сланцы и кварцитопесчаники. Мощность свиты 2001000 м. Верхняя граница с существенно карбонатными породами мороинской свиты — согласная [10]. Палеонтологические остатки отсутствуют, поэтому позднерифейский возраст свиты определяется по положению между фаунистически датированными пуй-винской и мороинской свитами.
Хобеинская свита представляет собой мощную терригенную толщу верхней части разреза доуралид, и исследование ее обломочного материала весьма важно для характеристики терригенного осадконакопле-ния на Приполярном Урале в позднем рифее. Один из наиболее полных разрезов свиты можно наблюдать на р. Пелингичей, где породы выходят на поверхность в береговых обнажениях высотой до 5-10 м (аз. пад. СЗ 330-350°, угол падения изменяется от 25 до 65°). Свита представлена белыми и светло-серыми кварцитопес-чаниками, метаалевролитами и контрастно-полосчатыми кварц-серицитовыми алевросланцами. Для корректировки возраста свиты и выяснения возможных источников обломочного материала на правом берегу р. Пелингичей, в 150 м вниз по течению от устья руч. Еркусей, из коренного выхода (65°13'20'' с. ш. 60°25'07'' в. д.) отобрана проба Р-4 светло-серых квар-цитопесчаников, из которых выделены и продатиро-ваны зерна детритового циркона.
Кварцитопесчаники равномерно-мелкозернистые (0.04-0.2 мм), массивные, сложены плотно прилегающими друг к другу зернами кварца (90 %), кислого плагиоклаза с полисинтетическими двойниками и шахматного альбита (5 %), мелкими чешуйками серицита (4 %), изометричными, неправильной формы зернами и ромбоэдрами карбоната, вероятно доломита (~1 %). В породе присутствуют немногочисленные зерна серицитизированного плагиоклаза с альбитовыми каймами и калиевого полевого шпата с микроклиновой решеткой или пертитами. Акцессорные минералы представлены монацитом, цирконом, апатитом и единичными окатанными зернами сульфида. По породе равномерно распределено пылевидное углеродистое вещество, концентрирующееся в зернах карбоната, плагиоклаза и в межзерновом пространстве в виде тонких линзочек и нитевидных прожилков, подчеркивающих наличие в кварцитопесчанике легкой сланцеватости.
Методика исследования
Проба кварцитопесчаников была измельчена вручную в стальной ступе до размера обломков < 0.25 мм и отмучена в проточной водопроводной воде. Из тяжелой неэлектромагнитной фракции, отделенной с применением бромоформа и лабораторного электромагнита, под бинокуляром беспристрастно отобраны зерна циркона, которые затем помещены в эпоксидную шашку. Шашка сошлифована примерно до сере- 7
дины толщины зерен циркона и отполирована. Изображения зерен циркона в проходящем и отраженном свете получены на стереомикроскопе «ЛабоСтеми-4», оснащенном камерой DCM 310 и программой ScopePhoto 3.0. Исследования кристаллов циркона в режиме вторичных (SE) и упругоотраженных (BSE) электронов проведены на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 3 LMH с энергодисперсионной приставкой Instruments X-Max (аналитик А. С. Шуйский). SE- и BSE-изображения совместно с фотографиями зерен циркона в проходящем свете использованы для выбора участков, наиболее пригодных для датирования — не содержащих дефектов и включений. Все процедуры проводились в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).
U-Pb изотопное датирование зерен циркона выполнено в Аналитическом центре минералого-геохи-мических и изотопных исследований ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) методом лазерной абляции и магнитно-секторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-ICP-MS). Лазерный пробоотбор проведен с помощью устройства лазерной абляции UP-213, а масс-спектрометрический анализ выполнен на одноколлек-торном магнитно-секторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR [38]. В качестве внешнего стандарта использовался цир-коновый эталон 91500 [55], в качестве контрольных образцов — Plesovice с аттестованным возрастом 337.13 ± 0.37 млн лет [51] и GJ-1 с аттестованным возрастом 608.5 ± 0.4 млн лет [45]. При анализе циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты конкордант-ный возраст 12 зерен Plesovice составил 336.9 ±1.4 млн лет, а 12 зерен GL-1 — 601.0 ± 2.5 млн лет.
Обработка аналитических данных проведена с помощью программы Glitter [43, 52]. Для статистического анализа и построения U-Pb-диаграмм использовано приложение Isoplot 3.75 [48] для программы Microsoft Excel.
Характеристика цирконов
Зерна циркона, выделенные из кварцитопесчаников хобеинской свиты, имеют светло-розовую, розовую или светло-желтую окраску, присутствуют единичные малиновые зерна. Все зерна окатанные, лишь в некоторых удлиненных розовых и светло-розовых зернах видны реликты граней призмы. Величина коэффициента удлинения зерен обычно 1-3.5, иногда до 4. Зерна цирконов прозрачные и полупрозрачные, со сглаженными, чуть шероховатыми матовыми или блестящими поверхностями. Некоторые зерна во внутренних частях или вблизи поверхности содержат мелкие черные включения.
Результаты датирования
Из пробы Р-4 проанализировано 110 зерен циркона (табл. 1, рис. 2). Их возраст оценивался по отношению 207РЬ/206РЬ, поскольку все цирконы оказались древнее 800 млн лет, а большая часть датировок превышает 1000 млн лет. При аналитических измерениях интенсивность фонового сигнала ртути 202^ была на уровне (304 ± 75) имп./с, что соответствует нормаль-
ному фону (202^ ~ 200-400 имп./с [42]), поэтому коррекция на содержание нерадиогенного 204РЬ не проводилась. Отсутствие значимых содержаний обыкновенного примесного свинца подтверждается диаграммой Тера - Вассербурга. Точки состава почти всех исследуемых зерен циркона на этой диаграмме группируются на конкордии и вблизи нее (рис. 2, а), что свидетельствует об отсутствии нерадиогенного свинца или его присутствии в малых количествах, не влияющих на оценку возраста. Фигуративные точки, не лежащие на конкордии, соответствуют анализам, не прошедшим принятые фильтры, и поэтому исключены из рассмотрения. Это семь зерен циркона с дискор-дантностью -10 % < Б < 10 % (зерна № 4, 11, 56, 85, 99, 106, и 109) и одно зерно (№ 108) с погрешностью 207РЬ/206РЬ-возраста, превышающей 15 % (2ст). 207РЬ/ 206РЬ-возрасты по оставшимся 102 зернам попадают во временной интервал 862-2656 млн лет (рис. 2, Ь). Наиболее часто встречаются зерна с возрастами 9500.24
0.20-
£ 0.16-
СЦ
0.12-
0.08-
0.04
3000 a
»2600
02200
LooO
о
r\ §
и
10 20
238U/206pb
30
0.6
-О
Он
0.5-
0.4-
0.3 -
0.2-
0.1 -
0.0
b
2400^
2000¿/
16(H),
шоЖ
fm
/400
12
16
20
207Pb/235U
Рис. 2. Диаграммы Тера - Вассербурга (a) и Аренса -Везерилла (b) с конкордией. Нанесены все анализы детри-товых цирконов из обр. P-4. Центры эллипсов погрешностей (2ст) — координаты аналитических точек
Fig. 2. Tera-Wasserburg (a) and Ahrens-Wetherill (b) concordia diagrams for detrital zircons, sample P-4. The analysis values are the centers of the error ellipses (2ст)
Таблица 1. Результаты U-Pb-датирования детритовых цирконов из хобеинской свиты, проба P-4 Table 1. U-Pb dating of detrital zircons from Khobeyu Formation, P-4 sample
Номер Зерна Grain No. Th, мг/г U, мг/г Th/U Изотопные отношения / Isotope ratios Rho Возраст, млн лет / Age, Ma D, %
207pb 206pb ±1a, % 207pb 235U ±1a, % 206pb 238U ±1a, % 206pb 238U ±1a 207pb 206pb ±1a
1 174 478 0.36 0.07071 1.80 1.57182 1.86 0.16117 1.22 0.65 963 11 949 36 -1
2 577 402 1.44 0.10429 1.70 4.23585 1.77 0.29448 1.21 0.68 1664 18 1702 31 2
3 72 210 0.34 0.07492 1.95 1.79464 2.00 0.17369 1.24 0.62 1032 12 1066 39 3
4 69 102 0.68 0.11940 2.01 5.10336 2.05 0.30990 1.28 0.62 1740 20 1947 35 12
5 18 53 0.34 0.08116 2.75 2.27784 2.76 0.20349 1.37 0.50 1194 15 1225 53 3
6 51 122 0.42 0.09195 2.73 3.20997 2.77 0.25310 1.29 0.47 1454 17 1466 51 1
7 96 344 0.28 0.08293 2.09 2.36717 2.14 0.20696 1.24 0.58 1213 14 1268 40 5
8 195 420 0.46 0.07830 1.83 2.10273 1.90 0.19471 1.23 0.65 1147 13 1154 36 1
9 153 191 0.80 0.09280 1.88 3.18127 1.94 0.24854 1.24 0.64 1431 16 1484 35 4
10 53 99 0.54 0.07908 2.34 2.12379 2.37 0.19471 1.30 0.55 1147 14 1174 46 2
11 57 190 0.30 0.11385 2.39 2.22069 2.41 0.14142 1.35 0.56 853 11 1862 42 -99
12 25 49 0.51 0.07199 3.75 1.63122 3.76 0.16427 1.40 0.37 980 13 986 75 1
13 99 261 0.38 0.07200 2.08 1.63391 2.14 0.16452 1.27 0.59 982 12 986 42 0
14 23 317 0.07 0.10660 1.81 4.52926 1.90 0.30805 1.24 0.66 1731 19 1742 33 1
15 74 202 0.37 0.08058 2.07 2.27202 2.14 0.20443 1.28 0.60 1204 15 1211 40 1
16 458 807 0.57 0.08089 1.89 2.16287 1.97 0.19387 1.25 0.64 1142 13 1219 37 7
17 120 344 0.35 0.08150 1.99 2.35379 2.06 0.20942 1.27 0.62 1226 14 1234 38 1
18 67 292 0.23 0.07970 2.27 2.21522 2.33 0.20158 1.30 0.56 1184 14 1190 44 1
19 48 176 0.27 0.07870 2.27 2.13859 2.33 0.19705 1.31 0.56 1160 14 1164 44 0
20 40 121 0.33 0.07236 4.17 1.63481 4.20 0.16384 1.37 0.33 978 12 996 83 2
21 32 93 0.34 0.07936 3.39 2.12458 3.42 0.19416 1.40 0.41 1144 15 1181 66 3
22 145 346 0.42 0.07181 2.24 1.67347 2.31 0.16901 1.31 0.57 1007 12 981 45 -3
23 83 100 0.83 0.09338 2.87 3.28991 2.92 0.25553 1.37 0.47 1467 18 1496 53 2
24 152 437 0.35 0.09530 2.14 3.31550 2.22 0.25234 1.30 0.58 1450 17 1534 40 6
25 33 51 0.65 0.07423 5.19 1.69226 5.19 0.16535 1.58 0.30 986 14 1048 101 6
26 101 212 0.48 0.11426 2.23 5.19207 2.31 0.32962 1.32 0.57 1836 21 1868 40 2
27 54 173 0.31 0.07258 2.63 1.69179 2.67 0.16911 1.37 0.51 1007 13 1002 52 -1
28 41 74 0.55 0.07422 3.19 1.67254 3.21 0.16350 1.46 0.46 976 13 1047 63 7
29 505 1814 0.28 0.07717 2.12 2.12482 2.21 0.19976 1.30 0.59 1174 14 1126 42 -4
30 14 32 0.44 0.07293 3.99 1.60194 3.99 0.15938 1.56 0.39 953 14 1012 79 6
31 153 173 0.88 0.10787 2.38 4.65846 2.46 0.31342 1.37 0.55 1758 21 1764 43 0
32 162 342 0.47 0.10255 2.25 4.18857 2.35 0.28643 1.34 0.57 1674 20 1671 41 0
33 43 87 0.49 0.07391 8.28 1.67904 8.29 0.16489 1.57 0.19 984 14 1039 159 6
34 118 328 0.36 0.07539 2.77 1.85343 2.82 0.17846 1.41 0.50 1058 14 1079 55 2
35 50 108 0.46 0.07305 3.61 1.65885 3.64 0.16484 1.48 0.41 984 14 1015 71 3
36 70 243 0.29 0.11257 2.40 5.11821 2.50 0.33009 1.37 0.55 1839 22 1841 43 0
37 66 229 0.29 0.07145 2.94 1.64227 3.46 0.16688 1.44 0.48 995 13 970 59 -3
38 136 474 0.29 0.07110 2.57 1.64637 2.66 0.16816 1.38 0.52 1002 13 960 52 -4
39 47 107 0.44 0.07527 3.16 1.77930 3.21 0.17168 1.48 0.46 1021 14 1076 62 5
40 143 184 0.78 0.07261 2.92 1.76504 2.98 0.17654 1.44 0.48 1048 14 1003 58 -4
41 17 35 0.49 0.07417 8.44 1.72629 8.45 0.16909 1.89 0.22 1007 18 1046 162 4
42 60 287 0.21 0.08252 2.81 2.56015 2.90 0.22543 1.45 0.50 1310 17 1258 54 -4
43 9 59 0.15 0.07365 5.58 1.67891 5.60 0.16566 1.65 0.30 988 15 1032 109 4
44 15 26 0.58 0.07337 6.50 1.70838 6.48 0.16923 1.91 0.30 1008 18 1024 126 2
45 17 39 0.44 0.07535 9.70 1.72033 9.72 0.16594 1.92 0.20 990 18 1078 183 9
46 16 15 1.07 0.13486 3.77 7.25607 3.83 0.39115 1.83 0.48 2128 33 2288 76 8
47 35 111 0.32 0.07549 3.43 1.76490 3.50 0.16997 1.54 0.44 1012 14 1082 67 7
48 73 70 1.04 0.07668 6.20 1.88705 6.24 0.17894 1.67 0.27 1061 16 1113 119 5
49 83 220 0.38 0.08536 2.92 2.60431 3.03 0.22186 1.47 0.48 1292 17 1324 56 2
50 55 68 0.81 0.07499 5.53 1.84694 5.58 0.17912 1.67 0.30 1062 16 1068 107 1
51 85 215 0.40 0.07963 3.33 2.21354 3.42 0.20227 1.55 0.45 1188 17 1188 64 0
52 13 32 0.41 0.07478 15.22 1.80235 15.24 0.17539 2.21 0.15 1042 21 1063 279 2
53 155 194 0.80 0.09460 3.45 3.37034 3.55 0.25931 1.60 0.45 1486 21 1520 64 3
54 37 31 1.19 0.11070 3.93 4.85993 4.00 0.31956 1.78 0.44 1788 28 1811 70 1
55 37 156 0.24 0.07383 5.11 1.68106 5.19 0.16576 1.60 0.31 989 15 1037 100 5
56 46 100 0.46 0.08302 3.48 2.21190 3.51 0.19326 1.69 0.48 1139 18 1270 66 12
57 64 186 0.34 0.07805 3.16 1.89707 3.22 0.17630 1.65 0.51 1047 16 1148 62 10
58 126 499 0.25 0.07967 2.87 2.16415 2.94 0.19705 1.59 0.54 1159 17 1189 56 3
Окончание таблицы 1 / End of Table 1
Номер Зерна Grain No. Th, мг/г U, мг/г Th/U Изотопные отношения / Isotope ratios Rho Возраст, млн лет / Age, Ma D, %
207pb 206pb ±1a, % 207pb 235U ±1a, % 206pb 238U ±1a, % 206pb 238U ±1ст 207pb 206pb ±1ст
59 75 202 0.37 0.07182 3.27 1.72415 3.32 0.17414 1.66 0.50 1035 16 981 65 -5
60 167 596 0.28 0.07015 2.92 1.45471 2.99 0.15043 1.59 0.53 903 14 933 59 3
61 147 581 0.25 0.06777 2.94 1.47810 3.00 0.15821 1.59 0.53 945 14 862 60 -9
62 36 72 0.50 0.07898 3.99 1.97797 3.99 0.18168 1.78 0.44 1076 18 1172 77 9
63 78 68 1.15 0.10468 3.35 4.63879 3.39 0.32147 1.72 0.51 1797 27 1709 60 -5
64 112 417 0.27 0.09180 2.88 3.42982 2.95 0.27105 1.59 0.54 1546 22 1463 54 -5
65 26 84 0.31 0.07256 4.23 1.56578 4.23 0.15654 1.78 0.42 938 16 1002 84 7
66 113 148 0.76 0.07801 3.63 1.88772 3.66 0.17558 1.69 0.46 1043 16 1147 70 10
67 138 378 0.37 0.09157 2.98 3.25625 3.05 0.25800 1.62 0.53 1480 21 1458 56 -1
68 56 207 0.27 0.07340 3.31 1.70974 3.36 0.16902 1.67 0.50 1007 16 1025 66 2
69 95 485 0.20 0.08654 3.07 2.80019 3.14 0.23477 1.64 0.52 1359 20 1350 58 -1
70 22 56 0.39 0.08640 4.07 2.70845 4.09 0.22747 1.82 0.45 1321 22 1347 77 2
71 84 134 0.63 0.09323 3.38 3.25954 3.43 0.25370 1.69 0.49 1458 22 1493 63 2
72 35 133 0.26 0.07526 4.93 1.69452 4.96 0.16338 1.75 0.35 976 16 1076 96 10
73 58 138 0.42 0.07973 4.13 2.13190 4.16 0.19404 1.74 0.42 1143 18 1190 79 4
74 112 368 0.30 0.09373 3.22 3.51396 3.29 0.27205 1.57 0.51 1551 23 1503 60 -3
75 93 115 0.81 0.09320 3.51 3.30582 3.56 0.25739 1.72 0.48 1476 23 1492 65 1
76 54 97 0.56 0.07288 4.46 1.73005 4.46 0.17229 1.86 0.42 1025 18 1011 88 -1
77 149 270 0.55 0.08642 3.36 2.78034 3.42 0.23351 1.70 0.50 1353 21 1348 63 0
78 59 112 0.53 0.07383 4.08 1.74887 4.11 0.17192 1.80 0.44 1023 17 1037 80 1
79 60 80 0.75 0.10472 3.74 4.44713 3.80 0.30823 1.79 0.47 1732 27 1709 67 -1
80 1972 4172 0.47 0.07472 3.20 1.65824 3.28 0.16108 1.66 0.51 963 15 1061 63 10
81 106 254 0.42 0.09139 3.45 3.20885 3.52 0.25486 1.72 0.49 1464 22 1455 64 -1
82 112 251 0.45 0.10906 3.41 4.74623 3.49 0.31588 1.72 0.49 1770 27 1784 61 1
83 230 471 0.49 0.18037 3.31 12.4041 3.39 0.49919 1.70 0.50 2610 36 2656 54 2
84 27 41 0.66 0.07423 8.97 1.63043 8.96 0.15944 2.20 0.25 954 20 1048 171 10
85 37 53 0.70 0.07744 5.42 1.79618 5.42 0.16837 2.02 0.37 1003 19 1133 104 13
86 106 276 0.38 0.07451 3.95 1.69747 4.00 0.16540 1.79 0.45 987 16 1055 78 7
87 346 392 0.88 0.09154 3.64 3.10870 3.72 0.24656 1.76 0.48 1421 22 1458 68 3
88 68 132 0.52 0.07498 4.64 1.77175 4.68 0.17155 1.87 0.40 1021 18 1068 90 5
89 565 1238 0.46 0.07172 3.71 1.68725 3.79 0.17082 1.77 0.47 1017 17 978 74 -4
90 43 78 0.55 0.09474 4.40 3.37166 4.45 0.25841 1.94 0.44 1482 26 1523 81 3
91 42 127 0.33 0.08029 4.31 2.23684 4.35 0.20228 1.89 0.43 1188 20 1204 82 1
92 38 81 0.47 0.17060 3.83 11.44905 3.91 0.48731 1.85 0.47 2559 39 2564 63 0
93 54 70 0.77 0.07493 5.34 1.69036 5.34 0.16381 2.04 0.38 978 18 1067 104 9
94 311 349 0.89 0.09684 3.98 3.43464 4.05 0.25754 1.85 0.46 1477 24 1564 73 6
95 55 248 0.22 0.09467 4.02 3.39087 4.10 0.26010 1.86 0.45 1490 25 1522 74 2
96 63 124 0.51 0.07790 4.57 2.01017 4.62 0.18742 1.96 0.42 1107 20 1144 88 3
97 9 51 0.18 0.08712 6.30 2.54223 6.26 0.21195 2.37 0.38 1239 27 1363 117 10
98 38 127 0.30 0.07943 4.68 2.22501 4.74 0.20346 1.99 0.42 1194 22 1183 90 -1
99 468 1639 0.29 0.06910 4.10 1.67180 4.19 0.17574 1.87 0.45 1044 18 902 82 -14
100 38 60 0.63 0.07558 5.76 1.82069 5.77 0.17496 2.17 0.38 1039 21 1084 111 4
101 75 152 0.49 0.11087 4.36 4.85705 4.45 0.31823 1.95 0.44 1781 30 1814 77 2
102 197 765 0.26 0.07156 4.30 1.68952 4.40 0.17151 1.92 0.44 1020 18 973 85 -5
103 237 349 0.68 0.08395 4.54 2.58068 4.61 0.22332 1.98 0.43 1299 23 1291 86 -1
104 68 90 0.76 0.11775 4.82 5.71575 4.88 0.35263 2.11 0.43 1947 35 1922 84 -1
105 120 314 0.38 0.07106 4.64 1.61012 4.73 0.16460 1.99 0.42 982 18 959 92 -2
106 35 87 0.40 0.07711 5.63 1.66894 5.67 0.15724 2.17 0.38 941 19 1124 108 19
107 102 251 0.41 0.10750 4.66 4.69478 4.76 0.31732 2.04 0.43 1777 32 1757 83 -1
108 187 188 0.99 0.05168 9.96 0.29853 9.96 0.04197 2.29 0.23 265 6 271 213 2
109 30 95 0.32 0.07636 5.75 1.74519 5.80 0.16608 2.18 0.38 990 20 1104 111 12
110 33 133 0.25 0.07393 5.25 1.75373 5.32 0.17236 2.13 0.40 1025 20 1040 121 1
Примечание: Rho — коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U. D — дискордантность: D = 100 * [возраст (207Pb/206Pb) / возраст (206Pb/238U) - 1]. Серым фоном выделены анализы, исключенные из рассмотрения.
Note: Rho — correlation coefficient between errors of isotope ratios 206Pb/238U and 207Pb/235U. D — discordancy: D = 100 * [age (207Pb/206Pb) / age (206Pb/238U) - 1]. Grey background — excluded analyzes
Уел&ик а£ феолыенлел, иапыагу, 2022, N0. 1
1200 млн лет с максимумом плотности вероятности (МПВ) 1018 млн лет, второстепенные МПВ — 1486 и 1731 млн лет (рис. 3, а).
Для сравнения, по аналитическим данным из приложения к статье [49] нами построены гистограмма и кривая плотности вероятности распределения 207РЪ/206РЪ-возрастов 93 зерен детритовых цирконов из хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцев пуй-винской свиты, залегающей стратиграфически ниже хобеинской свиты. Возрасты зерен циркона лежат в пределах 867-1959 млн лет, с главным МПВ около 1066 млн и второстепенными — 1405 и 1520 млн лет (рис. 3,Ъ).
Обсуждение результатов
Высокая устойчивость циркона к процессам выветривания и транспортировки, его способность выдерживать несколько циклов осадконакопления позволяет использовать циркон как геохронометр и не только предполагать с помощью его датирования вероятное время накопления осадочной толщи, но и выявлять спектр возрастов, характеризующих разрушавшиеся кристаллические комплексы, вносившие свой вклад в образование обломочных пород.
Распределение возрастов зерен детритового циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты свидетельствует, что в составе циркона резко преобладают (64 %) зерна из разрушавшихся ранне-среднери-фейских кристаллических комплексов с возрастами 1032-1564 млн лет. Зерен циркона с позднерифейскими (862-1025 млн лет) и раннепротерозойскими (16712288 млн лет) возрастами заметно меньше — 20 и 14 % соответственно. Зерен с позднеархейскими возрастами в выборке всего два (2564 ±63 и 2656 ± 54 млн лет), они составляют около 2 %. Средневзвешенный возраст трех наиболее молодых зерен циркона (№ 1, 60 и 61) составляет 927 ± 54 млн лет (95 %, СКВО = 0.78).
Статистическое распределение цирконовых возрастов в хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцах пуйвинской свиты [49] в целом похожее. Здесь также подавляющую часть (70 %) составляют зерна с ранне-рифейско-среднерифейскими возрастами, но соотношение зерен с позднерифейскими и раннепротерозойскими датировками другое, первых намного больше, чем вторых — 29 и 1 % соответственно. Зерна циркона с архейскими возрастами в исследованном образце отсутствуют. Минимальный возраст, рассчитанный по трем самым молодым зернам, составляет 883 ± 76 млн лет (95 %, СКВО = 0.035). Он сопоставим с минимальным цирконовым возрастом кварцитопесчаников хобеинской свиты и свидетельствует о том, что оба стратона сформировались не ранее начала позднего рифея.
Применение теста Колмогорова - Смирнова (КБ-теста) к полученным спектрам возрастов показывает сходство распределений для хобеинской и пуйвинской свит. Величина КБ-коэффициента составляет 0.28, превышая пороговое значение 0.05, отвечающее стандартному уровню значимости КБ-теста, равному 95 %. Такое сходство возрастных наборов (рис. 4, а) свидетельствует о том, что обе свиты накапливались в едином осадочном бассейне, в который обломочный материал поступал из близких по возрастному спектру разрушав-
шихся породных комплексов питающих провинций.
Породные комплексы, служившие поставщиками зерен детритового циркона для хобеинской и пуйвинской свит, были не только близки по возрасту, но и имели похожий состав. В частности, для зерен детритово-го циркона различного возраста из рассматриваемых свит характерны очень похожие вариации ТЬ/и (рис. 5). В большинстве зерен его величина находится в интервале 0.2-1.0. Преобладают зерна с ТЬ/и 0.2-0.6, и меньшее количество имеют ТЬ/и выше 0.6. Известно, что низкие ТЬ/и-отношения свойственны цирконам метаморфического происхождения. Пороговым значением обычно считают 0.1 [например, 44, 50], хотя для циркона из некоторых высокометаморфизованных пород эта величина может превышать 10 [54]. Для магматического циркона наиболее обычны величины ТЬ/и >0.1, при этом циркон из магматических пород разного состава статистически различается. Так, по результатам обобщения [53], наиболее часто встречающиеся ТЬ/и в гра-нитоидах составляют 0.4-0.5 при диапазоне 0.1-3.8, а в магматических породах основного и среднего состава — 0.7-0.8 при разбросе 0.02-6.8. Можно предположить, что источниками зерен детритового циркона в породах хобеинской и пуйвинской свит в основном были магматические породы преимущественно кислого и в меньшей степени основного и среднего состава.
Большое количество зерен циркона с рифейски-ми возрастами в терригенных породах хобеинской и пуйвинской свит позволяет предположить, что значительная часть обломочного материала поступала из источников, одновозрастных с магматическими и метаморфическими породами, известными в пределах фенноскандинавской части Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Из трех коровых блоков палеокон-тинента Протобалтика (раннедокембрийского остова ВЕП, окончательно сформировавшегося в период 1.81.7 млрд лет в результате коллизии Фенноскандии и Волго-Сарматии и образования Среднерусского оро-гена) — Сарматии, Волго-Уралии и Фенноскандии — только в последней были представлены магматические комплексы, сформированные в конце раннего протерозоя (1.95-1.75 млрд лет) и связанные со свекофеннской орогенией и аккреционными событиями, синхронными с формированием Среднерусского орогена [7, 8, 30, 39-41]. Зерна детритового циркона с такими возрастами составляют 8 % в кварцитопесча-никах хобеинской свиты и 1 % в сланцах пуйвинской свиты.
В фенноскандинавской части ВЕП широко развиты магматические комплексы, свидетельствующие о масштабных аккреционных и коллизионных событиях (1.73-1.42 млрд лет), внутриплитной магматической активности, сопровождавшейся формированием анортозит-мангерит-чарнокит-гранитных интрузий (1.67-1.44 млрд лет), базитов и бимодальных ассоциаций (1.4-1.2 млрд лет). Кроме этого региона, магматические комплексы с возрастами 1.29-1.39 млн лет известны в пределах ВЕП еще в Камско-Бельской магматической провинции, где их связывают с мантийным плюмом [16 и ссылки в этой работе] или с рифто-генезом на окраине Волго-Уралии [18]. Зерна детритового циркона с датировками 1.7-1.2 млрд лет составляют в породах хобеинской и пуйвинской свит 32 и 31 % соответственно.
Рис. 3. Сводные графики (гистограммы и кривые плотности вероятности) распределения 207РЪ/20бРЪ-возрастов зерен детритового циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты (а) и хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцев пуй-винской свиты (Ъ). Для сравнения приведены возрасты циркона различных морфотипов щокурьинской, маньхобеин-ской свит и няртинского метаморфического комплекса (с). Для (Ъ) использованы данные [49], (с) — [22-24, 27, 29]. Над графиками отрезками отмечены временные диапазоны основных фаз тектогенеза и проявления магматической активности в пределах Балтики [13]
Fig. 3. Summary plots (histograms and probability density curves) of the distribution of 207Pb / 20бРЪ ages of detrital zircons from quartzite sandstone of the Khobeyu Formation (a) and chlorite-muscovite-albite-quartz schist of the Puiva Formation (b). For comparison, the ages of zircons of various morphological types from the rocks of the Shchokurya, Mankhobeyu Formations, and the Nyartin metamorphic complex are plotted (c). For (b), we used data from [49], (c) — [22, 23, 24, 27, 29]. Above the graphs, segments indicate the time ranges of the main phases of tectogenesis and magmatic activity within the Baltica [13]
1200 1400 1600 1800 2000 Возраст, млн лет / Age, Ma
Рис. 4. Кумулятивные кривые вероятности для возраста зерен детритового циркона из кварцитопесчаников хобеин-ской свиты (обр. P-4) и хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцев пуйвинской свиты (обр. 21) [49]
Fig. 4. Cumulative probability plots for the ages of detrital zircons from quartzite sandstone of the Khobeyu Formation and
chlorite-muscovite-albite-quartz schist of the Puyva Formation
В конце среднего — начале позднего рифея вдоль северо-западной части Протобалтики образовался Свеконорвежский (Гренвильский) коллизионный оро-ген, соединивший Протобалтику с Лаврентией и Амазонией [47]. Результатом этой коллизии и постколлизионного растяжения стали магматические комплексы с возрастами 1.2-0.9 млрд лет [39 и ссылки в этой работе]. Зерна циркона с такими возрастами наиболее многочисленны в рассматриваемых образцах хобеинской и пуйвинской свит, составляют 57 и 68 % соответственно.
Зерна циркона с датировками 2.0-2.1 млрд лет, типичными для кристаллических комплексов Волго-Сарматского блока [13, 39], в изученных кварцитопес-чаниках хобеинской свиты не были обнаружены. Их нет и в образце из пуйвинской свиты [49]. Таким образом, зерна детритового циркона могли поступать в отложения хобеинской и пуйвинской свит только из кристаллических комплексов, имеющих такие же возрасты, как комплексы, известные сейчас в фенноскан-динавской части ВЕП и области Среднерусского оро-гена. Главными источниками детритового циркона были породы с возрастами 1.2-0.9 млрд лет, которые могли приноситься с северо-запада, из области разрушавшегося Свеконорвежского (Гренвильского) орогена. Значительный вклад в петрофонд рассматриваемых свит внесли также раннерифейские-средне-рифейские магматические породы фенноскандинав-ской части ВЕП. Присутствие заметного числа зерен детритового циркона с раннепротерозойскими датировками в хобеинских кварцитопесчаниках при практически полном их отсутствии в породах пуйвинской свиты (рис. 5) дает основание предположить, что ко времени формирования хобеинской свиты на уровень эрозионного среза были уже выведены более глубоко залегавшие нижнепротерозойские кристаллические породы. При этом почти все раннепротерозойские зерна циркона из обр. Р-4 имеют возрасты 1.7-1.8 млрд лет, характерные для коллизионных комплексов Среднерусского орогена.
Сопоставление цирконовых датировок из пород хобеинской и пуйвинской свит с опубликованными возрастами различных морфотипов циркона из более высокометаморфизованных свит ядерной части Няртинской купольной структуры показывает, что во всех свитах наблюдается перекрытие докембрийских возрастов и единственным значительным отличием является присутствие в метаморфитах няртинской, маньхобеинской и щокурьинской свит большого количества зерен с «молодыми» венд-раннепалеозойскими возрастами (рис. 3, с). Например, в составе проанализированных зерен циркона из биотит-мусковитовых кварцитов маньхобеинской свиты [23] присутствуют единичные окатанные (детритовые — по авторам) зерна циркона позднеархейского возраста и зерна циркона удлиненно-бипирамидально-призматического габитуса («мигматитового» — по мнению авторов [23]) с разбросом возрастов от 1797 до 421 млн лет, образующие три дискретные возрастные группы: 1797-1529, 1395-1046 и 768-421 млн лет. При этом 26 % «мигматитового» циркона имеет возрасты 550-500 млн лет. Появление этих трех групп «мигматитового» циркона связывается авторами с ультраметаморфизмом и еще с двумя повторными этапами «метаморфического и метасоматического преобразования пород» [23, с. 6]. Очень похожие результаты получены и по парагнейсам няртинского комплекса [27]. По нашему мнению, более вероятной кажется связь «молодых» датировок с региональным зональным метаморфизмом в венд-кембрийское время, достигавшим в ядре Няртинской купольной структуры уровня амфиболи-товой фации и сопровождавшимся выплавлением коллизионных гранитоидов доуралид, а также с процессами подъема мантийного плюма и началом ран-непалеозойского континентального рифтогенеза следующего, уральского, цикла Уилсона. В этом случае все более древние зерна циркона можно считать детрито-выми, и тогда хорошо объясняется наличие в породах ядра Няртинской купольной структуры цирконовых зерен разного габитуса с разными датировками, сопо-
Рис. 5. Диаграмма Th/U — 207РЬ/20бРЬ-возраст для зерен детритового циркона из пород хобеинской и пуйвинской свит: 1 — циркон из кварцитопесчаников хобеинской свиты, обр. Р-4, 2 — циркон из хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцев пуйвинской свиты, обр. 21 [49]. В верхней части диаграммы отрезками показаны возрасты известных кристаллических комплексов северной и западной частей ВЕП [39] — возможных источников детритового циркона. Полосами обозначены уровни максимальной частоты встречаемости Th/U в гранитоидах (розовая полоса) и магматических породах основного и среднего состава (голубая полоса) [53]
Fig. 5. Th/U vs. 207РЬ/20бРЬ age diagram for detrital zircon grains from rocks of the Khobeyu and Puyva formations. 1 — zircon from quartzite sandstones of the Khobyu Formation, sample Р-4, 2 — zircon from the chlorite-muscovite-albite-quartz schists of the Puyva Formation [49]. In the upper part of the diagram, the bars show the ages of the crystalline complexes of the northern and western parts of the ЕЕР [39], which are possible sources of detrital zircon grains. The stripes indicate the most frequent value of Th/U ratio in granitoids (pink stripe), and mafic and intermediate igneous rocks (blue stripe)
according to [53]
ставимыми в целом по возрасту с цирконом из верх-нерифейских свит.
Дополнительным аргументом в пользу нашей точки зрения является литологический состав метаморфических пород ядра Няртинской купольной структуры. В составе их протолитов главную роль играли тер-ригенные породы, преобразованные в гнейсы и кри-сталлосланцы, с прослоями песчаников и известняков, превращенных в кварциты и мраморы. В подчиненных количествах присутствуют амфиболиты и амфи-боловые сланцы, близкие по химическому составу к континентальным базальтоидам [10]. Представляется весьма вероятным, что зональный метаморфизм был
наложен на среднерифейскую(?)-верхнерифейскую мощную существенно терригенную толщу, сформировавшуюся в условиях пассивной окраины. Менее преобразованные породы сохранились в периферийных частях купольной структуры, где они представлены пуйвинской и хобеинской свитами. Отсутствие в последних зерен циркона с венд-раннепалеозойскими возрастами можно объяснить более низкой степенью регионального метаморфизма, не превышавшей уровня зеленосланцевой фации. Нельзя исключить и того, что в ядре Няртинской купольной структуры находится эксгумированный блок докембрийской континентальной коры, породы которого могли быть поставщи-
1500 2000 2500
Возраст, млн лет / Age, Ma
Рис. 6. Нормированные кривые плотности вероятности возраста зерен детритового циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты (обр. P-4) и хлорит-мусковит-альбит-кварцевых сланцев пуйвинской свиты (обр. 21) [49]. Для сравнения нанесены данные по детритовым цирконам из средне(?)верхнерифейских терригенных пород Северного Урала — песчаников ишеримской свиты (обр. 5081-1) [17] и Тимана: кварцитопесчаников джежимской свиты (обр. 05-301) [46], кварцитопесчаников светлинской (обр. G1-15) и визингской (обр. К1-15) свит четласской серии [34], гравелитов лун-вожской свиты вымской серии (обр. МТ16-6) [31], алевропесчаников румяничной (обр. 202) [5] и малочернорецкой (обр. 380) [3] свит и песчаников ямбозерской свиты (обр. 234) [4] барминской серии
Fig. 6. Normalized probability density plots for the ages of detrital zircons from quartzite sandstone of the Khobeyu Formation and chlorite-muscovite-albite-quartz schist of the Puyva Formation. For comparison, there are plots for detrital zircons from the Middle (?)- Upper Riphean terrigenous rocks of the Northern Urals — sandstone of the Isherim Formation (sample 50811) [17] and Timan: quartzite sandstone of the Dzhezhim Formation (sample 05-301) [46], quartzite sandstone of the Svetlaya (sample G1-15) and Vizinga (sample K1-15) Formations of the Chetlas Group [34], gritstone of the Lunvozh Formation of the Vym Group (sample MT16-6) [31], silty sandstone of the Rumyanichnaya (sample 202) [5] and Malochernoretskaya (sample 380) [3] Formations and sandstones of the Yambozerskaya Formation (sample 234) [4] of the Barmin Group
ками циркона для обломочных толщ пуйвинской и хобеинской свит, формировавшихся в позднем рифее. Этому противоречит, однако, тот факт, что изограды зонального метаморфизма пересекают границы свит [10]. Обе рассмотренные гипотезы требуют дальнейшего обоснования.
Характер распределения возрастов циркона из пород хобеинской и пуйвинской свит в той или иной степени отличается от возрастных спектров циркона из близких по возрасту терригенных толщ Северного Урала и Тимана (рис. 6). Тест Колмогорова-Смирнова не показал значимого сходства возрастов циркона из хобеинской и пуйвинской свит ни с одним из сравниваемых возрастных наборов. При этом по распределению цирконовых датировок на песчаники хобеинской и пуйвинской свит наиболее похожи породы барминской серии Северного Тимана и, в несколько меньшей степени, четласской и вымской серий Среднего Тимана, а также ишеримской свиты Северного Урала. Общей
чертой всех сравниваемых стратонов, за исключением джеджимской свиты, является преобладание или присутствие большого количества (45-78 %) зерен детритового циркона с ранне-среднерифейскими возрастами [17, 31], характерными для магматических комплексов фенноскандинавской части ВЕП. В песчаниках джежимской свиты такие зерна тоже есть, но их заметно меньше, около 15 % [46]. Очень важным является доминирование в породах хобеинской и пуйвинской свит и наличие в образцах всех других сравниваемых стратонов небольшого или заметного количества зерен детритового циркона с возрастами 0.91.2 млрд лет, источником которых могли быть магматические комплексы Свеконорвежского (Гренвиль-ского) орогена. В образцах из джежимской и ишеримской свит таких зерен около 3 %, в породах Среднего Тимана - 9-19 %, Северного Тимана - 20-24 %. В совокупности можно сделать вывод о том, что, с большой долей вероятности, провинции, поставлявшие об-15
ломочный материал в верхнерифейские терригенные толщи севера Урала и Тимана, располагались в фенно-скандинавской части ВЕП и области Среднерусского орогена. Различия в возрастных спектрах циркона из разных свит, скорее всего, обусловлены разной удаленностью мест осадконакопления от разрушавшихся магматических и метаморфических комплексов и разной глубиной эрозионного среза питающих провинций.
Выводы
Формирование хобеинской свиты происходило не ранее начала позднего рифея. Средневзвешенный возраст трех наиболее молодых зерен циркона составляет 927± 54 млн лет.
По характеру распределения И-РЬ-возрастов зерна детритового циркона из кварцитопесчаников хобеинской свиты наиболее сопоставимы с зернами цирконов из метатерригенных пород пуйвинской свиты. Обе свиты накапливались в едином осадочном бассейне, в который обломочный материал поступал из близких по возрастному спектру разрушавшихся магматических комплексов, одновозрастных известным в настоящее время в пределах фенноскандинавской части Восточно-Европейской платформы и территории Среднерусского орогена.
Преобладание в хобеинской и пуйвинской свитах зерен детритового циркона с ранне-среднерифейски-ми возрастами сближает эти свиты с одновозрастны-ми терригенными породами барминской серии Северного Тимана, четласской и вымской сериями Среднего Тимана и ишеримской свитой Северного Тимана, для которых предполагаются те же источники обломочного материала. Присутствие в верхнери-фейских обломочных породах севера Урала и Тимана зерен детритового циркона с возрастами 0.9-1.2 млрд лет свидетельствует о том, что на северо-восточной пассивной окраине Балтики в осадконакоплении участвовали продукты разрушения Свеконорвежского (Гренвильского) орогена.
Отсутствие зерен циркона венд-ранепалеозойского возраста в породах хобеинской и пуйвинской свит по сравнению с высокометаморфизованными породами ядерной части Няртинской купольной структуры (няр-тинской, маньхобеинской и щокурьинской свит) можно объяснить тем, что зональный метаморфизм, с которым связано образование этой купольной структуры, не достигал на ее периферии уровня амфиболито-вой фации и не приводил к росту нового или перекристаллизации детритового циркона.
Литература
1. Андреичев В. Л. Изотопная геохронология доуралид Приполярного Урала / Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар, 1999. 48 с. (Научные доклады).
2. Андреичев В. Л., Пыстин А. М., Пыстина Ю. И., Юдо-вич Я. Э. Геохронологическая модель метаморфизма докембрия Приполярного Урала // Проблемы петрогенезиса и рудообразования: Тез. докл. научной конф. «Чтения А. Н. Заварицкого». Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. С. 5-7.
3. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Герелс Дж. И-РЬ-воз-раст и источники сноса обломочных цирконов из верхне-
докембрийских отложений Северного Тимана // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22. № 2. С. 32-45.
4. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Хоуриган Дж. К. Результаты И-РЬ (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов из терригенных отложений верхней части до-кембрийского фундамента Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып. 1. С. 10-20.
5. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Хубанов В. Б., Соболев И. Д. И-РЬ (ЬАЛСР-МБ) возраст детритовых цирконов из метаосадочных пород основания верхнедокембрийско-го разреза Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2018. Т. 93, вып. 2. С. 14-26.
6. Белякова Л. Т. Стратиграфическое расчленение до-ордовикских отложений Ляпинского антиклинория (Приполярный Урал) // Материалы по геологии и полезным ископаемым северо-востока европейской части СССР. Сыктывкар: Коми кн. изд-во, 1972. Сб. 7. С. 21-33.
7. 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.
8. Богданова С. В., Гарецкий Р. Г., Каратаев Г. И. и др. Проект EUROBRIDGE: палеопротерозойская аккреция и коллизия коры в Фенноскандии и Сарматии. Геология и геофизические образы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе ЕШОРЮВЕ: Очерки по региональной геологии России / Ред. Н. И. Павленкова. М.: РОСНЕДРА, РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221-290.
9. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист 0-41 — Воркута. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2007. 541 с.
10. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Серия Северо-Уральская. Лист 0-41-ХХУ Объяснительная записка. М.: МФ ВСЕГЕИ, 2013. 252 с.
11. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В., Андреичев В. Л., Дорохов Н. С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Статья 1. Протоуралиды, тиманиды и доордовикские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3-22.
12. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В., Андреичев В. Л., Дорохов Н. С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 2. Позднеедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1. С. 32-45.
13. Кузнецов Н. Б., Романюк Т. В., Шацилло А. В. и др. Первые И-РЬ данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014. Т. 455, № 4. С. 427-432.
14. Львов К. А. Стратиграфия протерозоя и нижнего палеозоя Приполярного и Полярного Урала // Сборник статей по геологии Арктики. Л.: Гостоптехиздат, 1959. С. 5173. (Тр. НИИГА. Т. 105. Вып. 11).
15. Малашевский В. Н. Стратиграфия доордовикских метаморфических образований Приполярного Урала: Материалы по стратиграфии и тектонике Урала // Тр. ВСЕГЕИ. Л., 1967. Т. 144. С. 5-35.
16. Носова А. А., Сазонова Л. В., Каргин А. В., Ларионова Ю. О., Горожанин В. М., Ковалев С. Г. Мезопротерозойская внутриплатная магматическая провинция Западного Урала: основные петрогенетические типы пород и их происхождение // Петрология. 2012. Т. 20. № 4. С. 392-428.
17. Петров Г. А. Докембрийские комплексы Ишерим-ского антиклинория (Северный Урал): стратиграфия, магматизм, метаморфизм, металлогения. Екатеринбург: УрО РАН, 2020. 176 с.
18. Пучков В. Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
19. Пучков В. Н., Карстен Л. А., Шмелев В. Р. Важнейшие черты геологического строения восточного склона Урала // Геология и палеонтология Урала. Информ. матер. Свердловск, 1986. С. 75-88.
20. Пыстин А. М. Карта метаморфизма Приполярного и южной части Полярного Урала / Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар, 1991. 20 с. (Научные доклады).
21.Пыстин А. М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. СПб.: Наука, 1994. 208 с.
22. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Метаморфизм и гра-нитообразование в протерозойско-раннепалеозойской истории формирования Приполярноуральского сегмента земной коры // Литосфера. 2008. № 6. С. 25-38.
23. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Геологическая позиция и возраст маньхобеинской свиты на Приполярном Урале // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2018а. № 9. С. 3-9.
24. Пыстин А М., Пыстина Ю. И. Геологическая позиция и возраст щокурьинской свиты на Приполярном Урале // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2018б. № 10. С. 3-9.
25. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Докембрий Приполярного Урала: хроностратиграфический аспект // Труды Карельского научного центра РАН. 2019. № 2. С. 34-52. DOI: http://dx.doi.org/10.17076/geo904.
26. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И., Хубанов В. Б. Первые результаты и-РЬ-датирования детритовых цирконов из базальных отложений верхнего докембрия Приполярного Урала // Доклады академии наук. 2019. Т. 488. № 2. С. 172175. Б01: https://doi.org/10.31857/S0869-56524882172-175.
27. Пыстина Ю. И. Минералогическая стратиграфия метаморфических образований Приполярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. 124 с.
28. Пыстина Ю. И., Пыстин А. М. Цирконовая летопись уральского докембрия. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 168 с.
29. Пыстина Ю. И., Пыстин А. М., Хубанов В. Б. Нижний докембрий в структуре палеозоид на Приполярном Урале // ДАН. 2019. Т. 486. № 5. С. 572-576.
30. 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 совещ. М.: Моск. ун-т, 2005. Т. 2. С. 169-171.
31. Соболева А. А., Андреичев В. Л., Бурцев И. Н., Нику-лова Н. Ю., Хубанов В. Б., Соболев И. Д. Детритовые цирконы из верхнедокембрийских пород вымской серии Среднего Тимана (И-РЬ-возраст и источники сноса) // Бюлл. МОИП. 2019. Т.94. Вып. 1. С. 3-16.
32. Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург: АООТ Уральская геолого-съемочная экспедиция, 1993. 199 с.
33. Тимонина Р. Г. Петрология метаморфических пород Приполярного Урала. Л.: Наука, 1980. 100 с.
34. Удоратина О. В., Бурцев И. Н., Никулова Н. Ю., Хубанов В. Б. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Тимана на основании U-Pb-датирования детритных цирконов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып 5. С. 15-32.
35. Фишман М. В., Голдин Б. А. Гранитоиды центральной части Приполярного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 105 с.
36. Херасков Н. П. Принципы составления тектонических карт складчатых областей Южного Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948. № 5. С. 121-134.
37. Херасков Н. П., Перфильев А. С. Основные особенности геосинклинальных структур Урала // Проблемы региональной тектоники СССР. М., 1963. С. 35-63. (Тр. ГИН АН СССР. Вып. 92).
38. Хубанов В. Б., Буянтуев М. Д., Цыганков А. А. U-Pb изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP-данными // Геол. и геофиз. 2016. Т. 57. № 1. С. 241-258.
39. 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.
40. 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. V. 339. P. 1-18.
41. 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.
42. Frei D., Gerdes A. Accurate and precise in-situ zircon U-Pb age dating with high spatial resolution and high sample throughput by automated LA-SF-ICP-MS // Chemical Geology.
2009. V. 261 (3). P. 261-270.
43. Griffin W.L., Powell W. J., Pearson N. J., O'Reilly S. Y. GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Laser ablation ICP-MS in the Earth sciences: Current practices and outstanding issues // Mineral. Assoc. Canada. Short Course. 2008. Vol. 40. P. 308-311.
44. Hoskin P. W. O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. In: Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. V. 53. № 1. P. 27-62. DOI: 10.2113/0530027 https://archive-ouverte.unige.ch/ unige:28540.
45. Jackson S. E., Pearson N. J., Griffin W. L., Belousova E. A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. Vol. 211. P. 47-69.
46. Kuznetsov N. B., Natapov L. M., Belousova E. A., O^Reilly S. Y., Griffin W. L. Geochronological, geochemical and isotopic study of detrital zircon suites from late Neoproterozoic clastic strata along the NE margin of the East European Craton: Implications for plate tectonic models // Gondwana Research.
2010. V. 17. Issues 2-3. P. 583-601. D0I:10.1016/j.gr.2009.08.005.
47. Li, Z. X., Bogdanova, S. V., Collins, A. S., et al. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis. Precambrian Research. 2008. V. 160 (1-2). P. 179-210. DOI: 10.1016/j.precamres.2007.04.021.
48. LudwigK. R. User's manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Spec. Publ. 2012. N 5. 75 p.
49. Pystin A. M., Pystina Yu. I., Ulyasheva N. S., Grakova O. V. U-Pb dating of detrital zircons from basal Post Paleoprotero-zoic metasediments in the Subpolar and Polar Urals: evidence for a Cryogenian, not Mesoproterozoic age, International Geology Review, 2020. V. 62. Issue 17. P. 2189-2202. DOI: 10.1080/00206814.2019.1689533.
50. Rubatto D. Zircon: The metamorphic mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2017. V. 83. P. 261-295.
51. Slama J., Kosler J., Condon D. J. et al. Plesovice zircon — A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. Vol. 249. P. 1-35.
52. Van Achterbergh E., Ryan C. G., Jackson S.E., Griffin W.L. LA-ICP-MS in the Earth sciences — Appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Short course // St. John's Mineral. Assoc. Canada. 2001. Vol. 29. P. 239-243.
53. Wang X., Griffin W. L., Chen J., Huang P., Li X. U and Th contents and Th/U ratios of zircon in felsic and mafic magmat-ic rocks: improved zircon-melt distribution coefficients. Acta Geologica Sinica. 2011. V. 85. Issue 1. P. 164-174 https://doi. org/10.1111/j.1755-6724.2011.00387.x.
54. Wanless V. D., Perfit M. R., Ridley W. I., Wallace P. J., Grimes C. B., Klein E.M. Volatile abundances and oxygen isotopes in basaltic to dacitic lavas on mid-ocean ridges: the role of assimilation at spreading centers. Chemical Geology. 2011. V. 287 (1-2). P. 54-65. https://doi.org/10.10Wj.chem-geo.2011.05.017.
55. Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. N 19. P. 1-23.
References
1. Andreichev V. L. Izotopnaya geohronologiya douralid Pripolyarnogo Urala (Isotope geochronology of the pre-Uralides of the Subpolar Urals). Nauchnye doklady (Scientific reports). Syktyvkar: Komi SC UB RAS, 1999, 48 p.
2. Andreichev V. L., Pystin A. M., Pystina Yu. I., Yudovich Ya. E. Geohronologicheskaya model' metamorfizma dokembriya Pripolyarnogo Urala (Geochronological model of Precambrian metamorphism in the Subpolar Urals). Problemy petrogenezisa i rudoobrazovaniya (Chteniya A. N. Zavarickogo). (Problems of petrogenesis and ore formation (Readings in memory of A. N. Zavaritsky). Proceedings of conference. Ekaterinburg: IGG UB RAS, 1998, pp. 5-7.
3. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Gerels G. U-Pb dating and provenance of detrital zircons from the Upper Precambrian deposits of North Timan. Stratigraphy and Geological Correlation, 2014, V. 22, pp. 147-159.
4. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Hourigan J. K. Rezultaty U-Pb (LA-ICP-MS) datirovaniya detritovyh cirkonov iz terrigennyh otlozhenij verhnej chasti dokembrijskogo fundamenta Severnogo Timana (Results of U-Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons from terrigenous sediments of the upper part of the Precambrian basement of the Northern Timan). Bulletin MOIP, Geology section, 2017, V. 92, No. 1, pp. 10-20.
5. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Khubanov V. B., Sobolev I.D. U-Pb (LA-ICP-MS) vozrast detritovyh tzirkonov iz metaosadochnyh porod osnovaniya verhnedokembrijskogo razreza Severnogo Timana (U-Pb (LA-ICP-MS) age of detrital zircons from metasedimentary rocks of the Upper Precambrian basement of the Northern Timan). Bulletin MOIP, Geology section, 2018, V. 93, No. 2, pp. 14-26.
6. Belyakova L. T. Stratigraficheskoe raschlenenie doordovikskih otlozhenij Lyapinskogo antiklinoriya (Pripolyarnyj
Ural) (Stratigraphic subdivision of pre-Ordovician deposits of the Lyapinsky anticlinorium (Subpolar Urals)). Materialy po geologii i poleznym iskopaemym severo-vostoka evropejskoj chasti SSSR (Materials on geology and minerals of the north-east of the European part of the USSR), V. 7, Syktyvkar: Komikniga, 1972, pp. 21-33.
7. Bibikova, E. V., Bogdanova, S. V., Gorbachev, R. M., et al. Izotopnyj vozrast, priroda i struktura dokembrijskoj kory v Belarusi (Isotopic age, nature, and structure of the Precambrian crust of Byelarus). Stratigraphy. Geological Correlation, 1995, V. 3, No. 6, pp. 68-78.
8. Bogdanova, S. V., Garetskii, R. G., Karataev, G. I., et al. Proekt EUROBRIDGE: paleoproterozojskaya akkreciya i kolliziya kory v Fennoskandii i Sarmatii. Geologiya i geofizicheskie obrazy (EUROBRIDGE: Paleoproterozoic accretion and collision of the crust in Fennoscandia and Sarmatia. Geology and geophysical patterns), in Stroenie i dinamika litosfery Vostochnoi Evropy. Rezul'taty issledovanii po programme EUROPROBE. Ocherki po regional'noi geologii Rossii (Structure and Dynamics of the Lithosphere of Eastern Europe. Results of Studies under the EUROPROBE Programme. Essays for Regional Geology of Russia), Pavlenkov, N. I., Ed., Moscow: Rosnedra, RAS, GEOKART, 2006, pp. 221-290.
9. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossijskoj Federacii. Masshtab 1 : 1 000 000 (tret'e pokolenie). Seriya Uralskaya. List 0-41 — Vorkuta. Obyasnitelnaya zapiska (State geological map of the Russian Federation. Scale 1: 1,000,000 (third generation). Ural series. Sheet 0-41 — Vorkuta. Explanatory note. St. Petersburg: VSEGEI, 2007, 541 p.
10. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossijskoj Federacii. Masshtab 1 : 200 000. Seriya Severo-Uralskaya. List 0-41-XXV. Obyasnitelnaya zapiska (State geological map of the Russian Federation. Scale 1: 200,000. Severo-Uralskaya series. Sheet 0-41-XXV. Explanatory note). Moscow: VSEGEI, 2013, 252 p.
11. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Gertseva M. V., Andreichev V. L., Dorokhov N. S. Doural'skaya tektonicheskaya evolyuciya severo-vostochnogo i vostochnogo ob-ramleniya Vostochno-Evropejskoj platformy. Statya 1. Protouralidy, Timanidy i Doordovikskie granitoidnye vulkano-plutonicheskie associacii severa Urala i Timano-Pechorskogo regiona (Pre-Ural tectonic evolution of the northeastern and eastern framing of the East European platform. Article 1. Protouralides, Timanides and Pre-Ordovician granitoid volcano-plutonic associations of the northern part of the Urals and Timan-Pechora region). Lithosphere, 2006, No. 4, pp. 3-22.
12. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Gertseva M. V., Andreichev V. L., Dorokhov N. S. Doural'skaya tektonicheskaya evolyuciya severo-vostochnogo i vostochnogo ob-ramleniya Vostochno-Evropejskoj platformy. Stat'ya 2. Pozdnedokembrijsko-kembrijskaya kolliziya Baltiki i Arktidy (Pre-Ural tectonic evolution of the northeastern and eastern framing of the East European platform. Article 2. Late Precambrian-Cambrian collision of the Baltic and Arctida). Lithosphere, 2007, No. 1, pp. 32-45.
13. Kuznetsov N. B., Romanyuk T. V., Shatsillo A. V. et al. First U-Pb age of detrital zircons from sandstones of the Upper Emsian Takaty Formation of the Western Urals with regard to the problem of primary sources of the Uralian diamond placers. Doklady Earth Sciences, 2014, V. 455, Issue 2, pp. 370-375. DOI:10.1134/S1028334X14040084
14. L'vov K. A. Stratigrafiya proterozoya i nizhnego paleo-zoya Pripolyarnogo i Polyarnogo Urala (Stratigraphy of the Proterozoic and Lower Paleozoic of the Subpolar and Polar
Urals. Sbornik statej po geologii Arktiki (Collection of articles on the geology of the Arctic). L. : Gostoptekhizdat, Proceedings of NIIGA, 1959, V. 105, 11, pp. 51-73.
15. Malashevskij V. N. Stratigrafiya doordovikskih metamor-ficheskih obrazovanij Pripolyarnogo Urala (Stratigraphy of pre-Ordovician metamorphic formations of the Subpolar Urals). Materialy po stratigrafii i tektonike Urala (Materials on the stratigraphy and tectonics of the Urals). Proceedings of VSEGEI, Leningrad, 1967, V. 144, pp. 5-35.
16. Nosova A. A., Sazonova L. V., Kargin A. V., Larionova Yu. O., Gorozhanin V. M., Kovalev S. G. Mesoproterozoic within plate igneous province of the Western Urals: main petroge-netic rock types and their origin. Petrology, 2012, V. 20, No. 4, pp. 356-390.
17. Petrov G. A. Dokembrijskie kompleksy Isherimskogo an-tiklinoriya (Severnyj Ural): stratigrafiya, magmatizm, metamor-fizm, metallogeniya (Precambrian complexes of the Isherim an-ticlinorium (Northern Urals): stratigraphy, magmatism, meta-morphism, metallogeny). Ekaterinburg: UB RAS, 2020, 176 p.
18. Puchkov V. N. Geologiya Urala i Priuralya (aktual'nye voprosy stratigrafii, tektoniki, geodinamiki i metallogenii) (Geology of the Urals and Cis-Urals (actual problems of stratigraphy, tectonics, geodynamics and metallogeny)). Ufa: DesignPoligraphService, 2010, 280 p.
19. Puchkov V. N., Karsten L. A., Shmelev V. R. Vazhnejshie chertygeologicheskogo stroeniya vostochnogo sklona Urala (The most important features of the geological structure of the eastern slope of the Urals). Geologiya ipaleontologiya Urala (Geology and Paleontology of the Urals). Inform. materials of the Institute of Geology and Geochemistry of the Ural Scientific Center of the USSR Academy of Sciences. Sverdlovsk, 1986, pp. 75-88.
20. Pystin A. M. Karta metamorfizma Pripolyarnogo i yuzh-noj chasti Polyarnogo Urala (Map of metamorphism of the Subpolar and southern parts of the Polar Urals). Nauchnye dokla-dy (Scientific reports). Syktyvkar: Komi SC UB RAS, 1991, 20 p.
21. Pystin A. M. Polimetamorficheskie kompleksy zapadno-go sklona Urala (Polymetamorphic complexes of the western slope of the Urals). St. Petersburg: Nauka, 1994, 208 p.
22. Pystin A. M., Pystina Yu. I. Metamorfizm igranitoobra-zovanie v proterozojsko-rannepaleozojskoj istorii formirovaniya Pripolyarnouralskogo segmenta zemnoj kory (Metamorphism and granite formation in the Proterozoic-Early Paleozoic history of the Subpolar Urals' segment of the Earth's crust). Litosfera, 2008, No. 6, pp. 25-38.
23. Pystin A. M., Pystina YU. I. Geologicheskaya poziciya i vozrast man'hobeinskoj svity [RF1 ?] na Pripolyarnom Urale (Geological position and age of the Man'hobeyu suite (RFi?) in the Subpolar Urals). Vestnik of the Institute of Geology Komi SC UB RAS, 2018a, No. 9, pp. 3-9.
24. Pystin A. M., Pystina Yu. I. Geologicheskaya poziciya i vozrast shchokur'inskoj svity na Pripolyarnom Urale (Geological position and age of the Shchokurya suite on the Subpolar Urals). Vestnik of the Institute of Geology Komi SC UB RAS, 2018b, No. 10, pp. 3-9.
25. Pystin A. M., Pystina Yu. I. Dokembrij Pripolyarnogo Urala: hronostratigraficheskij aspekt (The Precambrian in the Sub-Polar Urals: the chronostratigraphic aspect). Transactions of Karelian SC RAS, 2019, No. 2, pp. 34-52. DOI: http://dx.doi. org/10.17076/geo904.
26. Pystin A. M., Pystina YU. I., Khubanov V. B. First Results of U-Pb Dating of Detrital Zircons from the Upper Precambrian Basal Deposits of the Subpolar Urals. Doklady Earth Sciences, 2019, V. 488, pp.1031-1034. DOI: 10.31857/S0869-56524882172-175.
27. Pystina Yu. I. Mineralogicheskaya stratigrafiya metamor-ficheskih obrazovanij Pripolyarnogo Urala (Mineralogical stratigraphy of metamorphic formations of the Subpolar Urals). Ekaterinburg: UB RAS, 1997, 124 p.
28. Pystina Yu. I., Pystin A. M. Cirkonovaya letopis uralskogo dokembriya (Zircon chronicle of the Ural Precambrian). Ekaterinburg: UB RAS, 2002, 168 p.
29. Pystina Yu. I., Pystin A. M., Khubanov V. B. The Lower Precambrian in the structure of Paleozoids of the Subpolar Urals. Doklady Earth Sciences, 2019, V. 486, pp. 609-612.
30. Samsonov A. V., Bibikova E. V., Petrova A. Yu., Gera-simov V. Yu. Tektonicheskie etapy formirovaniya Srednerusskogo skladchatogo poyasa, central'naya chast' kristallicheskogo fundamenta Vostochno-Evropejskoj platformy: geohimiya, geohronologiya i petrotektonika (Tectonic stages of the formation of the Central Russian fold belt, the central part of the crystalline basement of the East European Platform: geochemistry, geochronology and petrotectonics). Tektonika zemnoj kory i mantii (Tectonics of the Earth's Crust and Mantle). Abstracts of XXXVII Tectonic meeting, Moscow: MSU, 2005, V. 2, pp. 169171.
31. Soboleva A. A., Andreichev V. L., Burtsev I. N., Niku-lova N. Yu., Khubanov V. B., Sobolev I. D. Detritovye cirkony iz verhnedokembrijskih porod vymskoj serii Srednego Timana (U-Pb vozrast i istochniki snosa) (Detrital zircons from the Upper Precambrian rocks of the Vym Group of the Middle Timan (U-Pb age and provenance). Bulletin MOIP, 2019, Geological Section, V.94, No. 1, pp. 3-16.
32. Stratigraficheskie skhemy Urala (dokembrij, paleozoj) (Stratigraphic schemes of the Urals (Precambrian, Paleozoic)). Ekaterinburg: Ural'skaya geologo-sjemochnaya ekspediciya, 1993, 199 p.
33. Timonina R. G. Petrologiya metamorficheskih porod Pripolyarnogo Urala (Petrology of metamorphic rocks of the Subpolar Urals). Leningrad: Nauka, 1980, 100 p.
34. Udoratina O. V., Burtsev I. N., Nikulova N. Yu., Khubanov V. B. Vozrast metapeschanikov verhnedokembrijskoj chetlasskoj serii Srednego Timana na osnovanii U-Pb datirovaniya detritnyh cirkonov (Age of Upper Precambrian metasandstones of Chetlas Group of Middle Timan on U-Pb dating of detrital zircons). Bulletin MOIP, Geological section, 2017, V. 92, No. 5, pp. 1532.
35. Fishman M. V., Goldin B. A. Granitoidy central'noj chasti Pripolyarnogo Urala (Granitoids of the central part of the Subpolar Urals). Moscow: AS USSR, 1963, 105 p.
36. Kheraskov N. P. Principy sostavleniya tektonicheskih kart skladchatyh oblastej Yuzhnogo Urala (Principles of compiling tectonic maps of folded regions of the Southern Urals). Izvestia of the USSR Academy of Sciences, Geological section, 1948, No. 5, pp. 121-134.
37. Kheraskov N. P., Perfil'ev A. S. Osnovnye osobennosti geosinklinalnyh struktur Urala (The main features of the geosynclinal structures of the Urals). Problemy regional'noj tektoniki SSSR (Problems of regional tectonics of the USSR). Moscow, 1963, pp. 35-63. (Transactions of GIN AS USSR, Issue 92).
38. Khubanov V. B., Buyantuev M. D., Tsygankov A. A. U-Pb dating of zircons from PZ3 — MZ igneous complexes of Transbaikalia by sector-field mass spectrometry with laser sampling: technique and comparison with SHRIMP. Russian Geology and Geophysics, 2016, V. 57, No. 1, pp. 190-205. D0I:10.1016/j.rgg.2016.01.013.
39. Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Precambrian Res., 2008, V. 160, pp. 23-45.
40. Claesson S., Bogdanova S. V., Bibikova E. V., Gorba-tschev R. Isotopic evidence of Palaeoproterozoic accretion in the basement of the East European Craton. Tectonophysics, 2001, V. 339, pp. 1-18.
41. 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, V. 72, pp. 39-66.
42. Frei D., Gerdes A. Accurate and precise in-situ zircon U-Pb age dating with high spatial resolution and high sample throughput by automated LA-SF-ICP-MS. Chemical Geology,
2009, V. 261, No. 3, pp. 261-270.
43. Griffin W. L., Powell W. J., Pearson N. J., O'Reilly S. Y. GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS / Ed. P.J. Sylvester. Laser ablation ICP-MS in the Earth sciences: Current practices and outstanding issues. Mineral. Assoc. Canada, Short Course, 2008, V. 40, pp. 308-311.
44. Hoskin P. W. O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. In: Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, V. 53, № 1, pp. 27-62. DOI: 10.2113/0530027 https://archive-ouverte.unige.ch/ unige:28540.
45. Jackson S. E., Pearson N. J., Griffin W. L., Belousova E. A. The application of laser ablation-inductively coupled plasmamass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology. Chem. Geol., 2004, V. 211, pp. 47-69.
46. Kuznetsov N. B., Natapov L. M., Belousova E. A., O'Reilly S. Y., Griffin W. L. Geochronological, geochemical and isotopic study of detrital zircon suites from late Neoproterozoic clastic strata along the NE margin of the East European Craton: Implications for plate tectonic models. Gondwana Research,
2010, V. 17, Issues 2-3, pp. 583-601. DOI:10.1016/j. gr.2009.08.005.
47. Li, Z. X., Bogdanova, S. V., Collins, A. S., et al. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis.
Precambrian Research, 2008, V. 160 (1-2), pp. 179-210. DOI: 10.1016/j.precamres.2007.04.021.
48. Ludwig K. R. User's manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Spec. Publ., 2012, No. 5, 75 p.
49. Pystin A. M., Pystina Yu. I., Ulyasheva N. S., Grakova O. V. U-Pb dating of detrital zircons from basal Post Paleoproterozoic metasediments in the Subpolar and Polar Urals: evidence for a Cryogenian, not Mesoproterozoic age. International Geology Review, 2020, V. 62, Issue 17, pp. 2189-2202. DOI: 10.1080/ 00206814.2019.1689533.
50. Rubatto D. Zircon: The metamorphic mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2017, V. 83, pp. 261-295.
51. Slama J., Kosler J., Condon D. J. et al. Plesovice zircon — A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis. Chem. Geol., 2008, V. 249, pp. 1-35.
52. Van Achterbergh E., Ryan C. G., Jackson S. E., Griffin W. L. LA-ICP-MS in the Earth sciences — Appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS. Ed. P.J. Sylvester. Short course. St. John's Mineral. Assoc. Canada, 2001, V. 29, pp. 239-243.
53. Wang X., Griffin W. L., Chen J., Huang P.,Li X. U and Th contents and Th/U ratios of zircon in felsic and mafic magmatic rocks: improved zircon-melt distribution coefficients. Acta Geologica Sinica, 2011, V. 85, Issue 1, pp. 164-174 https:// doi.org/10.1111/j.1755-6724.2011.00387.x.
54. Wanless V. D., Perfit M. R., Ridley W. I., Wallace P. J., Grimes C. B., Klein E.M. Volatile abundances and oxygen isotopes in basaltic to dacitic lavas on mid-ocean ridges: the role of assimilation at spreading centers. Chemical Geology, 2011, V. 287 (1-2), pp. 54-65. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo. 2011.05.017.
55. Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses. Geostandards Newsletter, 1995, No. 19, pp. 1-23.
Поступила в редакцию / Received 15.10.2021
