Abstract:
Granites recovered by boreholes 1-Yuzhnaya Bolotnaya and 1-Sosyanskaya in the Izhma zone of the Timan megablock of the Pechora basin basement are most similar in their mineral and chemical composition to S-type granites. U-Pb (SIMS SHRIMP-IIe and SHRIMP-RG) zircon studies of these granitoids have not allowed for a correct determination of the rock formation time, as the zircons are either inherited or highly discordant. The granite age has been revised by the 40Ar-39Ar dating of muscovite from the same samples. The 40Ar-39Ar age of muscovite in granites of the 1-Yuzhnaya Bolotnaya borehole is 548 ± 7 Ma and in the 1-Sosyanskaya borehole is 565 ± 7 Ma. These data correlate with U-Pb (SIMS SHRIMP-IIe and SHRIMP-RG) ages on zircons from granites of other zones of Pechora basin basement and confirms the large-scale intrusion of granitoids in the Late Vendian during collision processes at the final stage of Timanian tectogenesis.

Keywords:
Pechora basin, Izhma zone, basement, granite, zircon, U-Pb SHRIMP-RG age, muscovite, 40Ar-39Ar age of muscovite

Введение

Геохронологические исследования структурно-вещественных комплексов верхнедокембрийского фундамента Печорской синеклизы были начаты в 70-е годы прошлого столетия, основывались преимущественно на K-Ar-методе, а их результаты публиковались по мере накопления возрастных данных (Акимова, 1980; Фишман и др., 1981; Gee et al., 2000; Андреичев, Литвиненко, 2007). Преобладающая часть изотопных датировок по магматическим породам, преимущественно гранитоидам, приходилась на интервал 600–500 млн лет, что и давало основание считать их возраст венд-кембрийским. Дальнейшие работы были связаны с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-датированием единичных зерен циркона из гранитов и диоритов методом ступенчатого испарения свинца (Gee et al., 2000). Полученные возрастные значения образуют узкий диапазон 567–551 млн лет, отвечающий границе раннего–позднего венда, которой в шкале геологического времени отводится интервал 570–555 млн лет (Стратиграфический кодекс…, 2019). Полученные в это же время Rb-Sr изохронным методом оценки возраста (Андреичев, Литвиненко, 2000) не всегда коррелировались с цирконовыми датировками, поэтому корректировка возраста гранитоидного магматизма возможна при получении дополнительных аргументов. Для этого необходим U-Pb-анализ цирконов, поскольку при их датировании только по отношению радиогенных изотопов свинца отсутствует контроль конкордантности. Кроме того, из-за низких содержаний радиогенного ²⁰⁷Pb в относительно молодых (< 1 млрд лет) цирконах потенциально более надежны ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрасты (Борисова и др., 1995). На основании этих предположений в последнее десятилетие были предприняты локальные U-Pb-исследования цирконов из имеющегося в нашем распоряжении кернового материала.

 

Краткие сведения по геологии Печорской синеклизы и постановка проблемы

Печорская синеклиза (термин впервые введен академиком А. П. Павловым в 1903 г. применительно к Печорской низменности) располагается между Тиманом и Предуральским краевым прогибом (рис. 1). В ее геологическом строении участвуют осадочно-метаморфические и магматические породы верхнедокембрийского фундамента, повсеместно перекрытые неметаморфизованными осадочными и вулканогенными образованиями фанерозойского платформенного чехла мощностью 1–7 км, поэтому все сведения о породах фундамента основаны на геофизических данных и результатах бурения скважин разных категорий глубиной до 5 км (Белякова и др., 2008). В строении фундамента по вещественному составу и характеру магматизма выделяются с юго-запада на северо-восток Ижемская, Печорская и Большеземельская зоны. Две последние объединяются в Большеземельский мегаблок, а Ижемская зона с примыкающим с юго-запада Тиманом — в Тиманский мегаблок (Дедеев и др., 1974; Белякова, 1983; Дедеев, Запорожцева, 1985; Белякова и др., 2008). Вместе они образуют Печорскую (Тимано-Печорскую) плиту. Границей между мегаблоками служит Припечорская разломная зона, состоящая из Чаркаю-Пылемецкого и Илыч-Чикшинского глубинных разломов, простирающихся в северо-западном направлении от Урала до Печороморской впадины (Костюченко, 1994; Оловянишников и др., 1996). Разломы, не выраженные на поверхности, зафиксированы по положительной магнитной аномалии, именуемой Припечорской (Гафаров, 1970).

Общее строение верхнедокембрийского фундамента Печорской синеклизы, характер магматизма позволяют интерпретировать Тиманский мегаблок как область отложений пассивной окраины Восточно-Европейского континента на погружающемся карельском кристаллическом фундаменте (Пучков, 1975; Гецен, 1991). Увеличение глубоководности осадков наблюдается в северо-восточном направлении от Тимана к Припечорской зоне разломов (Пучков, 1975), вдоль которой функционировали зона субдукции и связанная с ней островодужная система, занимавшая территорию Печорской зоны (Белякова, Степаненко, 1991; Белякова, Довжикова, 2006; Белякова и др., 2008). Предпо­лагается, что в пределах Большеземельского мегаблока существовал позднерифейско-вендский океанический бассейн, называемый Печорским (Пучков, 2005).

Среди магматических пород фундамента Печорской синеклизы существенное место отводится гранитоидам. Они вскрыты в 26 скважинах во всех зонах (Белякова и др., 2008), но U-Pb-датирование цирконов в режиме вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS) на ионных микрозондах SHRIMP проводилось по тем скважинам, для которых имелся в наличии керн. Установленные конкордантные возрасты цирконов показаны на рис. 1, а сведения о результатах датирования приведены в ряде статей: скв. 1-Южная Болотная и 54-Седуяха (Андреичев и др., 2014б); скв. 1-Чаркаю, 1-Южная Чаркаю, 1-Восточная Чаркаю (Андреичев и др., 2017а); скв. 1-Малая Пера, 1-Южный Джьер, 1-Нижняя Омра, 1-Прилукская (Андреичев и др., 2024); скв. 1-Изкось-гора (Соболева, Андреичев, 2025); скв. 1-Новая (Андреичев и др., 2023а); скв. 26-Восточная Харьяга, 2-Веяк (Андреичев и др., 2023б). Полученные результаты свидетельствуют о двух эпизодах гранитоидного магматизма, связанных с субдукционными и коллизионными процессами, которые привели в конце венда к образованию орогена Тиманид. Основная масса возрастов приходится на интервал 564–536 млн лет, который, по всей видимости, соответствует финальной стадии закрытия океана, которой предшествовал субдукционный(?) этап 607–602 млн лет.

Самый древний возраст, равный 1056 ± 18 млн лет, зафиксирован в скв. 1-Южная Болотная, с которой и начались локальные U-Pb-исследования цирконов из гранитоидов фундамента Печорской синеклизы (Андреичев и др., 2014б). Результаты датирования ядер в 12 зернах охватывают интервал 2776–1008 млн лет, минимальный возраст по трем зернам составил 1056 ± 18 млн лет. В данной ситуации было логично предположить, что этот возраст соответствует времени формирования гранитов, а цирконы с более древними возрастами унаследованы из осадочного протолита. Это предположение имело принципиальное значение, поскольку в геологии Тимано-Печорской плиты до сих пор остается неизвестным время заложения Тиманской пассивной континентальной окраины, которое в разных интерпретациях изменяется от раннего рифея до венда. Равным образом эта неопределенность относится и к возрасту прорываемых гранитами метаосадочных пород фундамента. Возраст цирконов из гранитов скв.1-Южная Болотная давал основание считать временем заложения по крайней мере средний рифей. Однако это предположение не нашло подтверждения при датировании цирконов из гранитоидов других скважин, а при определении возраста детритовых цирконов из метаосадочных пород Северного (Андреичев и др., 2014а; 2017б; 2018) и Среднего Тимана (Удоратина и др., 2017; Соболева и др., 2019; Брусницына и др., 2021) были получены миллиардные датировки. То есть обломочные породы, отлагавшиеся на Тиманской пассивной окраине, не могли быть сформированы раньше позднего рифея, а возраст гранитов не должен превышать 1 млрд лет. Следовательно, все цирконы в скв. 1-Южная Болотная являются унаследованными, а для оценки возраста гранитов следует искать дополнительные аналитические методы. По нашему мнению, для этой цели может быть полезным ⁴⁰Ar-³⁹Ar-датирование мусковита, поскольку граниты не испытали значительных метаморфических преобразований и минеральный состав породы должен соответствовать первично-магматическому парагенезису. Этим же методом продатирован мусковит из гранитов скв. 1-Сосьянская, которые оказались во многом похожи на гранитоиды 1-Южной Болотной.

 

Методы исследования

Содержания петрогенных оксидов в породах определены методом классического химического анализа в лаборатории химии минерального сырья Института геологии Коми научного центра УрО РАН (Сыктывкар, аналитик О. В. Кокшарова). Определения содержаний элементов-примесей выполнены методом масс-спектро­метрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП «Геоаналитик» Института геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург), аналитические процедуры опубликованы (Ронкин и др., 2005).

Определение состава минералов произведено на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA 3 LMH с энергодисперсионной приставкой Instruments X-Max в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар).

U-Pb-датирование индивидуальных зерен циркона из гранитов скв. 1-Сосьянская, а также определение содержаний в цирконе элементов-примесей выполнено на вторично-ионном микрозонде обратной геометрии SHRIMP-RG, принадлежащем Стэнфордскому университету и Геологической службе США. Изображения цирконов получены на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600, оснащенном катодолюминесцентным детектором. Изотопные измерения выполнялись согласно стандартным процедурам (Ireland, Gibson, 1998; Coble et al., 2018). Обработка полученных аналитических данных проведена с использованием программы SQUID-2 (Ludwig, 2009). Отношения Pb/U нормированы на значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U = 0.0668 в стандартном цирконе TEMORA (Black et al., 2003).

⁴⁰Ar-³⁹Ar-датирование мусковитов из гранитов в скважинах 1-Сосьянская и 1-Южная Болотная проведено в лаборатории изотопно-аналитической геохимии Института геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск), аналитические процедуры опубликованы (Травин и др., 2009).

 

Особенности минерального и химического состава пород

Скважины 1-Южная Болотная и 1-Сосьянская (рис. 1) находятся в центральной части Ижемской зоны. В скв. 1-Южная Болотная граниты вскрыты в интервале 2456–2624 м (забой). Отбор цирконов производили из гранита с глубины 2515.7 м. Скв. 1-Сосьянская, пробуренная примерно в 80 км к северо-западу от скв. 1-Южная Болотная, вскрыла граниты в интервале 2972–3300 м (забой). Проба на циркон отобрана из интервала 3292.2–3296.0 м. Скважины вскрывают небольшие гранитные массивы. Судя по размерам отрицательных магнитных аномалий (Белякова и др., 2008), гранитное тело, вскрытое скв. 1-Южная Болотная, не превышает в длину 13 км и в ширину — 7 км. Размер интрузива, вскрытого скв. 1-Сосьянская, составляет 17 ´ 7 км. Выше гранитов в обеих скважинах с резким угловым несогласием залегают кварцевые песчаники седьельской свиты среднего кембрия — нижнего ордовика (Белякова, 1988; Решения…, 1987).

Биотит-мусковитовые граниты из скв. 1-Южная Болотная розовато-серые, массивной текстуры и средне- и крупнозернистой гранитовой структуры (рис. 2, a, b). Они состоят из кварца, калиевого полевого шпата (микроклина) и плагиоклаза примерно в равных соотношениях и содержат около 5 об. % слюд — хлоритизированного красно-коричневого высокожелезистого (x(Mg) 0.31–0.32) и высокоглиноземистого биотита (табл. 1) и мусковита. Более крупные зерна плагиоклаза в центральных частях соссюритизированы, а по краям — чистые, альбит-олигоклазового состава (An_9-15). Они содержат включения листочков биотита и мусковита. Выделения калиевого полевого шпата заключают в себе мелкие зерна плагиоклаза и кварца, а также чешуйки мусковита и биотита. На границе калиевого полевого шпата и плагиоклаза участками развит мирмекитовый агрегат. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, монацитом и торитом. Рутил, флюорит и пирит, встречающиеся в виде включений в хлоритизированном биотите, вероятно, являются вторичными.

Граниты из скв. 1-Сосьянская имеют похожий минеральный состав и структуру (рис. 2, c, d), отличаясь более кислым составом плагиоклаза (Ab_0-9), еще более низкой магнезиальностью биотита (x(Mg) 0.24–0.27), заметным содержанием фтора в апатите и отсутствием флюорита и пирита. Акцессорные минералы те же, за исключением торита, и дополнительно присутствуют уранинит и коффинит.

Граниты из скважин 1-Сосьянская и 1-Южная Болотная характеризуются преимущественно повышенной щелочностью: (Na₂O + K₂O) составляет в них 8.70 и 7.94–8.77 мас. % при концентрациях SiO₂ 71.68 и 70.60–74.46 мас. % соответственно (табл. 2., рис. 3, a). По содержанию K₂O (4.45 и 3.47–5.30 мас. %) породы относятся к высококалиевым (рис. 3, b) и для них характерен калиево-натриевый тип щелочности: Na₂O/K₂O — 0.96 в гранитах скв. 1-Сосьянская и 0.55–0.78 в скв. 1-Южная Болотная, за исключением одного образца, в котором это отношение равно 1.3.

По петрохимической классификации породы относятся к семействам гранитов и умеренно-щелочных гранитов, на диаграмме Ab–An–Or точки их составов располагаются в поле гранитов (рис. 3, c).

Граниты из обеих скважин относятся к перглиноземистым, индекс Шенда составляет в них 1.14–1.31 (рис. 3, d).

Рассматриваемые породы характеризуются низкими для гранитоидов концентрациями TiO₂ (0.04–0.20 мас. %), MgO (0.20–0.68 мас. %), CaO (0.50–0.95 мас. %) и повышенными содержаниями P₂O₅ (0.17–0.23 мас. %).

Концентрации литофильных элементов-примесей в исследуемых гранитах (проанализировано по одному образцу из каждой скважины) заметно варьируют (табл. 3). Так, например, содержание Rb в гранитах из скв. 1-Южная Болотная составляет 208 г/т, а в скв. 1-Сосьянская — 51 г/т, Sr — 42 г/т и 120 г/т, Y — 5 г/т и 12 г/т, Ba — 207 г/т и 1261 г/т, Zr — 28 г/т и 167 г/т соответственно. Несмотря на такие различия, для рассматриваемых гранитов прослеживается похожая тенденция обогащенности крупноионными элементами (K, Rb, Ba), а также Th и Ta и обеднения высокозарядными (Zr, Y и HREE) по сравнению с рассчитанным (Pearce et al., 1984) модельным составом гранитов срединно-океанических хребтов (рис. 4, a).

Концентрации редкоземельных элементов (REE) в породах из скв. 1-Сосьянская примерно в 5 раз выше, чем в гранитах из скв. 1-Южная Болотная, но характер их распределения в этих двух образцах очень похож (рис. 4, b): характерно обогащение легкими REE относительно тяжелых (La_N/Yb_N — 36 и 25) и проявленный дефицит европия (Eu_N/Eu_N^* — 0.53 и 0.58 соответственно).

 

Результаты U-Pb SHRIMP-RG-датирования циркона и особенности их состава

В скв. 1-Сосьянская зерна циркона (60–150 мкм) отобраны из гранита (обр. 28) в интервале глубин 3292.2–3296.0 м. Многие зерна окатанные, со сглаженными вершинами и ребрами, в некоторых сохранились блестящие грани. Полностью окатанные зерна имеют матовую поверхность. Большинство зерен непрозрачные или полупрозрачные, лишь отдельные прозрачные, достаточно чистые, без включений. В породе преобладают светло-розовые и розовые удлиненно-призматические, с частично сохранившимися гранями призмы до эллипсовидных цирконовые зерна с коэффициентом удлинения (К_у) 1.5–3, реже встречаются светло-розовые, почти бесцветные, близкие к шаровидным, окатанные, непрозрачные, с матовой поверхностью. В небольшом количестве присутствуют темно-желтые идиоморфные бипирамидально-приз­матические (цирконового габитуса), с шероховатыми поверхностями кристаллы с К_у 4–5. Катодолюми­несцентные изображения (рис. 5) демонстрируют наличие в зернах циркона тонкой или более грубой осцилляционной зональности и присутствие в некоторых зернах предположительно детритовых ядер (например, в зернах 3 и 9).

Результаты аналитических измерений 12 зерен приведены в табл. 4. Диапазон ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрастов составляет 1844–252 млн лет. В трех аналитических кратерах (3.1, 7.1 и 11.1) в зонах роста с осцилляционной зональностью получены позднекарельские датировки (1844 ± 19, 1830 ± 40 и 1818 ± 27 млн лет). Две точки (6.1 и 10.1) показали возрасты, соответствующие раннему рифею (1449 ± 11 и 1391 ± 18 млн лет). Два анализа (5.1 и 1.1) дали среднерифейские датировки (1278 ± 24 и 1194 ± 13 млн лет). В точках 8.1. и 2.1 в центральных частях зерен циркона определен позднерифейский возраст (629 ± 19 и 619 ± 19 млн лет). Три датировки (457 ± 5, 358 ± 3 и 252 ± 3 млн лет), соответствующие позднему ордовику, началу раннего карбона и окончанию поздней перми, получены в аналитических кратерах 12.1, 4.1 и 9.1. Наиболее молодая из них относится к идиоморфному удлиненно-призматическому зерну, выделяющемуся на фоне других зерен высокими содержаниями U и Th (20 538 и 1115 мкг/т соответственно).

Анализ химического состава зерен циркона из гранитов скв. 1-Сосьянская показал их большое разно­образие (табл. 5, рис. 6). Результаты, полученные по трем кратерам (2.1 — 617 ± 19 млн лет, 5.1 — 1278 ± 24 млн лет, 9.1 — 252 ± 3 млн лет), расположенным во внешних зонах роста кристаллов, показывают, что исследованные части зерен заметно обогащены легкими REE (рис. 6, a) и по составу приближаются к гидротермальным цирконам (рис. 6, b). Графики распределения REE, построенные для остальных зерен, имеют более-менее схожий облик при заметных вариациях содержаний элементов, и можно предположить, что они соответствуют магматическим цирконам из пород различного состава. В частности, по содержанию Y и U (рис. 6, c) проанализированные зерна отвечают циркону из основных пород, сиенитовых пегматитов и гранитоидов (преимущественно гранодиоритов и тоналитов). Этому разнообразию соответствует достаточно большой разброс величин Th/U (0.01–0.99) и рассчитанных по содержанию Ti в цирконе (Watson et al., 2006) минимально возможных температур магматических расплавов, из которых кристаллизовались цирконы (табл. 5). За исключением предположительно гидротермальных цирконов (анализы 2.1., 5.1 и 9.1), для которых этот метод расчета неприменим, остальные зерна показали интервал температур 724–875 °С.

Температура насыщения расплава цирконием для продатированного гранита из скв. 1-Сосьянская (обр. 28) составляет 804 °С, а для гранита из скв. 1-Южная Болотная (обр. 23-3) — 664 °С (рис. 7), но, учитывая, что в породах много зерен унаследованного циркона, рассчитанные температуры, вероятно, завышены, что типично для гранитоидов, в составе которых отмечаются реликты детритовых цирконов (Hanchar, Watson, 2003).

⁴⁰Ar-³⁹Ar-возраст мусковита

Для установления возраста гранитов было проведено ⁴⁰Ar-³⁹Ar-датирование мономинеральных фракций мусковита из гранитов скважин 1-Южная Болотная и 1-Сосьянская, отобранных из тех же образцов, из которых датировались цирконовые зерна.

В возрастном ⁴⁰Ar-³⁹Ar-спектре мусковита из гранитов скв. 1-Южная Болотная (рис. 8, a) выделяется кондиционное плато, хорошо выраженное в средне- и высокотемпературной областях, которое отвечает средневзвешенному возрасту 548 ± 7 млн лет. По результатам ⁴⁰Ar-³⁹Ar-датирования мусковита из гранитов скв. 1-Сосьянская средневзвешенный возраст по плато составил 565 ± 7 млн лет (рис. 8, b). Сопоставимость этих датировок с возрастами цирконов из гранитов других скважин свидетельствует о том, что полученные Ar-Ar-возрасты соответствуют времени образования гранитов.

Обсуждение результатов

Двуслюдяные граниты, вскрытые скважинами 1-Сосьянская и 1-Южная Болотная в фундаменте Ижемской зоны Печорской синеклизы по минеральному и химическому составу наиболее близки к гранитоидам S-типа, образующимся за счет частичного плавления метаосадочного субстрата.

Породы содержат мусковит, образующий как сростки с биотитом, так и включения в плагиоклазе и, по-видимому, являющийся магматическим. Для гранитов из обеих скважин характерны высокожелезистый и высокоглиноземистый биотит, обычный в S-гранитах (рис. 9), и типичные для подобных пород монацит и апатит.

Исследованные граниты характеризуются повышенной щелочностью и глиноземистостью, обогащены K и P и обеднены Ti, Mg и Ca. Магмы, из которых кристаллизуются граниты подобного состава, возникают при частичном плавлении преимущественно метапелитового субстрата (рис. 10, a). На диаграмме Дж. Маеды фигуративные точки состава гранитов из обеих скважин располагаются в поле гранитов S-типа (рис. 10, b), а на графике зависимости концентрации циркония в расплаве от состава и температуры магмы (рис. 7) попадают в области перекрытия полей составов гранитов: S- и I- типов (скв. 1-Южная Болотная), S-, I- и A-типов (скв. 1-Сосьянская).

Принадлежность рассматриваемых двуслюдяных высокоглиноземистых гранитов к S-типу, геохимические особенности пород, такие как обогащенность пород крупноионными литофильными элементами и обедненность высокозарядными элементами, преобладание LREE над HREE, свидетельствуют о вероятной связи гранитов, вскрытых скважинами 1-Южная Болотная и 1-Сосьянская, с коллизионными процессами.

Точки состава гранитов из скв. 1-Южная Болотная и 1-Сосьянская на диаграмме R1–R2 (рис. 11) группируются в пределах области составов синколлизионных гранитоидов и вблизи этого поля. На диаграммах Дж. Пирса, применямых для установления геодинамических обстановок формирования гранитоидов, точки состава продатированных пород попадают в поля островодужных и синколлизионных гранитов.

Попытки датирования зерен циркона из гранитов обеих скважин не привели к определенности, так как из-за относительно невысокой температуры гранитного расплава, формирующего S-граниты (Chappell, White, 2001), в породе сохраняется большое количество унаследованных цирконов разного возраста (табл. 4) и состава (табл. 5, рис. 6). Разброс цирконовых возрастов столь велик, что говорить о выделении какой-то когерентной группы, отвечающей возрасту гранитов, не приходится. Нет ни одной датировки, сопоставимой с возрастом синколлизионных гранитоидов (544–555 млн лет), локализованных вблизи Припе­чорской зоны разломов и наиболее приближенных к сосьянским гранитам (рис. 1). ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрасты (млн лет), полученные в аналитических точках 9.1 (252 ± 3), 4.1 (358 ± 3) и 12.1 (457 ± 5) трудно увязать с какими-либо эндогенными событиями в эволюции Тиманского мегаблока, поскольку магматические объекты такого возраста не выявлены. Условно их появление может быть связано с тектономагматическими событиями, происходившими в это время на Среднем Тимане. Так, возраст, полученный в точке 9.1, сопоставим с K-Ar-возрастом ультракалиевых трахитов, составляющим 271–288 млн лет (Мальков, 1999), а в точке 4.1 — с K-Ar-возрастом девонских трахитов, равным 365 ± 8 млн лет (Шуйский и др., 2023). ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрасты, установленные в аналитических точках 2.1 и 8.1 (617 ± 19 и 629 ± 19 млн лет соответственно), немного древнее датировок цирконов из скв. 1-Нижняя Омра (602 ± 2 млн лет) и скв. 1-Прилукская (593 ± 14 млн лет), расположенных в юго-восточной части Ижемской зоны (рис. 1).

Более половины зерен циркона из гранитов скв. 1-Сосьянская, показавшие возрасты более 1 млрд лет, как и цирконы в гранитах скв. 1-Южная Болотная (Андреичев и др., 2014б), по-видимому, унаследованы из гранитообразующего субстрата, в качестве которого служили вскрытые скважинами метатерригенные породы фундамента Ижемской зоны. Эти породы не охарактеризованы U-Pb-возрастными данными по детритовым цирконам, но сопоставимость по составу пород Ижемской зоны с выходящими на поверхность сланцами Тимана (Белякова и др., 2008 и ссылки в ней), для которых эти данные имеются (Андреичев и др., 2014а; 2017б; 2018; Удоратина и др., 2017; Соболева и др., 2019; Брусницына и др., 2021), позволяет распространять их на породы Ижемской зоны. Таким образом, соотносимость возрастов древних цирконов из гранитов скв. 1-Сосьянская с цирконовыми датировками метаосадочных пород Тимана свидетельствуют о том, что формирование кластических осадков, слагающих верхнедокембрийский фундамент Тиманского мегаблока, происходило за счет накопления продуктов эрозии одних и тех же источников сноса, каковыми являлись в то время породные комплексы, аналогичные наблюдаемым ныне на Фенноскандинавском щите, и, возможно, комплексы Среднерусского орогена, образовавшегося в результате сочленения в конце раннего протерозоя (1.8–1.7 млрд лет) архейско-нижнепротерозойских литосферных мегаблоков Волго-Сарматии и Фенноскандии (Бибикова и др., 1995; Богданова и др., 2006; Claesson et al., 2001; Bogdanova et al., 2008).

Температура закрытия K/Ar изотопной системы мусковита составляет порядка 370 °С (Hodges, 2004). Это означает, что датировка по мусковиту магматического парагенезиса фиксирует время, когда произошло остывание гранита до температур ниже 370 °С. В случае формирования небольших гранитных тел остывание происходит достаточно быстро, в пределах первых миллионов лет, что не превышает ошибки определения ⁴⁰Ar-³⁹Ar-возраста.

Цифры ⁴⁰Ar-³⁹Ar-возрастов мусковита из гранитов скважин 1-Сосьянская (565 ± 7 млн лет) и 1-Южная Болотная (548 ± 7 млн лет) оказались близки и сопоставимы с U-Pb (SIMS SHRIMP-IIе и SHRIMP-RG)-результатами по цирконам из гранитоидов других зон фундамента Печорской синеклизы. Это свидетельствует о том, что полученные аргоновые датировки являются хорошей оценкой возраста кристаллизации S-гранитов, образовавшихся наряду с другими гранитоидами фундамента Печорской синеклизы в позднем венде при коллизионных процессах на завершающей фазе тиманского тектогенеза.

1. Akimova G. N. Geochronology of the Precambrian of Timan. Sov. geology, 1980, No. 12, pp. 71—85. (in Russian)

2. Andreichev V. L., Litvinenko A. F. Isotopic geochronology of granitoid magmatism in the basement of the Pechora Basin. Syktyvkar: Geoprint, 2007, 68 p. (in Russian)

3. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Gehrels G. U-Pb dating and provenance of detrital zircons from the Upper Precambrian deposits of North Timan. Stratigraphy and Geological Correlation, 2014a, V. 22, No. 2, pp. 147—159. DOI:https://doi.org/10.1134/S0869593814020026

4. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G. First U–Pb Data on Age of Granitoids in the Basement of the Pechora Basin. Doklady Earth Sciences, 2014b, V. 458, Part 2, pp. 1207–1214. DOI:https://doi.org/10.1134/S1028334X14100146

5. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Miller E. L., Coble M. A., Larionov A. N., Vakulenko O. V., Sergeev S. A. Age of granitoids in the Pripechora fault zone of the basement of Pechora Basin: First U-Pb (SIMS)-data. Doklady Earth Sciences, 2017a, V. 474, issue 1, pp. 498—502. DOI:https://doi.org/10.1134/S1028334X17050191

6. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Hourigan J. K. U-Pb (LAICP-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, 2017b, V. 92, part 1, pp. 10—20. (in Russian)

7. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Khubanov V. B., Sobolev I. D. U-Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircons from clastic sediments composing lowest part of Precambrian sequence of Northern Timan. Bulletin of Moscow Society of Naturalists, Geological Series, 2018, V. 93, No. 2, pp. 14—26. (in Russian)

8. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Ronkin Yu. L. Two episodes of subduction-related intrusive magmatism within the Pechora zone of the Pechora Basin basement. Vestnik of Geosciences, 2023, No. 10 (346), pp. 15—25. (in Russian)

9. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Ronkin Yu. L., Miller E. L., Coble M. A. Granitoids in the Bolshezemel zone of the Pechora Basin basement: composition and U-Pb age. Russian Geology and Geophysics, 2023, V. 64, No. 2, pp. 148—157. DOI:https://doi.org/10.2113/RGG 20224436

10. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Dovzhikova E. G., Ronkin Yu. L., Larionov A. N., Sergeev S. A., Miller E. L., Coble M. A. U-Pb (SIMS) zircon chronology of intrusive magmatism of the south-eastern part of the Izhma zone (basement of Pechora Basin). Vestnik of Geosciences, 2024, No. 11 (359), pp. 14—29. (in Russian)

11. Belyakova L. T. Structure of the basement of the Izhma-Pechora depression and the Bolshezemelsky megablock). Upper Precambrian of the North of the European part of the USSR). Syktyvkar, 1983, pp. 72—75. Dep. at VINITI. No. 1155—84. (in Russian)

12. Belyakova L. T. Stratigraphic subdivisions of the Izhma-Omrinsky complex. Stratigraphy and lithology of oil and gas deposits of the Timan-Pechora province collection of scientific papers. Leningrad, 1988, p. 17—22. (in Russian)

13. Belyakova L. T., Bogatskij V. I., Bogdanov B. P., Dovzhikova E. G., Laskin V. M. The basement of the Timan-Pechora oil and gas basin. Uhta: TP SRC, 2008, 288 p. (in Russian)

14. Belyakova L. T., Stepanenko V. I. Magmatism and geodynamics of the Baikalide basement of the Pechora Basin. Proceedings USSR AS. Geological series, 1991, No. 12, pp. 106—117. (in Russian)

15. Belyakova L. T., Dovzhikova E. G. New data on the composition and age of the Timan-Pechora plate basement. Structure and Dynamics of the Lithosphere of Eastern Europe. Results of Studies under• the EUROPROBE Programme. Moscow: GEOKART, GEOS, 2006, pp. 510—520. (in Russian)

16. Bibikova E. V., Bogdanova S. V., Claesson S., Gorbatschev R., Kirnozova T. I. Age, nature and structure of the Precambrian crust in Belarus. Stratigraphy and Geological Correlation. Interperiodika. 1995, No. 6, pp. 591—601.

17. Bogdanova S. V., Garetsky R. G., Karataev G. I., et al. EUROBRIDGE Project: Paleoproterozoic crustal accretion and collision in Fennoscandia and Sarmatia. Geology and geophysical images. Structure and dynamics of the lithosphere of Eastern Europe: Results of studies on the EUROPROBE program: Essays on regional geology of Russia. Ed. Pavlenkova N. I. Moscow: ROSNEDRA, RAS, GEOKART, 2006, pp. 221—290. (in Russian)

18. Borisova E. Yu., Bibikova E. V., Dobrozhenetskaya L. F., Makarov V. A. Geochronological study of zircon from granite-gneisses of the Kokchetav diamondiferous region. Doklady Earth Sciences, 1995, V. 343, No. 6, pp. 801—805. (in Russian)

19. Brusnitsyna E., Ershova V., Khudoley A., Andersen T., Maslov A. Age and provenance of the Riphean rocks of the Chetlas Group of the Middle Timan: U–Th–Pb (LAICP-MS) dating of detrital zircons. Stratigraphy and Geological Correlation, 2021, V. 29, No. 6, pp. 607—626. DOI:https://doi.org/10.1134/S0869593821060022

20. Gafarov R. A. On the deep structure of the basement in the junction zone of the East European Platform and the Urals. Proceedings of USSR AS. Geological series, 1970, No. 8, pp. 3—14. (in Russian)

21. Getsen V. G. Geodynamic reconstruction of the development of the Northeast of the European part of the USSR for the Late Proterozoic stage. Geotectonics, 1991, No. 5, pp. 26—37. (in Russian)

22. Dedeev V. A., Zhuravlev V. S., Zapol'nov A. K. Timan and Pechora fold systems. Structure of the basement of the platform regions of the USSR. Leningrad: Nauka, 1974, pp. 82—90. (in Russian)

23. Dedeev V. A., Zaporozhtseva I. V. The Earth's crust of the European North-East of the USSR. Leningrad: Nauka, 1985, 98 p. (in Russian)

24. Kostitsyn Yu. A., Belousova E. A., Silant’ev S. A., Bortnikov N. S., Anosova M. O. Modern problems of geochemical and U-Pb geochronological studies of zircon in oceanic rocks. Geochem. Int., 2015, V. 53, No. 9, pp. 759—785. DOIhttps://doi.org/10.1134/S0016702915090025

25. Malkov B. A. Gertsinsky bostonite complex of the Middle Timan. Geology of the European North of Russia. Proceedings of the Institute of Geology of the Komi SC UB RAS. Issue 103, Syktyvkar, 1999, No. 4, pp. 43—47. (in Russian)

26. Olovyanishnikov V. G., Bushuev A. S., Dokhsanyants E. P. The structure of the conjugation zone of the Russian and Pechora plates from geological and geophysical data. Doklady Earth Sciences, 1996, V. 351, No. 8, pp. 1228—1232.

27. Puchkov V. N. Structural connections between the Cis-Polar Urals and adjacent part of the East-European Platform. Leningrad: Nauka, 1975, 208 p.

28. Puchkov V. N. Evolution of the lithosphere: from the Pechora Ocean to the Timan Orogen, from the Paleoural Ocean to the Ural Orogen. Problems of Tectonics of Central Asia. Moscow: GEOS, 2005, pp. 309—342. (in Russian)

29. Decisions of the Interdepartmental Stratigraphic Meeting on the Ordovician and Silurian of the East European Platform (1984). Leningrad: VSEGEI, 1987, 114 p. (In Russian)

30. Ronkin Yu. L., Lepikhina O. P., Golik S. V., Zhuravlev D. Z., Popova O. Yu. Multielement analysis of geological samples by acid decomposition and completion on HR ICPMS Element2. Information collection of scientific works of the Institute of Geography UB RAS: Yearbook 2004. Yekaterinburg: IGG UB RAS, 2005, pp. 423—433 (in Russian).

31. Soboleva A. A., Andreichev V. L., Burtsev I. N., Nikulova N. Y., Khubanov V. B., Sobolev I. D. Detrital zircons from Upper Precambrian rocks of the Vym series of the Middle Timan (U-Pb age and sources of drift). Bulletin of Moscow Society of Naturalists, Geological Section, 2019, V. 94, No. 1, pp. 3—16. (in Russian)

32. Soboleva A. A., Andreichev V. L. Collisional igneous rocks of the Timanides orogen // Relationship between ages of igneous formations and ore deposits in the metallogenic provinces of Eurasia: IX Russian Conference on Isotope Geochronology: Conference Proceedings. Moscow: IGEM RAS, 2025, pp. 196—198. (in Russian)

33. Stratigraphic Code of Russia. Third edition. St. Petersburg: VSEGEI Publishing House, 2019, 96 p. (in Russian)

34. Timan-Pechora sedimentary basin. Atlas of geological maps (lithological-facial, structural and paleogeological). Eds. V. I. Bogatsky, Z. V. Larionova. Ukhta: TP SRC, 2000. (in Russian)

35. Travin A. V., Yudin D. S., Vladimirov A. G., Khromykh S. V., Volkova N. I., Mekhonoshin A. S., Kolotilina T. B. Thermochronology of the Chernorud Granulite Zone, Ol’khon Region, Western Baikal Area. Geochemistry International, 2009, V. 47, No. 11, pp. 1107–1124. DOI:https://doi.org/10.1134/S0016702909110068

36. Udoratina O. V., Burtsev I. N., Nikulova N. Yu., Khubanov V. B. Age of metasediments of the Upper Precambrian Chetlas Series of the Middle Timan on the basis of U-Pbdating of detrital zircons. Bulletin of Moscow Society of Naturalists, Geological Section, 2017, V. 92, No. 5, pp. 15—32. (in Russian)

37. Fishman M. V., Andreychev V. L., Estafieva A. D. Catalogue of age determinations of rocks of the USSR by radiological methods (North-East of the European part of the USSR, North of the Urals, Pai-Khoi, Novaya Zemlya). Syktyvkar: Institute of Geology, Komi Branch of the Academy of Sciences of the USSR, 1981, 181 p. Dep. in VINITI. No. 531–82. (in Russian)

38. Shuisky A. S., Kulikova K. V., Udoratina O. V., Lebedev V. A. Late Devonian plume Tsilemsky dyke (Middle Timan): composition and K-Ar age. Vestnik of Geosciences, 2023, No. 12(348), pp. 30—36. (in Russian)

39. Abdel-Rahman A. F. M. Nature of biotites from alkaline, calc-alcaline and peraluminous magmas // Journal of Petrology. 1994. V. 35 (2). P. 525—541. DOI:https://doi.org/10.1093/petrology/35.2.525

40. Altherr R., Holl A., Hegner E., Langer C., Kreuzer H. High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany) // Lithos. 2000. V. 50. P. 51—73. DOI:https://doi.org/10.4236/ojped.2015.52023 2 654

41. Batchelor R. A., Bowden P. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters // Chemical Geology. 1985. V. 48. P. 43—55. DOI:https://doi.org/10.1016/0009-2541(85)90034-8

42. Belousova E., Griffin W. L., O'Reilly S. Y., Fisher N. L. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2002. V. 143 (5). P. 602—622. DOI:https://doi.org/10.1007/s00410-002-0364-7

43. Black L. P., Kamo S. L., Allen C. M., Aleinikoff J. N., Davis D. W., Korsch R. J., Foudoulis C. TEMORA 1: A new zircon standard for Phanerozoic U–Pb geochronology // Chem. Geol. 2003. V. 200. P. 155—170. DOI:https://doi.org/10.1016/S0009-2541(03)00165-7

44. 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. P. 23–45.

45. Chappell B. W., White A. J. R. Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences. 2001. V. 48. P. 489—499. DOI:https://doi.org/10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x

46. 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.

47. Coble M. A., Vazquez J., Barth A. P., Wooden J., Burns D., Kylander-Clark A., Jackson S., Vennari C. E. Trace element characterization of MAD-559 zircon reference Material for ion microprobe analysis. Geostandards and Geoana­lytical Research. 2018, V. 42. P. 481—497. DOI: 10.1111/ ggr.12238.

48. Gee D. G., Beliakova L., Pease V., Larionov A., Dovzhikova E. New, Single Zircon (Pb-Evaporation) Ages from Vendian Intrusions in the Basement beneath the Pechora Basin, Northeastern Baltica // Polarforschung. 2000. V. 68. P. 161—170. DOI: 10.2312/ polarforschung.68.16.

49. Hanchar J.M., Watson E.B. Zircon saturation thermometry // Rev. Mineral. Geochem. 2003. V. 53. No. 1. P. 89—112. DOIhttps://doi.org/10.2113/0530089

50. Hodges K.V. Geochronology and thermochronology in orogenic systems // Treatise on Geochemistry. Oxford, Elsevier, 2004. P. 263—292. DOI:https://doi.org/10.1016/B0-08-043751-6/03024-3

51. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 637—648. DOI:https://doi.org/10.1016/j.gca.2004.07.006

52. Ireland T. R., Gibson G. M. SHRIMP monazite and zircon geochronology of high-grade metamorphism in New Zealand // J. Metamorphic Geol. 1998. V. 16. P. 149—167. DOI:https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1998.00112.x

53. Le Maitre R. W. A. Classification of igneous rocks and glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Oxford, Blackwell, 1989. 193 p.

54. Ludwig K. R. SQUID 2 — A User's Manual, rev. 12 Apr, 2009 // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2009. No. 5. 110 p.

55. Maeda J. Opening of the Kuril Basin deduced from the magmatic history of central Hokkaido, North Japan // Tectonophysics. 1990. V. 174. P. 235—255. DOI:https://doi.org/10.1016/0040-1951(90)90324-2

56. Maniar P. D., Piccoli P. M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol. Soc. Am. Bull. 1989. V. 101 (5). P. 635—643. DOI:https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2

57. O’Connor J. T. A. A classification for quartz-rich igneous rock based on feldspar rations // U.S. Surv. Prof. Paper. 1965. V. 52B. P. B79—B84.

58. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks // Journal of Petrology. 1984. V. 25. Issue 4. P. 956—983. DOI:https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956.

59. Rickwood P. C. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides and minor elements // Lithos. 1989. V. 22. P. 247—263. DOI:https://doi.org/10.1016/0024-4937(89)90028-5

60. Sun S.-s., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins. Geological Society, Colorado, USA, Special publication, 1989? V. 42, P. 313–345. DOIhttps://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989. 042.01.19

61. Watson E. B., Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization Thermometers for Zircon and Rutile // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2006. V. 151. P. 413—433. DOI:https://doi.org/10.1007/s00410-006-0068-5.