с 01.01.1988 по настоящее время
Россия
Россия
УДК 552.32 Известково-щелочные породы
Граниты, вскрытые скважинами 1-Южная Болотная и 1-Сосьянская в Ижемской зоне Тиманского мегаблока фундамента Печорской синеклизы по особенностям минерального и химического состава наиболее близки к гранитам S-типа. U-Pb (SIMS SHRIMP-IIe и SHRIMP-RG)-исследование цирконов из этих гранитоидов не позволило корректно зафиксировать время образования пород, поскольку цирконы оказались либо унаследованными, либо высокодискордантными. 40Ar-39Ar-датирование мусковитов из тех же образцов, в которых анализировались цирконы, дало возможность скорректировать возраст гранитов. 40Ar-39Ar-возраст мусковита в гранитах скв. 1-Южная Болотная составил 548 ± 7 млн лет, а в скв. 1-Сосьянская — 565 ± 7 млн лет. Эти данные коррелируются с U-Pb (SIMS SHRIMP-IIe и SHRIMP-RG)-результатами по цирконам из гранитоидов других зон фундамента Печорской синеклизы и свидетельствуют о масштабном проявлении гранитоидного магматизма в позднем венде при коллизионных процессах на завершающей фазе тиманского тектогенеза.
Печорская синеклиза, Ижемская зона, фундамент, граниты, циркон, U-Pb SHRIMP-RG-возраст, мусковит, 40Ar-39Ar-возраст мусковита
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 (An9-15). 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 (Ab0-9), 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 (LaN/YbN — 36 и 25) и проявленный дефицит европия (EuN/EuN* — 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 (Ку) 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 Ку 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. Акимова Г. Н. Геохронология докембрия Тимана // Сов. геология. 1980. № 12. С. 71—85.
2. Андреичев В. Л., Литвиненко А. Ф. Изотопная геохронология гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 68 с.
3. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Герелс Дж. U–Pb-возраст и источники сноса обломочных цирконов из верхнедокембрийских отложений Северного Тимана // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2014а. Т. 22. № 2, С. 32—45. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869592X14020021
4. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г. Первые U-Pb-данные о возрасте гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы // ДАН. 2014б. Т. 458. № 5. С. 559—566. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869565214290192
5. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Миллер Э. Л., Кобл М. А., Ларионов А. Н., Вакуленко О. В., Сергеев С. А. Возраст гранитоидов Припечорской разломной зоны фундамента Печорской синеклизы: первые U–Pb (SIMS)-данные // ДАН. 2017а. Т. 474. № 3. С. 321—326. DOI:https://doi.org/10.7868/S0869565217150129
6. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Хоуриган Дж. К. Результаты U–Pb (LA-ICP-MS)-датирования детритовых цирконов из терригенных отложений верхней части докембрийского фундамента Cеверного Tимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2017б. Т. 92, вып. 1. С. 10—20.
7. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Хубанов В. Б., Соболев И. Д. U-Pb (LA-ICP-MS)-возраст детритовых цирконов из метаосадочных пород основания верхнедокембрийского разреза Северного Тимана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2018. Т. 93, вып. 2. С. 14—26.
8. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Ронкин Ю. Л. Два эпизода надсубдукционного интрузивного магматизма в пределах Печорской зоны фундамента Печорской синеклизы // Вестник геонаук. 2023а. 10 (346). C. 15—25. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2023.10.2
9. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Ронкин Ю. Л., Миллер Э. Л., Кобл М. А. Гранитоиды Большеземельской зоны фундамента Печорской синеклизы: состав и U-Pb-возраст // Геология и геофизика, 2023б. Т. 64, № 2. С. 180—191. DOI:https://doi.org/10.15372/GiG2022125
10. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Довжикова Е. Г., Ронкин Ю. Л., Ларионов А. Н., Сергеев С. А., Миллер Э. Л., Кобл М. А. U-Pb (SIMS) цирконовая хронология интрузивного магматизма юго-восточной части Ижемской зоны фундамента Печорской синеклизы // Вестник геонаук. 2024. 11 (359). С. 14—29. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2024.11.2
11. Белякова Л. Т. Строение фундамента Ижма-Печорской впадины и Большеземельского мегаблока // Верхний докембрий севера европейской части СССР. Сыктывкар, 1983. С. 72—75. Деп. в ВИНИТИ. № 1155—84.
12. Белякова Л. Т. Стратиграфические подразделения Ижма-Омринского комплекса // Стратиграфия и литология нефтегазоносных отложений Тимано-Печорской провинции: Сб. науч. тр. Л., 1988. С. 17—22.
13. Белякова Л. Т., Богацкий В. И., Богданов Б. П., Довжикова Е. Г., Ласкин В. М. Фундамент Тимано-Печорского нефтегазоносного бассейна. Ухта: ГУП РК ТП НИЦ, 2008. 288 с.
14. Белякова Л. Т., Степаненко В. И. Магматизм и геодинамика байкалид фундамента Печорской синеклизы // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1991, № 12, с. 106—117.
15. Белякова Л. Т., Довжикова Е. Г. Новые данные по составу и возрасту фундамента Тимано-Печорской плиты // Структура и динамика литосферы Восточной Европы: Результаты исследований по программе EUROPROBE. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2006. С. 510—520.
16. Бибикова Е. В., Богданова С. В., Клаэссон С., Горбачев Р. М., Кирнозова Т. И. Изотопный возраст, природа и структура докембрийской коры в Беларуси // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3. № 6. С. 68—78.
17. 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 EUROPROBE: Очерки по региональной геологии России / Ред. Н. И. Павленкова М.: Роснедра: РАН, ГЕОКАРТ, 2006. С. 221—290.
18. Борисова Е. Ю., Бибикова Е. В., Доброженецкая Л. Ф., Макаров В. А. Геохронологическое изучение циркона гранитогнейсов Кокчетавского алмазоносного района // Докл. РАН. 1995. Т. 343. № 6. С. 801—805.
19. Брусницына Е. А., Ершова В. Б., Худолей А. К., Андерсон Т., Маслов А. В. Возраст и источники сноса пород четласской серии (рифей) Среднего Тимана по результатам U-Th-Pb (LA-ICP-MS)-датирования обломочных цирконов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2021. Т. 29. № 6. С. 3—23. DOI:https://doi.org/10.31857/S0869592X21 060028
20. Гафаров Р. А. О глубинном строении фундамента в зоне сочленения Восточно-Европейской платформы и Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. № 8. С. 3—14.
21. Гецен В. Г. Геодинамическая реконструкция развития северо-востока европейской части СССР для позднепротерозойского этапа // Геотектоника. 1991. № 5. С. 26—37.
22. Дедеев В. А., Журавлев В. С., Запольнов А. К. Тиманская и Печорская складчатые системы // Структура фундамента платформенных областей СССР. Л.: Наука, 1974. С. 82—90.
23. Дедеев В. А., Запорожцева И. В. Земная кора Европейского Северо-Востока СССР. Л.: Наука, 1985, 98 с.
24. Костицын Ю. А., Белоусова Е. А., Силантьев С. А., Бортников Н. С., Аносова М. О. Современные проблемы геохимических и U–Pb геохронологических исследований циркона в океанических породах // Геохимия. 2015. № 9. С. 771—800. DOI:https://doi.org/10.7868/S001675251509 0022
25. Мальков Б. А. Герцинский бостонитовый комплекс Среднего Тимана // Геология Европейского Севера России: Труды Института геологии Коми НЦ УрО РАН; Вып. 103. № 4. Сыктывкар, 1999. С. 43—47.
26. Оловянишников В. Г., Бушуев А. С., Дохсаньянц Э. П. Строение зоны сочленения Русской и Печорской плит по геолого-геофизическим данным // Докл. РАН. 1996. Т. 351. № 4. С. 209—231.
27. Пучков В. Н. Структурные связи Приполярного Урала и Русской платформы. Л.: Наука, 1975. 203 с.
28. Пучков В. Н. Эволюция литосферы: от Печорского океана к Тиманскому орогену, от Палеоуральского океана к Уральскому орогену // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: ГЕОС, 2005. С. 309—342.
29. Решения Межведомственного стратиграфического совещания по ордовику и силуру Восточно-Европейской платформы (Ленинград, 1984 г.). Л.: ВСЕГЕИ, 1987. 114 c.
30. Ронкин Ю. Л., Лепихина О. П., Голик С. В., Журавлев Д. З., Попова О. Ю. Мультиэлементный анализ геологических образцов кислотным разложением и окончанием на HR ICP-MS Element2 // Информационный сборник научных трудов ИГГ УрО РАН: Ежегодник-2004. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. С. 423—433.
31. Соболева А. А., Андреичев В. Л., Бурцев И. Н., Никулова Н. Ю., Хубанов В. Б., Соболев И. Д. Детритовые цирконы из верхнедокембрийских пород вымской серии Среднего Тимана (U-Pb-возраст и источники сноса) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2019. Т. 94, вып. 1. С. 3—16.
32. Соболева А. А., Андреичев В. Л. Коллизионные магматические породы орогена Тиманид // Соотношение времени образования магматических формаций и рудных месторождений металлогенических провинций Евразии: IX Российская конференция по изотопной геохронологии. Материалы конференции. М.: ИГЕМ РАН, 2025. С. 196—198.
33. Стратиграфический кодекс России. Издание третье. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2019. 96 с.
34. Тимано-Печорский седиментационный бассейн: Атлас геологических карт (литолого-фациальных, структурных и палеогеологических) / Н. И. Никонов, В. И. Богацкий, А. В. Мартынов и др. Ухта: Изд-во ТП НИЦ, 2000.
35. Травин А. В., Юдин Д. С., Владимиров А. Г., Хромых С. В., Волкова Н. И., Мехоношин А. С., Колотилина Т. Б. Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Геохимия. 2009. № 11. С. 1181–1199.
36. 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 // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2017. Т. 92, вып 5. С. 15—32.
37. Фишман М. В., Андреичев В. Л., Естафьева А. Д. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами (северо-восток европейской части СССР, север Урала, Пай-Хой, Новая Земля). Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1981. 181 с. Деп. в ВИНИТИ. № 531—82.
38. Шуйский А. С., Куликова К. В., Удоратина О. В., Лебедев В. А. Позднедевонская плюмовая Цилемская дайка (Средний Тиман): обоснование геодинамической природы и возраста // Вестник геонаук. 2023. 12(348). C. 30—36. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2023.9.4
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
