WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


На правах рукописи

АНДРЕИЧЕВ ВАЛЕНТИН ЛЕОНИДОВИЧ

ЭВОЛЮЦИЯ ФУНДАМЕНТА ПЕЧОРСКОЙ ПЛИТЫ ПО ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ

Специальность 25.00.01 – общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Екатеринбург 2010 1 

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институт геологии Коми научного центра УрО РАН, г. Сыктывкар Научный консультант член-корреспондент РАН, доктор геологоминералогических наук Пучков Виктор Николаевич

Официальные оппоненты:

академик РАН, доктор геолого-минералогических наук Митрофанов Феликс Петрович (Геологический институт Кольского НЦ РАН, г. Апатиты) доктор геолого-минералогических наук, профессор Душин Владимир Александрович (Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург) доктор геолого-минералогических наук Нечеухин Виктор Михеевич (Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого УрО РАН, г. Екатеринбург)

Ведущая организация: Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва

Защита состоится 10 июня 2010 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 004.021.03 при Институте геологии и геохимии УрО РАН по адресу:

620075, г Екатеринбург, Почтовый пер., Факс: (343) 371-52-e-mail:mizens@igg.uran.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохимии УрО РАН по адресу: 620075, г. Екатеринбург, Почтовый пер.,

Автореферат разослан Отзывы в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять на адрес Института геологии и геохимии, ученому секретарю

Ученый секретарь диссертационного совета доктор геолого-минералогических наук Г. А. Мизенс 2 

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. Структурные и неразрывно связанные с ними вещественные преобразования литосферы приурочены к определенным переломным рубежам и этапам в истории геологического развития Земли и отдельных ее частей. Их выявление, а также установление последовательности важнейших геологических событий являются фундаментальной проблемой геологии. При определении времени их проявления важное значение приобретают методы изотопной геохронологии, позволяющие дать этим событиям цифровое наполнение. Выявление возрастных соотношений геодинамики, магматизма, метаморфизма и обоснование основных возрастных рубежей и этапов в докембрийской эволюции Печорской плиты представляют собой весьма актуальную задачу в рамках указанной проблемы.

Геохронологические исследования на Тимане и севере Урала проводятся с 60-х годов прошлого века и долгое время основывались на K-Ar изотопных данных. В конце столетия в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН по инициативе и при непосредственном участии автора был освоен Rb-Sr метод, что позволило вывести исследования на качественно новый уровень. В последние годы в российских и зарубежных публикациях стали приводиться первые Sm-Nd, U-Pb, Pb-Pb изотопные данные по тиманским и североуральским объектам. В результате количество возрастных определений существенно увеличилось, но ситуацию нельзя назвать благополучной, поскольку с появлением новых, преимущественно докембрийских датировок, нередко противоречивых, возраст многих событий, являющихся ключевыми в геологической истории Тимана и севера Урала, оценивается исследователями по-разному, и различия весьма существенны. Поэтому представляется целесообразным рассмотреть и переосмыслить имеющийся геохронометрический материал и на его основе реконструировать хронологию геологических событий в докембрийской эволюции Печорской плиты. Работа представляет собой первое обобщение по геохронологии докембрия этого сегмента литосферы.

Цель работы заключалась в разработке геолого-геохронологической модели докембрийской эволюции Печорской плиты. При этом решались следующие основные задачи.

1. Исследование изотопно-геохронометрических систем в магматических и метаморфических породах фундамента Тимано-Североуральского региона.

2. Обобщение и анализ изотопно-геохронометрических данных по территориально разобщенным литосферным мегаблокам.

3. Выявление основных возрастных рубежей и этапов в позднедокембрийской эволюции фундамента Печорской плиты.

Фактический материал и методы исследований. В основе работы лежат результаты авторских геохронологических исследований каменного ма3  териала, собранного в ходе многолетних полевых работ на п-ове Канин, Северном Тимане и Полярном Урале, а также имеющейся в распоряжении автора коллекции кернового материала из глубоких скважин, вскрывших фундамент Печорской синеклизы. Кроме того, рассмотрены опубликованные в литературе изотопные данные, а также лабораторная база K-Ar, Rb-Sr, Pb-Pb возрастных определений. В ее формировании и в геологической интерпретации изотопных данных совместно с авторами анализированных коллекций горных пород и минералов диссертант принимал самое непосредственное участие. Осмыслен и использован обширный литературный материал по геологии, геодинамике, петрологии Тимана, Печорской синеклизы и севера Урала.

Научная новизна и теоретическая значимость. В результате проведенных исследований:

1. Впервые на современном уровне знаний проведен обзор и всесторонний анализ изотопно-геохронометрической информации по докембрию Печорской плиты;

2. По многим объектам Тимано-Североуральского региона получены новые Rb-Sr, Sm-Nd, Pb-Pb и U-Pb изотопные данные, позволившие скорректировать возраст ряда метаморфических и магматических комплексов, имеющих важное значение для выяснения геологической истории Тимана и севера Урала;

3. На основе комплекса изотопных данных реконструирована позднедокембрийская эволюция Печорской плиты от деструкции северо-восточной окраины Восточно-Европейской платформы до проявления рифтогенных процессов, обусловивших раскрытие в раннем ордовике Палеоуральского океана;

4. Разработаны графические методы интерпретации изотопных данных, позволяющие судить о сохранности изотопно-геохронометрических систем и о достоверности изохронных зависимостей.

Практическая значимость. Полученные в процессе работы новые изотопные данные по магматическим и метаморфическим объектам Печорской плиты могут быть использованы при составлении нового поколения геологических карт и легенд к ним, разработке геологических моделей развития Тимана и севера Урала, графической интерпретации изотопногеохронометрических данных.

Результаты научных разработок автора изложены в девяти заключительных научных отчетах, переданных в производственные организации Архангельска, Воркуты, Салехарда, Тюмени, Ухты. Они составили также практическую основу курса лекций по изотопной геохронологии, читаемых автором в Сыктывкарском государственном университете с 2001 г.

На защиту выносятся следующие положения.

1. Современные изотопные данные свидетельствуют о принадлежности 4  нижнепротерозойских комплексов Тимана и севера Урала в дорифейское время к окраине Восточно-Европейской платформы.

2. Геохронологические данные не дают оснований предполагать, что рифтогенная деструкция северо-восточной периферии ВосточноЕвропейской платформы, сопровождавшаяся заложением океанического бассейна и его пассивной окраины, происходила раньше среднего рифея.

3. Процессы аккреции, перешедшие в коллизию в пределах Тимана, Большеземельского мегаблока и Центрально-Уральского зоны и обусловившие тиманскую складчатость, имели место в конце позднего рифея и в венде.

В это же время интенсивно проявился орогенный гранитоидный магматизм.

4. Деструкция вендского орогена в ходе эпиконтинентального рифтинга, сопровождавшегося формированием анорогенных гранитов, базитов и комагматичных им вулканитов, началась в кембрии и обусловила в ордовике раскрытие Палеоуральского океана.

Структура работы. Работа состоит из семи глав, введения и заключения. Общий объем 376 страниц, в том числе 89 рисунков и 74 таблицы, библиография включает 800 источников. В первой главе приведены общие сведения о строении Печорской плиты, рассмотрены существующие представления о докембрийской истории геологического развития Тимана, севера Урала. Во второй главе даны описания применявшихся аналитических процедур и рассмотрены методические особенности интерпретации изотопных данных. В главах 3–6 рассматриваются результаты изотопного датирования докембрийских объектов Тимано-Североуральского региона. В седьмой главе на основании всей совокупности изотопных данных производится реконструкция хронологии геологических событий в позднедокембрийской эволюции фундамента Печорской плиты.

Апробация работы и публикации. Основные положения и результаты представлялись и докладывались на многочисленных научных мероприятиях:

семинарах, конференциях, симпозиумах, съездах и т.п. В их числе – доклады на геохронологических сессиях и конференциях (Алма-Ата, 1985; Звенигород, 1987; Москва, 2000, 2006; Санкт-Петербург, 1995, 2003, 2009), на симпозиуме по геохимии изотопов (Москва, 1998), на международном геологическом конгрессе (Флоренция, 2004), на конгрессах Европейского союза геологов (Страсбург, 1999, 2001), на арктической конференции (Тромсё, 2007), на совещаниях Межведомственного тектонического комитета (Москва, 1999, 2000, 2001, 2005, 2009), на геологических конференциях и съездах Республики Коми (Сыктывкар, 1984, 1988, 1994, 1999, 2004, 2009), на минералогических и петрографических совещаниях и конференциях (Сыктывкар, 1985, 1996 1997, 1998, 2000, 2001, 2005, 2009; Екатеринбург, 1997, 2003; Апатиты, 2003, 2005; Новосибирск, 2003; Томск, 2004), на чтениях памяти А. Н. Заварицкого (Екатеринбург, 1998, 2001, 2009), на докембрийских совещаниях (Фрунзе, 1989; Екатеринбург, 1995), на конференциях рабочих групп про5  граммы “EUROPROBE” (Сыктывкар, 1999; Санкт-Петербург, 2000).

По теме диссертации лично и в соавторстве опубликовано около 120 работ, изданных в нашей стране и за рубежом. В их числе шесть монографий, три брошюры, 11 статей опубликованы в рецензируемых журналах.

Благодарности. Работа выполнена в Институте геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, с которым научная деятельность автора связана с 1971 года. За этот период при решении ряда геологических и геохронологических проблем, рассматриваемых в диссертации, автор консультировался с М.М. Аракелянц, Т.Б. Баяновой, Н.И. Брянчаниновой, В.П. Водолазской, В.И. Виноградовым, Б.А. Голдиным, И.И. Голубевой, И.М. Гороховым, Е.Г. Довжиковой, Е.П. Калининым, М.Н. Костюхиным, О.С. Кочетковым, А.А. Краснобаевым, Н.Б. Кузнецовым, С.К. Кузнецовым, К.В. Куликовой, В.И. Ленных, А.Н. Ларионовым, В.П. Лютоевым, А.Б. Макеевым, Б.А. Мальковым, Н.А. Малышевым, Л.В. Махлаевым, В.Г. Оловянишниковым, Б.А. Остащенко, В.Н. Охотниковым, Ю.Д. Пушкаревым, А.М. Пыстиным, В.И. Ракиным, Д.Н. Ремизовым, Ю.Л. Ронкиным, А.И. Русиным, Г.Н. Савельевой, В.А. Салдиным, В.И. Силаевым, А.А. Соболевой, В.И. Степаненко, Ю.А. Ткачевым, О.В. Удоратиной, А.А. Федотовой, Г.Б. Ферштатером, Е.В. Хаиным, В.С. Чупровым, Л.Л. Шаниным, К.Н. Шатагиным, В.С. Щукиным, Я.Э. Юдовичем и многими другими. Всем коллегам за помощь, конструктивные замечания, способствовавшие выполнению данной работы, выражаю глубокую признательность.

С искренней благодарностью автор вспоминает своих первых наставников – заведующего лабораторией ядерной геохронологии, д. г.-м. н., профессора М.В. Фишмана и руководителя первого этапа исследований – д. г.-м. н., профессора В.А. Дедеева.

Автор глубоко благодарен директорам Института геологии академику РАН Н.П. Юшкину и члену-корреспонденту РАН А.М. Асхабову за поддержку, возможность проведения полевых и лабораторных исследований и многочисленные поездки на различные научные мероприятия.

Особую признательность считаю приятным долгом выразить научному консультанту, члену-корреспонденту РАН В.Н. Пучкову, во многом содействовавшему появлению этой работы.

Я благодарен профессору Дэвиду Джи (Упсала, Швеция) за предоставленную возможность проведения Pb-Pb датирования цирконов в лаборатории изотопной геологии Шведского музея естественной истории (г. Стокгольм), участия в международной экспедиции на Северный Тиман и в совещаниях рабочей группы программы “EUROPROBE”.

В проведении полевых и аналитических исследований принимали участие В.П. Давыдов, Г.Г. Есев, А.Д. Естафьева, В.А. Капитанова, О.В. Кокшарова, Т.Д. Косарева, А.Ф. Литвиненко, Ю.В. Логинов, Е.Ф. Малахова, Р.Г. Малыхина, В.А. Маркова, А.Г. Сажина, И.В. Смолева, М.П. Тентюков, 6  Р.Г. Титова, В.Л. Штейнер. Всем, кто способствовал выполнению работы, автор искренне благодарен.

Основные результаты получены в процессе работ по научноисследовательским темам, финансируемым Российской академией наук, и при поддержке Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН: № “Изотопная геология: геохронология и источники вещества”, № 8 “Изотопные системы и изотопное фракционирование в природных процессах”, № “Природные изотопные системы: закономерности поведения, применение к изучению источников, условий и времени протекания геологических процессов, развитие методов исследования”, а также INTAS (№ 96-1941) и Шведского Фонда Естественных Исследований.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Обзор представлений о докембрийской эволюции ТиманоСевероуральского региона Тимано-Североуральский сегмент литосферы, отождествляемый с Печорской плитой, наращивает с северо-востока Восточно-Европейскую платформу (ВЕП) и географически включает в себя Тиман, Печорскую низменность, Северный, Приполярный и Полярный Урал. Ее выделение в крупную самостоятельную структуру обусловлено возрастом складчатого основания.

В Мезенском мегаблоке фундамент архейско-нижнепротерозойский, а на Тимане и к северо-востоку от него ордовикско-кайнозойский платформенный чехол подстилается в различной степени дислоцированными и метаморфизованными осадочными и магматическими комплексами позднедокембрийского возраста. Архейско-нижнепротерозойские образования Мезенского мегаблока, погруженные под Тиман на глубину от 6 до 15 км, по геофизическим данным прослеживаются вплоть до Печорской гряды. О нахождении карелид под Тиманом свидетельствуют находки в трубках взрыва и лампрофирах ксенолитов гипербазитов, гнейсов и других пород, не наблюдающихся на современном денудационном срезе. Так, K-Ar возраст флогопита из глубинного включения в эруптивной брекчии, вскрытой скв. 469 в Умбинской трубке на Вымской гряде, составил 2690±80 млн лет (коллекция Л.П. Дудар).

В пределах плиты выделяются крупные региональные тектонические структуры: Тиманская (Канино-Тиманская) гряда, Печорская синеклиза, северные части Предуральского краевого прогиба и Уральского складчатой системы вплоть до Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР), считающимся восточным структурным ограничением Печорской плиты (Юдин, Дедеев, 1988). Западной и юго-западной границей с Мезенским мегаблоком является Западно-Тиманский глубинный разлом.

Для обозначения структурно-вещественных комплексов, слагающих фундамент плиты, используются различные термины. Применительно к тиманским структурам Н.С. Шатский (1937) предложил термин тиманиды. В 7  геологическом строении Урала выделяется два главных структурных яруса, которые вслед за Н.П. Херасковым (1948) практически всеми исследователями называются доуралидами и уралидами. Складчатый комплекс доуралид рифей-вендского возраста слагает Центрально-Уральское поднятие (ЦУП), а уралидами называются продукты герцинского цикла тектогенеза. Нередко для обозначения тиманид и доуралид используется термины байкалиды или кадомиды, а в последнее время предпочтение отдается приоритетному термину тиманиды, отражающему связь этих складчатых сооружений с тиманским тектогенезом (Пучков, 2003; The Neoproterozoic … Orogen…, 2004). Автор придерживается традиционного деления на тиманиды и доуралиды.

По современным представлениям тиманиды прослеживаются от Мугоджар в южной части Урала до п-ова Варангер северного окончания Норвегии.

От Тимана (типовая область развития тиманид) они простираются на северовосток под фанерозойские толщи Печорской синеклизы и шельфа Баренцева моря, появляясь на дневной поверхности в отдельных структурах Пай-Хоя, ова Вайгач и архипелага Новая Земля.

Изучение геологического и тектонического строения докембрийских образований Тимано-Североуральского региона началось в конце XIX – начале XX столетия и связано с именами А.П. Карпинского, Ф.Н. Чернышева, Н.С. Шатского, П.Е. Оффмана, Н.П. Хераскова, Н.Н. Тихоновича и многих других крупных геологов. За это время были высказаны многочисленные и весьма разноречивые мнения о возрасте фундамента Печорской плиты.

Гипотеза о рифейском возрасте складчатого фундамента ТиманоСевероуральского региона была выдвинута Н.С. Шатским (1932, 1946). По его представлениям, складчатое основание Тимана (тиманиды) имеет более молодой возраст по сравнению с фундаментом внутренних районов Русской платформы (карелид). Вся территория Тимано-Североуральского региона представляет собой самостоятельную складчатую систему, возникшую при замыкании рифейской геосинклинали и нарастившую по периферии ВЕП.

Впоследствии Н.С. Шатский (1964) стал рассматривать Тиман как сложный авлакоген, считая фундамент между Тиманом и севером Урала архейсконижнепротерозойским. Популярность этой гипотезы возросла в связи с разработкой концепции рифтогенной и платформенной природы верхнепротерозойских образований Тимана и севера Урала, рассматриваемых как чехол на более древнем кристаллическом основании. Ее основателем можно считать А.П. Карпинского, а дальнейшее развитие связано с исследованиями П.Е. Оффмана (1960, 1961) и особенно С.Н. Иванова (1977, 1979).

Позднедокембрийский возраст фундамента Печорской плиты подтверждается геофизическими и геологическими данными. Структуры фундамента Большеземельской тундры северо-западного простирания (тиманского), отражающиеся в магнитных аномалиях, увязываются со структурами ЦУП, хотя последние и искажены наложенными субмеридиональными структура8  ми уралид (Журавлев, Гафаров, 1959; Запорожцева, Пыстин, 1994; и др.).

В.Н. Пучков (1969, 1975) сопоставил ориентировку установленных им реликтов доуральских структур ЦУП северных районов Урала с простиранием магнитных аномалий в фундаменте печорских впадин, показав структурное единство этих территорий. Позже он выделил в тиманидах структурные зоны экстернид и интернид, переходящие с Урала в Тимано-Печорскую провинцию (Пучков, 2008). Формационный анализ магматических и эффузивноосадочных пород, вскрытых глубокими скважинами в Печорской синеклизе, в совокупности с данными гравиметрии и магнитометрии показал, что они принадлежат не к архейско-карельской платформе (по последним представлениям Н.С. Шатского, 1964) и не к полого залегающим платформенным структурам так называемой Тиманской синеклизы (по П.Е. Оффману, 1961), а сопоставляются с аналогичными образованиями, выходящими на поверхность в пределах Тимана и ЦУП (Белякова, 1983, 1985, 1988б; и др.).

В терминах геосинклинальной теории в фундаменте Печорской плиты выделяли внешнюю и внутреннюю зоны (Фотиади, 1958) или мио- и эвгеосинклинальные зоны Тимано-Уральской геосинклинали (Журавлев, Гафаров, 1959). В настоящее время эти зоны рассматриваются как Тиманский мегаблок, включающий собственно Тиман и прилегающую к нему с северо-востока Ижемскую зону, и Большеземельский мегаблок в составе Печорской и Большеземельской зон. Граница между мегаблоками проводится по системе Припечорского и Илыч-Чикшинского глубинных разломов мантийного проникновения (Дедеев, Запорожцева, 1985; Малышев, 1986), фиксируемой положительной магнитной аномалией, именуемой Припечорской (Гафаров, 1970). Ее продолжением в приуральской части плиты является Денисовская магнитная аномалия, создаваемая телами пород базит-ультрабазитового состава.

Тиманский и Большеземельский мегаблоки, а также разделяющая их Припечорско-Илыч-Чикшинская система разломов отчетливо различаются вещественным составом и характером магматизма. Значительная часть территории Печорской плиты перекрыта мощным чехлом фанерозойских осадков Печорской синеклизы мощностью до 10-15 км, поэтому прямым источником информации о составе верхнедокембрийских образований является керн скважин глубиной до 4.5 км. Обобщение геологических и геофизических материалов проводилось в основном Л.Т. Беляковой (1982, 1988б; Белякова, Степаненко, 1990, 1991) и Е.Г. Довжиковой (2007). Эти данные и в настоящее время составляют фактологическую основу для выяснения строения и геодинамического развития закрытой части Печорской плиты.

В строении Тиманского мегаблока принимают участие преимущественно терригенные и в меньшей степени карбонатные отложения, выходящие на поверхность в пределах Тимана. В Ижемской зоне вскрытые скважинами рифейские сланцы, с резким несогласием перекрываемые палеозойским осадочным чехлом, вполне сопоставляются по составу протолита со сланцами 9  Тимана. Из интрузивных образований преобладают гранитоиды, отдельными скважинами вскрыты монцониты, сиениты и диориты.

В Печорской зоне, включающей Припечорско-Илыч-Чикшинскую систему разломов, фундамент сложен дислоцированными вулканогенными породами базальт-андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии и их туфами с прослоями филлитовидных сланцев. Интрузивные образования преимущественно основного и ультраосновного состава устанавливаются по геофизическим данным и по результатам бурения.

В Большеземельской зоне бурением вскрыта верхняя часть доордовикского разреза, представленная красноцветными и сероцветными ритмичнослоистыми терригенными и туфо-терригенными отложениями, среди которых существенна роль туффитов и кислых вулканитов, характеризующих поздние проявления магматизма. На более низких стратиграфических уровнях предполагается значительное развитие основных и ультраосновных пород. Интрузивные породы представлены гранитоидами и габбро.

В пределах Большеземельского мегаблока на основании геофизических данных выделяются континентальные блоки, рассматриваемые как микроконтиненты или террейны дорифейского возраста (Оловянишников, 1998, 2004, 2005б; Фундамент…, 2008; и др.).

Вопрос о докембрийской истории развития Печорской плиты и ее геоблоков (Тимана или севера Урала) до настоящего времени остается дискуссионным – в очевидной зависимости от “тектонической идеологии” разных исследователей. Существующие многочисленные представления о тектоническом развитии Тимано-Печорского региона в докембрии, детально рассмотренные Л.Т. Беляковой с соавторами (Фундамент…, 2008), можно свести к двум противоположным позициям. Согласно одной из них – аккреционной, фундамент Тимана и Печорской синеклизы сформировался в процессе тиманской складчатости. Альтернативой является признание платформенной, рифтогенной природы верхнедокембрийских образований и раннедокембрийского возраста консолидации фундамента. Время раскрытия океана разными исследователями также оценивается неоднозначно: от раннего до позднего рифея. Такая же неопределенность и со временем его закрытия. Это и конец рифея, и конец венда, и даже кембрий.

По-разному трактуется и докембрийская история геологического развития севера Урала. В современном структурном плане Урала, сформировавшемся к концу палеозоя – началу мезозоя, обычно выделяются западный и восточный склоны (Перфильев, Херасков, 1964) или палеоконтинентальный и палеоокеанический секторы (Тектоника Урала…, 1977). Границей между ними служит зона ГУГР. Западный склон представлен Предуральским краевым прогибом и Западно-Уральской мегазоной, сложенной палеозойскими карбонатными и сланцевыми отложениями и выступающими из под них доуралидами ЦУП. В пределах рассматриваемой в работе территории они рас10  пространены в ядерной части Ляпинского антиклинория на Приполярном Урале, а на Полярном Урале слагают поднятие Хараматалоу, Собское поднятие, включающее Енганепэйский, Манитанырд-Пайпудынский и МарункеуХарбейский выступы, и Оченырдское поднятие.

Доуралиды представлены рифейско-вендскими осадочнометаморфическими и магматическими породами. Образования раннепротерозойского возраста имеют фрагментарное развитие и выделяются в виде отдельных разрозненных блоков. К ним относятся сложнодислоцированные, глубокометаморфизованные породные комплексы: гнейсо-амфиболитовые няртинский и харбейский, эклогит-амфиболитовый марункеуский, гранулитметабазитовый хордъюсско-дзеляюский, эклогит-сланцевый неркаюский.

Наиболее полная сводка существующих представлений на доордовикскую историю геологического развития севера Урала опубликована Н.Б.Кузнецовым с соавторами (Доордовикские гранитоиды…, 2005; Формирование…, 2005), где они объединены в рифтогенную, коллизионную и океаническую концепции. Одна часть геологов считает доуралиды продуктами континентального прерывисто-непрерывного рифтогенеза в период с 1.млрд лет до 490 млн лет, который не привел к разрыву континентальной коры. Другая часть признает рифейский (Протоуральский) океан, закрывшийся в допалеозойское время. Коллизионные, орогенические обстановки отражены в образовании молассы. Некоторые исследователи предполагают, что Палеоуральский (ордовикский) океан унаследован от Протоуральского.

Следует отметить, что со временем геотектонические сценарии все более усложняются, а точки зрения принципиально расходятся. Различия касаются генетической природы верхнедокембрийских образований, существования и длительности бытия океана, характера континентальных окраин и т.д.

вплоть до названий океана, складчатости и принадлежности уральской окраины к ВЕП.

Большинство исследователей считает, что нижнепротерозойские блоки ЦУП были сформированы в пределах восточной и северо-восточной окраины ВЕП и представляют собой автохтонные по отношению к ней образования, другие связывают их с развитием внутриконтинентального рифейскокембрийского рифта. Допускается, что они могут представлять собой террейны докембрийской континентальной коры, которые, возможно, и не связаны с деструкцией периферии ВЕП, а являются фрагментами литосферных плит восточного и южного обрамления Уральской системы и включены в нее в результате аккреционно-коллизионных процессов (Нечеухин и др., 2000). Что касается Приполярного и Полярного Урала, то здесь также предпринимаются попытки интерпретировать доуралиды ЦУП, за исключением южной части Ляпинского антиклинория, не как окраину ВЕП, а как окраину гипотетического палеоконтинента Арктида.

Еще в 30-х годах прошлого столетия Н.С. Шатский (1935) сделал пред11  положение о существовании на дне “Полярного моря” древнего Гиперборейского массива. Впоследствии на плито-тектонической основе в арктической области был выделен древний континент Арктида (Зоненшайн, Натапов, 1987; Зоненшайн и др., 1987, 1990), объединявший блоки сиалической коры со сходными элементами строения, расположенные в Циркумарктическом обрамлении Сибири и Северной Америки. Полагалось, что Арктида существовала в позднем докембрии и раннем палеозое; на рубеже силура и девона она столкнулась с Иннуитским краем Лаврентии, а в позднем девоне с Баренцевско-Новоземельским краем ВЕП по Новоземельско-Североземельской зоне дислокаций. В конце мезозоя-начале кайнозоя Арктида раскололась, а ее фрагменты были разобщены по арктической периферии.

Эта гипотеза получила развитие в работах Т.П. Борисовой с коллегами (Суперконтинент…, 2001; Докембрийский континент…, 2003). В их интерпретации столкновение Арктиды и ВЕП, в результате чего образовался палеоконтинент Аркт-Европа, произошло на рубеже венда-кембрия по Тиманской сутуре. По представлениям Н.Б. Кузнецова (2006, 2007, 2009; и др.), сочленение континентов происходило по Припечорско-Илыч-Чикшинской разломной зоне. Структурным выражением континентальной коллизии явилось формирование асимметричного дивергентного коллизионного ТиманоПечорского орогена. Его юго-западная часть представляет собой пассивную окраину ВЕП, к которой относится Тиманский мегаблок. За пределами Тимано-Печорского региона он прослеживается в северо-западном направлении на о-ве Кильдин, п-овах Рыбачий, Средний и Варангер, расположенных на северной окраине Балтийского щита, а юго-восточный край орогена распознается в пределах ЦУП – южная часть Ляпинского антиклинория, а также доуралиды Кваркушского и Башкирского поднятий. Активная окраина Арктиды представлена коллизионной Припечорско-Илыч-Чикшинской зоной и Большеземельским мегаблоком, юго-восточным продолжением которого предполагается Кожымское поднятие Ляпинского антиклинория, а также все более северные структурные элементы ЦУП. В результате коллизии на рубеже венда и кембрия (или в кембрии) комплексы активной Большеземельской окраины Арктиды были частично шарьированы на комплексы пассивной окраины ВЕП, а также далеко в пределы самой Арктиды.

О завершении тектогенеза на Приполярном и Северном Урале свидетельствует наличие вендской орогенной молассы в объеме туфо-терригенной лаптопайской свиты. На Полярном Урале ее аналогом считают хойдышорскую свиту, на поднятии Енганэпэ это енганэпэйская свита (Голдин и др., 1999), имеющая по данным Н.Б. Кузнецова (2008) ранневендский возраст, а в более южных районах Урала – сылвицкая и ашинская серии венда. В Большеземельской зоне бурением вскрыты молассоиды сандивейской свиты, сопоставляемые с лаптопайской свитой Приполярного Урала (Белякова, 1982).

Вендская моласса широко представлена в Мезенской синеклизе, терригенный 12  материал в которую, как установлено А.В. Масловым с соавторами (Состав … особенности…, 2008), поступал с Тимано-Печорской области.

Заканчивая краткий обзор представлений о позднедокембрийской эволюции Тимано-Североуральского сегмента литосферы можно отметить, что большинством исследователей признается существование Протоуральского океанического бассейна. Расхождение взглядов касается двух принципиальных моментов, решение которых в немалой степени зависит от изотопногеохронометрического обоснования. Это время раскрытия океана, которое в разных интерпретациях изменяется от раннего рифея до венда, и время его замыкания: от конца рифея до кембрия.

Глава 2. Методические особенности геохронологических исследований В главе приведены описания аналитических процедур определения возраста, рассмотрены выработанные сообществом геохронологов на основе многолетней практики главные критерии достоверности получаемых возрастных значений, графические методы интерпретации изотопных данных.

Преобладающее количество K-Ar, Rb-Sr и Pb-Pb (микропробы циркона) возрастных определений получено в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН.

Часть образцов проанализирована Sm-Nd методом в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты) и Институте геологии и геохимии УрО РАН (г.

Екатеринбург). Pb-Pb датирование единичных зерен циркона производилось в Шведском музее естественной истории (г. Стокгольм), а SHRIMP датирование осуществлялось в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург).

В Rb-Sr геохронологии определение возраста и начального отношения изотопов стронция базируется на графической изохронной модели, но при этом существует вероятность получения так называемых ложных изохрон двухкомпонентного смешения. Для их идентификации применяется графический метод, суть которого применительно к Rb-Sr систематике заключается в следующем.

Принято считать, что если фигуративные точки, образующие изохронную зависимость, также обнаруживают положительную корреляцию на графике с координатами: х – 1/Sri, у – (87Sr/86Sr)i, известные как “координаты смешения”, то прямая на изохронной диаграмме не отражает зависимость между радиогенным и радиоактивным изотопами, а является результатом смешения двух компонентов с различными Rb/Sr отношениями и изотопным составом обычного стронция, то есть изохрона является ложной, и достоверность фиксируемого ею возраста становится неопределенной.

Однако линейность в расположении точек на проверочном графике может возникнуть и в других условиях, когда изохронный возраст оказывается достоверным. Например, если при закрытии изотопной системы существует корреляция между Rb/Sr и 1/Sr, то по истечении времени помимо изохронной зависимости будет наблюдаться корреляция между изотопным составом 13  стронция и 1/Sr. То же самое происходит при незначительных вариациях в содержании рубидия. Вид проверочного графика не изменится, если величину 1/Sri заменить на 1/86Sri, и тогда уравнение прямолинейной зависимости выводится непосредственно из уравнения изохроны (Андреичев, 2001б):

87 Sr 1 Sr.

-1) Rbi + =(et 86 86 Sr Sri Sr i Это и есть уравнение прямой в “координатах смешения”. Индекс “i” означает современную измеренную величину, “0” – первичное значение в момент закрытия системы и начала отсчета времени t.; – константа скорости распада радиоактивного изотопа 87Rb в радиогенный изотоп 87Srr. 86Sri = 86Sr0.

Наклон прямой соответствует содержанию радиогенного стронция, поскольку 87Srr = (et – 1)87Rbi, то есть эта величина должна быть постоянной, а отрезок на оси ординат, как и в изохронной модели, фиксирует величину начального отношения изотопов стронция. В идеальном случае линейность в расположении точек определяется постоянством концентрации радиогенного стронция, которое является результатом одновременного старта Rb-Sr хронометра в образцах с одинаковыми содержаниями рубидия и идентичным изотопным составом обычного стронция. При выполнении данных условий положительная корреляция между (87Sr/86Sr)i и 1/86Sri будет свидетельствовать не о ложности изохронной зависимости, а, наоборот, о ее достоверности.

В реальной ситуации линейность в расположении точек зависит от того, насколько близки друг другу содержания рубидия в исследуемых образцах.

Глава 3. Изотопно-геохронометрические системы в метаморфических и магматических породах фундамента Канино-Тиманского региона Тиман и п-ов Канин представляют собой в неотектоническом плане вытянутую в северо-западном направлении от Полюдова Камня до мыса Канин Нос крупную орографически выраженную структуру (гряду), состоящую из отдельных кулисообразно расположенных, горстообразных поднятий. Выходы фундамента известны на п-ове Канин, Северном Тимане, Цильменском и Четласском Камнях, Вымско-Кислоручейской гряде, Обдырском поднятии (Средний Тиман), поднятиях Очьпарма и Джежимпарма (Южный Тиман).

Полуостров Канин Осадочно-метаморфический комплекс хр. Канин Камень мощностью ~10 км, представленный преимущественно тонкозернистыми терригенными и карбонатно-терригенными отложениями, разделен на три серии (снизу вверх): микулкинскую, тархановскую и табуевскую (Рифей..., 1987; Оловянишников, 1998; и др.). Метаморфизм пород микулкинской серии отвечает амфиболитовой фации, тархановской – эпидот-амфиболитовой и табуевской – зеленосланцевой (Новицкий, 1976; Гецен, 1975; Метаморфическая зональность…, 1989; и др.). Обоснование возраста стратиграфических подразделений основывалось, главным образом, на степени метаморфизма, поэтому ми14  кулкинская серия датировалась ранним рифеем, тархановская – средним, а табуевская – поздним рифеем (Рифей..., 1987). В работах последних лет В.Г. Оловянишников (1998, 2004) существенно омолаживает возраст метаморфического комплекса п-ова Канин и Тимана, и условно относит микулкинскую и тархановскую серии к верхнему рифею, а табуевскую серию – к верхнему рифею и нижнему венду, причем под верхним рифеем им понимается кудаш. В современных стратиграфических шкалах это подразделение отсутствует, но отводимый для него временной интервал составлял 700–6млн лет (Всесоюзное совещание..., 1977), а с учетом последних данных о нижней границе венда (Дополнения…, 2000) – 700–600 млн лет.

Изотопные данные свидетельствуют о более древнем возрасте стратиграфических подразделений. Rb-Sr изохронный возраст кристаллических сланцев микулкинской серии (порода в целом) составляет 809±10 млн лет.

При SHRIMP датировании цирконов выявлены возрастные интервалы 19481764, 1372-1338 и 1260-1080 млн лет, интерпретируемые как отдельные этапы кристаллизации циркона (Пыстин, Пыстина, 2006), а максимальный U–Pb конкордантный возраст, равный 1948±15 млн лет, дает основание датировать микулкинскую серию ранним протерозоем.

Магматические породы представлены диабазами, двуслюдяными гранитами, монцонитами, щелочными габброидами и пегматитами.

Диабазы, интрудирующие отложения всех серий, метаморфизованы изофациально с породами рамы. K-Ar датировки по метаморфогенным амфиболам составляют 790–670 млн лет. В совокупности с K-Ar и Rb-Sr возрастами сланцев микулкинской серии они могут рассматриваться как время регионально-метаморфических преобразований пород, сами же базиты имеют более древний возраст. Изотопные данные ставят под сомнение возраст вмещающих отложений, предлагаемый В.Г. Оловянишниковым (1998), что особенно показательно для табуевской серии.

На юго-восточном побережье (район мыса Микулкин) в поле распространения микулкинской серии развиты пегматиты, не имеющие видимой связи с гранитами. K-Ar данные свидетельствуют о дискретности пегматитообразования. Самые древние цифры 765 и 680 млн лет попадают в интервал, интерпретируемый как время проявления регионального метаморфизма.

Формирование более поздних генераций пегматитов приурочено к 600 и 5млн лет. С этими же рубежами коррелируется основная часть K-Ar датировок по слюдам из сланцев микулкинской серии.

В северо-западной части п-ова Канин на побережье Баренцева моря в отливно-приливной зоне на участке протяженностью около 2.5 км наблюдаются грейзенизированные двуслюдяные граниты с жильной фацией пегматитов и аплитов, монцониты и щелочные габброиды.

Rb-Sr возраст монцонитов по породе в целом составляет 604±13 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.70476±14, а гранитов – 519±6 млн лет и (87Sr/86Sr)0 = 15  0.7174±17. Результаты не согласуется с геологическими данными о более древнем возрасте гранитов, на что указывает отсутствие в монцонитах аплитпегматитовых жил, прорывающих граниты и породы рамы. Не внесли ясности и U-Pb (SHRIMP) данные по цирконам из гранитов (Andreichev, Larionov, 22007). Интервал возрастных значений по отношению Pb/238U в 13 зернах составил 1536–356 млн лет. Изотопные данные по краевым и ядерным частям шести зерен образуют конкордантный кластер с возрастом 540±2 млн лет, в двух зернах возраст сопоставим с возрастом монцонитов, возрастные значения в интервале 1536–1279 млн лет характеризуют возраст протолита.

U-Pb возраст 540±2 млн лет вряд ли соответствуют времени образования гранитов, на что указывает его сопоставимость с K-Ar возрастом щелочных габброидов, равным 535 млн лет (Мальков, 1968). Они прорывают граниты, и, по-видимому, нивелировка возрастов связана с этим процессом, сами же граниты имеют более древний возраст. По нашему мнению, на данном этапе исследований возможна их синхронизация с монцонитами, о чем свидетельствует наличие аналогичных возрастов в цирконах и K-Ar возраст мусковита из пегматита, равный 625 млн лет (Мальков, Пучков, 1964).

Северный Тиман Докембрийские осадочно-метаморфические образования представлены чёшской свитой и барминской серией.

Чёшская свита сложена двуслюдяными гранат-ставролитовыми сланцами, вскрытыми скв. 112 в нижнем течении р. Песчанки на глубине 378.2404.3 м. По геофизическим данным их мощность составляет не менее 1000 м, а площадь распространения около 600 км2 (Ермоленко, Соболев, 1978). Породы относятся к ставролит-альмандиновой субфации амфиболитовой фации (О значении..., 1978), слагающий жесткий блок раннепротерозойского возраста в фундаменте Северного Тимана (Первая находка..., 1979). На это косвенно указывает K-Ar датировка по биотиту, равная 1585±55 млн лет. Другие датировки по этому минералу (1325±25, 1300±25, 1085±30 млн лет), а также Rb-Sr возраст мусковита, равный 703±28 млн лет, связаны с более поздними регрессивными изменениями пород.

Барминская серия (>5000 м), представленная преимущественно сланцами и кварцитопесчаниками, датировалась условно в диапазоне от раннего рифея (Гецен, 1975) до венда (Акимова, 1996). Rb-Sr возраст сланцев по породе в целом составляет 728±6 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.70995±14 и интерпретируется как время их зеленосланцевых изменений (Андреичев, 1998б), происходивших синхронно с преобразованиями пород чёшской свиты.

В пределах Тимана только в северо-западной части Северного Тимана наиболее полно представлены доступные наблюдению интрузивные породы различного состава, прорывающие отложения барминской серии. К основным породам относятся габбродиабазы и диабазы. К щелочно-основным породам относятся оливин-керсутитовые габбро и щелочные габброиды, лока16  лизованными в районе устья р. Румяничной, на мысе Большой Румяничный и сопке Крайний Камешек. Щелочные и нефелиновые сиениты с жильной фацией распространены в районе мыса Большой Румяничный и слагают сопки Крайний и Малый Камешки. Породы кислого состава и их жильные дериваты образуют массивы Большой Камешек, Сопки Каменные, сопку Болванскую и имеют незначительное развитие в районе мыса Большой Румяничный.

Габбродиабазы слагают небольшие штокоообразные тела площадью до 2 км2, а диабазы образуют маломощные (до 1-2 м) дайки и силлы протяженностью до 300–500 м. Их образование происходило до завершения складчатости, о чем свидетельствуют геологические наблюдения. Тела базитов будинированы, рассланцованы и имеют преимущественно северо-западное простирание, согласное с простиранием слоистости и основного кливажа пород барминской серии. Базиты метаморфизованы изофациально с породами барминской серии, тогда как другие магматические породы не затронуты процессами регионального метаморфизма.

При Rb-Sr датировании метабазитов по породе в целом установлено два возраста: 1050±26 и 693±17 млн лет (Андреичев, 1998а, б). Второй возраст коррелируется с Rb-Sr возрастом сланцев барминской серии, поэтому логично предположить, что это время метаморфических преобразований базитов, но тогда возраст, равный 1050 млн лет, можно считать временем их формирования. Это предположение подтверждается Sm-Nd данными (Андреичев, Деленицын, 2003). Изохронный возраст по метаморфогенным амфиболам составляет 707±100 млн лет, а по породе в целом – 1040±180 млн лет.

Таким образом, формирование базитов происходило на рубеже среднего-позднего рифея, а последующие метаморфические преобразования магматических и осадочных пород – в конце рифея. Возраст базитов дает основание датировать барминскую серию средним рифеем. Сопоставимость возраста метаморфических преобразований северотиманских и канинских базитов свидетельствует об их синхронном образовании, и тогда возраст табуевской серии также можно считать среднерифейским.

Датирование постметаморфических интрузивных пород осуществлялось в различных вариантах (Андреичев, 1998б; Андреичев, Ларионов, 2000; Larionov et al., 2004).

Массив мыса Большой Румяничный.

Оливин-керсутитовое габбро. K-Ar возраст амфиболов и биотитов составляет 615–595 млн лет. Sm-Nd возраст (порода + амфибол) – 619±35 млн лет, Pb-Pb возраст шести зерен циркона из этого же образца – 616±3 млн лет, конкордантный U-Pb (SHRIMP) возраст 11 зерен циркона – 614±2 млн лет.

Сиениты. Rb-Sr: t = 590±5 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.70431±27, конкордантный U-Pb (SHRIMP) возраст пяти зерен циркона – 613±7 млн лет.

Граниты. Rb-Sr: t = 587±4 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.72027±21.

Щелочные габброиды. Образуют серию даек, прорывающих сиениты и 17  граниты, что подтверждается Rb-Sr возрастом, равным 534±88 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.70372±51.

Сиенитовый массив Крайний Камешек. Rb-Sr: t = 603±6 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.70447±16, Pb-Pb возраст четырех зерен циркона – 613±2 млн лет.

Гранитный массив Большой Камешек. Rb-Sr: t = 597±6 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7078±6, Pb-Pb возраст четырех зерен циркона – 621±3.5 млн лет.

Гранитный массив Сопки Каменные. Rb-Sr: t = 591±7 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7225±17.

Результаты датирования согласуются с геологическими данными о постметаморфическом возрасте магматитов. Субсинхронное формирование габбро, сиенитов и гранитов происходило практически на рубеже рифеявенда, а щелочных габброидов – в начале кембрия.

Средний Тиман В верхнедокембрийском разрезе выделяются обдырская (>800 м), четласская (~2500 м), быстринская (~2500 м), кислоручейская (~2000 м) и вымская (~6500 м) серии. Согласно стратиграфической схеме (Верхний докембрий..., 1986), отложения четласской серии относятся к среднему рифею, обдырской, быстринской серий – к верхнему рифею, кислоручейской серии – к кудашу, а вымской серии – к кудашу-венду (?). Отложения представлены в основном терригенными глинистыми породами. Возраст в большинстве случаев принимался условно, что связано с ограниченным применением палеонтологического метода. Не имеют однозначной возрастной трактовки даже карбонатные отложения. Степень метаморфизма пород увеличивается с югозапада на северо-восток от катагенеза и метагенеза до биотит-мусковитовой субфации зеленых сланцев (Гецен и др., 1985).

Верхнедокембрийский разрез Среднего Тимана охарактеризован немногочисленными K-Ar возрастными определениями. На их основании представляется вероятным выделение двух метаморфических событий (Гецен и др., 1985). Значения возраста, достигающие 1 млрд лет, отмечаются только в глинистой фракции отложений обдырской серии, испытавших катагенные изменения. В породах четласской и кислоручейской серий, затронутых процессами зеленосланцевого метаморфизма, K-Ar определения по мусковиту и биотиту свидетельствуют о том, что вероятное время проявления вторичных изменений приходится на интервал 790–670 млн лет. Эти данные позволяют внести коррективы в обоснование возраста стратиграфических подразделений, что особенно показательно для обдырской и кислоручейской серий. По нашему мнению, их возраст, скорее всего, среднерифейский.

Магматические образования фундамента Среднего Тимана представлены диабазами и лампрофирами.

Диабазы локализованы вдоль зоны Центрально-Тиманского разлома.

18  Они представлены немногочисленными маломощными (первые метры) дайками и силлами северо-западного простирания, прорывающими отложения четласской и быстринской серий. Длительное время они изучались многими исследователями, которые не пришли к единому мнению об их возрасте.

Причиной является очень большой диапазон K-Ar возрастов от 2.7 до 1.млрд лет, который обусловил появление различных интерпретаций, поэтому вопрос о возрасте диабазов будет решаться при дальнейших исследованиях.

Щелочные ультрабазиты дайковой серии по особенностям химического и минерального составов относятся к лампрофирам керсантитспессартитового ряда (Макеев и др., 2008). Вместе со щелочными метасоматитами (фенитами, флогопитовыми слюдитами, полевошпатовыми метасоматитами), метасоматическими доломит-анкеритовыми карбонатитами и гидротермальными гетит-полевошпатовыми породами они объединяются в четласский комплекс (Ивенсен, 1964; Черный и др., 1972; Степаненко, 1984).

Породы комплекса, распространенные в юго-восточной части Четласского Камня на площади около 1000 км2, прорывают отложения четласской и быстринской серий и перекрываются отложениями девона. Лампрофиры слагают несколько тысяч тел различной морфологии (дайки, жилы и штоки), образующих около 50 пространственно обособленных ассоциаций, наиболее крупные из которых выделяются в соответствии с одноименными зонами разломов как Мезенское, Косьюское, Бобровское и Октябрьское дайковые поля (Степаненко, 1978).

Посткристаллизационные преобразования пород обусловлены щелочным метасоматозом (флогопитизация, амфиболизация) и гидротермальными изменениями. Для фенитов и карбонатитов, локализованных в тех же зонах разломов, что и лампрофиры, установлен метасоматический генезис и послелампрофировый возраст (Степаненко, 1979).

Намечаемая по геолого-петрографическим данным последовательность образования пород подтверждается изотопными данными. K-Ar возраст флогопитов из лампрофиров и формировавшихся за их счет флогопитовых слюдитов и карбонатитов, а также калиевых полевых шпатов из гидротермальных пород изменяется от 655 до 546 млн лет с тенденцией к омоложению от лампрофиров к гидротермалитам (Андреичев, Степаненко, 1983). Датировки по карбонатитам и флогопитовым слюдитам приурочены к уровню 600 млн лет, а по гидротермалитам – к 560 млн лет, которые, вероятнее всего, отвечают времени образования именно этих пород. Аналогичные возрасты получены и по флогопитам из лампрофиров, но имеются и достигающие 655 млн лет, что давало основание расценивать их как минимальное время внедрения лампрофиров. Rb-Sr данные подтвердили это предположение. Изохронный возраст лампрофиров составляет 827±31 млн. лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.70416±(Макеев и др., 2009).

19  Южный Тиман U-Pb датирование кластогенных цирконов из кварцитопесчаников джежимской свиты (>400 м), которыми начинается вскрытый рифейский разрез поднятия Джежимпарма, проводилось Н.Б. Кузнецовым с соавторами (Восточно-Европейский … “провенанс”-сигнал…, 2009). Этот метод стратификации осадочных отложений, называемый в иностранной литературе “Provenance”, основан на предположении о соответствии возраста цирконов осадочной породы возрасту комплексов питающих провинций, а минимальные значения рассматриваются в качестве нижнего возрастного предела формирования осадков. Интервал, образуемый U-Pb возрастами по 61 зерну, составил 2850–1042 млн лет при преобладании значений, отвечающих раннему протерозою и архею. Основные возрастные максимумы приходятся на 2.7, 2.0, 1.8 и 1.5 млрд лет, коррелируемые с возрастом главных эндогенных событий в эволюции ВЕП (The East … Craton…, 2008), а минимальные значения указывают на то, что формирование осадков происходило не раньше позднего рифея.

Глава 4. Изотопно-геохронологическая характеристика интрузивного магматизма фундамента Печорской синеклизы Печорская синеклиза располагается между Тиманской грядой и Предуральским краевым прогибом. Ее фундамент перекрыт платформенным чехлом, поэтому фактологической основой для выяснения строения и геологического развития фундамента является керн глубоких скважин.

В Припечорско-Илыч-Чикшинской зоне разломов вулканогенные породы базальт-андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии и филлиты выделяются в возейскую свиту (>300 м), условно датируемую верхами позднего рифея-ранним вендом. В Большеземельском мегаблоке эти же породы слагают нижний ярус, а верхний представлен терригенными и туфотерригенными породами сандивейской свиты (~500 м) с предполагаемым возрастом – поздний венд-ранний кембрий.

Изотопные данные по вулканитам ставят под сомнение возраст возейской свиты. K-Ar возраст метаморфизованных основных эффузивов из скв. 1Средняя Шапкина составляет 530–600 млн лет (New … Zircon…, 2000), а серицита из апориолитовых пирофиллитовых сланцев, вскрытых скв. 1Носовая, равен 810±20 млн лет (коллекция В.Г. Оловянишникова). Скорее всего, они отражают время метаморфических преобразований пород и позволяют исключить вендский возраст свиты. Это предположение согласуется с мнением геологов, полагающих, что на всей территории от Тимана до Предпайхойского прогиба распространен складчатый рифейский фундамент, одновозрастный с тиманским (Кремс, 1958; Фотиади, 1958; Запорожцева, 1979;

Дараган-Сущова, 1991).

Среди магматических образований фундамента значительное место занимают гранитоиды. Для оценки их возраста в последнее время активно при20  влекаются Pb-Pb данные по отдельным зернам циркона из гранитов и диоритов в интервале 570–550 млн лет (табл. 1), полученные Д. Джи с соавторами (New … Zircon…, 2000). Они отвечают рубежу раннего-позднего венда, исключение составили лишь граниты из скв. 2–Веяк.

Настораживает совпадение возрастов по гранитам и диоритам, поскольку формирование последних связывается с более ранними стадиями развития островной дуги (Довжикова, 2007). Кроме того, степень соответствия возраста цирконов возрасту вмещающей породы остается в области предположений и должна подтверждаться изотопными данными по породам. Поэтому для уточнения возраста интрузивного магматизма было проведено Rb-Sr датирование кернового материала (табл. 1), причем и из тех скважин, где исследовались цирконы (Андреичев, Литвиненко, 2007).

Совпадение Rb-Sr и Pb-Pb возрастов наблюдается лишь в гранитоидах Большеземельской зоны. В Печорской и Ижемской зонах Rb-Sr возраст гранитов стабильно предвендский, коррелируемый с возрастом однотипных пород Северного Тимана, также расположенного в Ижемской зоне, а посткристаллизационные изменения в ранне-среднекембрийское время фиксируются в биотитах. Самый древний Rb-Sr возраст установлен в диоритах из скв. 21Палью, инъецированных гранитами. Он резко отличается от всех Rb-Sr и PbPb возрастов, но в пользу его правомочности свидетельствует низкая (мантийная) величина (87Sr/86Sr)0 = 0.70403, показывающая, что гомогенизация изотопного состава стронция связана с первичным процессом – образованием пород. Диориты прорываются гранитами, и Rb-Sr возраст этому не противоречит, тогда как возраст цирконов из диоритов скв. 21-Палью не отличается от возраста цирконов из гранитов в других скважинах, где они не сопровождаются породами повышенной основности.

Присутствие в гранитах Большеземельского мегаблока цирконов с возрастами от 1 до 2.7 млрд лет может рассматриваться не только как указание на возраст протолита, но и как подтверждение предположения о нахождении в фундаменте северо-восточной части Печорской синеклизы погребенных массивов континентальной коры дорифейской консолидации Глава 5. Изотопная геохронология доуралид Приполярного Урала В метаморфическом комплексе Приполярного Урала, участвующем в строении Хобеизского и Маньхамбовского антиклинориев, а также Саблинского синклинория, входящих в структуру ЦУП, фундамент доуралид представлен гнейсо-амфиболитовым няртинским комплексом (>1500 м) предположительно раннепротерозойского возраста. В его обрамлении расположены рифей-вендские терригенно-карбонатные отложения, подразделяемые на ряд свит (Стратиграфические схемы…, 1993). Нижнерифейский разрез начинается терригенной маньхобеинской свитой (800–900 м) и продолжается вулканогенно-карбонатной щекурьинской свитой (600–700 м). К среднему рифею относят пуйвинскую свиту (1600–2000 м), в основании которой выделяется 21  Таблица 1 (4.11) Изотопно-геохронометрическая характеристика интрузивных пород фундамента Печорской синеклизы Изотопно-геохронометрические системы 2 Pb/206Pb (по: New … Zircon…, 2000) Rb-Sr Скважина или ком- Цирконы, млн лет Порода в целом Порода+минералы плекс (порода) 87 86 87 магматические унаследованные млн лет млн лет ( Sr/ Sr)0 ( Sr/ Sr)Большеземельская зона 26–Восточная Харьяга 567±36 1260–1447 561±12 0.70457±78 518±8 0.70680±(граниты) 2–Веяк (граниты) 618±6 –* 615±7 0.70622±15 – – Печорская зона 1–Восточная Чаркаю 557±15 2708 606±8 0.71090±18 528±6 0.71321±(граниты) 1–Новая (диориты) 565±8 – – – – – Ижемская зона 1 и 10–Южная Чаркаю 553±6 1013 608±16 0.70650±27 – – (граниты)** Нижнеомринский 551±8 – 604±19 0.70570±78 510±8 0.7386±комплекс(граниты)*** 21–Палью (диориты) 560±5 – 1360±31 0.70403±15 523 ± 8 0.70999 ± Примечания:

* – не обнаружено (Pb–Pb) или не проанализировано (Rb–Sr).

207 2** – Pb/ Pb возраст определен по цирконам из скв. 10–Южная Чаркаю.

207 2*** – Pb/ Pb возраст определен по цирконам из скв. 11–Малая Пера, а Rb–Sr датирование осуществлялось по керну из скв. 1–Нижняя Омра, 1–Прилукская, 11–Средняя Мылва, 1–Западная Покча, 11–Малая Пера, 1–Южный Джьер и 1–Южная Болотная.

Приводимые погрешности соответствуют 2.

22  ошизская толща (0–200 м), сложенная кварцевыми песчаниками и гравелитами. Верхнерифейский разрез начинается отложениями хобеинской свиты (700–1000 м) с аркозовыми конгломератами и гравелитами в основании и наращивается сланцево-туфовой мороинской свитой (1000–1500 м). Завершают докембрийский разрез вендские вулканогенная саблегорская (700–15м) и молассовая лаптопайская (600–1000 м) свиты.

Обоснованием возраста стратиграфических подразделений послужили в основном историко-геологические и немногочисленные палеонтологические данные. Практически никакой роли при этом не играли K-Ar датировки, всегда отвечающие палеозою. Причина заключается в том, что породы претерпели неоднократные метаморфические преобразования в различных термодинамических условиях.

Вопрос о возрасте метаморфизма и его этапности до сих пор остается спорным. М.В. Фишман с соавторами (Основные этапы..., 1969) предполагали четыре вероятных рубежа (800, 680, 380 и 350 млн лет). Позднее в этих же возрастных рамках они стали выделять три этапа (Вулканические комплексы..., 1973). Ю.М. Соколов с коллегами (Минерагения..., 1977) пришли к выводу о двух тектоно-метаморфических циклах: не древнее 1100 млн лет и 570–250 млн лет. На основе петрографических наблюдений и парагенетического анализа Р.Г. Тимонина (1980) наметила три этапа метаморфизма. Первый, отвечающий амфиболитовой фации, признаки которой почти стерты диафторезом, проявился только в породах няртинского комплекса. Метаморфические преобразования второго этапа происходили в условиях эпидотамфиболитовой и зеленосланцевой фаций (зональный метаморфизм). Третий этап связан с зеленосланцевым метаморфизмом. Возраст этих этапов неизвестен, поэтому Р.Г. Тимонина называет первый этап “древним”, второй – доордовикским, третий – послеордовикским. Этой же схемы в дальнейшем стал придерживаться А.М. Пыстин (1991, 1994; Пыстин, Пыстина, 2001), предполагая на основе находок “гранулитовых” цирконов существование раннедокембрийского этапа, соответствующего гранулитовой фации.

Температуры, при которых происходили метаморфические преобразования пород, в большинстве случаев превышают пороговые температуры закрытия K-Ar системы в минералах-хронометрах, чем и объясняется полное отсутствие докембрийских K-Ar датировок. Этому способствовало еще и то, что в породах Ляпинского антиклинория чрезвычайно интенсивно проявлены процессы зеленосланцевого диафтореза. В данной ситуации с помощью K-Ar системы можно установить время проявления именно этих процессов, поэтому приуроченность большинства K-Ar датировок к рубежу 250 млн лет можно интерпретировать как время последних преобразований доордовикских пород при завершении орогенной стадии развития уралид.

Появившиеся впоследствии Rb-Sr, Pb-Pb и U-Pb возрастные данные (Минерагения…, 1977; Пучков и др., 1986; Новые данные…, 1995; Пыстина, 23  1997; Андреичев, 1999; Пыстина, Пыстин, 2002; Пыстин, Пыстина, 2008) позволили наметить в эволюции осадочно-метаморфического комплекса Приполярного Урала следующие вероятные этапы и рубежи метаморфических преобразований:

2.1–1.9 млрд лет – метаморфизм гранулитовой(?) фации (Pb-Pb);

1.7–1.4 млрд лет – метаморфизм амфиболитовой фации (Pb-Pb, SHRIMP);

0.8–0.65 млрд лет – зональный метаморфизм в условиях эпидотамфиболитовой и зеленосланцевой фаций (Pb-Pb, Rb-Sr, SHRIMP);

0.4 млрд лет – метаморфизм зеленосланцевой фации (Rb-Sr, K-Ar);

0.25 млрд лет – диафторез зеленосланцевой фации (Rb-Sr, K-Ar).

Предлагаемая схема представляет собой возможный вариант решения сложнейшей проблемы, особенно в части, касающейся выделения ранних этапов метаморфизма. Необходимость ее дальнейшей корректировки несомненна, но за прошедшее десятилетие с момента разработки (Геохронологическая модель..., 1998) она практически не претерпела изменений. В последнее время хронология метаморфических процессов была подтверждена результатами SHRIMP датирования (Пыстин, Пыстина, 2008). По 15 зернам циркона из мигматизированных гранат-биотитовых гнейсов няртинского комплекса был получен ряд конкордантных возрастов в интервале 1.7–0.млрд лет, согласующихся с выделенными этапами метаморфических преобразований 1.7–1.4 и 0.8–0.65 млрд лет, но в некоторых зернах зафиксирован возраст 1.2–0.9 млрд лет, который связывается с процессами гранитизации.

Вулканические породы Приполярного Урала по химизму и характеру дифференциации подразделяются на три формации: базальтовую, непрерывно дифференцированную известково-щелочную и риолитовую. Наибольшее распространение получили породы основного и кислого состава, в подчиненном количестве представлены породы среднего состава. Они встречаются практически во всех стратиграфических подразделениях.

Доордовикский возраст вулканических пород Ляпинского антиклинория убедительно доказывается находками риолитовой гальки в отложениях обеизской свиты (Фишман, Голдин, 1963) и алькесвожской толщи (Ефанова и др., 1997) позднекембрийско-раннеордовикского возраста.

Основное внимание исследователей уделялось датированию кислых вулканитов саблегорского комплекса, покровная фация которых включается в состав саблегорской свиты. Преобладающая часть K-Ar датировок приходится на интервал 300–200 млн лет, и лишь незначительное количество тяготеет к рубежу 400 млн лет. Сопоставимые результаты были получены при Rb-Sr датировании риолитов: 390±10 и 249±2 млн лет (Кузнецов, Андреичев, 1998). Возрастные значения отражают время проявления эпигенетических изменений риолитов в условиях зеленосланцевой фации и последующей гидротермальной переработки.

24  Доордовикский возраст саблегорского комплекса был установлен по цирконам из риолитов хр. Юаснырд, U-Pb возраст которых составил 495 млн лет, а хр. Малдынырд – 550 млн лет (Белякова, 1972б). Pb-Pb возраст по микропробам циркона из этих же риолитов равен 516±19 млн лет, а из риолитпорфиров – 519±17 млн лет (Соболева, 1998). U-Pb возраст, равный 642 млн лет, получен по цирконам из риолитов в районе Малопатокского гранитного массива (О возрастной позиции..., 1992).

Rb-Sr возраст риолитов, обрамляющих граниты Лемвинского массива и входящих в состав молюдвожского вулканического комплекса и одноименной свиты – возрастных аналогов саблегорских риолитов, составил 409±3.млн лет (Андреичев и др., 2003), а Pb-Pb возраст микропробы цирконов – 526±7 млн лет (Соболева, 1995). Сопоставимый возраст, равный 528–485 млн лет, был получен при SHRIMP датировании риолитов пожемского комплекса (Черкашин и др., 2009). Эти объекты относятся к южной части Полярного Урала, но территориально они расположены в непосредственной близости к Ляпинскому антиклинорию. Цирконы из риодацитов западного обрамления Тынаготского гранитного массива, также включаемых в состав молюдвожского комплекса, показали при SHRIMP датировании конкордантный возраст 624±3 млн лет (Происхождение…, 2008).

Среди магматических пород наибольшее распространение имеют гранитоиды, образующие более 30 массивов, вытянутые цепочкой в субмеридиональном направлении в пределах ЦУП. Значительным, но неоднозначным этапом в исследованиях гранитоидного магматизма Приполярного Урала явилось разделение М.В. Фишманом (1971) гранитоидов на два разновозрастных комплекса: байкальский сальнерско-маньхамбовский (545–490 млн лет) и каледоно-герцинский кожымский (380–225 млн лет). Эта точка зрения разделяется не всеми исследователями (Пучков, 1975; Пыстин, 1994; Душин, 1997; и др.). Проведенный нами спустя 30 лет статистический анализ K-Ar датировок по породообразующим минералам из гранитов 26 массивов показал, что никакой разницы в распределении датировок между этими двумя комплексами не наблюдается (Андреичев, 1999). Вероятное время образования гранитоидов приходится на интервал 640–500 млн лет, поэтому, как мы полагаем, не видно оснований для выделения кожымского комплекса.

Этот вывод подтвержден современными Rb-Sr, U-Pb и Pb-Pb данными о возрасте гранитоидов (табл. 2), которыми охарактеризован 21 массив, и для всех из них по той или иной изотопной системе получен доордовикский возраст. Гранитоидный магматизм проявился дискретно, уверенно намечаются два этапа. Первый установлен в девяти массивах и приходится на конец рифея и начало венда (640–580 млн лет), а второй, зафиксированный в восьми массивах, проявился с конца раннего кембрия до начала ордовика (520–4млн лет). В четырех массивах возраст составляет 560–550 млн лет. Не исключено, что при дальнейших исследованиях он может измениться в ту или 25  Таблица 2 (5.13) Результаты изотопного датирования гранитоидов Приполярного и юга Полярного Урала Массив Порода (материал) Метод Возраст, млн лет±2 Источник 1 2 3 4 I-тип Лапчавожский Гранодиориты (WR) Rb-Sr 513±19 Соболева, Андреичев, 19-“- Гранодиориты (WR) Rb-Sr 502±17 Водолазская и др., 19-“- Кварц. диорит (Zr) Pb-Pb 632±5 Соболева, 20-“- Гранодиорит (Zr) SHRIMP 578±4 (8) Пыстин, Пыстина, 20Малдинский Граниты (WR) Rb-Sr 431±15 Котов, Петрова, 19-“- Граниты (WR) Rb-Sr 485±13 Водолазская и др., 19-“- Гранит (Zr) Pb-Pb 584±9 Соболева, 19Народинский Граниты (WR) Rb-Sr 405±22 Водолазская и др., 19-“-, северная часть Граниты (WR) Rb-Sr 557±7 Андреичев, Юдович, 19-“- Гранит (Zr) U-Pb 518±10 Соболева и др., 20-“- Гранодиорит (Zr) U-Pb 544±3 -“- -“- Гранит (Zr) U-Pb 515±8 -“- -“-, южная часть Кварц. диорит (Zr) U-Pb 548±6 -“- Вангырский Гранит (Zr) SHRIMP 598±5 (4); 1224±9 (1) Кузнецов, Удоратина, 20Малопатокский Граниты (WR) Rb-Sr 460±15 Водолазская и др., 19-“- Гранит (Zr) SHRIMP 498±4 Водолазская и др., 202-“- Гранит (Zr) Pb/238U 496; 506; 508 О возрастной позиции…, 192-“- Гранодиорит (Zr) Pb/238U 606 -“Ильяизский Граниты (WR) Rb-Sr 400±66 Удоратина, 19-“- Гранит (Zr) SHRIMP 510.1±5.8 (6) Возраст гранитоидов…, 20Малотынаготский Кварц. диорит (Zr) SHRIMP 519.6±3.7 (7) Кузенков и др., 20А-тип Неройско-Патокский Граниты (WR) Rb-Sr 489±17 Водолазская и др., 19Кожымский Гранит (Zr) SHRIMP 598±3 (5) Пыстин, Пыстина, 20Кузьпуаюский Гранит (Zr) SHRIMP 601±5 (4) -“- Кулемшорский Гранит (Zr) SHRIMP 514±4 Водолазская и др., 2026  Окончание таблицы 2 (5.13) 1 2 3 4 Хаталамба-Лапчинский Граниты (WR) Rb-Sr 492±15 Водолазская и др., 19-“- Гранит (Zr) SHRIMP 582±4 (3) Пыстин, Пыстина, 20Маньхамбовский Граниты (WR) Rb-Sr 423±10 Удоратина и др., 202-“-, южная часть Гранит (Zr) Pb/206Pb 574±8; 505±4; -“- 508±19; 465±2-“- Гранит (Zr) Pb/238U 414; 416; 418; 457 -“- -“- Гранит (Zr) SHRIMP 522±6 (6) Возраст гранитоидов…, 20-“-, северная часть Гранит (Zr) SHRIMP 513.8±5.6 (9) -“- Тынаготский Гранит (Zr) SHRIMP 497.9±3.8 (7) Кузенков и др., 20Лемвинский Граниты (WR) Rb-Sr 461±8 Махлаев, 19-“- Гранит (Zr) Pb-Pb 530±20; 558±21; Соболева, 19564±S-тип Николайшорский Гранит (Zr) SHRIMP 606±3 (5) Пыстин, Пыстина, 20-“- Гранит (Zr) SHRIMP 641±7 (7) Возраст цирконов…, 20Хальмеръюский Гранит (Zr) SHRIMP 638±6 (10) -“- Амбаршорский Гранит (Zr) SHRIMP 520±7 (9) -“- Лавкашорский Гранит (Zr) SHRIMP 327±3 (2); 489±6 (1); -“- 560±4 (3); 1756±19 (1) Свободненский Гранит (Zr) SHRIMP 476±11 (5); 553±8 (3) Свободненский … массив…, 20Примечания.

1. Жирный шрифт – массивы, относимые по схеме М. В. Фишмана (1971) к кожымскому (каледоно-герцинскому) комплексу.

2. Принадлежность гранитоидов к I, A и S-типам (Махлаев, 1996; Высокоглиноземистые граниты…, 2004).

3. Анализируемый материал: Zr – циркон, WR – порода в целом.

4. Методы датирования: Rb-Sr – изохронный; Pb-Pb – по отношению (207Pb/206Pb) методом термоионной эмиссии свинца из 206 2микропроб циркона; U-Pb – верхнее пересечение дискордии с конкордией; Pb/238U – U-Pb по отношению Pb/238U;

2Pb/206Pb – U-Pb – по отношению 207Pb/206Pb; SHRIMP – U-Pb по единичным зернам циркона (в скобках указано количество точек, по которым вычислен конкордантный возраст).

27  другую сторону. На эту мысль наводят результаты SHRIMP датирования гранитоидов Николайшорского массива (табл. 2), которое осуществлялось по цирконам из проб разных исследователей. В обоих случаях получены конкордантные возрасты, но они различаются почти на 40 млн лет, и возникновение наблюдаемого расхождения не совсем понятно. Оно может быть вызвано полихронным характером магматизма, реакцией изотопных систем на более поздние события или иными причинами.

В постордовикское время гранитоиды испытали зеленосланцевый метаморфизм (400 млн лет) и однофациальный диафторез (250 млн лет). К последнему рубежу приурочены большинство K-Ar датировок, а также Rb-Sr изохронные возрасты по минералам Народинского (248±5 млн лет), Малопатокского (240±4 млн лет) и Хаталамба-Лапчинского (237±5 млн лет) гранитных массивов (Водолазская, 1999).

Некоторые исследователи (Основные этапы…, 1969; Белякова, 1972б;

Пыстин, 1994; Голдин и др., 1999; Пыстин, Пыстина, 2008; Фундамент…, 2008) считают возраст гранитоидов некоторых массивов (Народинского, Маньхамбовского, Николайшорского, Хальмеръюского, Амбаршорского, Лавкашорского, Свободненского и некоторых других) древнее 1 млрд лет.

Однако, несмотря на неоднократные попытки их датирования, это предположение пока не находит подтверждения.

По вещественно-генетической классификации гранитоиды Приполярного Урала относятся к I-, A- и S-типам (Махлаев, 1996; Высокоглиноземистые граниты…, 2004). Все они, независимо от типа, приурочены к установленным этапам гранитогенеза. В этой связи увязка гранитоидов отдельных типов с конвергентными и дивергентными геодинамическими обстановками, как это предлагается для I- и A-гранитов (Соболева, 2004; Доуральская … эволюция…, 2006; Кузнецов, 2009; и др.), весьма проблематична.

В метаморфическом комплексе Приполярного Урала широко развиты гидротермальные и метасоматические породы с золоторудными, уранполиметаллическими, серебряными, редкоземельными проявлениями, формирование которых синхронизируется с зеленосланцевым диафторезом. RbSr, Sm-Nd и Ar-Ar возрасты минералов, связанных с Au-Pd-РЗЭ оруденением в риолитах хр. Малдынырд, приурочены к 250 млн лет (Кузнецов, Андреичев, 1998; Суренков, 2003; Первые … датировки…, 2005). То же самое наблюдается с K-Ar возрастами минералов из хрусталеносных месторождений.

По-видимому, это возраст заключительного процесса в эндогенной эволюции Приполярного Урала, признаком чего является отсутствие в хрусталеносных жилах диафторических изменений (Минерагения…, 1977).

Таким образом, формирование магматических пород Приполярного Урала происходило в конце позднего рифея-кембрии. Вулканические породы – 640–500 млн лет; гранитоиды – 640–490 млн лет. К этому же интервалу приурочены K-Ar возрастные определения по породам основного и среднего 28  состава. Прогрессивные и регрессивные изменения магматических пород в условиях зеленосланцевой фации происходили синхронно с вмещающими осадочно-метаморфическими породами. Новые геохронометрические данные по гранитоидам подтверждают версию (Пучков, 1975; Андреичев, 1999) об ошибочности выделения кожымского (каледоно-герцинского) комплекса.

Глава 6. Изотопная геохронология докембрийских образований палеоконтинентального сектора Полярного Урала Палеоконтинентальный сектор Полярного Урала (МарункеуХарбейский антиклинорий) является северным фрагментом ЦУП и состоит из Харбейского и Марункеуского блоков. В геологическом строении участвуют образования двух структурных этажей. Их детальное стратиграфическое расчленение сопряжено с большими трудностями, что обусловлено неоднократными проявлениями метаморфизма и редкими находками органических остатков. В соответствии со стратиграфической схемой докембрия Урала (Стратиграфические схемы..., 1993) нижний структурный этаж представлен харбейским гнейсо-амфиболитовым комплексом (~5000 м) раннепротерозойского возраста, распространенным в ядерной части антиклинория, а верхний, слагающий крылья структуры, – среднерифейской вулканогенноосадочной няровейской серией (3200 м). Нижний этаж характеризуется субширотными, а верхний – субмеридиональными простираниями складчатых и разрывных структур.

Породы харбейского комплекса метаморфизованы преимущественно в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Некоторыми исследователями, изучавшими цирконы, не исключается и гранулитовый метаморфизм (Краснобаев, 1986; Пыстина, Пыстин, 2002). На отдельных участках (сводовые части Лаптаюганской и Евъюганской брахиантиклиналей) отмечается интенсивная гранитизация, обусловившая образование гнейсов и инъекционных мигматитов, что послужило основанием для выделения гнейсомигматитовых куполов (Кейльман, 1974). Метаморфизм пород няровейской серии в основном отвечает мусковит-хлоритовой до биотит-эпидотактинолитовой субфации зеленосланцевой фации и лишь в западном крыле антиклинория, по мере приближения к зоне контакта с высокометаморфизованными отложениями харбейского комплекса, уровень метаморфизма достигает низов эпидот-амфиболитовой фации (Цимбалюк, 1972).

Харбейский блок Раннепротерозойский возраст харбейского комплекса подтверждается Pb-Pb датировками по микропробам циркона из гранатизированных амфиболовых гнейсов ханмейхойской свиты: 2.22 и 1.73 млрд лет (Краснобаев, 1986); 2071±25 и 1765±20 млн лет (Пыстина, Пыстин, 2002). Конкордантный U-Pb возраст, равный 1.896 млрд лет, получен по одному зерну циркона из плагиогнейсов париквасьшорской свиты (Пыстина, Пыстин, 2002).

Статистический анализ 100 K-Ar минеральных датировок, охватываю29  щих интервал от 1 млрд лет до 150 млн лет, свидетельствует о полиметаморфическом характере развития блока. Обособление изотопных данных по амфиболам из плагиоклаз-амфиболовых гнейсов няровейской серии в интервале 700–645 млн лет, скорее всего, соответствует возрасту метаморфических преобразований в условиях, достигавших эпидот-амфиболитовой фации. В фанерозойской эволюции блока основная масса датировок обеспечивает рубеж ~300 млн лет, менее выражены рубежи ~475 и ~200 млн лет, с которыми, по-видимому, связаны процессы диафтореза, гранитизации и метасоматоза. В пользу такой интерпретации говорит то, что возрастные максимумы образованы преимущественно датировками по мусковитам, серицитам и калиевым полевым шпатам, характеризующим породы Западнохарбейской тектонической зоны, где сосредоточены практически все известные эндогенные месторождения и рудопроявления, формирующиеся на фоне интенсивного щелочного метасоматоза отложений няровейской серии (Караченцев, 1982). Аналогичные возрасты установлены при датировании гидротермальных рудопроявлений расположенного севернее Саурей-Лекынтальбейского рудного узла, приуроченного к этой же тектонической зоне (Силаев, Андреичев, 1982).

Марункеуский блок Одним из ключевых моментов геологии палеоконтинентального сектора Полярного Урала до настоящего времени остается ответ на вопрос – докембрийский или палеозойский возраст имеют эклогиты. В стратиграфической схеме докембрия Урала (Стратиграфические схемы…, 1993) эклогитамфиболитовая ассоциация помещена в основание харбейского комплекса в ранге марункеуской свиты (800–1000 м), которую, по представлениям детально ее изучавших (Удовкина, 1966, 1971, 1985; Ленных, 1980, 1984; Сычева и др., 1982), следует рассматривать как самостоятельный эклогитамфиболитовый комплекс в пределах Марункеуского блока.

Марункеуский блок расположен в восточном крыле заполярной части ЦУП к западу от ГУГР на одной широте с гипербазитовым массивом Сыумкеу. В строении блока участвуют различные по составу и генезису породы наиболее высоких ступеней метаморфизма. Эклогиты в ассоциации с породами ультраосновного и основного состава, мигматиты, гранатовые амфиболиты приурочены к осевой зоне блока – юго-восточной части одноименного хребта (район Слюдяной Горки). Крылья сложены гнейсами, полевошпатовыми амфиболитами, амфиболовыми и слюдяными сланцами. В северной части (район р. Щучьей) преобладают амфиболиты и глаукофановые сланцы, менее распространены слюдяные сланцы, гнейсы и гранитогнейсы, эклогиты отсутствуют. В пределах блока широко представлены разнообразные по составу бластомилониты и мигматиты, несущие следы многофазной гранитизации и метасоматоза. Наиболее четко проявлены поздние мусковит-кварцевые диафториты.

Эклогиты развиваются по породам ультраосновного и основного соста30  ва, а также по вулканогенно-осадочным породам, содержащим тела основного состава. В зависимости от типа исходных пород и состава граната выделяются два главных типа эклогитов – пироповые и альмандиновые (Удовкина (1971, 1985).

Геологические данные свидетельствуют о том, что эклогитсодержащие породы слагают тектонический блок, выдвинутый в отложения няровейской серии. Некоторые исследователи (Иванов и др., 1982; Удовкина, 1971, 1985) считают его фрагментом эпикарельской платформы. По мнению Н. Л. Добрецова (1974; Петрология…, 1977), ассоциация пород: гранатовые перидотиты – эклогиты и гранатовые амфиболиты (метагаббро) – глаукофановые метабазальты, относится к допалеозойской метаофиолитовой формации.

Докембрийский возраст эклогитов Марункеуского блока был установлен в 70–80-е гг. прошлого столетия на основании K-Ar и Pb-Pb датирования минералов из эклогитов (Удовкина, 1971, 1976, 1985). Максимальные значения возраста составили 1.70, 1.54 млрд. лет по микропробам циркона и 1.56 млрд.

лет – по флогопиту. Кроме того, по амфиболам (каринтину) и биотиту получен ряд K-Ar определений в диапазоне 626–605 млн лет. Преобладающее количество K-Ar датировок (~100) по минералам из пород, слагающих Марункеуский блок, отвечают палеозою, максимум приходится на 360 млн лет (Андреичев, 2003).

В последние годы стала популярной точка зрения о среднепалеозойском возрасте эклогитов, основанная на Sm-Nd (366±8.6 млн лет; Новые данные…, 2000) и Rb-Sr (352±5 – 360±3 млн лет; Rb/Sr record…, 2003) изохронных возрастах по минералам из эклогитов и амфиболитов. Эти данные и стали интерпретироваться как время образования эклогитов при полном игнорировании докембрийских возрастов, хотя получены они по минералам из эклогитов и нет объективных доказательств, свидетельствующих об их ненадежности.

Достоверность Sm-Nd и Rb-Sr возрастов сомнений не вызывает, но не исключено, что они отражают время вторичных изменений эклогитов. Во всех случаях исследовались породы, имеющие в своем составе белую слюду, образование которой, вероятнее всего, связано с процессами гранитизации, проявлявшимися неоднократно и широко захватившими эклогиты и вмещающие их породы. Эти процессы были настолько интенсивными, “… что породы как бы “пропарены” кислыми флюидами, инъекциями и насыщены отдельными телами гранитоидов” (Удовкина, 1985, с. 19). О неоднократном проявлении гранитизации в пределах Марункеуского блока свидетельствуют K-Ar датировки по мусковиту в интервале 500–200 млн лет, максимум которых приходится на 360 млн лет. Об этом же говорит и название территории максимального распространения эклогитов – Слюдяная Горка, где проводились разведочные работы на мусковит.

Проводимые нами исследования основывались на предположении, что температурные условия, при которых происходила гранитизация эклогитов, 31  были достаточными, чтобы привести к перестройке изотопных систем в отдельных минералах. Установление возраста ранних событий, в том числе и времени образования эклогитов, более вероятно при датировании неизмененных (безмусковитовых) эклогитов.

Полученные результаты подтвердили это предположение. Rb-Sr возраст образца эклогита (г. Рыжая) по породе, кианиту и каринтину составил 1.54±0.15 млрд. лет, а Sm-Nd – 1.54±0.14 млрд лет (Андреичев, 2003). По другому образцу безмусковитового эклогита (г. Коническая) получен Rb-Sr возраст по породе, кианиту и омфациту, равный 1610±70 млн лет, а Sm-Nd – 1683±66 млн лет (Новые данные…, 2007).

Координаты точек гранатов в обоих случаях располагались ниже Rb-Sr изохрон и указывали на более позднее событие в эволюции эклогитов. Вместе с породой они образуют изохрону с возрастом 604±11 млн лет, который сопоставим с K-Ar возрастами темноцветных минералов из эклогитов.

В качестве вероятных протолитов эклогитов рассматриваются гипербазиты Сыумкеу (Молдаванцев, 1963; Новые данные…, 2000; Тектоническая история…, 2000), имеющие Sm-Nd изохронный возраст, равный 604±39 млн лет (Гурская, Смелова, 2003), или метаграниты, гнейсы и амфиболиты марункеуского комплекса (Protolith…, 2004), Pb-Pb возраст отдельных зерен циркона из которых изменяется от 690 до 350 млн лет.

Нами были исследованы Sm-Nd методом четыре образца слабо гранатизированных и эклогитизированных ультрабазитов непосредственно из района Слюдяной Горки (Новые данные…, 2007). Координаты точек ультрабазитов попадают на Sm-Nd изохроны отдельных образцов эклогитов, не изменяя их параметров. Этот факт можно расценивать как свидетельство перезагрузки Sm-Nd изотопной системы в ультрабазитах в процессе эклогитизации, а сами они имеют более древний возраст, по всей видимости, раннепротерозойский.

Совокупность возрастов по разным изотопным системам достаточно убедительно свидетельствует о приуроченности эклогитов к рубежу раннегопозднего протерозоя. Возрастные данные на уровне 600 млн лет и 360 млн лет можно считать временем последующих преобразований эклогитов, но не исключено, что они указывают на дискретность эклогитообразования. Некоторые исследователи (Вализер, Ленных, 1988) рассматривают Марункеуский блок как сложный пакет тектонических пластин, к контактам которых приурочены зоны бластомилонитов с проявлениями эклогитового метаморфизма. Их полное совмещение произошло в палеозое, то есть до этого времени образование эклогитов могло проявляться неоднократно. Аргументом в пользу образования эклогитов в конце рифея может служить сопоставимость K-Ar и Rb-Sr возрастов эклогитов с Sm-Nd возрастом гипербазитов Сыумкеу. С возрастом 360 млн лет коррелируется время проявления глаукофанового метаморфизма, на что указывают K-Ar возрасты амфибола (347 млн лет) и мусковита (346 млн лет) из глаукофанового сланца (Удовкина, 1985). По32  видимому, это время завершающего события в эволюции Марункеуского блока, имевшего место на стадии коллизии Щучьинской островодужной системы с палеоконтинентальным сектором Полярного Урала.

Эклогиты Марункеу продолжают оставаться проблемным объектом Полярного Урала. Проведенные нами геохронологические исследования охватывают лишь эпизод в их эволюции. В итоге подтвержден докембрийский возраст эклогитов, а интерпретация последующих возрастных рубежей остается в области домысливания, поэтому для расшифровки метаморфической истории Марункеуского блока необходимы дополнительные исследования.

Среди гранитоидов Полярного Урала, по мнению большинства изучавших их исследователей, преобладают палингенно-метасоматические автохтонные и параавтохтонные граниты, образованные в результате полного или частичного структурно-вещественного преобразования древних гранитов и метаморфизованных терригенно-вулканогенных пород. Гораздо меньшее распространение имеют интрузивные гранитоиды, не затронутые процессами кремнещелочного метасоматоза.

Граниты считаются доордовикскими (Сирин, 1962; Кожина, Удовкина, 1965; Охотников, 1985), позднепалеозойскими (Молдаванцев, 1971), а некоторые исследователи (Абсолютный возраст..., 1968) выделяют два этапа гранитообразования: доордовикский и позднекаменноугольно-раннепермский.

Имеющиеся изотопные данные свидетельствуют о среднепозднекембрийском возрасте.

Сядатаяхинский массив преимущественно щелочных арфведсонитбиотитовых гранитов залегает среди метавулканитов няровейской серии. RbSr возраст по породе в целом составляет 506±4.5 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.70490±41, а конкордантный U-Pb (SHRIMP) возраст в пяти зернах циркона равен 516±2 млн лет (Андреичев и др., 2007).

Лейкократовые и аляскитовые граниты Харбейского массива интрудируют сланцы орангской свиты. Rb-Sr возраст по породе в целом, составляющий 493±6 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.71111±79 (Удоратина и др., 2006), подтверждает позднекембрийский возраст орангской свиты (Охотников, 1985), которая считается и нижне-среднеордовикской (Цимбалюк, 1972), и верхнедевонско-нижнекаменноугольной (Руженцев, Аристов, 1998).

На приуроченность гранитоидного магматизма к концу кембрия указывают K-Ar данные по Гердизскому массиву – 507±13 млн лет, а также SHRIMP данные по цирконам из гранитов Очетинского массива (хр. Оченырд) – 500±5 млн лет (Основные итоги…, 2009).

Глава 7. Эволюция фундамента Печорской плиты по изотопногеохронологическим данным Отправной точкой при рассмотрении эволюции Печорской плиты является время образования ВЕП. По современным представлениям, этот кратон сформировался в результате последовательной аккреции и коллизии трех 33  ранее самостоятельных архейско-нижнепротерозойских литосферных мегаблоков: Сарматии, Волго-Уралии и Фенноскандии, составивших ядро нового континента (Богданова, 1986, 2007; Bogdanova, 1993; Gorbatschev, Bogdanova, 1993; The East … Craton…, 2008; и др.). Сочленение Волго-Уралии с Сарматией произошло около 2.1–2.0 млрд лет назад (Геодинамика…, 2007; Зона сочленения…, 2009), а образовавшийся мегаконтинент Волго-Сарматия (Геодинамика…, 2007) соединился в конце раннего протерозоя (1.8–1.7 млрд лет) с Фенноскандией (Изотопный возраст…, 1996; Bogdanova, 2005; и др.). Коллизионные зоны между этими мегаблоками, включающие фрагменты разделявших их раннепротерозойских океанических структур, впоследствии были унаследованы рифейскими транскратонными рифтовыми системами Пачелмской, Волыно-Оршанской и Среднерусской (Riphean rifting…, 1996).

В раннем и начале среднего рифея, то есть в интервале 1.6–1.3 млрд лет, западная часть ВЕП развивалась в режиме активной континентальной окраины, а на востоке и северо-востоке континента происходил интенсивный рифтинг, сопровождавшийся образованием сети авлакогенов.

Отторгнутые во время деструкции окраины ВЕП континентальные блоки находятся в ее восточном и северо-восточном обрамлении. Достоверный архейский возраст доказан лишь для тараташского метаморфического комплекса, представляющего собой фрагмент кратона среди рифейских толщ на западном склоне Южного Урала. На севере Урала ранним протерозоем датируются няртинский, харбейский, марункеуский, хордъюсский и неркаюский полиметаморфические и полидеформационные комплексы. Имеющиеся по ним изотопные данные (K-Ar, Pb-Pb, U-Pb, SHRIMP) охватывают интервал 2.2–1.7 млрд лет. На п-ове Канин древние возрасты установлены по цирконам из кристаллических сланцев микулкинской серии (1.95, 1.84 и 1.78 млрд лет;

SHRIMP). О былой принадлежности этих объектов к ВЕП свидетельствует сопоставимость всех датировок с возрастом главных коллизионных процессов при образовании кратона.

Первый эпизод континентального рифтогенеза проявился на восточной периферии ВЕП в начале рифея и привел к заложению Камско-Бельского, Пачелмского и Серноводско-Абдулинского авлакогенов, открывавшихся в сторону края континента (Никишин и др., 1997; Пучков, 2000; 2005; Хераскова, 2005). Время его проявления фиксируется U-Pb возрастом 1635±млн лет млрд лет в цирконах из трахибазальтов навышской подсвиты вулканогенно-терригенной айской свиты, считающейся базальным уровнем нижнерифейской бурзянской серии (Стратотип…, 1983; Нижний рифей…, 1989).

На севере Урала по некоторым объектам имеются возрастные определения, сопоставимые с “навышским” уровнем. По цирконам из пород няртинского комплекса и его рифейского обрамления получен ряд Pb-Pb и SHRIMP датировок в интервале 1.58–1.45 млрд лет. Возраст древних эклогитов Марункеу (K-Ar, Pb-Pb, Rb-Sr, Sm-Nd) составляет 1.68–1.51 млрд лет. Такой же 34  Pb-Pb возраст (~1.6 млрд лет) получен по микропробе циркона из гранатмусковитовых сланцев неркаюского эклогит-сланцевого комплекса (Вализер, Ленных, 1988). K-Ar возраст биотита из гранат-ставролитовых сланцев чёшской свиты Северного Тимана равен 1.56 млрд лет. Pb-Pb возраст цирконов из амфиболитов якорнинского базит-ультрабазитового комплекса Новой Земли составляет 1.55 и 1.49 млрд лет (Кораго, Тимофеева, 2005). Возрастные значения отвечают времени проявления раннерифейского рифтинга, но они, вероятно, относятся к эволюции ВЕП. Особенно отчетливо на это указывает изотопные данные по эклогитам, которые, скорее всего, представляют собой реликты высокобарических коллизионных комплексов, возникших при сочленении Волго-Уралии и Фенноскандии на рубеже раннего протерозоярифея. Урал в это время только начал формироваться, и не было условий для образования эклогитов. По-видимому, таким же образом следует интерпретировать ранние этапы метаморфизма, предполагаемые в эволюции няртинского комплекса: 2.1–1.9 и 1.7–1.4 млрд лет, которые отвечают времени сочленения Волго-Уралии с Сарматией и Волго-Сарматии с Фенноскандией.

Это предположение согласуется с проблематичностью нижнего рифея на севере Урала и Тимане. На Приполярном Урале к этому уровню относятся маньхобеинская и щекурьинская свиты, но их возраст либо удревняют (Пыстин, 1994), считая эти стратоны частью няртинского комплекса, либо, наоборот, допускают среднерифейский возраст щекурьинской (Мерц и др., 1995), а также маньхобеинской (Кузенков, 1999) свит. На Северном Тимане и п-ове Канин ранним рифеем датируются чёшская свита и микулкинская серия, но и они, скорее всего, представляют собой выступы кристаллического фундамента. На Полярном Урале и в Мезенской синеклизе нижнерифейские отложения отсутствуют. Все это дает основание предполагать, что в раннем рифее рассматриваемые раннедокембрийские объекты входили в состав ВЕП, и поэтому все приводимые выше датировки следует связывать с ее эволюцией, а не Тимана и севера Урала.

В начале среднего рифея в восточной части ВЕП проявился машакский этап рифтогенеза (Парначев, 1988; Пучков, 2000; Ковалев, 2005; и др.), сопровождавшийся образованием разнообразных эффузивных и интрузивных магматических пород. Время его проявления документируется многочисленными изотопными данными в интервале 1.39–1.35 млрд лет.

По-видимому, в это же время рифтогенная деструкция происходила и на северо-восточной окраине ВЕП, которая привела к образованию Среднерусского авлакогена, маркирующего шовную зону между Фенноскандией и Волго-Уралией. В притиманской части он нередко выделяется в качестве самостоятельного Котласского авлакогена, от которого отходят две апофизы северо-западного простирания: Кандалакшско-Двинский и Мезенский авлакогены. Ориентировочно их возраст оценивается в 1.4–1.2 млрд лет (Архипов и др., 1996; Малышев, 2002; Балуев, 2006; Геодинамика…, 2006).

35  Начало рифтогенеза на северо-восточной окраине ВЕП связывается с заложением обширного прогиба на карельском основании. На месте Припечорско-Илыч-Чикшинской системы разломов происходило формирование рифта, в результате чего дорифейский кристаллический фундамент превратился в коллаж континентальных блоков, перемещавшихся в раскрывшийся океанский бассейн, который В.Н. Пучков (2005) предлагает называть Печорским. В Тиманском мегаблоке установился режим пассивной континентальной окраины, где на погружающемся карельском кристаллическом фундаменте происходило накопление терригенных осадков шельфа, континентального склона и его подножия (Пучков, 1975). Увеличение глубоководности осадков наблюдается в северо-восточном направлении от Тимана к Печоро-ИлычЧикшинской системе разломов.

В основании рифейского разреза Тиманского мегаблока по некоторым объектам имеются изотопные данные, соответствующие “машакскому” уровню. Rb-Sr возраст диоритов, вскрытых скв. 21-Палью в юго-восточной части Ижемской зоны, составляет 1360±31 млн лет. Сопоставимые возрастные значения отмечаются на п-ове Канин в цирконах из кристаллических сланцев микулкинской серии (1339, 1234 млн лет; SHRIMP), а также в биотитах (1325, 1300 млн лет; K-Ar) из гранат-ставролитовых сланцев чёшской свиты Северного Тимана. Pb-Pb возраст в некоторых зернах циркона из гранитов, вскрытых скв. 26-Восточная Харьяга в Большеземельской зоне, составляет 1447–1200 млн лет. В пользу среднерифейского возраста заложения окраины ВЕП свидетельствуют Rb-Sr (1050±26 млн лет) и Sm-Nd (1040±180 млн лет) изохронные возрасты по базитам Северного Тимана, указывающие на среднерифейский возраст прорываемых ими терригенных отложений барминской серии.

В этот интервал попадают модельные осмиевые датировки по отдельным зернам минералов платиновой группы из россыпных проявлений р.

Кыввож (Средний Тиман) и р. Пелингичей (Приполярный Урал). В первом объекте по трем зернам получен возраст 1360–1305 млн лет, а во втором два зерна показали 1250 и 1230 млн лет (Макеев и др., 1998; Костоянов и др., 2003). Образование минералов связывается с магматическими породами ультраосновного состава, которые в близком геологическом окружении не установлены. Если платиноиды действительно отражают возраст ультрабазитов, то можно предположить, что они или еще не обнаружены либо разрушены. Обращает на себя внимание тот факт, что по платиноидам установлены более молодые датировки, но нет раннерифейских “навышских” возрастов.

Для подошвы среднерифейского разреза на севере Урала характерны грубообломочные осадочные породы. На Приполярном Урале пуйвинская свита начинается с кварцитов ошизской толщи, а на Полярном Урале несогласное залегание няровейской серии на метаморфитах харбейского комплекса подчеркивается горизонтом базальных конгломератов.

36  На Приполярном Урале к продуктам среднерифейского рифтогенеза можно отнести метабазиты, отмечаемые на уровне пуйвинской свиты (Голдин и др., 1999), а также щекурьинской свиты (Мерц и др., 1996), если считать ее среднерифейской. В большинстве случаев породы превращены в эпидот-хлорит-роговообманковые сланцы и амфиболиты, поэтому установить время их формирования практически невозможно. Среднерифейский возраст в интервале 1370–1215 млн лет отмечается в цирконах (SHRIMP) из метаморфитов няртинского комплекса. На Полярном Урале метабазальтоидные амфиболиты среднерифейской няровейской серии характеризуются геохимическими параметрами океанической коры (Душин, 1997). Их океаническое происхождение подтверждается изотопным составом стронция в сядатаяхинских гранитах (0.70490±41), субстратом которых являлись метавулканиты основного и среднего состава, а также в развивающихся по ним вторичных кварцитах, имеющих (87Sr/86Sr)0 = 0.70494±20. Pb-Pb возраст цирконов из плагиогранитов северосульменевского мигматит-плагиогранитного комплекса Новой Земли составляет 1.30±0.09 млрд лет (Кораго, Тимофеева, 2005).

В конце среднего и начале позднего рифея северо-западная часть ВЕП испытала сжатие, в результате чего вдоль западной границы сформировался гранулит-гнейсовый Свеконорвежский орогенический пояс (1.05–0.96 млрд лет), совпадающий по времени с гренвильской орогенией (1.19 – 1.02 млрд лет) в Северной Америке.

О том, что гренвильские события получили отклик в ТиманоСевероуральском регионе имеются немногочисленные изотопные свидетельства. Это возраст базитов Северного Тимана, коррелируемый с возрастом диабазов п-овов Средний, Рыбачий, о-ва Кильдин (Mafic dyke…, 1987) и габбродиабазов Южного Урала (Гаррис, 1977; Стратотип…, 1983). K-Ar возраст биотита из гранат-ставролитовых сланцев чёшской свиты составляет 1085 млн лет. Гренвильский возраст фиксируется в наследованных генерациях циркона (1013 млн лет; Pb-Pb) из гранитов фундамента Печорской синеклизы. В 12 зернах платиноидов на Среднем Тимане и в двух на Приполярном Урале модельный осмиевый возраст составляет 1090–940 млн лет (Макеев и др., 1998; Костоянов и др., 2003). На Приполярном Урале миллиардные датировки установлены по цирконам (Pb-Pb, SHRIMP) из метаморфитов няртинского комплекса.

Считают, что постгренвильская деструкция началась в позднем рифее, примерно с 850 млн лет (Богданова, 2007). В Тиманском мегаблоке стабилизировался режим пассивной окраины, просуществовавший до активного проявления аккреционных (коллизионных) процессов, а в Большеземельском и Североуральском мегаблоках образовались континентальные массивы, разделенные бассейнами с переходным типом коры диорито-гнейсового состава с участием гранито-гнейсового и корой фемического типа. Их реликты фиксируются на поднятии Енганэпэ, а в Большеземельском мегаблоке предпола37  гаются по геофизическим данным. В центральной части Хорейверской впадины выделяется одноименный микроконтинент, который на основании сходства вскрытых скважинами эффузивных пород с однотипными магматитами Приполярного Урала рассматривается как единый ХорейверскоКожымский микроконтинент (Фундамент…, 2008). Припечорско-ИлычЧикшинская система разломов по набору эффузивов известково-щелочной серии, интрузий магматических пород от ультраосновного до кислого составов классифицируется как островодужная система. В пограничной области между Хорейверским микроконтинентом и Варандей-Харотской структурной зоной намечается спрединговая зона, трассируемая в юго-восточном направлении до пересечения с грядой Чернышева и далее к востоку к поднятию Енганэпэ (Костюченко, 1994). На Тимане и севере Урала в основании верхнерифейских стратонов отмечаются конгломераты и кварциты, свидетельствующие о предшествовавшем перерыве в осадконакоплении.

Обусловленные постгренвильской деструкцией магматические и метаморфические процессы подтверждаются многочисленными изотопными данными, образующими интервал 850–640 млн лет. Это лампрофиры Среднего Тимана (819±19 млн лет; Rb-Sr), граниты из скв. 54-Седуяха (800±30 млн лет;

K-Ar), сланцы микулкинской серии п-ова Канин (809±10 млн лет; Rb-Sr), чёшской свиты (703±28 млн лет; Rb-Sr) и барминской серии (728±6 млн лет;

Rb-Sr) Северного Тимана, четласской (740–720 млн лет; K-Ar) и кислоручейской (795–710 млн лет; K-Ar) серий Среднего Тимана. K-Ar возраст серицита из пирофиллитовых сланцев в скв. 1-Носовая, равен 810±20 млн лет. Время посткристаллизационных преобразований базитов Северного Тимана составляет 693±17 млн лет (Rb-Sr) и 707±100 млн лет (Sm-Nd), а канинских – 790– 670 млн лет(K-Ar).

На Приполярном Урале по гнейсам и сланцам няртинского комплекса установлен Rb-Sr возраст 776±43 млн лет. Pb-Pb и SHRIMP данные по цирконам из пород комплекса и его рифейско-палеозойского обрамления образуют интервал 850–650 млн лет. На Полярном Урале K-Ar возраст амфиболов из плагиоклаз-амфиболовых гнейсов няровейской серии составляет 700–6млн лет. Он сопоставим с Pb-Pb (780 млн лет) и K-Ar (815–645 млн лет) возрастами цирконов, амфиболов и слюд из пород Марункеуского блока. На Новой Земле такими же U-Pb и Pb-Pb возрастами (735–680 млн лет) характеризуются цирконы из гранитов митюшевского комплекса (Кораго, Тимофеева, 2005).

О существовании позднерифейского океанического бассейна свидетельствуют геологические и изотопные данные по объектам, формирование которых связано с океаническими и островодужными обстановками. K-Ar возраст биотитов из диоритов, вскрытых скв. 1-Северный Савинобор в ПрипечорскоИлыч-Чикшинской зоне, составляет 669 и 651 млн лет. Возраст цирконов из кварцевых диоритов поднятия Енганэпэ равен 734±8 млн лет млн лет 38  (SHRIMP; Моргунова, Соболева, 2007), тоналитов – 719±10 млн лет (U-Pb;

Государственная … карта…, 2005б), а из жильных плагиогранитов – 670±млн лет (U-Pb; Палеоазиатский океан…, 1999). Эти данные интерпретируются как время формирования островной дуги и ее последующей аккреции (коллизии) к континенту. Они получили подтверждение при U-Pb “провенанс”-датировании кластогенных цирконов из отложений енганэпэйской свиты (Кузнецов, 2008). U-Pb возраст в 47 зернах составил 760–590 млн лет с отчетливым максимумом 704 млн лет и с менее выраженными пиками 656 и 628 млн лет.

Южнее поднятия Енганэпэ в районе увала Качамыльк бурением вскрыты серпентиниты, выделенные под названием харотского гипербазитового комплекса рифейского возраста (Шишкин, Лапшин, 1996). Докембрийский возраст предполагается для парусшорского базит-гипербазитового комплекса, интерпретируемого как заполнение сутурной зоны северо-западного простирания (Пучков, 2005, 2008). Модельные осмиевые датировки по семи зернам платиноидов Приполярного Урала составили 825–680 млн лет, а на Среднем Тимане по шести зернам – 810–695 млн лет (Макеев и др., 1998;

Костоянов и др., 2003).

Основные расхождения существующих представлений на историю геологического развития фундамента Печорской плиты связаны с различным пониманием позднерифейской эволюции Большеземельского мегаблока. Он рассматривается либо как внутренняя зона Урало-Тиманского подвижного пояса, либо как активная окраина гипотетического континента Арктида. Поразному трактуется и финальная стадия столкновения Большеземельского мегаблока с Тиманским. Это последовательная аккреция островных дуг и микроконтинентов (The Neoproterozoic … Orogen…, 2004; Crustal structure…, 2006; и др.) или коллизия Большеземельской активной окраины Арктиды и Тиманской пассивной окраины ВЕП (Кузнецов, 2006, 2007, 2009; и др.). Сочленение происходило по Припечорско-Илыч-Чикшинского зоне (сутуре), результаты аккреционных (коллизионных) и орогенных процессов нашли отражение в докембрийских сооружениях Тимана и севера Урала, а новообразованная Печорская плита вступила в этап платформенного развития.

В этой связи принципиальное значение приобретает время столкновения Большеземельского и Тиманского мегаблоков, синхронизируемое с гранитоидным магматизмом. В последнее время для датировки этого события привлекаются Pb-Pb данные по единичным зернам циркона из гранитоидов, вскрытых рядом скважин в фундаменте Печорской синеклизы. Их возраст в большинстве случаев составил 570–550 млн лет (граница раннего-позднего венда), который и стал интерпретироваться как возраст коллизионного магматизма (New … Zircon…, 2000; Довжикова, 2007; Crustal structure…, 2006), а Н. Б. Кузнецов (2006, 2007, 2009) считает временем коллизии рубеж вендакембрия, что странным образом входит в противоречие с приводимыми им 39  данными.

По мнению ряда исследователей (Тимано-Печорский … бассейн…, 2000; Довжикова, 2007; Фундамент…, 2008), вступление Печорской плиты в стадию платформенной стабилизации фиксируется посторогенным субщелочным магматизмом, что предопределяет для него более молодой возраст по сравнению с коллизионным или, по крайней мере, сопоставимый. Однако возраст щелочных пород п-ова Канин, Северного и Среднего Тимана, установленный по различным изотопным системам, составляет 622–590 млн лет.

Такими же возрастами характеризуются однотипные породы Кваркушского поднятия. Rb-Sr возраст граносиенитов Троицкого массива составляет 621±12 млн лет (Возраст…, 1984), а пикритов кусьинского комплекса – 608±млн лет (Карпухина, 2000). Sm-Nd возраст керсутитовых габбро благодатского комплекса равен 626±57 млн лет (Карпухина, 2000). Проведенные нами Rb-Sr исследования гранитоидов Печорской синеклизы, причем и из тех скважин, откуда анализировались цирконы, показали, что их возраст составляет 615–604 млн лет, который коррелируется с возрастом гранитов Северного Тимана – 621–587 млн лет (Rb-Sr, Pb-Pb).

На Приполярном Урале возраст цирконов (U-Pb, SHRIMP) из гранитоидов девяти массивов составляет 640–580 млн лет (табл. 2). Такие же возрасты получены по цирконам (U-Pb) из гранитоидов северосульменевского (618±18, 598±26 млн лет) и митюшевского (618±18, 609±4, 587±7 млн лет) комплексов Новой Земли (Кораго, Тимофеева, 2005). Среди “провенанс”-датировок по цирконам из песчаников енганэпэйской свиты минимальный возраст составляет 590 млн лет (Кузнецов, 2008). Породы с таким возрастом на поднятии Енганэпэ не установлены, но вполне логично предположение об их размыве при орогенезе. Главное, что обращает на себя внимание, это отсутствие цирконов с возрастами, соответствующими рубежу раннего-позднего венда, то есть к этому времени свита, считающаяся молассовой (Голдин и др., 1999), была сформирована. Не исключено, что K-Ar датировки по темноцветным минералам из эклогитов Марункеу (626–605 млн лет) также отражают время проявления конструктивных событий и сопровождающего их метаморфизма.

Следует отметить, что возрасты, приходящиеся на рубеж рифея-венда, известны и в породах палеозойской офиолитовой ассоциации восточного склона Полярного Урала. Так, Sm-Nd изохронный возраст пород и минералов из габбро-гипербазитового массива Сыумкеу составляет 604±39 млн лет (Гурская, Смелова, 2003). Сопоставимые значения получены при SHRIMP датировании цирконов из хромитов Войкаро-Сынинского массива – 585±млн лет и 622±11 млн лет (Савельева и др., 2007), а также из окварцованных габброноритов хордъюсско-дзеляюского метагаббро-гипербазитового комплекса – 578±8 млн лет (Remizov, Pease, 2004).

Эти датировки получены по породам и минералам из мантийной части офиолитового разреза. Они указывают на докембрийский возраст офиолитов, 40  но не исключено, что при этом датируется процесс, относящийся к эволюции верхней мантии, которая, будучи реститом, может быть древнее формировавшейся за ее счет палеозойской океанической коры. Заслуживает внимания тот факт, что этот процесс коррелируется по времени с тиманской складчатостью, то есть в сопредельных территориях эндогенные события в системе кора-мантия проявлялись синхронно.

Докембрийские возрасты характерны не только для полярноуральских офиолитов. По лерцолитам и верлитам Нуралинского лерцолит-габбрового массива получен Sm-Nd возраст 614±37 млн лет (Попов, 2007). Конкордантный U-Pb возраст цирконов (LA-ICP-MS) из хромитов, приуроченных к дунит-гарцбургитовому комплексу Алапаевского массива, составляет 588±млн лет, а Sm-Nd возраст по минералам из габбро – 579±42 млн лет (Новые данные…, 2010). Результаты хорошо сопоставляются с возрастом полярноуральских офиолитов. То же самое наблюдается с офиолитами Таймыра, имеющими возраст 626–573 млн лет (Vernikovsky, 1997), который, возможно, указывает на наличие структурных связей Полярного Урала с Таймыром (Лыюрова, 1999; Пучков, 2000).

Таким образом, совокупность изотопных возрастов, приуроченных преимущественно к концу позднего рифея и началу венда, предполагает наличие аккреционно-коллизионного комплекса в Большеземельском мегаблоке. Эти процессы в конечном итоге обусловили надвигание Тиманского мегаблока на остов ВЕП, вызвав складчатость и внутриплитный орогенез на Тимане и пове Канин, чем и объясняется одновременное проявление гранитоидного и щелочного магматизма в Тиманском и частично в Большеземельском мегаблоках.

Заключительные этапы эндогенной активности, в которые происходила стабилизация Печорской плиты и последующая деструкция ее уральского обрамления, приходятся на интервалы 560–550 и 520–490 млн лет.

Количество объектов с возрастом 560–550 млн лет весьма незначительно. В Харбейско-Марункеуском антиклинории Полярного Урала они отсутствуют. На п-ове Канин к этому интервалу приурочен максимум K-Ar датировок по минералам из постскладчатых пегматитов, на Среднем Тимане – гидротермалитов четласского комплекса, а в Большеземельской зоне – Rb-Sr и Pb-Pb возрасты гранитов из скв. 26–Восточная Харьяга. На Приполярном Урале аналогичный возраст зафиксирован в четырех гранитных массивах (табл. 2). Возраст цирконов (SHRIMP) из субвулканических риолитов, интрудирующих породы енганэпэйской свиты, составляет 555–547 млн лет (Риолитовые комплексы…, 2004), что еще раз указывает на то, что она сформировалась в раннем венде.

Возраст 520–490 млн лет, соответствующий верхней половине кембрия, установлен в восьми гранитных массивах Приполярного Урала (табл.2), а также в гранитах Полярного Урала. Аналогичными возрастами характеризу41  ются риолиты Приполярного Урала, южной части Полярного Урала и вскрытые скважинами 1 и 4–Сандивей (487±24 и 504±23 млн лет; K-Ar; коллекция Л.Т. Беляковой) в Большеземельской зоне Печорской синеклизы.

Гранитоиды возрастного диапазона 560–490 млн лет по геохимической типизации отвечают поздне- и постколлизионным, а также внутриплитным образованиям (Соболева, 2004). Их формирование связано с предрифтовым сводовым поднятием, сменившимся в конце кембрия рифтингом. Об этом свидетельствуют анорогенные гранитоиды с возрастом 520–490 млн лет, а также базиты и комагматичные им вулканиты, образующие контрастную рифтовую ассоциацию. Дальнейшие события связаны с разрывом континентальной коры и спредингом, обусловившим в раннем ордовике раскрытие Палеоуральского океана. С этого времени начался новый геодинамический цикл развития Урала, в результате которого были сформированы уралиды.

Заключение Работа представляет собой первое обобщение всей известной в настоящее время изотопно-геохронометрической информации по докембрию Печорской плиты. Основу составили результаты авторских геохронологических исследований, сведения из литературных источников, а также лабораторная база возрастных определений. Геологическая интерпретация изотопных данных основывалась на общепринятых методических приемах и критериях достоверности изотопного датирования с привлечением обширного литературного материала по геологии, геодинамике, петрологии ТиманоСевероуральского региона. В процессе работы были разработаны графические методы интерпретации изотопных данных, дающие возможность получить дополнительную информацию о сохранности изотопных систем и о достоверности изохронных зависимостей.

По многим докембрийским объектам Тимана, Печорской синеклизы, Полярного Урала автором получены первые Rb-Sr, Sm-Nd, Pb-Pb и U-Pb возрастные определения, позволившие существенно скорректировать возраст ряда магматических и метаморфических комплексов. Особо следует выделить следующие результаты, имеющие важное геологическое и геохронологическое значение.

Изотопные данные свидетельствуют о среднерифейском возрасте барминской серии Северного Тимана и обдырской серии Среднего Тимана. Аналогичный возраст не исключается для табуевской серии п-ова Канин и кислоручейской серии Среднего Тимана.

Гранитоидный магматизм на Приполярном Урале проявился дискретно.

По современным изотопным данным выделяется три этапа: 640–580, 560–5и 520–490 млн лет, причем все гранитоиды являются доордовикскими.

Изотопные данные в интервале 2.2–1.5 млрд лет, полученные по нижнепротерозойским структурно-вещественным комплексам Тимана и севера 42  Урала подтверждают представления об их вхождении в досреднерифейское время в состав Восточно-Европейского кратона.

Возраст самых ранних генераций эклогитов Марункеуского блока, достигающий 1.7 млрд лет, свидетельствует о том, что они представляют собой реликты высокобарических коллизионных комплексов, возникших при сочленении Фенноскандии и Волго-Уралии в процессе формирования Восточно-Европейского кратона на рубеже раннего протерозоя-рифея. Два других рубежа в их эволюции: 600 и 360 млн лет на данном этапе исследований можно рассматривать либо как время последующих преобразований эклогитов, либо как дискретные фазы эклогитообразования.

На основании геохронометрических данных по осадочнометаморфическим образованиям Приполярного Урала предложена вероятная геохронологическая модель метаморфизма доуралид в интервале 2.1–0.млрд лет:

2.1–1.9 млрд лет – метаморфизм гранулитовой (?) фации;

1.7–1.4 млрд лет – метаморфизм амфиболитовой фации;

0.8–0.65 млрд лет – зональный метаморфизм в условиях эпидотамфиболитовой и зеленосланцевой фаций;

0.4 млрд. лет – метаморфизм зеленосланцевой фации;

0.25 млрд лет – диафторез в условиях зеленосланцевой фации.

Первые два этапа метаморфизма относятся к эволюции ВосточноЕвропейской платформы, на что указывает сопоставимость изотопных данных со временем сочленения Волго-Уралии с Сарматией и Волго-Сарматии с Фенноскандией. Два последних рубежа проявляются как прогрессивный метаморфизм в палеозойских породах Ляпинского антиклинория.

В результате проведенных геохронологических исследований докембрия Тимано-Североуральского региона получены новые аргументы, дающие основание предполагать, что заложение Протоуральского (Печорского по В.Н. Пучкову) океанического бассейна на северо-восточной окраине Восточно-Европейской платформы происходило в среднем рифее, а его закрытие, вызвавшее тиманскую складчатость, приурочено к концу рифея и началу венда. На месте океана возник Тимано-Печоро-Уральский ороген, территория которого была пенепленизирована в ходе непродолжительного этапа платформенного развития, а в конце кембрия наступил этап эпиконтинентального рифтогенеза, за которым в ордовике последовали разрыв континентальной коры и спрединг, обусловившие раскрытие Палеоуральского океана. С этого времени начался новый геодинамический цикл развития Урала, в результате которого были сформированы уралиды.

В предложенном сценарии геологического развития фундамента Печорской плиты находят место практически все имеющиеся в настоящее время возрастные данные по докембрийским объектам Тиманской гряды, фундамента Печорской синеклизы, Приполярного и Полярного Урала. Они позво43  лили с различной степенью вероятности выделить основные этапы в тектономагмато-метаморфической эволюции Тимано-Североуральского региона:

1.4–1.2 млрд лет – рифтогенная деструкция северо-восточной окраины Восточно-Европейской платформы;

1.1–0.95 млрд лет – гренвильская активизация;

850–650 млн лет – океаническая стадия;

620–550 млн лет – аккреционно-коллизионная стадия, образование Тимано-Печоро-Уральского орогена;

520–490 млн лет – континентальный рифтогенез уральской окраины Восточно-Европейской платформы.

Тем не менее, этот сценарий не рассматривается как окончательный: остаются вопросы, решение которых требует проведения дальнейших геохронологических исследований. В частности, сохраняется проблематичность выделения нижнего рифея на Приполярном Урале. Необходимы дополнительные исследования по верификации возраста среднетиманских и канинских диабазов, “провенанс”-датированию цирконов из терригенных отложений Тимана и п-ова Канин. На их основе станет возможной дальнейшая корректировка возраста верхнепротерозойских стратонов, то есть времени заложения пассивной окраины. На Приполярном Урале требует подтверждения современными изотопными методами этапность метаморфизма. Для получения непротиворечивой картины хронологии магматизма фундамента Печорской синеклизы необходимо проведение U-Pb и Sm-Nd геохронологических исследований интрузивных пород. Требуют специального изучения вулканические породы Большеземельского мегаблока, составляющие основную часть разреза, но до сих пор не изученные современными геохронометрическими методами. Решение этих и других проблемных моментов в геохронологии докембрия Тимана и севера Урала составят предмет будущих исследований.

Список основных публикаций по теме диссертации Монографии, главы в монографиях, отдельные издания:

1. Изотопная геохронология интрузивного магматизма Северного Тимана. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 90 с.

2. Кадастр дофанерозойских магматических комплексов Тимана и севера Урала. Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1987. 260 с. Деп. в ВИНИТИ. № 3476–В88. (коллектив авторов).

3. Рифей и венд европейского севера СССР. Сыктывкар, 1987. 124 с.

(коллектив авторов).

4. Эволюция байкальского магматизма Канино-Тиманского региона // Байкальский магматизм Канино-Тиманского региона. Л.: Наука, 1987. С.

210–217 (соавторы М.Н. Костюхин, В.И. Степаненко).

5. Литосфера Тимано-Североуральского региона: геологическое строение, вещество, геодинамика, минерагения. Сыктывкар: Геопринт, 2008. 234 с.

44  (коллектив авторов).

6. Изотопная геохронология гранитоидного магматизма фундамента Печорской синеклизы. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 68 с. (соавтор А.Ф. Литвиненко).

7. Геологическая эволюция и минерагения Тимана. Сыктывкар, 1985. с. (коллектив авторов).

8. Изотопная геохронология доуралид Приполярного Урала. Сыктывкар, 1999. 48 с.

9. K-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd и Pb-Pb изотопно-геохронометрические системы в эклогитах Марункеуского блока (Полярный Урал). Сыктывкар: Геопринт, 2003. 26 с.

Статьи в журналахперечня ВАК:

10. Геохронологическая модель сульфидной гидротермальной минерализации севера Полярного Урала (на примере Саурей-Лекынтальбейского рудного узла) // Геология рудных месторождений. 1982. Т. XXIV. № 2. С. 97– 101. (соавтор В.И. Силаев).

11. Эволюция метаморфизма верхнепротерозойского комплекса Тимана по геолого-геохронологическим данным // Докл. АН СССР. 1985. Т. 285. № 6.

С. 1424–1428. (соавторы В.Г. Гецен, В.И. Степаненко).

12. Об определении первичного отношения изотопов стронция // Докл.

АН СССР. 1987. Т. 295. № 6. С. 1436–1439.

13. О ложных Rb-Sr изохронах смешения // Геохимия. 2001. № 8. С. 904– 906.

14. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Часть 1. Протоуралиды, тиманиды и доордовикские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С.

3–22. (соавторы Н.Б. Кузнецов, А.А. Соболева, О.В. Удоратина, М.В. Герцева, Н.С. Дорохов).

15. Новые Rb-Sr и U-Pb данные о возрасте гранитоидов Сядатаяхинской интрузии (Полярный Урал) // Литосфера. 2007. № 1. С. 147–154. (соавторы А.Н. Ларионов, А.Ф. Литвиненко).

16. Новые данные о докембрийском возрасте эклогитов Марункеу (Полярный Урал) // Докл. РАН. 2007. Т. 413. № 4. С. 503–506. (соавторы Ю.Л.

Ронкин, П.А. Серов, О.П. Лепихина, А.Ф. Литвиненко).

17. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Часть 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1.

С. 32–45. (соавторы Н.Б. Кузнецов, А.А. Соболева, О.В. Удоратина, М.В.

Герцева, Н.С. Дорохов).

18. Возраст лампрофиров Среднего Тимана: первые Rb–Sr данные // Докл. РАН. 2009. Т. 426. № 1. С. 94–97. (соавторы А.Б. Макеев, Н.И. Брянча45  нинова).

19. Pre-Ordovician tectonic evolution and volcano–plutonic associations of the Timanides and northern Pre-Uralides, northeast part of the East European Craton // Gondwana Res. 2007. V. 12. Is. 3. P. 305–323. (соавторы Н.Б. Кузнецов, А.А. Соболева, О.В. Удоратина, М.В. Герцева).

20. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U– Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica / D. G. Gee, V. Pease (eds). Geological Society, London, Memoirs, N 30. 2004. P. 69–74. (соавторы А.Н. Ларионов, D.G. Gee).

Статьи:

21. Возраст карбонатитового комплекса Среднего Тимана // Рудообразование и магматизм севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 1983. С. 83–87. (соавтор В.И. Степаненко).

22. Калий-аргоновое изотопное датирование гранитоидов Северного Тимана // Геология магматических образований севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 1984. С. 59–66.

23. Новые данные о возрасте метаморфизма доуралид Приполярного Урала // Магматические и метаморфические комплексы севера Урала. Сыктывкар, 1995. С. 52–67. (соавторы Я.Э. Юдович, А.В. Мерц, М.П. Кетрис).

24. Рубидий-стронциевый возраст базитов Северного Тимана // Геология европейского севера России. Сб. 2. Сыктывкар, 1998. С. 61–69.

25. Рубидий-стронциевый возраст гранитов Народинского массива (Приполярный Урал) // Геология европейского севера России. Сб. 3. Сыктывкар, 1999. С. 51–56. (соавтор Я.Э. Юдович).

26. Изотопно-геохронометрические системы в гранитоидах массива Маньхамбо (Северный Урал) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 4. Томск: ЦНТИ, 2004. С. 78–83. (соавтор О.В. Удоратина).

27. Формирование доордовикских гранитоидных вулканоплутонических ассоциаций Североуральско-Тимано-Печорского региона и протоуральская эволюция северо-восточной окраины Восточно-Европейского палеоконтинента // Очерки по региональной тектонике. Т. 2: Казахстан, Тянь-Шань, Полярный Урал. М.: Наука, 2005. С. 158–200. (соавторы Н.Б. Кузнецов, А.А.

Соболева, О.В. Удоратина, М.В. Герцева, Н.С. Дорохов).

28. Графические методы в Rb-Sr геохронологии // Проблемы геологии и минералогии. Сыктывкар: Геопринт, 2006. С. 314–328.

29. Гранитоиды Харбейского массива (Полярный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана: Сб. 4. Сыктывкар, 2006. С. 39–50. (соавторы О.В. Удоратина, В.А. Капитанова).

Материалы конференций и совещаний, тезисы докладов:

30. Магматизм и геодинамика в байкалидах европейского северо-востока СССР // Докембрий в фанерозойских складчатых областях: Тез. докл. II Все46  союзного совещ. Фрунзе: ИЛИМ, 1989. С. 104–105. (соавторы Л.Т. Белякова, В.А. Дедеев, В.И. Степаненко).

31. Геохронологическая модель метаморфизма докембрия Приполярного Урала // Проблемы петрогенезиса и рудообразования. Екатеринбург, 1998. С.

5–7. (соавторы А.М. Пыстин, Ю.И. Пыстина, Я.Э. Юдович).

32. Возраст золото-фукситовой минерализации в риолитах хребта Малдынырд // Золото, платина и алмазы Республики Коми и сопредельных регионов. Сыктывкар, 1998. С. 18–19. (соавтор С.К. Кузнецов).

33. Геохронология метаморфических и магматических процессов в эволюции земной коры севера Урала // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С. 12–14.

234. Pb/206Pb датирование единичных кристаллов циркона из магматических пород Северного Тимана // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. М.: ГЕОС, 2000. С. 26–28. (соавтор А.Н. Ларионов).

35. Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные о докембрийском возрасте эклогитов Полярного Урала // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. СПб.: Центр информационной культуры, 2003. С. 29– 32. (соавтор А.А. Деленицын).

36. Геохронология гранитоидного магматизма Приполярного Урала // Петрогенезис и рудообразование. Материалы научной конференции (XIV Чтения А. Н. Заварицкого). Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2009. С. 241–244.

37. About false Rb-Sr mixing isochrones // EUG-X Journal of Conference Abstracts. Strasbourg, France, 1999. V. 4. № 1. P. 812.

38. Geochronology of metamorphic and magmatic processes in the crustal evolution of the Polar Urals // INTAS Europrobe Timpebar-Uralides Workshop. St.

Petersburg: Geotryckeriet, 2000. P. 1.

39. Age of the Marunkeu Metamorphic Complex in the Polar Urals: Neoproterozoic or Paleozoic? // EUG-XI Journal of Conference Abstracts. Strasbourg, France. 2001. V. 6. P. 598.

40. Geodynamics of formation of the granitoid volcanic-plutonic assotiations of the Northern Ural // Abstracts of the 32nd IGC. Florence, Italy. 2004. Part. 2. P.

1112. (соавторы А.А. Соболева, Н.Б. Кузнецов, О.В. Удоратина, Н.С.

Дорохов).

47 







© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.