1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Стратиграфия. Геологическая корреляция
  4. T. 28, № 6, 2020

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 6, стр. 92-104

Источники сноса и U–Pb возраст детритовых цирконов из песчаников асыввожской свиты среднего девона, возвышенность Джежимпарма, Южный Тиман

Н. Ю. Никулова 1, *, В. Н. Филиппов 1, В. Б. Хубанов 2

1 Институт геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН
Сыктывкар, Россия

2 Геологический институт СО РАН
Улан-Удэ, Россия

* E-mail: nikulova@geo.komisc.ru

Поступила в редакцию 25.12.2018
После доработки 01.04.2019
Принята к публикации 20.11.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приведены результаты U–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из алмазсодержащих песчаников среднедевонской асыввожской свиты Южного Тимана. Установлено, что песчаники не содержат зерен циркона моложе среднего рифея. Датировки 92 зерен циркона укладываются в интервал от 1144 ± 36 до 3090 ± 19 млн лет, а разница между временем накопления среднедевонских песчаников и временем образования самых молодых цирконов составляет около 750 млн лет. Основными источниками терригенного материала при формировании песчаников асыввожской свиты были кристаллические комплексы древнего фундамента Восточно-Европейской платформы (центральные районы Волго-Уралии) и комплексы аккреционных орогенов на окраине Балтики. Источниками алмазов могли быть предположительно кембрийские кимберлиты, расположенные в пределах Коми-Пермяцкого и Сысольского сводов фундамента Восточно-Европейской платформы.

Ключевые слова: средний девон, протоуралиды, тиманиды, асыввожская свита, Южный Тиман, циркон

ВВЕДЕНИЕ

Песчаники и гравелиты среднедевонской асыввожской свиты, с несогласием залегающие на породах рифейского возраста, вскрыты карьером Асыввож в пределах возвышенности Джежимпарма на Южном Тимане (рис. 1б).

Рис. 1.

(а) Комплексы и структуры кристаллического основания и рассекающих его авлакогенов и рифтовых систем Восточно-Европейской платформы (ВЕП), а также позднедокембрийские и палеозойские складчатые пояса ее обрамления (по Кузнецов и др., 2014а , с упрощениями) и (б) схематическая геологическая карта возвышенности Джежимпарма (по Государственная…, 2005). Рис. 1а: 1 – палеозойские комплексы уралид (варисцид) Восточного Урала; 2 – палеозойские (каледонские) комплексы средних и верхних покровов Скандинавских каледонид; 3 – позднедокембрийские комплексы (протоуралиды–тиманиды) Западного Урала и Тимано-Печорского региона и их возрастные аналоги в приуральской части платформы, Прикаспии, Скандинавии; 4 – преимущественно осадочные комплексы; 5 – комплексы, в строении которых значительную роль играют вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования, а также гранитоиды и редкие офиолиты; 6 – вендские вулканогенные комплексы Волынской магматической провинции; 7 – рифейские комплексы, выполняющие рифтогенные структуры (авлакогены) в пределах ВЕП; 8, 9 – рифейские комплексы, слагающие аккреционные и коллизионные структуры в западной части ВЕП: 8 – ранне- и позднедокембрийские комплексы, переработанные в ходе свеконорвежского (1.14–0.90 млрд лет) колллизионного тектогенеза (свеконорвежская орогения), 9 – комплексы телемаркской фазы (1.52–1.48 млрд лет), даннопольской фазы (1.50–1.40 млрд лет) и готской фазы (1.75–1.55 млрд лет) аккреционного тектогенеза (объединенные); 10 – интрузивные ассоциации “анартозит-мангерит-чернокит-гранитового” состава (AMCG), гранитоиды А-типа и щелочные породы начала позднего докембия и конца раннего кембрия; 11 – раннепротерозойские комплексы Фенноскандии (1.95–1.65 млрд дет), Волго-Уралии, Сарматии (2.2–2.0 мдрд лет); 12 – архейские комплексы (3.7–2.6 млрд лет) Фенноскандии, Волго-Уралии, Сарматии; 13–15 – комплексы протерозойских коллизионных орогенов: 13 – Лапландско-Кольского (1.95–1.65 млрд лет), 14 – Волго-Сарматского (2.1–2.0 млрд лет), 15 – Среднерусско-Волынского (1.8–1.7 млрд лет); 16 – главные тектонические границы (сплошные линии) и их предполагаемые продолжения (пунктирные линии): а – внешние ограничения платформы; б – границы блоков внутри древнего остова ВЕП, границы коллизионных орогенов, спаявших эти блоки, тектонические ограничения позднедокембрийских (1.6–0.8 мдрд лет) рифтогенных структур (авлакогенов) в пределах платформы; 17 – полоса развития пород такатинской свиты; 18 – места отбора проб: 1 – из песчаников среднедевонской асыввожской свиты, из верхнерифейской джежимской свиты (Кузнецов и др., 2010) на возвышенности Джежимпарма, 2 – из раннедевонской такатинской свиты на западе Башкирского антиклинория (Кузнецов и др., 2014б), 3 – из раннедевонской шервожской свиты на кряже Енганэ-Пэ (Соболева и др., 2012), 4 – из позднедевонского саргаевского горизонта Приладожья (Кузнецов и др., 2011). Рис. 1б: 1 – пермская система: известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, глины; 2 – каменноугольная система: известняки, доломиты, глинистые известняки, глины; 3 – девонская система, верхний отдел: известняки, доломиты, песчаники, глины; 4 – девонская система, средний отдел: гравелиты, песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты; 5, 6 – рифейская эратема: 5 – джежимская свита: песчаники, алевролиты, гравелиты (в верхней части), 6 – ышкимесская и вапольская свиты: доломиты, песчаники, алевролиты, аргиллиты.

Образования асыввожской свиты привлекали внимание исследователей в связи с установленной россыпной алмазоносностью среднедевонских толщ Тимана, считающихся перспективными на обнаружение алмазных россыпей “вишерского типа”, приуроченных к структурным корам выветривания, развитым по рифейским породам.

По возрасту, положению в разрезе, структурно-текстурным особенностям и вещественному составу, в том числе по присутствию алмазов, асыввожская свита может быть сопоставлена с алмазоносной пижемской свитой Среднего Тимана (Тельнова, 1999; Тиманский…, 2010; Гракова, 2014) и во многом схожа с такатинской свитой эмского яруса нижнего девона, распространенной вдоль западного склона Северного, Среднего и Южного Урала. Терригенные породы асыввожской свиты являются промежуточным коллектором, а коренные источники алмазов до настоящего времени неизвестны. Ими могли быть кимберлитовые тела предположительно кембрийского возраста, расположенные в пределах Коми-Пермяцкого и Сысольского сводов в Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы (Оловянишников, 2001; Щербаков, Плякин, 2001). Для того, чтобы подтвердить или опровергнуть это предположение, необходимо решить вопрос об источниках обломочного материала, из которого сложены алмазсодержащие песчаники.

Цель настоящей работы – определение, на основе U–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона, источников обломочного материала для песчаников алмазсодержащей асыввожской свиты, сопоставление источников сноса песчаников асыввожской свиты и близких по возрасту, генезису и литологическим характеристикам образований из разрезов восточной и северо-восточной частей Восточно-Европейской платформы и ее Уральского обрамления.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, СТРОЕНИЕ И СОСТАВ АСЫВВОЖСКОЙ СВИТЫ

В строении возвышенности Джежимпарма, расположенной в южной части Тимана, принимают участие средне-верхнерифейские образования комплекса тиманид, девонско-пермские и четвертичные образования осадочного комплекса фанерозоя. Верхнерифейская джежимская свита слагает выступ позднедокембрийского комплекса тиманид Тиманского мегаблока фундамента Печорской плиты. В пределах возвышенности Джежимпарма развиты породы верхней подсвиты джежимской свиты, представленные аркозовыми песчаниками с прослоями алевролитов и аргиллитов. Терригенную толщу джежимской свиты перекрывают преимущественно карбонатные породы ышкимесской и вапольской свит. Кора выветривания по породам джежимской свиты, разграничивающая рифейскую и палеозойскую части разреза, представляет собой локально сохранившийся в понижениях палеорельефа протерозойских пород слой мощностью до нескольких метров, сложенный каолиновой глиной с незначительной примесью кварц-полевошпатового тонкопесчаного материала и мелкими угловатыми обломками подстилающих пород в основании. Среднедевонские породы асыввожской свиты представлены желтовато-коричневыми кварцевыми песчаниками с прослоями и линзами мелкогалечных конгломератов, гравелитов, алевролитов и глин и перекрыты верхнедевонскими доломитами с прослоями известняков и глин.

Каменноугольные образования, представленные известковыми глинами и аргиллитами, известняками и доломитами, перекрыты пермской известняково-доломитовой толщей, содержащей прослои гипсов, ангидритов и глин.

Разрез зоны контакта среднедевонской асыввожской свиты и джежимской свиты верхнего рифея вскрыт заброшенным карьером Асыввож. В юго-западном борту карьера вишнево-коричневые разнозернистые песчаники джежимской свиты залегают с азимутом падения 190° и углом падения 20–25°. Рифейскую и палеозойскую части разреза разделяет глинистый слой коры выветривания. Асыввожская свита представлена песчаниками с прослоями и линзами гравелитов, с азимутом падения 310° и углом падения 15°. Принадлежность свиты к среднедевонскому эйфельскому ярусу установлена на основании палинологических данных (Тельнова, 1999).

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Проба U-1 отобрана из мелкозернистых желтовато-коричневых песчаников асыввожской свиты в точке с координатами (61°47′11.5′′ с.ш., 54°06′35.2′′ в.д.), примерно в 1 м от подошвы слоя песчаников (рис. 2).

Рис. 2.

Особенности залегания песчаников асыввожской свиты и место отбора пробы U-1.

Петрографический состав песчаников изучен в прозрачном шлифе. Содержания породообразующих оксидов определены традиционным весовым химическим методом. Интерпретация результатов химических анализов проведена с использованием классификаций и методических приемов, применяющихся для палеогеографических реконструкций (Bostrom, 1973; Страхов, 1976; Nesbitt, Young, 1982; Bhatia, 1983; Roser, Korsch, 1986; Harnois, 1988; Розен и др., 1994).

Минералогическая проба в полевых условиях была раздроблена в ступе и промыта до серого шлиха, после чего разделена на фракции с использованием бромоформа, магнитной и электромагнитной сепарации. Извлеченная под бинокуляром монофракция циркона была помещена в эпоксидную шашку. Морфологические особенности и химический состав зерен циркона изучены с помощью сканирующего электронного микроскопа JSM-6400 с энергетическим спектрометром Link в Центре коллективного пользования (ЦКП) “Геонаука” Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Ускоряющее напряжение и ток на образцах составляли 20 кВ и 2 × 10–8 A соответственно. В качестве стандартов для определения химического состава использовали сертифицированные стандарты фирмы “Microspec”.

Определения U–Pb изотопного возраста зерен циркона из пробы U-1 проведены с помощью устройства лазерной абляции UP-213 и одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR (LA-ICP-MS метод) в ЦКП Геологического института СО РАН “Аналитический центр минералого-геохимических и изотопных исследований” (Улан-Удэ). Методика измерения, обработка масс-спектрометрического сигнала, расчет изотопных отношений и возрастов изложены в работе (Хубанов и др., 2016). Применялось лазерное излучение с частотой импульсов 10 Гц, плотностью потока энергии около 3.5 Дж/см2 и диаметром пучка излучения 25 мкм. В качестве внешнего стандарта использованы зерна эталонного циркона 91500 (Wiedenbeck et al., 1995), в качестве контрольного образца – зерна эталонного циркона Plešovice (аттестованный ID-TIMS возраст 337.13 ± 0.37 млн лет; Sláma et al., 2008) и GJ-1 (аттестованный ID-TIMS возраст 608.5 ± 0.4 млн лет; Jackson et al., 2004). В течение сессии, состоящей из 110 измеренных точек в зернах циркона неизвестной пробы, внешний стандарт был измерен в 26 точках, каждый контрольный образец – в 12 точках. Относительная среднеквадратичная погрешность определения изотопного отношения в контрольных стандартах составила: 1.5–2.5% для 207Pb/206Pb, 1.3–2.5% для 207Pb/235U, 0.7–1% для 206Pb/238U. Средневзвешенные значения возраста контрольных эталонных Plešovice цирконов составили: 350 ± 22 млн лет по отношению 207Pb/206Pb, 345 ± 6 млн лет по отношению 207Pb/235U и 338 ± 1.5 млн лет по отношению 206Pb/238U; возраст GJ-1 составил: 591 ± 21 млн лет по отношению 207Pb/206Pb, 602 ± 4 млн лет по отношению 207Pb/235U и 605 ± 3 млн лет по отношению 206Pb/238U. Эти данные отличаются от аттестованного возраста эталонных цирконов не более чем на 0.6% для средневзвешенного значения 206Pb/238U возраста, не более чем на 2.3% для 207Pb/235U возраста и не более чем на 3.8% для 207Pb/206Pb возраста.

Поправка на обыкновенный свинец проводилась с помощью процедуры 204Pb-коррекции (Williams, 1998; Košler, Sylvester, 2003), при этом изотопные отношения общего свинца определялись с помощью двухстадийной модели эволюции изотопного состава свинца по (Stacey, Kramers, 1975). В интерпретации учитывались только оценки возраста, дискордантность (D = {[возраст (206Pb/238U)/возраст (207Pb/206Pb)] – 1} × 100) которых не превышает 10%.

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПЕСЧАНИКОВ

Желтовато-коричневые массивные песчаники асыввожской свиты характеризуются бластопсаммитовой структурой и массивной текстурой (рис. 3а). Обломочные зерна размером 0.2–0.5 мм, различной степени окатанности и формы окружены пленочным или поровым глинистым и слюдисто-глинистым цементом. Длинные оси зерен ориентированы в одном направлении. Обломки сложены кварцем (около 95%), редкими зернами калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, силицитов, глинистых сланцев. Акцессорные минералы представлены цирконом и лейкоксеном. Отмечено единичное идиоморфное зерно новообразованного регенерированного монацита с ядром, контуры которого не совпадают с внешними контурами зерна (рис. 3б). Составы монацита в центральной части зерна (в обломочном ядре) и внешней зоне различаются главным образом по содержаниям неодима и тория, более высоким в центральной части зерна. Состав центральной части (мас. %): P2O5 22.08–26.26, CaO 0.73–0.93, La2O3 15.16–16.63, Ce2O3 29.23–31.96, Pr2O3 2.16–4.05, Nd2O3 8.50–9.57, Sm2O3 0–1.07, ThO2 9.00–10.75; состав внешней части: P2O5 23.63–25.60, CaO 0–0.63, La2O3 12.03–17.26, Ce2O3 30.39–34.13, Pr2O3 2.52–4.52, Nd2O3 13.42–16.09, Sm2O3 1.63–2.14, ThO2 0.4–1.05. По всей видимости, внутреннее ядро является обломочным. Его состав сходен с составом “куларитов”, источником которых были рифейские породы (Юшкин, Котов, 1987). Образование каймы, придавшей зерну идиоморфные очертания, возможно, произошло в результате преобразования монацитсодержащего песчаника в стадию диагенеза.

Рис. 3.

Микроструктурные особенности песчаников. а – псаммитовая структура с ориентированными длинными осями обломков; б – зерно монацита. Николи скрещены.

Песчаники имеют следующий химический состав (мас. %): SiO2 86.79, TiO2 0.34, Al2O3 7.94, Fe2O3 0.39, FeO 0.14, MnO 0.01, MgO 0.22, CaO 0.26, Na2O 0.07, K2O 1.39, P2O5 0.02. Рассчитанные по этим данным индикаторные соотношения и петрохимические модули позволяют сделать предположения об условиях образования песчаников и составе источников обломочного материала. Значения индексов CIA11 и CIW22, равные 79 и 97 соответственно, отвечают высокой степени химического разложения исходных пород в условиях теплого климата. Соотношения коэффициентов SiO2/Al2O3–K2O/N2O (Roser, Korsch, 1986) и F1–F233, используемые для установления геодинамических условий осадконакопления, равны 10.93–19.86 и (–3.71)–0.26 соответственно, что отвечает песчаникам, образованным в условиях пассивной континентальной окраины. Значение фациального индикатора для осадочных отложений Fe/Mn (Розен и др., 1994) равно 62, что соответствует породам, сформированным в мелководных условиях. Титановый (Fe + Mn)/Ti (Страхов, 1976) и алюминиевый Al/(Al + Fe + Mn) (Bostrom, 1973) модули составляют 2.29 и 0.92 соответственно, что свидетельствует об отсутствии в породах продуктов подводных вулканических эксгаляций.

РЕЗУЛЬТАТЫ ДАТИРОВАНИЯ ЗЕРЕН ЦИРКОНА

Циркон представлен бледно-розовыми, желтовато-розовыми водяно-прозрачными зернами с глянцевой поверхностью (70%) и светло-коричневыми полупрозрачными зернами с темными включениями и матовой поверхностью (около 30%), преобладающий размер зерен 100–150 мкм. Единичные наиболее крупные зерна циркона размером 200–280 мкм представлены светло-коричневой разновидностью. Хорошо окатанные зерна (Kудл 1.0–1.2) составляют около 25% от общего количества, средне окатанные (Kудл 1.5–1.8) удлиненные – 20%, слабо окатанные (Kудл 2.0–3.0) дипирамидальные кристаллы – 5%, идеально окатанные округлые зерна – 5%, обломки окатанных зерен и кристаллов – 45%. На катодолюминесцентных изображениях видно, что большинство зерен, в том числе внешне выглядевших окатанными, представляют собой обломки кристаллов с хорошо различимой ростовой зональностью.

Датированы 109 зерен циркона, анализы с дискордантностью (D)44 > 10% (16 зерен) были исключены из дальнейшего рассмотрения. Результаты остальных 92 изотопных анализов зерен циркона приведены в табл. 1. Возраст циркона варьирует от мезоархея (3090 ± 19 млн лет) до среднего рифея (1144 ± 36 млн лет) (табл. 1, рис. 4).

Таблица 1.

Результаты U–Pb датирования детритовых цирконов из песчаника асыввожской свиты

№
зерна 		Изотопные отношения Возраст, млн лет D, %
Th/U 207Pb/235U 1σ 207Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ
1 1.06 3.59469 0.04881 0.27296 0.00216 1539 29 1548 11 1556 11 1
2 1.15 11.09598 0.14395 0.47361 0.00395 2557 25 2531 12 2499 17 –2
3 0.38 2.25351 0.02932 0.20582 0.00157 1183 30 1198 9 1207 8 2
4 0.74 3.48995 0.04490 0.26823 0.00208 1516 28 1525 10 1532 11 1
7 0.67 2.24675 0.03959 0.20510 0.00177 1184 38 1196 12 1203 9 2
8 0.72 4.79707 0.08566 0.31302 0.00295 1819 35 1784 15 1756 14 –3
9 0.60 5.86865 0.07683 0.35545 0.00285 1953 27 1957 11 1961 14 0
10 0.26 2.31318 0.03987 0.20876 0.00179 1207 37 1216 12 1222 10 1
11 0.66 6.91899 0.10724 0.38278 0.00342 2114 30 2101 14 2089 16 –1
12 0.69 2.39003 0.02983 0.21115 0.00162 1249 28 1240 9 1235 9 –1
14 0.85 3.57100 0.07184 0.26548 0.00259 1579 40 1543 16 1518 13 –4
15 0.11 4.07090 0.05034 0.29326 0.00226 1638 26 1649 10 1658 11 1
16 0.71 3.49633 0.04973 0.26622 0.00217 1534 30 1526 11 1522 11 –1
17 0.86 3.43456 0.04672 0.26789 0.00214 1489 29 1512 11 1530 11 3
18 0.68 4.82468 0.07015 0.31741 0.00265 1805 29 1789 12 1777 13 –2
19 0.67 2.22684 0.03902 0.20492 0.00178 1169 37 1190 12 1202 10 3
20 0.49 2.46594 0.03618 0.20830 0.00170 1336 31 1262 11 1220 9 –9
22 0.27 2.41081 0.04049 0.20944 0.00180 1282 35 1246 12 1226 10 –4
23 0.60 3.42656 0.05414 0.26288 0.00215 1520 28 1511 11 1505 11 –1
24 0.31 2.35221 0.04060 0.20650 0.00180 1262 36 1228 12 1210 10 –4
25 0.37 3.43839 0.04999 0.26174 0.00215 1535 30 1513 11 1499 11 –2
26 1.05 3.17676 0.05076 0.24729 0.00211 1493 33 1452 12 1425 11 –5
27 0.67 7.08334 0.12538 0.37472 0.00358 2192 33 2122 16 2052 17 –6
28 0.51 3.82698 0.06222 0.26993 0.00234 1677 32 1598 13 1540 12 –8
29 0.35 2.30095 0.04195 0.20050 0.00179 1276 38 1213 13 1178 10 –8
31 0.86 3.36159 0.05598 0.25912 0.00225 1511 33 1496 13 1485 12 –2
32 0.33 2.08337 0.03905 0.18884 0.00170 1199 39 1143 13 1115 9 –7
33 2.63 3.32331 0.06603 0.25093 0.00239 1550 39 1487 16 1443 12 –7
34 0.42 5.34069 0.09651 0.33023 0.00305 1916 34 1875 15 1840 15 –4
35 1.95 3.53564 0.06360 0.26043 0.00235 1596 35 1535 14 1492 12 –7
36 1.32 3.03200 0.13655 0.23577 0.00407 1494 85 1416 34 1365 21 –9
37 0.42 3.74200 0.06354 0.27404 0.00239 1607 33 1580 14 1561 12 –3
39 0.55 2.06403 0.03895 0.18640 0.00165 1205 36 1137 12 1102 9 –9
40 0.42 2.23635 0.04380 0.19869 0.00183 1237 39 1193 14 1168 10 –6
41 2.62 3.55811 0.08317 0.26009 0.00274 1610 44 1540 19 1490 14 –7
45 0.41 10.57288 0.20119 0.47335 0.00442 2477 32 2486 18 2498 19 1
46 0.30 3.48837 0.07076 0.26213 0.00248 1558 38 1525 16 1501 13 –4
47 0.84 5.02411 0.10190 0.31792 0.00303 1873 37 1823 17 1780 15 –5
48 0.40 2.32749 0.05011 0.20507 0.00198 1252 42 1221 15 1203 11 –4
49 1.18 3.40821 0.07548 0.26204 0.00260 1514 42 1506 17 1500 13 –1
50 0.37 2.66142 0.05470 0.22756 0.00214 1311 40 1318 15 1322 11 1
51 1.70 4.13210 0.11507 0.28398 0.00337 1722 50 1661 23 1611 17 –6
52 0.86 6.82956 0.15405 0.38215 0.00390 2091 39 2090 20 2086 18 0
53 0.29 3.72530 0.08147 0.27711 0.00270 1575 40 1577 18 1577 14 0
54 0.66 7.13105 0.16094 0.38190 0.00387 2168 38 2128 20 2085 18 –4
55 0.48 2.11654 0.07293 0.19595 0.00233 1154 55 1154 21 1154 13 0
56 1.35 3.43607 0.04448 0.26728 0.00233 1489 27 1513 10 1527 12 3
57 0.76 20.20296 0.20143 0.62105 0.00518 3090 19 3101 10 3114 21 1
59 0.64 2.62365 0.04551 0.21936 0.00209 1351 36 1307 13 1279 11 –5
60 1.78 3.83782 0.07210 0.27456 0.00281 1646 37 1601 15 1564 14 –5
61 0.95 3.70776 0.05200 0.27477 0.00247 1581 29 1573 11 1565 12 –1
62 0.93 7.23845 0.09024 0.39323 0.00351 2142 24 2141 11 2138 16 0
63 0.66 3.86390 0.04203 0.27029 0.00226 1688 23 1606 9 1542 11 –9
64 0.34 2.55687 0.03911 0.21591 0.00196 1332 32 1288 11 1260 10 –5
65 0.58 4.88691 0.06089 0.32128 0.00281 1802 25 1800 11 1796 14 0
66 0.65 3.20799 0.04795 0.24844 0.00227 1498 31 1459 12 1430 12 –4
67 0.58 4.68581 0.05532 0.31174 0.00268 1780 24 1765 10 1749 13 –2
69 0.52 2.31609 0.03055 0.21203 0.00183 1174 29 1217 9 1240 10 6
70 0.49 2.37551 0.03428 0.21112 0.00187 1233 31 1235 10 1235 10 0
71 1.18 3.41438 0.05751 0.26161 0.00251 1518 34 1508 13 1498 13 –1
72 0.41 2.36599 0.03010 0.20957 0.00180 1239 28 1232 9 1227 10 –1
73 0.63 3.55658 0.04967 0.26748 0.00235 1553 25 1540 10 1528 12 –2
74 0.38 3.71803 0.04596 0.27882 0.00241 1558 26 1575 10 1585 12 2
75 0.51 2.23592 0.03242 0.20533 0.00182 1168 31 1192 10 1204 10 3
76 0.67 2.27973 0.03209 0.20414 0.00180 1218 30 1206 10 1198 10 –2
77 1.15 3.47024 0.04443 0.26318 0.00229 1537 27 1521 10 1506 12 –2
79 0.41 2.59804 0.03712 0.21932 0.00195 1333 30 1300 10 1278 10 –4
80 0.40 2.26761 0.03017 0.20255 0.00176 1223 29 1202 9 1189 9 –3
81 1.19 3.25356 0.05869 0.25412 0.00250 1482 36 1470 14 1460 13 –1
82 0.29 3.21995 0.03644 0.25519 0.00215 1454 24 1462 9 1465 11 1
83 0.27 2.31462 0.02996 0.20703 0.00178 1220 28 1217 9 1213 10 0
84 0.68 13.41188 0.15023 0.48948 0.00418 2813 19 2709 10 2568 18 –9
85 0.48 2.37081 0.03246 0.21058 0.00184 1234 29 1234 10 1232 10 0
86 0.33 4.85440 0.05324 0.32228 0.00271 1784 23 1794 9 1801 13 1
89 1.03 13.12534 0.13434 0.48723 0.00409 2785 19 2689 10 2559 18 –8
92 0.43 3.65141 0.04015 0.27431 0.00230 1555 24 1561 9 1563 12 0
93 0.38 3.59740 0.04058 0.27900 0.00235 1495 24 1549 9 1586 12 6
95 0.40 4.93403 0.05824 0.32044 0.00276 1824 24 1808 10 1792 13 –2
96 0.50 11.08640 0.11815 0.47905 0.00407 2533 20 2530 10 2523 18 0
97 0.55 2.22478 0.02675 0.19952 0.00169 1215 26 1189 8 1173 9 –3
98 0.38 2.39632 0.04444 0.20684 0.00201 1290 38 1242 13 1212 11 –6
99 0.58 2.22426 0.03450 0.19719 0.00179 1238 33 1189 11 1160 10 –6
100 0.63 6.15290 0.07309 0.35234 0.00307 2049 24 1998 10 1946 15 –5
101 0.54 2.08147 0.03595 0.19351 0.00181 1144 36 1143 12 1140 10 0
102 0.64 5.93954 0.06316 0.35599 0.00298 1968 22 1967 9 1963 14 0
103 0.07 4.61219 0.04943 0.31307 0.00261 1743 22 1752 9 1756 13 1
104 0.44 3.66460 0.04254 0.27330 0.00232 1569 25 1564 9 1558 12 1
105 0.77 3.43023 0.04263 0.25760 0.00223 1556 26 1511 10 1478 11 –5
106 0.49 3.40093 0.03806 0.26131 0.00219 1513 24 1505 9 1497 11 –1
108 0.32 2.25182 0.02856 0.20345 0.00174 1200 28 1197 9 1194 9 0
109 0.54 2.62774 0.04167 0.21575 0.00199 1386 33 1308 12 1259 11 –9
110 0.59 4.67578 0.05734 0.30677 0.00267 1805 25 1763 10 1725 13 –4
Рис. 4.

Гистограмма и кривая плотности вероятности распределения 207Pb/206Pb возрастов цирконов из песчаников асыввожской свиты. Над графиками сплошными и пунктирными отрезками отмечены временные диапазоны основных тектономагматических событий (по Кузнецов и др., 2014а).

Два зерна имеют наиболее древний (мезоархейский) возраст – 3090 ± 19 и 2948 ± 19 млн лет. Для трех зерен установлен неоархейский возраст – 2785 ± 19, 2557 ± 25 и 2533 ± 20 млн лет. Датировки оставшихся 87 зерен цирконов попадают в раннепротерозойско-среднерифейский диапазон (2192 ± 33–1144 ± 36 млн лет). Наибольшее количество зерен (32 (35%) и 33 (36%)) представляют раннерифейскую (1454 ± 24–1646 ± 37 млн лет) и среднерифейскую (1144 ± 36–1386 ± 33 млн лет) популяции соответственно. Значительное количество зерен циркона имеет раннепротерозойский возраст. В пределах этого интервала выделаются три популяции: 1677 ± 32–1873 ± 37 млн лет (12 зерен или 13%), 1916 ± 34–2049 ± 24 млн лет (4 зерна или 4%) и 2091 ± 39–2192 ± 33 млн лет (6 зерен или 7%).

ОТНОШЕНИЕ Th/U В ДАТИРОВАННЫХ ЗЕРНАХ ЦИРКОНА

Величина Th/U отношения является одним из важных геохимических признаков детритового циркона, отражающих состав кристаллических пород, являющихся источниками зерен циркона. Различным генетическим типам кристаллических пород соответствуют разные значения торий-уранового отношения. Результаты геохимических исследований циркона из пород различного происхождения отражены в значительном количестве публикаций, в том числе содержащих обзоры, посвященные анализу критериев разделения циркона магматического и метаморфического происхождения при реконструкции формирования метаморфических и осадочных комплексов (Каулина, 2010; Вотяков и др., 2011; Романюк и др., 2018; Пыстин, Пыстина, 2018).

Величины Th/U в датированных (с приемлемой дискордантностью) зернах циркона из песчаников асыввожской свиты (проба U-1) варьируют в широких пределах: от 0.07 до 2.63.

Фигуративные точки зерен циркона всех возрастных диапазонов на диаграмме (рис. 5) образуют достаточно узкий интервал. Значения Th/U для зерен циркона среднерифейской популяции составляют 0.26–0.69, для раннерифейских цирконов изменяются от 0.11 до 2.63. Зерна циркона с возрастами от 1677 ± 32 до 1873 ± 37 млн характеризуются значениями Th/U от 0.07 до 1.7, при этом большинство значений попадает в диапазон 0.33–0.84. Для зерен циркона с возрастами древнее 1916 ± 24 млн лет значения этого показателя находятся в интервале 0.41–1.15.

Рис. 5.

Диаграмма зависимости отношения Th/U в датированных (с приемлемой дискордантностью) зернах циркона из песчаников асыввожской свиты от возраста этих зерен.

Полученные значения Th/U присущи широкому спектру горных пород. Экстремально низкие значения Th/U, близкие к 0.1, характерны для циркона из метаморфических пород и жильных образований (Rubatto, 2002). Циркон со значениями Th/U < 0.5 типичен для метаморфических пород низких ступеней метаморфизма (Kirkland et al., 2015). Источником зерен циркона с Th/U 0.5–0.8 могут быть гранитоиды и метаморфические породы амфиболитовой фации (Вотяков и др., 2011; Wanless et al., 2011). Значения Th/U в диапазоне от 0.2 до 1.0 свойственны циркону из основных коровых пород, а значение Th/U > 1.5 может свидетельствовать о происхождении зерен циркона из мафических пород (Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Особенностью распределения возрастов зерен детритового циркона из песчаников асыввожской свиты является отсутствие датировок моложе среднего рифея. Разница между временем накопления песчаников, возраст которых согласно палинологическим данным эйфельский (нижний возрастной предел 390 ± 5 млн лет), и временем образования самых молодых зерен циркона составляет около 750 млн лет.

Вероятным первичным источником наиболее древних мезо- и неоархейских зерен циркона могли быть породы, принимающие участие в строении кристаллического фундамента Волго-Уральской и Сарматской частей древнего остова Восточно-Европейской платформы (Кузнецов и др., 2014а). Популяции зерен циркона с возрастами 2091 ± 39–2192 ± 33 и 1916 ± 34–2049 ± 24 млн лет могут быть первоначально связаны с синметаморфическими гранитоидами, внедрения которых сопровождали процессы формирования Волго-Сарматского орогена. Источниками зерен циркона с возрастами 1677 ± 50–1873 ± 37 млн лет могли быть метаморфические комплексы Свекофенского мегаблока и граниты рапакиви, связанные с проявлениями анорогенного магматизма на окраинах Волго-Сарматии и Фенноскандии (Кузнецов и др., 2014б). Величины Th/U для зерен циркона этой популяции (табл. 1, рис. 5) разделяются на две примерно равные по количеству группы: значения 0.48–0.69, характерные для гранитов (Вотяков и др., 2011), и значения 0.26–0.42, характерные для метаморфических пород низких ступеней метаморфизма (Kirkland et al., 2015).

Зерна циркона самой многочисленной популяции (36% от общего количества зерен), возраст которой попадает в интервал 1454 ± 24–1646 ± ± 37 млн лет, первоначально могли произойти из комплексов, участвовавших в строении аккреционно-коллизионного орогена, реликты которого представлены в Свеконорвежской области на западе Балтики. Кроме того, часть зерен циркона этой возрастной группы могла произойти из Навышского рифтогенного комплекса и гранитов, развитых в южной части Волго-Уралии. В этой популяции 5 зерен характеризуются значениями Th/U > 1.5, свойственными магматическому циркону из ультраосновных и основных пород (Heaman et al., 1990; Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011) и циркону из пород высоких степеней метаморфизма (Wanless et al., 2011). Значение Th/U < 0.5, характерное для циркона метаморфического происхождения (Kirkland et al., 2015), имеют 10 зерен (30%) циркона из этой популяции. Столько же зерен циркона характеризуются значениями Th/U 0.5–1.0, типичными для гранитов (Вотяков и др., 2011).

Среднерифейская (1144 ± 36–1386 ± 33 млн лет) самая молодая и вторая по количеству (29%) группа зерен циркона может быть связана с проявлениями коллизионного гранитового магматизма на западной окраине Балтики или магматизма, сопровождавшего формирование Овучского рифтогенного комплекса Сарматии (Кузнецов и др., 2010). В этой группе преобладают зерна циркона со значениями Th/U 0.26–0.69, характерными для циркона из метаморфических пород и гранитов (Вотяков и др., 2011; Пыстин, Пыстина, 2018).

В связи с тем, что почти половина (45%) всех изученных зерен циркона представлена обломками, описать внутреннее строение выделенных по Th/U групп, а также установить связь строения и соотношения Th/U с морфологическими особенностями, к сожалению, невозможно.

Среди полученных датировок зерен циркона из асыввожских песчаников отсутствуют датировки, типичные для протоуралид и тиманид, в частности для позднерифейско-вендских коллизионных и островодужных образований саблегорского вулканического комплекса (Кузнецов и др., 2006, 2007) и поздневендско-кембрийского сальнерско-маньхамбовского интрузивного комплекса (Соболева, 2004; Кузнецов и др., 2007), а также позднекембрийско-раннеордовикские датировки цирконовой популяции из базальных уровней уралид (Кузнецов и др., 2009; Соболева и др., 2012). Отсутствуют также датировки около 900 млн лет, соответствующие времени образования лампрофиров, описанных на Тимане, и датировки около 600 млн лет, отвечающие времени формирования щелочных пикритов и метасоматитов четласского комплекса (Тиманский…, 2010).

Проведено сравнение полученных датировок зерен циркона из асыввожских песчаников с возрастами цирконов из подстилающих песчаников верхнерифейской джежимской свиты (Кузнецов и др., 2010) в том же карьере, а также из близких к песчаникам асыввожской свиты по возрасту, литологическому составу и геодинамическим обстановкам осадконакопления девонских песчаников, залегающих в северо-западной и восточной частях Восточно-Европейской платформы и ее северо-восточного обрамления и входящих в состав саргаевского горизонта Приладожья (Кузнецов и др., 2011), такатинской свиты Южного Урала (Кузнецов и др., 2014б) и шервожской свиты Полярного Урала (Кузнецов и др., 2013).

Графики плотности вероятности распределения возрастов зерен циркона из асыввожской и джежимской свит схожи, хотя в асыввожских песчаниках преобладают ранне- и среднерифейские цирконы, а в джежимских песчаниках – позднепротерозойские цирконы (рис. 6).

Рис. 6.

Сопоставление графиков плотности вероятности распределения возрастов детритового циркона из песчаников асыввожской свиты (жирная линия) с аналогичными графиками для цирконов из (а) джежимской свиты верхнего рифея Южного Тимана (Кузнецов и др., 2010), (б) такатинской свиты нижнего девона Южного Урала (Кузнецов и др., 2014б), (в) шервожской свиты нижнего девона Полярного Урала (Соболева и др., 2010), (г) саргаевского горизонта верхнего девона Приладожья (Кузнецов и др., 2011).

Кривая плотности вероятности распределения возрастов зерен циркона из песчаников асыввожской свиты имеет сходство с аналогичными кривыми для зерен циркона из песчаников такатинской свиты Южного Урала, саргаевского горизонта Приладожья и шервожской свиты Полярного Урала.

Обращает на себя внимание и то, что кривые плотности вероятности распределения возрастов зерен циркона из песчаников джежимской и такатинской свит практически идентичны. Сходство возрастов комплексов, слагающих центральные районы Волго-Уралии, и возраста зерен циркона из песчаников такатинской свиты было отмечено Н.Б. Кузнецовым с соавторами (2014б), которые считают упомянутый регион единственной питающей провинцией для пород такатинской свиты. Мы полагаем, что эти комплексы до определенного времени были одним из источников обломочного материала также и для асыввожских песчаников. Если область питания для такатинских песчаников с течением времени оставалась неизменной, то в более северных (в современных координатах) районах в размыв вовлекались и другие поднятия фундамента, расположенные в пределах Свекофенского и Свеконорвежского обрамления Восточно-Европейской платформы. После формирования континента Балтика районы современного Южного Тимана и Приладожья оказались разделены приподнятой частью фундамента Восточно-Европейской платформы (Kuznetsov et al., 2014а), западная окраина которой еще находилась на заключительной стадии каледонского этапа развития, а бассейн, в котором накапливались асыввожские песчаники, представлял собой отделенное от основной акватории внутреннее море, располагавшееся вдоль современного западного склона Урала (Геология…, 2011).

Если источником обломочного вещества, в том числе алмазов, в породах асыввожской свиты были породы фундамента Восточно-Европейской платформы, то наиболее вероятно, что они же, а не кайнозойские туффизиты (Макеев и др., 1999; Рыбальченко и др., 2011) являлись источником обломочных алмазов в коре выветривания по позднерифейским породам на Немской возышенности Южного Тимана, расположенной в 90 км к юго-востоку от возвышенности Джежимпарма.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе геохимических особенностей песчаников асыввожской свиты сделано заключение о том, что они формировались в мелководной обстановке в условиях теплого климата за счет разрушения богатых кварцем осадочных образований. В песчаниках асыввожской свиты содержатся зерна циркона с возрастами от 3090 ± 19 до 1144 ± 36 млн лет, при этом резко доминируют ранне- и среднерифейские зерна циркона, а зерна циркона с более молодыми возрастами отсутствуют. Отсутствие характерных для палеозойских отложений западного склона Урала позднерифейско-вендских, поздневендско-кембрийских и позднекембрийско-раннеордовикских датировок, а также датировок, типичных для протоуральско-тиманских гранитоидов, прорывающих рифейские толщи Тимана, северных районов Западного Урала и фундамента Печорской плиты (сводка возрастов этих гранитоидов приведена в (Kuznetsov et al., 2014b), свидетельствует о накоплении песчаников асыввожской свиты в изолированном бассейне при неизменных источниках обломочного материала. Девонские песчаники северо-западного, северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы длительное время имели единую область питания – кристаллические комплексы древнего фундамента Восточно-Европейской платформы (центральные районы Волго-Уралии). Кластогенные алмазы могли быть переотложены в песчаники из кимберлитов, расположенных в пределах Коми-Пермяцкого и Сысольского сводов фундамента Восточно-Европейской платформы.

Благодарности. Авторы признательны Н.Б. Кузнецову и В.П. Ковачу за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению статьи, А.А. Соболевой за консультации и А.Н. Сандуле за организационную помощь при проведении полевых работ.

Источники финансирования. Работа выполнена при частичной финансовой поддержке проектов Комплексной программы фундаментальных исследований УрО РАН (№ 18-5-5-31) и Программы ФНИ (базовый проект IX.129.1.2, № гос. рег. АААА-А16-116122110027-2).

Список литературы

  1. Вотяков С.Л., Щапова Ю.В., Хиллер В.В. Кристаллохимия и физика радиационно-термических эффектов в ряде U–Th-содержащих минералов как основа для их химического микрозондового датирования. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2011. 336 с.

  2. Геология и полезные ископаемые России. В шести томах. Т. 1. Запад России и Урал. Кн. 2. Урал. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2011. 584 с.

  3. Гракова О.В. Сравнительная характеристика и условия образования девонских алмазсодержащих отложений Южного и Среднего Тимана. Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. Сыктывкар, 2014. 19 с.

  4. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Мезенская серия – Лист Р-39 (Сыктывкар). Объяснительная записка. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2016. 478 с.

  5. Каулина Т.В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН, 2010. 144 с.

  6. Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В., Герцева М.В., Андреичев В.Л., Дорохов Н.С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 1. Протоуралиды, Тиманиды и доордовикские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3–22.

  7. Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В., Герцева М.В., Андреичев В.Л., Дорохов Н.С. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1. С. 32–45.

  8. Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А., Гриффин У.Л., О’Рейли С., Соболева А.А., Куликова К.В., Удоратина О.В., Моргунова А.А. Первые результаты изотопного датирования детритных цирконов из кластогенных пород комплексов протоуралид-тиманид: вклад в стратиграфию позднего докембрия поднятия Енганэ-Пэ (запад Полярного Урала) // Докл. АН. 2009. Т. 424. № 3. С. 363–368.

  9. Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А., Гриффин У.Л., О’Рейлли С., Куликова К.В., Соболева А.А., Удоратина О.В. Первые результаты U/Pb-датирования и изотопно-геохимического изучения детритных цирконов из позднедокембрийских песчаников Южного Тимана (увал Джежим-Парма) // Докл. АН. 2010. Т. 435. № 6. С. 798–805.

  10. Кузнецов Н.Б., Орлов С.Ю., Миллер Е.Л., Шацилло А.В., Дронов А.В., Соболева А.А., Удоратина О.В., Герелс Дж. Первые результаты U/Pb датирования детритных цирконов из раннепалеозойских и девонских песчаников Южного Приладожья // Докл. АН. 2011. Т. 438. № 6. С. 787–793.

  11. Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Миллер Э.Л., Удоратина О.В., Герелс Дж., Романюк Т.В. Первые U/Pb-датировки детритных цирконов из песчаников среднего и верхнего палеозоя Полярного Урала: тестирование региональных тектонических моделей // Докл. АН. 2013. Т. 541. С. 183–188.

  12. Кузнецов Н.Б., Алексеев А.С., Белоусова Е.А., Романюк Т.В., Реймерс А.Н., Цельмович В.А. Тестирование моделей поздневендской эволюции северо-восточной периферии Восточно-Европейской платформы на основе первых результатов U/Pb-изотопного датирования (LA-ICP-MS) детритных цирконов из верхневендских песчаников Юго-Восточного Беломорья // Докл. АН. 2014а. Т. 458. № 3. С. 313–317.

  13. Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Шацилло А.В., Орлов С.Ю., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Серегина Е.С., Иванова Н.С., Меерт Дж. Первые U/Pb-данные о возрастах детритных цирконов из песчаников верхнеэмсской такатинской свиты Западного Урала (в связи с проблемой коренных источников уральских алмазоносных россыпей) // Докл. АН. 2014б. Т. 455. № 4. С. 427–432.

  14. Макеев А.Б., Рыбальченко А.Я., Дудар В.А., Шеметько В.Г. Новые перспективы алмазоносности Тимана // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейского северо-востока России: новые результаты и новые перспективы. Материалы XIII Геол. съезда Республики Коми. Т. IV. Сыктывкар, 1999. С. 63–66.

  15. Оловянишников В.Г. Первоисточники россыпей алмазов Тимана // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона. Материалы Всеросс. совещания. Сыктывкар, 2001. С. 59–61.

  16. Пыстин А.М., Пыстина Ю.И. Распределение U и Th в цирконах метаморфических пород и гранитоидов Севера Урала // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана Урала и сопредельных территорий. Материалы XII Межрегиональной научно-практической конференции. Уфа, 2018. С. 294–299.

  17. Розен О.М., Журавлев Д.З., Ляпунов С.М. Геохимические исследования осадочных отложений Тимано-Печерской провинции // Разведка и охрана недр. 1994. № 1. С. 18–21.

  18. Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом “TerraneChrone®” // Геодинамика и тектонофизика. 2018. № 1. С. 1–37. https://doi.org/10.5800/GT-2018-9-1-0335

  19. Рыбальченко А.Я., Рыбальченко Т.М., Силаев В.И. Теоретические основы прогнозирования и поисков коренных месторождений алмазов туффизитового типа // Известия Коми НЦ УрО РАН. Вып. 1 (5). Сыктывкар, 2011. С. 54–66.

  20. Соболева А.А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Приполярн6ого Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 146 с.

  21. Соболева А.А., Кузнецов Н.Б., Миллер Э.Л., Удоратина О.В., Герелс Дж., Романюк Т.В. Первые результаты U/Pb-датирования детритных цирконов из базальных горизонтов уралид (Полярный Урал) // Докл. АН. 2012. Т. 455. № 5. С. 570–576.

  22. Страхов Н.М. Проблемы геохимии современного океанского литогенеза. М.: Наука, 1976. 300 с.

  23. Тельнова О.П. Палинологическое обоснование стратиграфии и корреляции девонских отложений возвышенности Джежимпарма (Южный Тиман) // Геология европейского севера России. Сб. 4. Сыктывкар, 1999. С. 5–11 (Труды Ин-та геологии Коми научного центра УрО РАН. Вып. 103).

  24. Тиманский кряж. Литология и стратиграфия, геофизическая характеристика земной коры, тектоника, минерально-сырьевые ресурсы. Т. 2. Ухта: УГТУ, 2010. 437 с.

  25. Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. U/Pb изотопное датирование цирконов из PZ3–MZ магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставления с SHRIMP данными // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 241–258.

  26. Щербаков Э.С., Плякин А.М., Битков П.П. Условия образования среднедевонский алмазоносных отложений Тимана // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона. Материалы Всеросс. совещание. Сыктывкар, 2001. С. 39–40.

  27. Юшкин Н.П., Котов А.А. Черный монацит (“куларит”) Тимана // Минералогия рудоносных территорий европейского северо-востока СССР. Сыктывкар, 1987. С. 58–68.

  28. Bhatia M.R. Plate tectonic and geochemical composition of sandstones // J. Geol. 1983. V. 91. № 6. P. 611–627.

  29. Bostrom K. The origin and fate of ferromanganoan active ridge sediments // Stockholm Contrib. Geol. 1973. V. 27. № 2. P. 148–243.

  30. Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering // Sed. Geol. 1988. V. 55. № 3/4. P. 319–322.

  31. Heaman L.M., Bowins R., Crocket J. The chemical composition of igneous zircon suites: implications for geochemical tracer studies // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. № 54. P. 1597–1607.

  32. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U–Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. V. 211. P. 47–69.

  33. Kaczmarek M.A., Müntener O., Rubatto D. Trace element chemistry and U–Pb dating of zircons from oceanic gabbros and their relationship with whole rock composition (Lanzo, Italian Alps) // Contrib. Mineral. Petrol. 2008. V. 155 (3). P. 295–312. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0243-3

  34. Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M., Evans N., McDonald B. Zircon Th/U ratios in magmatic environs // Lithos. 2015. V. 212–215. P. 397–414. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.021

  35. Košler J., Sylvester P.J. Present trends and the future in geochronology: laser ablation ICPMS // Rev. Mineral. Geochem. 2003. V. 53. P. 243–275.

  36. Kuznetsov N.B., Meert J.G, Romanyuk T.V. Ages of the detrital Zircons (U/Pb, La-ICP-MS) from Latest Neoproterozoic–Middle Cambrian(?) Asha Group and Early Devonian Takaty Formation, the South-Western Urals: a testing of an Australia-Baltica connection within the Rodinia // Precambrian Res. 2014a. V. 244. P. 288–305. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2013.09.011

  37. Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Alekseev A.S., Romanyuk T.V. New data on detrital zircons from the sandstones of Lower Cambrian Brusov Formation (White-Sea region, East-European craton): unraveling the timing of the onset of the Arctida-Baltica collision // Int. Geol. Rev. 2014b. V. 56. № 16. P. 1945–1963. https://doi.org/10.1080/00206814.2014.977968

  38. Linnemann U., Ouzegane K., Drareni A., Hofmann M., Becker S., Gärtner A., Sagawe A. Sands of West Gondwana: an archive of secular magmatism and plate interactions – a case study from the Cambro-Ordovician section of the Tassili Ouan Ahaggar (Algerian Sahara) using U–Pb-LA-ICP-MS detrital zircon ages // Lithos. 2011. V. 123(1–4). P. 188–203. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.01.010

  39. Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. V. 299. P. 715–717.

  40. Roser B.P., Korsch R.J. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio // J. Geol. 1986. V. 94. № 5. P. 635–650.

  41. Rubatto D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U–Pb ages and metamorphism // Chem. Geol. 2002. V. 184. P. 123–138.

  42. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A., Nasdala L., Norberg N., Schaltegger U., Schoene B., Tubrett M.N., Whitehouse M.J. Plesovice zircon – a new natural reference material for U/Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. V. 249. P. 1–35.

  43. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26 (2). P. 207–221.

  44. Wanless V.D., Perfit M.R., Ridley W.I., Wallace P.J., Grimes C.B., Klein E.M. Volatile abundances and oxygen isotopes in basaltic to dacitic lavas on mid-ocean ridges: the role of assimilation at spreading centers. Chemical Geology. 2011. V. 287(1–2). P. 54–65. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2011.05.017

  45. Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., van Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W. Three natural zircon standards for U–Th–Pb, Lu–Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. № 19. P. 1–23.

  46. Williams I.S. U–Th–Pb geochronology by ion microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds. McKibben M.A., Shanks III W.C., Ridley W.I. Rev. Econ. Geol. Spec. Publ. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал