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
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.
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).
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).
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.
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.
№ 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 |
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.
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).
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
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.
Геология и полезные ископаемые России. В шести томах. Т. 1. Запад России и Урал. Кн. 2. Урал. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2011. 584 с.
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.
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.
Каулина Т.В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН, 2010. 144 с.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
Оловянишников В.Г. Первоисточники россыпей алмазов Тимана // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона. Материалы Всеросс. совещания. Сыктывкар, 2001. С. 59–61.
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.
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.
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
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.
Соболева А.А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Приполярн6ого Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 146 с.
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.
Страхов Н.М. Проблемы геохимии современного океанского литогенеза. М.: Наука, 1976. 300 с.
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).
Тиманский кряж. Литология и стратиграфия, геофизическая характеристика земной коры, тектоника, минерально-сырьевые ресурсы. Т. 2. Ухта: УГТУ, 2010. 437 с.
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.
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.
Юшкин Н.П., Котов А.А. Черный монацит (“куларит”) Тимана // Минералогия рудоносных территорий европейского северо-востока СССР. Сыктывкар, 1987. С. 58–68.
Bhatia M.R. Plate tectonic and geochemical composition of sandstones // J. Geol. 1983. V. 91. № 6. P. 611–627.
Bostrom K. The origin and fate of ferromanganoan active ridge sediments // Stockholm Contrib. Geol. 1973. V. 27. № 2. P. 148–243.
Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering // Sed. Geol. 1988. V. 55. № 3/4. P. 319–322.
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.
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.
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
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
Košler J., Sylvester P.J. Present trends and the future in geochronology: laser ablation ICPMS // Rev. Mineral. Geochem. 2003. V. 53. P. 243–275.
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
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
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
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.
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.
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.
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.
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.
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
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.
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
Стратиграфия. Геологическая корреляция