Эволюция фундамента печорской плиты по изотопно-геохронометрическим данным

Тимaно-Печоро-Североуральский сектор литосферы наращивает с сeвe-ро-востока остов Восточно-Европейского кратона (ВЕК) и отождествляется с Печорской плитой. Ее выделение в крупную самостоятельную структуру обусловлено разновозрастностью складчатого основания. В расположенном юго-западнее Тимана Мезенском мегаблоке фундамент архейско-раннепротерозойский, а на Тимане и к сe-вeро-востоку от нeго платформенный чехол подстилается нeрaвномерно дислоцированными и метаморфизованными осадочными и магматическими комплексами рифейско-вендского возраста.

B современном структурном плане платформенного чехла в пределах плиты выделяются различные по строению и геологическому развитию крупные региональные тектонические структуры: Тиманская (Канино-Тиман-ская) гряда, Печорская синеклиза, северные части Предуральского краевого прогиба и Уральского складчатого пояса вплоть до Глaвного Уральского глубинного разлома, который служит восточным структурным ограничением Печорской плиты [16]. Западной и югозападной границей Печорской плиты с Мезенским мегаблоком Восточно-Европейской платформы является Запад-но-Тиманский глубинный разлом.

Для обозначения комплексов пород, слагающих консолидированный фундамент плиты, исследователи используют различные термины: тимани-ды, байкалиды, доуралиды, протоура-лиды, а в последнее время предпочтение отдается тиманидам. По современным представлениям, они обрамляют ВЕК, прослеживаясь от Мугоджар в южной части Урала до п-ова Варангер северного окончания Hорвегии. От Тиманской гряды (типовой области развития тиманид) они простираются далеко нa сeвeро-восток под фанерозой-ские последовательности Печорской синеклизы и шельфа Баренцева моря, появляясь на дневной поверхности ʙ отдельных антиклинальных структу-рaх Полярного Урала (поднятиях Ен-ганэпэ, Манитанырд, Оченырд), Пай-Хоя, о-ва Вайгач и архипелага Новая Земля, а также слагают ЦентральноУральское поднятие.

В Печорской синеклизе фундамент вскрыт скважинами на глубинах от 0.5 км на восточном склоне Тимана до 4.5 км на севере синеклизы. B eго стро-eнии по вещественному составу и характеру магматизма выделяются два мегаблока: Тиманский и Большезе-мельский. В первый входят Тиман и Ижемская зона, а второй состоит из Печорской и Большеземельской зон. Граница между мегаблоками проводится по зоне разломов, именуемой Припечорско-Илыч-Чикшинской и считающейся сутурой.

В докембрийской эволюции Печорской плиты ключевыми моментами до сих пор являются время открытия и закрытия океана.

Образование ВЕК связано с последовательной аккрецией и коллизией трех ранее самостоятельных архейско-раннепротерозойских литосферных сегментов, известных как Сарматия, Bолго-Уралия и Фенноскандия. Их сочленение, сопровождавшееся коллизионными процессами, происходило в интервале 2.1—1.7 млрд лет [56 и ссылки в ней]. Около 2.1— 2.0 млрд лет назад произошло столкновение Волго-Уралии с Сарматией, а образовавшийся мегаконтинент Bолго-Сарматия соединился в позднем пaлeо-протерозое (1.8—1.7 млрд лет) с Фен-носкандией. С этого времени западная часть ВЕК развивалась в режиме активной континентальной окраины, а на востоке и сeвeро-востоке сформировавшегося континента происходил интенсивный рифтинг, сопровождавшийся образованием сети авлакогенов. Коллизионные зоны между Bолго-Ура-лией, Сарматией и Фенноскандией, включающие фрагменты разделяющих их палеопротерозойских океанических структур, были унаследованы рифейс- кими транскратонными рифтовыми системами: Пачелмской, Волыно-Ор-шанской и Среднерусской [56].

Первый эпизод континентального рифтогенеза проявился на восточной периферии кратона в начале рифея. Он привел к заложению Камско-Бельско-го, Пачелмского, Серноводско-Абду-линского авлакогенов, открывавшихся в сторону края континента [35, 50].

Ha сeвeро-восточной окраине кратона рифтогенная деструкция произошла позднее (по разным оценкам, в среднем или позднем рифее) и привела к образованию Среднерусского авлакогена сeвeро-восточной ориентировки, маркирующего шовную зону между Фенноскандией и Bолго-Сарма-тией. В притиманской части он нередко выделяется в качестве самостоятельного Котласского авлакогена, от которого отходят два апофиза сeвeро-западного простирания: Кандалакшско-Двинский и Мезенский авлакогены.

Начало рифтогенеза связывается с заложением обширного прогиба на карельском основании. К востоку от Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны происходило формирование рифта, в результате чего дорифейский кристаллический фундамент превратился в коллаж микроплит и крупных континентальных блоков, которые стали перемещаться в раскрывшийся океанский бассейн. В. Н. Пучков [36, 37] предлагает называть eго Печорским и считает, что океан образовался не позже начала позднего рифея. На территории Тимана и Ижемской зоны (Ти-манский мегаблок) установился режим пассивной континентальной окраины, где на погруженном карельском кристаллическом фундаменте происходило накопление терригенных осадков шельфа, континентального склона и eго подножия. Увеличение глубоковод-ности осадков наблюдается в сeвeро-восточном направлении от Тимана к Печоро-Илыч-Чикшинской зоне разломов. В этом же направлении снижается мощность карелид и возрастает

мощность верхнепротерозойского комплекса.

Отторгнутые во время деструкции ВЕК континентальные блоки находятся в его восточном и северо-восточном обрамлении. Архейский возраст достоверно установлен лишь в Тараташском полиметаморфическом комплексе, представляющем собой фрагмент ВЕК среди рифейских толщ на западном склоне Южного Урала. U—Pb возраст цирконов из гранулитов по разным источникам составляет 2.92 млрд лет [23] и 3.5 млрд лет [43].

На севере Урала большинством исследователей признается раннепротерозойский возраст няртинского, хар-бейского, марункеуского и неркаюско-го полиметаморфических комплексов с различными структурно-вещественными и фациальными характеристиками. Имеющиеся по ним изотопные данные (K—Ar, α —Pb, Pb—Pb, U— Pb, SHRIMP) охватывают интервал от 2.7 до 1.7 млрд лет. Pb—Pb датировки такого же уровня установлены в отдельных зернах циркона из гранитов (2.7 млрд лет), вскрытых скв. 1–Вос-точная Чаркаю в Припечорско-Илыч-Чикшинской зоне [57], и из риолитов (1.7 млрд лет) скв. 1–Сандивей в Боль-шеземельской зоне [9]. О связи этих объектов с ВЕК может свидетельствовать сопоставимость всех датировок с возрастом главных коллизионных процессов при его образовании, а также с более древними рубежами (2.7 и 2.5 млрд лет), с которыми связаны до-карельские процессы роста континентальной коры Сарматии, Волго-Уралии и Фенноскандии [56 и др.].

Инициальный раннерифейский рифтинг на восточной окраине кратона фиксируется U—Pb возрастом цирконов (1635 ± 30 млн лет) из трахибазальтов навышской подсвиты вулканогенно-терригенной айской свиты, считающейся базальным уровнем нижне-рифейской бурзянской серии Башкирского поднятия [22].

На севере Урала и Тимане по некоторым объектам (няртинскому комплексу и его обрамлению, неркаюско-му комплексу, Марункеускому блоку, чешской свите Северного Тимана, гранитам п-ова Канин) имеются возрастные определения (K—Ar, Rb—Sr, Sm—Nd, Pb—Pb, SHRIMP) в интервале 1.64—1.54 млрд лет, сопоставимые с “навышским уровнем”. Но и здесь нельзя исключать вероятность того, что они относятся к дорифтинговой эндогенной эволюции ВЕК, о чем свидетельствует кореллируемость датировок с возрастом готской (1.73— 1.55 млрд лет), телемаркской (1.52— 1.48 млрд лет) и данополонской (1.5— 1.4 млрд лет) орогений [56 и др.].

Это предположение согласуется с проблематичностью выделения нижнего рифея на севере Урала и Тимане. На Приполярном Урале в современных стратиграфических схемах [45] к нижнему рифею отнесены маньхобеинская и щекурьинская свиты. Исследованиями А. М. Пыстина и Ю. И. Пыстиной [30, 38, 39] было показано, что в породах этих стратиграфических подразделений отмечаются реликты высокотемпературных парагенезисов, в частности гранат + роговая обманка, а видовой состав акцессорных минералов, типоморфные минеральные ассоциации и морфология цирконов идентичны метаморфическим образованиям дорифейского няртинского комплекса, поэтому предпочтительнее считать эти стратиграфические единицы составной частью последнего. На Тимане и п-ове Канин ранним рифеем условно датируются чешская свита и микулкин-ская серия, но скорее всего они представляют собой выступы кристаллического фундамента ВЕК. Следует отметить отсутствие нижнерифейских отложений на Полярном Урале и в Мезенской синеклизе. Все это дает основание считать, что в раннерифейское время рассматриваемые нижнедокембрийские комплексы севера Урала входили в состав ВЕК, и поэтому все приведенные выше датировки следует связывать с его эволюцией, а не с историей геологического развития Тимано-Печоро-Североуральского сегмента литосферы.

В конце раннего рифея имело место воздымание ВЕК, обусловленное деформациями сжатия на западе и востоке, что и нашло выражение в региональном несогласии между средним рифеем и подстилающими его более древними образованиями.

В начале среднего рифея в восточной части ВЕК проявился машакский этап рифтогенеза [20, 34, 35 и др.], сопровождавшийся образованием разнообразных эффузивных и интрузивных пород. Время его проявления документируется многочисленными изотопными данными в интервале 1.39— 1.35 млрд лет.

Для подошвы среднерифейского разреза на севере Урала характерны грубообломочные осадочные породы.

На Приполярном Урале пуйвинская свита начинается с кварцитов ошиз-ской толщи, а на Полярном Урале несогласное залегание вулканогенно-осадочной няровейской серии на метаморфических образованиях харбейского комплекса подчеркивается выдержанным по простиранию горизонтом базальных конгломератов.

На Приполярном Урале к продуктам среднерифейского рифтогенеза можно отнести метадиабазы и метабазальты, отмечаемые на уровне пуйвин-ской свиты и выделяемые в толеит-ба-зальтовую верхнекожимскую формацию [12]. В большинстве случаев породы превращены в эпидот-хлорит-роговообманковые сланцы и амфиболиты, поэтому рассчитывать на получение информации о времени их формирования не приходится. По породам и минералам малыкского комплекса, хобеинской свиты, Вангырского гранитного массива, аллювиальных россыпей различными методами (K—Ar, Re—Os, Pb—Pb, SHRIMP) получены возрастные значения в интервале 1.36—1.22 млрд лет.

В основании рифейского разреза Тимана типичные рифтовые комплексы не отмечаются, но по некоторым объектам имеются изотопные данные, соответствующие “машакс-кому уровню”. Скважиной 21–Палью в юго-восточной части Тиманского мегаблока, вблизи Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны разломов, вскрыты диориты, имеющие Rb—Sr возраст 1360 ± 31 млн лет [6]. На Среднем Тимане широко известен диабазовый силл в сланцах паунской свиты, K—Ar возраст которого по амфиболам составляет 1375—1330 млн лет [1].

В пользу среднерифейского возраста заложения северо-восточной окраины ВЕК свидетельствуют Rb—Sr (1050 ± 26 млн лет) [2] и Sm—Nd (1040 ± 180 млн лет) [4] изотопные данные по габбродиабазам и диабазам Северного Тимана, показывающие, что прорываемые ими терригенные отложения барминской серии следует датировать средним рифеем. Об этом же говорит K—Ar возраст глинистой фракции терригенных отложений об-дырской серии, составляющий 990— 945 млн лет (9 определений). По-види-мому, он отражает время проявления катагенетических преобразований осадков, а не возраст пород области сноса. Сопоставимые с машакским уровнем возрастные значения показа- ли цирконы (SHRIMP) из гранитов (1362—1279 млн лет) [54] и кристаллических сланцев микулкинской серии (1372—1225 млн лет) [40] п-ова Канин, а также биотиты (K—Ar; 1325— 1300 млн лет) из гранат-ставролито-вых сланцев чешской свиты Северного Тимана [15]. Pb—Pb возраст отдельных зерен циркона из гранитов, вскрытых скв. 26–Восточная Харъяга в Боль-шеземельской зоне, составляет 1447— 1200 млн лет [57].

В конце среднего и начале позднего рифея ВЕК испытал сжатие, обусловленное вхождением его в суперконтинент Родиния. Вдоль западной границы сформировался Свеконорвежс-кий орогенический пояс (1.14— 0.90 млрд лет), совпадающий по времени с гренвильской орогенией в Северной Америке.

О том, что гренвильские события получили отклик в Тимано-Печоро-Североуральском регионе, свидетельствуют более сложная по архитектуре складчатость нижней части рифейских отложений Тиманского мегаблока [9] и немногочисленные изотопные данные. Это приводимые выше Rb—Sr и Sm—Nd возрасты по базитам Северного Тимана, которые коррелируются с возрастами диабазов п-овов Средний, Рыбачий, о-ва Кильдин [58] и габбродиабазов Южного Урала [10, 47], также прорывающих среднерифейские отложения. На Вымской гряде (р. Умба) в скв. 425 на глубине 441 м в трубке взрыва встречен ксенолит эклогита, K—Ar возраст которого по флогопиту составляет 965 ± 25 млн лет. На гренвильский источник магмопрояв-лений указывают наследованные генерации циркона (1013—905 млн лет; Pb—Pb) из гранитоидов фундамента Печорской синеклизы (скв. 10—Южная Чаркаю, 26–Вос-точная Харъяга) [57]. Об этом же свидетельствует минимальный “прове-нанс”-возраст цирконов из кварцито-песчаников джежимской свиты (Южный Тиман), равный 1042 млн лет [28]. Аналогичный возраст установлен в некоторых объектах Приполярного и Полярного Урала.

Распад Родинии начался в позднем рифее, примерно с 850 млн лет [56]. В Тиманском мегаблоке стабилизировался режим пассивной окраины, который просуществовал до активного проявления аккреционных (коллизионных) процессов, а в Большеземельском и 18

Североуральском мегаблоках образовались континентальные массивы, разделенные бассейнами с различным типом коры. Их реликты фиксируются на поднятии Енганэпэ и некоторых других объектах, а в Большеземельс-ком мегаблоке устанавливаются по геофизическим данным и по результатам бурения. В центральной части Хорей-верской впадины выделяется Хорей-верский микроконтинент, который, на основании сходства вскрытых скважинами эффузивных пород с верхнедокембрийскими образованиями Приполярного Урала и предположения ряда исследователей [11 и др.] о продолжении доуралид Приполярного Урала в Большеземельскую тундру, рассматривается как единый Хорейверско-Ко-жимский микроконтинент [9]. Припе-чорско-Илыч-Чикшинская зона разломов по набору эффузивов известковощелочной серии, интрузий магматических пород от ультраосновного до кислого составов классифицируется как островодужная система, образовавшаяся при закрытии океанического бассейна [17]. В пограничной области между Хорейверским микроконтинентом и Варандей-Адзьвинской структурной зоной предполагается наличие спрединговой зоны, трассируемой в юго-восточном направлении до пересечения с грядой Чернышева и далее к поднятию Енганэпэ [21].

На Тимане и севере Урала в основании верхнерифейских стратиграфических последовательностей отмечаются конгломераты и кварциты, что свидетельствует о предшествовавшем перерыве в осадконакоплении. Распад Родинии синхронизируется с образованием карбостромовой (рифовой) формации, прослеживаемой по геологическим и геофизическим данным вдоль границы шельфа и континентального склона от о-ва Кильдин до Полюдова кряжа и далее вдоль западного склона Урала на север до Полярного Урала, а на юге — до Горной Башкирии [32, 33]. Это хорошо узнаваемый репер, позднерифейский возраст которого, отвечающий миньярс-кому и преимущественно укскому уровням верхнего каратавия, установлен по строматолитам и микрофитолитам.

Обусловленные распадом Родинии магматические и метаморфические процессы подтверждаются многочисленными изотопными данными в интервале 850—600 млн лет, полученны- ми по различным объектам Тимана, Печорской синеклизы, Приполярного и Полярного Урала.

О существовании позднерифей-ского океанического бассейна свидетельствуют геологические и изотопные данные по объектам, формирование которых связано с океаническими и островодужными геодинамичес-кими обстановками. В зоне Припечор-ско-Илыч-Чикшинского разлома K— Ar возраст биотитов из диоритов, вскрытых скв. 1–Северный Савино-бор, составляет 669—651 млн лет [57]. Представительные результаты получены по цирконам из интрузивных пород поднятия Енганэпэ, слагающих отдельные тектонические блоки, рассматриваемые как разрозненные элементы докембрийской офиолитовой ассоциации [62]. Возраст кварцевых диоритов составляет 734 ± 8 млн лет (SHRIMP) [31], тоналитов — 719 ± 10 млн лет (U—Pb) [13], а жильных плагиогранитов, прорывающих кварцевые диориты, —670 ± 5 млн лет (U—Pb) [49]. Эти данные получили подтверждение при “провенанс”-дати-ровании кластогенных цирконов из молассовых отложений енганэпэйской толщи [25]. Из пробы песчаников было проанализировано 47 зерен, 46 из которых показали возраст в интервале 760—590 млн лет с отчетливо выраженным максимумом 704 млн лет и с менее выраженными пиками 656 и 628 млн лет.

Примерно в 30 км южнее хр. Енга-нэпэ в районе увала Качамыльк (ср. течение р. Хароты) бурением были вскрыты серпентиниты, выделенные под названием харотского гипербази-тового комплекса рифейского возраста [52], которые трансгрессивно перекрыты полимиктовыми гравелитами и песчаниками с обломками серпентинитов и зернами хромитов манитанырд-ской свиты позднекембрийско-ранне-ордовикского возраста.

Позднерифейский возраст (695 ± 4 млн лет) получен по микропробе циркона (Pb—Pb) из андезида-цитов саблегорской свиты, вмещающих граниты Лапчавожского массива возрастом 632 ± 5 млн лет, установленным тем же способом [45]. Одни исследователи относят эти объекты к океаническим образованиям [41], а другие считают, что они сформировались в субконтинентальных условиях [9]. Сопоставимый возраст, равный 642 млн лет, был получен U—Pb клас-

сическим методом по цирконам из саблегорских риолитов в районе Малопа-токского гранитного массива [51].

Докембрийский возраст имеют и породы мафит-ультрамафитовой ассоциации восточного склона Полярного Урала. Так, при Sm—Nd датировании пород и минералов габбро-гипербази-тового массива Сыумкеу был получен изохронный возраст 604 ± 39 млн лет [14], который по произведенному нами пересчету аналитических данных достигает 650 млн лет [3]. Ранневендский возраст (578 ± 8 млн лет) зафиксирован при локальном датировании цирконов из окварцованных габбронори-тов дзеляюского комплекса [61]. Предположительно докембрийский возраст имеет расположенный рядом парус-шорский базит-гипербазитовый комплекс, классифицируемый как сутурная зона северо-западного простирания [36, 37]. По отдельным зернам циркона из хромититов реститовых комплексов Войкаро-Сынинского массива также установлены U—Pb (SHRIMP) возрастные значения в интервале 622— 585 млн лет [44].

Существует много моделей по-зднерифейской эволюции Большезе-мельского мегаблока. Их основное различие заключается в том, что одни исследователи рассматривают его как внутреннюю зону Урало-Тиманского подвижного пояса, а другие считают активной окраиной гипотетического континента Арктида, в состав которого вошли отторгнутые в позднем ри-фее от ВЕК микроконтиненты, континентальные блоки. По-разному трактуется и финальная стадия столкновения Большеземельского мегаблока с Тиманской пассивной окраиной Балтики. Это либо последовательная аккреция островных дуг и микроконтинентов [59 и др.], либо коллизия активной окраины Арктиды и пассивной окраины Балтики [26 и др.] с сопутствующим орогенезом. В обоих случаях сочленение происходило по зоне Припечорско-Илыч-Чикшинско-го разлома (сутуре), результаты аккреционных (коллизионных) и орогенных процессов нашли отражение в складчатых докембрийских сооружениях Тимана, Полярного и Приполярного Урала, а новообразованная Печорская плита вступила в этап платформенного развития.

В этой связи принципиальное значение приобретает время столкновения Большеземельского и Тиманского мегаблоков, которое синхронизируется с гранитоидным магматизмом. В последние годы стали очень популярными Pb—Pb данные по единичным кристаллам циркона из интрузивных пород, вскрытых рядом скважин в Ти-манском и Большеземельском мегаблоках [57]. Их возраст в большинстве случаев оказался равным 565— 550 млн лет, который и стал интерпретироваться как возраст коллизионного магматизма [17, 26, 57 и др.]. Здесь следует обратить внимание на то, что возраст цирконов указывает на приуроченность гранитоидного магматизма к границе раннего и позднего венда, а в Тиманском мегаблоке нет достоверного нижнего венда [42]. Кроме того, настораживает синхронность гранитов и диоритов, возможная при общности петрогенезиса, но ее установление нуждается в специальном изучении. Формирование диоритов предполагается на более ранних стадиях развития островной дуги [9, 17].

Вступление Печорской плиты в стадию платформенной стабилизации связывается с посторогенным субщелочным магматизмом [9, 17], который должен иметь более молодой возраст по сравнению с коллизионным или по крайней мере сопоставимый с ним. Однако имеющиеся в настоящее время изотопные данные по щелочным магматитам не согласуются с этими представлениями. Rb—Sr возраст монцонитов п-ова Канин равен 604 ±13 млн лет. На Северном Тимане цирконы из оливин-кер-сутитовых габбро показали 616 ± 3 млн лет (Pb—Pb) и 614 ± 2 млн лет (SHRIMP) [60]. Rb— Sr возраст щелочных и нефелиновых сиенитов в разных массивах составляет 622—590 млн лет [2], а по отдельным кристаллам циркона получены значения 613 ± 2 млн лет (Pb—Pb) [5] и 613 ± 7 млн лет (SHRIMP) [60]. Практически такой же возраст (600 ± 15 млн лет) установлен на Среднем Тимане при K—Ar датировании карбонатитов и флогопитовых слю-дитов четласского комплекса [7]. С ним коррелируется K—Ar возраст (578 млн лет) монцонитов, вскрытых скв. 4–Изкось-Гора в Восточном При-тиманье [18].

Аналогичный возраст имеют однотипные породы Кваркушского поднятия. Rb—Sr возраст граносиенитов Троицкого массива составляет 621 ± 12 млн лет [24], а пикритов кусь- инского комплекса — 608 ± 3 млн лет [19]. Sm—Nd возраст керсутитовых габбро благодатского комплекса равен 626 ± 57 млн лет [19]. Сравнение этих данных с Pb—Pb возрастом гранитои-дов показывает, что коллизионные события происходили позднее, что и вызывает определенные сомнения в легитимности значений возраста, полученных по циркону.

Проведенное нами Rb—Sr датирование гранитоидов фундамента Печорской синеклизы, причем и из тех скважин, откуда анализировались цирконы, показало, что их возраст составляет 615—604 млн лет [6]. Rb—Sr возраст гранитоидов Ижемской зоны коррел-лируется с возрастом однотипных пород Северного Тимана. Они исследовались комплексом методов, и в результате было установлено, что Rb— Sr возраст гранитоидов разных массивов находится в интервале 587— 597 млн лет [2], Pb—Pb возраст единичных зерен циркона составляет 621 ± 3.5 млн лет [5], а при их SHRIMP-датировании был получен возраст, равный 617 ± 6 млн лет [60].

На Приполярном Урале возраст цирконов из гранитоидов Малдинско-го массива составляет 584 ± 9 млн лет (Pb—Pb) [45], Вангырского массива — 598 ± 5 млн лет (SHRIMP) [27] и Малопатокского массива — 606 млн лет (U—Pb) [51]. На Полярном Урале довендский возраст (626— 605 млн лет) установлен при K—Ar датировании темноцветных минералов из эклогитов Марункеуского блока [48]. Обращает на себя внимание отсутствие значений возраста меньше 590 млн лет среди “провенанс”-дати-ровок по цирконам из песчаников ен-ганэпэйской толщи [25]. Породы с таким возрастом на поднятии Енганэпэ не установлены. Если толщу рассматривать как молассовую, то можно предположить, что такие породы когда-то существовали, но вследствие орогенеза были разрушены. Главное то, что нет геохронометрических данных, соответствующих рубежу раннего и позднего венда. Не исключено, что приведенные выше возрастные значения по океаническим образованиям восточного склона Полярного Урала, отвечающие границе рифея-венда, также отражают время проявления конструктивных событий.

Таким образом, совокупность возрастных данных, приуроченных преимущественно к концу позднего ри- 19

фея, предполагает наличие довендской аккреционной структуры в области сочленения Тиманского и Большезе-мельского мегаблоков — островной дуге, образовавшейся при закрытии океана. Если ориентироваться на возраст диоритов из скв. 1–Северный Са-винобор, то эти процессы начались раньше 660 млн лет. Они же в конечном итоге обусловили надвигание Ти-манского мегаблока на остов ВЕК, вызвав складчатость и внутриплитный орогенез на Тимане и п-ове Канин, чем и объясняется одновременное проявление гранитоидного и щелочного магматизма в Тиманском и частично в Большеземельском мегаблоках.

Заключительный этап эндогенной активности, с которым связываются кратонизация и стабилизация Печорской плиты, приходится на интервал 565—500 млн лет, т. е. от начала позднего венда до начала позднего кембрия. Он образован датировками по различным объектам Большеземельской зоны, Тимана и п-ова Канин, а также Приполярного Урала. Лишь в Харбей-ском и Марункеуском блоках Полярного Урала при статистической обработке изотопных данных отмечается полное отсутствие датировок в интервале 600—516 млн лет. В Большеземель-ской зоне Rb—Sr возраст гранитов из скв. 26–Восточная Харъяга составляет 561 ± 12 млн лет [6], а по риолитам сандивейской свиты (молассовой) из скв. 4–Сандивей получен K—Ar возраст, равный 515 млн лет [57]. В рассматриваемый интервал попадают U—Pb и Pb—Pb возрастные данные по цирконам из гранитоидов Народинско-го, Малопатокского, Ильяизского, Маньхамбовского, Тынаготского, Ма-лотынаготского, Лавкашорского, Свободненского и Лемвинского массивов, которые по геохимической типизации отвечают поздне- и постколлизионным, а также внутриплитным образованиям [29]. Аналогичными возрастами характеризуются риолиты [45]. На Полярном Урале Rb—Sr возраст щелочных гранитов Сядатаяхинской интрузии составляет 506 ± 4.5 млн лет, а U—Pb (SHRIMP) — 516 ± 16 млн лет [8]. При локальных исследованиях цирконов из субвулканических риолитов поднятия Енганэпэ получен возраст 555—547 млн лет [53]. Отсутствие цирконов такого возраста в составе песчаников енганэпэйской толщи говорит о том, что она формировалась в раннем венде. На Северном Ти- 20

мане интрузивный магматизм завершился внедрением дайковой серии щелочных габброидов, имеющих Rb—Sr возраст 534 млн лет [2]. Основной максимум K—Ar датировок по минералам из постскладчатых пегматитов п-ова Канин приходится на 550 млн лет. K—Ar возраст флогопитов из гидро-термалитов четласского комплекса Среднего Тимана составляет 565— 559 млн лет [7].

Совокупность изотопных данных возрастного диапазона 565— 500 млн лет показывает, что если формирование тиманских пород происходило во внутриплитной обстановке, то в Большеземельской зоне и на севере Урала это было связано с предрифто-генным поднятием, за которым последовали деструктивные преобразования, обусловившие раскрытие Палеоуральского океана.

Таким образом, обзор изотопногеохронометрических данных дает основание считать, что заложение океанического бассейна на северо-восточной окраине ВЕК происходило в среднем рифее, а его закрытие, вызвавшее тиманскую складчатость, приурочено к рубежу рифея и венда.