Возрастные ограничения верхнедокембрийских отложений Приполярного Урала и корреляция со смежными районами Тимано ­Североуральского региона

В последние 10–15 лет большое внимание в пределах Тимано-Североуральского региона, включающего Канино-Тиманский кряж, северные районы Урала, Пай-Хой и заключенную между ними Печорскую низменность, уделяется изучению позднепротерозойских структурно-вещественных комплексов. Большинство исследователей признают проявление в позднедокембрийской истории Тимано-Североральского сегмента земной коры островодужного магматизма и складчатости и рассматривают формирование верхнепротерозойского структурного этажа с актуалисти-ческих позиций, выделяя этапы рифтогенеза, заложения палеокеана, образования пассивной континентальной окраины, субдукции и коллизии, хотя время проявления этих этапов, их масштабность и особенности геодинамической эволюции трактуются по-разному (Оловянишников, 1998; Gee, Pease, 2004; Нечеухин и др., 2009; Пучков, 2010; Кузнецов, 2008; Костюченко и др., 2012 и др.). Это связано в том числе с неодинаковой оценкой возраста и стратиграфической позиции отдельных докембрийских стратонов в разных районах Тимано-Североуральского региона.

Установление возрастных ограничений верхнедокембрийского разреза северных районов Урала и Кани-но-Тиманской гряды, особенно ее нижней возрастной границы (вопрос, напрямую связанный со временем заложения Тиманской пассивной окраины), осложняется тем, что на всей этой территории предполагаемые подстилающие дорифейские толщи надежно выделяются только на Приполярном Урале в северной части Ляпинского антиклинория 1. Здесь вскрывается наиболее полный для всего Тимано-Североуральского региона разрез докембрия. Поэтому именно этот район может рассматриваться как один из опорных объектов для решения актуальных проблем верхнего докембрия Тимано-Североуральского региона. Тем не менее если исходить из признания возможности объединения верхнедокембрийских образований Канино-Тиманской гряды и Урала в единый мегакомплекс ти-манид (Пучков, 2010), то вопросы возрастных ограничений, источников сноса и геодинамических условий образования верхнедокембрийских комплексов Приполярного Урала необходимо рассматривать

• ¹    На п-ве Канин есть предпосылки для отнесения к дори-фейскому разрезу метаморфических образований ми-кулкинской серии (Пыстин, Пыстина, 2006). На Полярном Урале к нижнему докембрию относится харбейский поли-метаморфический комплекс в составе четырех свит (снизу вверх): марункеуской, лаптаюганской, ханмейхойской и па-риквасьшорской (Государственная..., 2014). Однако степень геохронологического обоснования возраста пород названных подразделений остается недостаточной.

в сравнении с однотипными отложениями смежных районов Урала и Тимана. В 2019 г. нами была предпринята попытка оценить состояние вопроса со стратиграфической изученностью приполярноуральского докембрия и с учетом полученных к тому времени геологических и геохронологических данных предложен авторский вариант стратиграфического расчленения и возрастных ограничений верхнедокембрийских толщ этого района (Пыстин, Пыстина, 2019). Накопленные в последние годы геохронологические данные по верхнедокембрийским отложениям как Приполярного Урала, так смежных с ним районов определяют возможность актуализации ранее разработанной нами стратиграфической схемы докембрия Приполярного Урала, а также создают предпосылки для корреляции верхнедокембрийских разрезов разных районов севера Урала и Канино-Тиманской гряды.

Верхний докембрий Приполярного Урала

В стратиграфических схемах Урала, утвержденных на последнем (четвертом) Уральском межведомственном стратиграфическом совещании (Стратиграфические…, 1993) в позднедокембрийском разрезе Ляпинского антиклинория Приполярного Урала (рис. 1-I), как и в Башкирском мегантиклинории на Южном Урале, выделяются отложения всех трех подразделений рифея и вендские образования (снизу вверх): маньхобеинская (RF1), щокурьинская (RF1), пуй-винская (RF2), хобеинская (RF3), мороинская (RF3), саблегорская (RF3–V1) и лаптопайская (V2) свиты (рис. 2, колонка 1). В более поздних схемах, разработанных при подготовке к изданию государственных геологических карт, названия и последовательность ранее выделенных стратиграфических подразделений была сохранена (рис. 2, колонки 2–4). Разногласия появились по поводу возраста маньхобеинской и щокурьинской свит, которые были выделены в качестве базальных (маньхобеинская свита) и нижних уровней рифейско-го разреза (щокурьинская свита) и отнесены к нижнему рифею (Стратиграфические…, 1993). В более поздних схемах они обозначены как среднерифейские образования. Кроме того, пуйвинская свита отнесена в верхнему рифею (Государственная…, 2001) (рис. 2, колонка 2), а няртинский метаморфический комплекс (няртинская свита, по авторам схемы) — к нижнему рифею (Государственная…, 2013) (рис. 2, колонка 4).

Целенаправленные геологические и геохронологические исследования метаморфических образований этого района подтвердили представление о дори-фейском возрасте пород няртинского комплекса. U-Pb (LA-SF-ICP-MS)-возраст гранулитоморфных цирконов из гнейсов этого комплекса, вычисленный по верхнему пересечению дискордии с конкордией (по 44 ло-

Рис. 1. Схема геологического строения Тимано-Североуральского региона

Условные обозначения: 1, 2 — палеозойские формации Урала и Тимана: 1 — палеоокеанические, 2 — палеоконтиненталь-ные; 3 — платформенный чехол Восточно-Европейской платформы и Печорской плиты; 4 — слабометаморфизованные верхнедокембрийские комплексы; 5 — глубокометаморфизованные нижнедокембрийские и предположительно нижнедокембрийские комплексы (1 — малыкский, 2 — марункеуский, 3 — харбейский, 4 — хараматалоуский, 5 — хордъюский, 6 — неркаюский, 7 — николайшорский, 8 — микулкинский). Основные области развития верхнего докембрия: 9 — Пай-Хой, 10 — северное и западное обрамление Харбейско-Марункеуского антиклинория, 11 — хребет Оченырд, 12 — хребет Енганепэ, 13 — хребет Манитанырд, 14 — Центрально-Уральская зона Приполярного Урала, 15 — Кваркушское поднятие, 16 — Полюдовское поднятие, 17 — поднятие Жежимпарма, 18 — поднятие Очпарма, 19 — Вымская гряда, 20 — Обдырское поднятие, 21 — Четласское поднятие, 22 — Цилемское поднятие, 23 — Северный Тиман, 24 — Канин Камень. Белые прямоугольники — опорные участки для изучения базальных отложений верхнего докембрия: I — Ляпинский антиклинорий, западное и северо-западное обрамление николайшорского метаморфического комплекса, II–Харбейско-Марункеуский антиклинорий, западное обрамление марункеуского и харбейского метаморфических комплексов, III — п-ов Канин, северо-западное обрамление микулкинского метаморфического комплекса

• Fig. 1.    Geological structure of the Timan-Northern Ural region

Legend: 1, 2 — Paleozoic formations of the Urals and Timan: 1 — paleoceanic, 2 — paleocontinental; 3 — platform cover of the East European Platform and the Pechora Plate; 4 — weakly metamorphosed Upper Precambrian complexes, 5 — deeply metamorphosed Lower Precambrian and presumably Lower Precambrian complexes (1 — Malyk, 2 — Marunkeu, 3 — Kharbey, 4 — Kharamatalou, 5 — Khordy, 6 — Nerkayu, 7 — Nikolaishor, 8 — Mikulkin). The main areas of development of the Upper Precambrian: 9 — Pai-Khoi, 10 — northern and western framing of the Kharbey-Marunkeu anticlinorium, 11 — Ochenyrd ridge, 12 — Enganepe ridge, 13 — Manitanyrd ridge, 14 — Central Ural zone of the Subpolar Urals, 15 — Kvarkush uplift, 16 — Polyudovskoye uplift, 17 — Dzhezhimparma uplift, 18 — Ochparma uplift, 19 — Vym ridge, 20 — Obdyr uplift, 21 — Chetlasskoye uplift, 22 — Tsilma uplift, 23 — Northern Timan, 24 — Kanin Stone. White rectangles are reference areas for studying the basal deposits of the Upper Precambrian: I–Lyapin anticlinorium, western and northwestern framing of the Nikolaishor metamorphic complex, II — Kharbey-Marunkeu anticlinorium, western framing of the Marunkeu and Kharbey metamorphic complexes, III — Kanin Peninsula, northwestern framing of the Mikulkin metamorphic complex кальным измерениям), оказался равным 2127 ± 31 млн лет (Пыстина и др., 2019). Было также получено изотопно-геохронологическое обоснование раннепротерозойского возраста пород маньхобеинской и що-курьинской свит (Пыстин, Пыстина, 2019). При этом было показано, что маньхобеинская свита не имеет самостоятельного стратиграфического значения, т. к. выделена ошибочно на месте комплекса низкотемпературных диафторитов по породам, аналогичным тем, которыми сложен няртинский комплекс (Пыстин, Пыстина, 2014, 2019 и др.)2.

Подразделения стратиграф. шкалы

I

Стратиграфические подразделения: свиты (серии, комплексы)

V

Лаптопайская

Лаптопайская

PR:

RF

Мороинская

Хобеинская

Саолегорская ww Мороинская Хобеинская

■\ZV\ZVXZXAZ\ZV'

Пуйвинская

Саблегорская

Саблегорская

RF,

Пуйвинская

Щокурьинская

Маньхобеинская

Мороинская Хобеинская

Мороинская Хобеинская

Пуйвинская

Щокурьинская

Пуйвинская

Щокурьинская

Маньхобеинская

Маньхобеинская

RF,

Щокурьинская Маньхобеинская

Няртинская свита

PR,

Няртинский комплекс

Няртинская серия

Няртинская свита

Рис. 2. Стратиграфические схемы докембрийских отложений Приполярного Урала.

Источники: 1 — (Стратиграфические…, 1993), 2 — (Государственная…, 2001), 3 — (Государственная…, 2007), 4 — (Государственная…, 2013)

• Fig. 2.    Stratigraphic charts of Precambrian deposits in the Subpolar Urals

  Sources: 1 — (Stratigraphic…, 1993), 2 — (State…, 2001), 3 — (State…, 2007), 4 — (State…, 2013)

Таким образом, установлено, что верхнедокембрийский разрез на Приполярном Урале начинается не с маньхобеинской или няртинской свит, а с пуйвин-ской свиты, как это предполагалось М. В. Фишманом (1971) и В. Н. Пучковым (2010 с ссылками). Вопрос о возрасте пород пуйвинской свиты, а следовательно и о нижнем возрастном ограничении приполярноуральского верхнего докембрия, остается предметом обсуждения. К среднему рифею пуйвинскую свиту относят по наличию в породах среднерифейских микро-фоссилий (Стратиграфические…, 1993). Однако впервые выполненные U-Pb (LA-SF-ICP-MS)-датировки детритовых цирконов (dZr) из метатерригенных сланцев пуйвинской свиты (Пыстин и др., 2019; Pystin et al., 2020) дали основание считать их верхнерифейски-ми образованиями.

Максимально возможный нижний возрастной предел начала формирования свиты, судя по рассчитанному средневзвешенному возрасту трех наиболее молодых зерен dZr, 883 ± 71 млн лет. Значение верхнего возрастного рубежа можно считать близким возрасту кислых вулканитов, согласно залегающих в средней-верхней частях разреза свиты: 647 ± 3 млн лет (циркон, U-Pb (LA-ICP-MS)-метод (Пыстин и др., 2025). С учетом того что возраст рассматриваемого стратона не может быть древнее наиболее молодых датировок dZr, но может быть сколь угодно моложе, была сделана попытка оценить возможное время его формирования. Расчет показал, что при мощности 6

пуйвинской свиты около 1.5 км (по разным оценкам от 600 м до 2.0 км) и скорости накопления терригенных мелководно-морских отложений — 15–25 м/млн лет (Сеславинский, 1984), ее возрастной интервал не может быть более 100 млн лет. Принимая датировку кислых вулканитов за верхний возрастной предел свиты, ее нижний возраст можно ограничить рубежом около 750 млн лет.

За верхний временной предел геологического разреза доуралид Приполярного Урала может быть принят возраст кислых вулканитов в составе лаптопай-ской свиты, выделяемой в качестве орогенной молассы тиманид, — 522–514 млн лет (Удоратина и др., 2025 и ссылки в этой работе).

Таким образом, можно констатировать, что верхнедокембрийский разрез Приполярного Урала включает отложения второй половины верхнего рифея и всего венда. Венчающая разрез приполярноуральских тиманид лаптопайская свита, вероятно, имеет поздневендско-раннекембрийский возраст. В свете имеющихся данных может быть уточнен возраст хо-беинской, мороинской и саблегорской свит. Судя по имеющимся датировкам dZr, хобеинская и мороин-ская свиты имеют позднерифейский или более молодой возраст (Пыстин и др., 2022). С учетом оценки верхнего возрастного рубежа пуйвинской свиты (около 650 млн лет) и возраста нижней границы венда, принятой в Общей стратиграфической шкале — 600 млн лет (Стратиграфический кодекс…, 2019), наиболее ве- роятное время формирования хобеинской и мороин-ской свит — конец позднего рифея. За верхнюю возрастную границу мороинской свиты можно принять U-Pb-датировку циркона из прорывающих ее гранитов Кузьпуаюского массива — 601 ± 5 млн лет (Пыстин, Пыстина, 2008). Саблегорская свита, скорее всего, полностью относится к венду.

Однако решение вопроса о принадлежности верхнедокембрийских стратонов Приполярного Урала, как и других рассмотренных в статье районов, связано в том числе с возрастной оценкой нижней границы венда. Если принять нижнюю границу венда на уровне 640 млн лет (Семихатов и др., 2015) или 650 млн лет

(Сергеева, Пучков, 2022), то в разрезе верхнего докембрия Приполярного Урала только пуйвинская свита может принадлежать к верхнему рифею, а хобеинская, мороинская и саблегорская свиты должны быть отнесены к венду.

В настоящей статье, учитывая, что вопрос о нижней границе венда находится в стадии обсуждения, принимается вариант, утвержденный в Стратиграфическом кодексе России (2019).

Актуализированная схема стратиграфии докембрия северной части Ляпинского антиклинория и уточненная в соответствии с этой схемой геологическая карта приведены на рис. 3, 4.

Подразделения стратиграфической шкалы
оз о	св О ё я о О		св 0) Й а О	св н о S О
	« о Он св е		эВ О СО О о св К	JS S ю
HS О м О X о о х С	5S S X ЕЯ о сс			ВД	< >
		й S Он	г IX 2 ь и
	ж я к и

Николайшорский

Стратиграфические подразделения											Геохронологические данные
WW Лапто				■w пайс ■ЧАЛ		\AZ\ZV\Z\ кая свита кАА А А А					mZr522 ±8
Л	а С<	16.	\/ пе	V ГО	и ЭС	^ ка	/> я	А :bi	<\ ГП	А 1	mZr550; 516± 19 519± 17;495±4 Pb/Sr 586+21; 603+8
Мороинская свита											dZr 1057 ±27
Хобеинская свита ’V/V/V/V/V/V/V/KZV/K/V/X											dZr 934 ±27; 988 ±28
Пуйв				ин	ска;		свита				dZr 883 ±71; 981 ±33

Щокурьинская свита

Рис. 3. Стратиграфическая схема доордовик-ских отложений северной части Ляпинского антиклинория. Геохронологические данные: mZr — магматогенные и метаморфогенные цирконы, dZt — детритовые цирконы (U-Pb-датировки получены методами SIMS, TIMS, LA-ICP-MS). Возрастные границы подразделений стратиграфической шкалы приняты в соответствии со Стратиграфическим кодексом России (2019)

Fig. 3. Stratigraphic diagram of Pre-Ordovician deposits in the northern part of the Lyapin anticlinorium. Geochronological data: mZr — magmatic and metamorphic zircons, dZt — detrital zircons (U-Pb dates were obtained using SIMS, TIMS, and LA-ICP-MS methods). The age boundaries of the stratigraphic scale units are adopted in accordance with Stratigraphic Code of Russia (2019)

Рис. 4. Геологическая карта северной части Ляпинского антиклинория (по: Пыстин, 2021) с уточнениями: 1 — верхне-четвертичные–современные отложения (Q_3–4), 2 — надотамыльская свита (D_2–3), 3 –верхнесилурийско-нижнедевонские отложения (S₂–D₁), 4 — силурийские отложения (S_1–2), 5 — верхнеордовикские отложения (O₃), 6 — кожимская свита (O₂), 7 — саледская свита (O_1–2), 8 — обеизская свита (O₁), 9 — алькесвожская толща (Є₃–O₁), 10 — саблегорская свита (V₁), 11 — мороинская свита (RF₃–V₁), 12 — хобеинская свита (RF₃), 13 — пуйвинская свита (RF₃), 14 — щокурьинская свита (PR₁), 15 — николайшорский метаморфический комплекс (PR₁), 16–19 — гранитоидные и диорит-тоналитовые комплексы: 16 — сальнеро-маньхамбовский гранитный (V–Є₁): а — I фаза, b — II фаза, 17 — водораздельный гранитный (V₁), 18 — панэчаизский диорит-тоналитовый (RF₃), 19 — кожимский гранитный (RF₃), 20 — николайшорский гранито-гнейсовый комплекс (PR₁), 21 — парнукский габбро-диоритовый комплекс (V₁), 22 — элементы залегания плоскостных структур (слоистости, полосчатости, сланцеватости): а — нормальное залегание, b — опрокинутое залегание, 23 — геологические и метаморфические границы: а — границы геологических тел, b — внутренняя граница зоны низкотемпературных диафторитов («маньхобеинской свиты»), 24 — тектонические границы: a — шарьяжи и надвиги, b — взбросы и сбросы, c —

крутопадающие дизъюнктивы

Fig. 4. Geological map of the northern part of the Lyapin anticlinorium (according to Pystin, 2021) with clarifications: 1 — Upper Quaternary–modern sediments (Q_3–4), 2 — Nadotamyl formation (D_2–3), 3 — Upper Silurian-Lower Devonian sediments (S₂-D₁), 4 — Silurian sediments (S_1–2), 5 — Upper Ordovician sediments (O₃), 6 — Kozhim formation (O₂), 7 — Saled formation (O_1–2), 8 — Obyiz formation (O₁), 9 — Alkesvozh formation (Є₃-O₁), 10 — Sablegorsk formation (V₁), 11 — Moroin formation (RF₃–V₁), 12 — Khobein formation (RF₃), 13 — Puiva formation (RF₃), 14 — Shchokurya formation (PR₁), 15 — Nikolaishor metamorphic complex (PR₁), 16–19 — granitoid and diorite-tonalite complexes, 16 — Salnero-Mankhambov granite (V–Є₁): a — I phase, b — II phase, 17 — Vodorazdel'ny granite (V₁), 18 — Panechayz diorite-tonalite (RF₃), 19 — Kozhim granite (RF₃), 20 — Nikolaishor granite-gneiss (PR₁), 21 — Parnuk gabbro-diorite complex (V₁), 22 — elements of bedding of planar structures (layering, banding, schistosity): a — normal bedding, b — overturned bedding, 23 — geological and metamorphic boundaries: a — boundaries of geological bodies, b — internal boundary of the zone of low-temperature diaphthorites («Mankhobein formation»), 24 — tectonic boundaries: a — nodules and thrusts, b — faults and faults dew, c — steeply dipping disjunctives

Верхний докембрий смежныхрайонов Урала

На Полярном Урале наиболее полный разрез докембрия обнажается в пределах Харбейско-Марун-кеуского антиклинория (рис. 1-II), где на сложнодис-лоцированных полиметаморфических образованиях, относящихся к нижнему протерозою (Стратиграфические…, 1993), с глубоким размывом залегают верхнепротерозойские отложения. В основании верх- 8

недокембрийского разреза выделяется няровейская серия (RF2), состоящая из трех свит (снизу вверх): верх-нехарбейской, минисейшорской и лаптаяхинской (Стратиграфические…, 1993). Вышезалегающие отложения в составе кузьшорской, немурюганской и нада-паутарской свит объединяются в лонготюганскую серию (RF3), на которой с размывом залегает вой-ваяхинская свита (V2). При подготовке к изданию государственных геологических карт м-ба 1:200000 западной части Харбейско-Марункеуского антикли- нория (Государственная…, 2014) была установлена следующая последовательность стратиграфических подразделений верхнего протерозоя. В основании разреза выделены верхнехарбейская и минисейшорская свиты, объединенные в няровейскую серию. Возраст пород принят условно как среднерифейский по залеганию ниже мраморизованных известняков немурюганской свиты с микрофитолитами IV (укского) комплекса ри-фея. Залегающая выше немурюганская свита соответственно отнесена к верхнему рифею. Взаимоотношения между свитами согласные. Залегающая со стратиграфическим несогласием на разных горизонтах немурюганской свиты сядатинская свита условно отнесена к вендско-кембрийским образованиям по стратиграфическому положению в разрезе выше отложений немурюганской свиты.

Впервые выполненное U-Pb (LA-ICP-MS)-датиро-вание детритовых зерен циркона из базальных отложений полярноуральского верхнего докембрия (верх-нехарбейской и минисейшорской свит) показало их принадлежность к верхнему рифею. Рассчитанный средневзвешенный возраст по трем наиболее молодым зернам циркона в верхнехарбейской свите оказался равным 686 ± 5 млн лет (Пыстин и др., 2024), в минисейшорской свите — 663 ± 6 млн лет (Уляшева и др., 2019). Верхний возрастной рубеж серии определяет U-Pb (LA-ICP-MS)-датировка зерен циркона из метариолитов, залегающих в нижней части разреза немурюганской свиты, согласно перекрывающей ня-ровейскую серию, — 658 ± 2 млн (Пыстин и др., 2024). Установленная датировка циркона из метариолитов не противоречит тому, что в породах немурюганской свиты установлено наличие микрофитолитов IV (ук-ского) комплекса рифея, что дает дополнительное основание относить это стратиграфическое подразделение к укскому уровню. Нижний возрастной уровень няровейской серии можно, как и в случае с пуйвин-ской свитой Приполярного Урала, оценить по рассчитанному времени накопления осадочной толщи с учетом ее мощности около 1700 м (Стратиграфические…, 1993) и скорости осадконакопления — 15–25 м/млн лет (Сеславинский, 1984). Рассчитанное время накопления осадочной толщи составляет примерно от 70 до 110 млн лет. Возможный временной интервал ее формирования — от 760–730 млн лет назад (нижняя граница) до 658 млн лет назад (верхняя граница). Учитывая минимальный возраст dZr из пород нижней части няровейской серии (верхнехарбейской свиты) — 686 ± 5 млн лет — и положение отобранной пробы в разрезе (примерно в 150 м выше подошвы), за начало формирования верхнедокембрийских отложений в рассматриваемой части Полярного Урала следует принять минимальное значение — 730 млн лет. Таким образом, возрастной интервал формирования няро-вейской серии находится примерно в пределах 730– 660 млн лет назад.

Завершающая верхнедокембрийский разрез Полярного Урала сядатинская свита, как уже было отмечено выше, условно относится к венду по стратиграфическому положению в разрезе выше отложений немурюганской свиты (Государственная…, 2014).

Из приведенных выше данных видно, что намечается вполне определенная возрастная корреляция как базальных стратонов верхнего докембрия Ляпин- ского и Харбейско-Марункеуского антиклинориев: пуйвинской свиты (около 750–650 млн лет) и няровей-ской серии (около 730–660 млн лет) соответственно, так и в целом верхнепротерозойского разреза этих районов.

В западной части Полярного Урала на поднятиях Оченырд, Енганепэ и Манитанырд (рис. 1-11, -12, -13) в верхнедокембрийском разрезе выделяются (снизу вверх) бедамельская серия (RF3) и енганепэйская свита (V) (Стратиграфические…, 1993). Обоснование возраста дается по находкам строматолитов, микрофитолитов и микрофоссилий в породах бедамельской серии и микрофоссилий в породах енганепэйской свиты.

При геологическом доизучении м-ба 1:200 000 в 2000–2004 гг. в северной части поднятия Енганепэ в бассейне р. Манюкуяха терригенная толща, относившаяся ранее к енганепэйской свите, была выделена в манюкуяхинскую свиту, подстилающую отложения бедамельской серии (Государственная…, 2007). Позднее манюкуяхинская свита была выделена и в других районах западной части Полярного Урала. Возраст отложений был определен как позднерифейский на основании находок онколитов.

Накопленные в настоящее время геохронологические данные дают возможность для уточнения возрастных ограничений упомянутых стратиграфических подразделений. Пока они получены только для района Енганепэ (рис. 1-12).

Значение нижней возрастной границы енганэпэй-ской свиты определяют U-Pb-датировки цирконов из туфовых прослоев вблизи ее границы с бедамельской серией — 552 ± 4 и 559 ± 4 млн лет (Соболева и др., 2013). Эти же цифры можно принять в качестве оценки верхнего возрастного ограничения бедамельской серии. Верхний возраст енганепэйской свиты ограничен рубежом 528 млн лет — возрастом самых молодых туфогенных цирконов в ней (Соболева и др., 2012). Таким образом, время формирования енганепэйской свиты можно ограничить интервалом 560–530 млн лет. Нижний возраст бедамельской серии не установлен, но он явно превышает 638 ± 5 млн лет. Такой возраст имеют гранитоиды массива Южный, прорывающие бедамель-скую серию в южной части поднятия Енганепэ (Соболева и др., 2012). По оценке А. А. Соболевой и ее коллег (Соболева и др., 2008), он может быть условно определен в 670 млн лет.

Надежные геохронологические данные для оценки возраста манюкуяхинской свиты отсутствуют, но некоторые предположения о возрастных ограничениях этого стратиграфического подразделения сделать можно. Верхний возрастной рубеж, естественно, может быть ограничен значением 670 млн лет. Время формирования свиты с учетом видимой мощности 1.3–2.0 км (Государственная…, 2007) и скорости накопления отложений 15–25 м/млн лет (Сеславинский, 1984) составит от 50 до 130 млн лет, что дает возможное значение нижней возрастной границы в интервале 720–800 млн лет.

Однако следует упомянуть об альтернативной точке зрения, согласно которой нет серьезных оснований для выделения в бассейне р. Манюкуяха самостоятельного стратиграфического подразделения, залегающего ниже вулканитов бедамельской серии. Отмечается, что участвующие в строении разреза толщи осадоч- 9

ных пород в бассейне р. Манюкуяха не могут быть древнее чем 590 млн лет, на что указывают результаты U-Pb-датирования dZr из этих пород (Кузнецов и др., 2009). Других изотопно-геохронологических данных, подтверждающих рифейский возраст «манюку-яхинской свиты», на сегодняшний день нет. Поэтому вопрос о правомерности выделения на поднятии Енганепэ и в других районах западной части Полярного Урала манюкуяхинской свиты остается открытым.

Таким образом, на поднятии Енганепэ видимый верхнедокембрийский разрез представлен (снизу вверх): манюкуяхинской свитой (что требует дополнительного обоснования), возраст которой может быть ограничен второй половиной позднего рифея, беда-мельской серией позднерифейско-ранневендского возраста и преимущественно поздневендской енганепэй-ской свитой, вероятно с выходом в ранний кембрий.

На Пай-Хое докембрийские образования слагают ядро Амдерминской антиклинали (рис. 1-9). В разрезе докембрия этого района выделяются (снизу-вверх): амдерминская (RF₃), морозовская (RF₃) и сокольнин-ская (RF₃–V) свиты (Стратиграфические…, 1993). Возраст пород первых двух свит обосновывается находками строматолитов и микрофитолитов, третьей — микрофоссилий. Результаты датирования dZr из терригенных пород сокольнинской свиты (Канева и др., 2015), а также магматических цирконов из входящих в состав свиты субвулканических плагиогранит-порфиров (Вовчина, Соболева, 2020) подтверждают позднерифейско-вендский возраст сокольнинской свиты: U-Pb-возраст цирконов из плагиогранит-порфиров, залегающих в основании свиты, — 633 ± 14 млн лет. В то же время на основе Sr-изотопной стратиграфии установлено, что амдерминская свита относится к раннему венду, а морозовская свита — ко второй половине позднего рифея (Кузнецов и др., 2016). Эти данные свидетельствуют, что на Пай-Хое, как и в описанных выше районах Приполярного и Полярного Урала, видимый разрез верхнего докембрия включает отложения второй половины верхнего рифея и венда, а результаты Sr-изотопной хемостратиграфии могут указывать на то, «что докембрийский разрез Амдермин-ского поднятия не является единой стратиграфической последовательностью, а представляет собой серию тектонических пластин, совмещенных в нехронострати-графическом порядке» (Кузнецов и др., 2016, стр. 450).

На Северном Урале наиболее полный и хорошо изученный разрез верхнего докембрия известен в пределах Ишеримского антиклинория. Нижние части вскрытого разреза докембрия представлены (снизу вверх) расьинской и мойвинской свитами. Находки строматолитов в карбонатных породах мойвинской свиты, характерных для среднего и позднего рифея, дали основание отнести эти стратиграфические подразделения к среднему рифею, а залегающие выше (снизу вверх) ишеримскую, велсовскую и чувальскую свиты — к верхнему рифею (Стратиграфические…, 1993). При датировании dZr из метапесчаников нижней части ишеримской свиты было установлено, что возраст наиболее молодого зерна равен 1150 млн лет (Петров и др., 2015). На основании этих данных, а также имеющейся Sm-Nd-датировки метадолеритов из силла в ишеримских кварцитопесчаниках (1079 ± 41 млн лет) возраст свиты был определен как среднерифейский. 10

Однако уточнение возраста карбонатных пород мойвинской свиты с помощью Sr-изотопной стратиграфии показало, что они накапливались в интервале 700–640 млн лет назад (Кузнецов и др., 2026). Это противоречит представлению об их среднерифейском возрасте и означает, что залегающие выше стратоны, в том числе и ишеримская свита, моложе 640 млн лет.

На Северном Урале докембрийский разрез вскрывается также в центральной и северной частях хр. Ква-ркуш. Здесь в ядре Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория обнажается толща серицит-хлорит-кварцевых сланцев, кварцитопесчаников и кварцитов басегской серии. На основании находок комплекса ми-крофоссилий, а также результатов Rb-Sr-изохрон-ного датирования трахитов, распространенных в разрезе серии 671 ± 24 млн лет (Ронкин, 1989), она относится к криволукскому уровню позднего рифея (Стратиграфические…, 1993). Выполненное недавно U-Pb (LA-ICP-MS)-датирование зерен dZr (возраст двух наиболее молодых зерен — 999 ± 72 млн лет) ограничивает максимально возможное время начала накопления обломочного материала басегской серии началом позднего рифея (Соболева и др., 2026а). Это не противоречит тому, что серия могла начать формироваться значительно позже. Расчет возможного времени накопления осадочной толщи с учетом ее мощности около 3000 м (Стратиграфические…, 1993) и скорости осадконакопления 15–25 м/млн лет (Сеславинский, 1984) дает интервал 120–200 млн лет. Учитывая, что в составе серии широко представлены терригенные породы псаммитовой размерности, значение времени накопления должно быть ближе к минимальному уровню. Это дает основание предположить, что нижний возрастной рубеж серии не более 800 млн лет.

Верхний докембрийКанино-Тиманской гряды

Докембрийские отложения в пределах Канино-Тиманской гряды фрагментарно обнажаются и частично вскрыты скважинами на ряде поднятий (с северо-запада на юго-восток): на п-ве Канин (Канин Камень, мысы Лудоватые), Северном Тимане, Среднем Тимане (Цилемское, Четласское, Обдырское и Вымское поднятия), Южном Тимане (Очпарминское и Джежимское поднятия, Немская возвышенность). В результате большой подготовительной работы и последующего проведения Сыктывкарского межведомственного стратиграфического совещания (Сыктывкар, 1983 г.) была разработана Корреляционная схема верхнего докембрия Европейского Севера СССР, часть которой, касающаяся п-ва Канин и Тимана, приведена на рис. 5. Маркирующим горизонтом, объединяющим разрозненные разрезы этого региона, является карбостромо-вая формация, протягивающаяся вдоль всей гряды от п-ва Канин (свита мысов Лудоватых) до Полюдова кряжа на Северном Урале (низьвенская свита). Она отвечает миньярскому уровню стратотипических разрезов рифея Южного Урала (Рифей и венд…, 1987). Для преобладающих в докембрийском разрезе терригенных отложений принятый возрастной интервал в Схеме Сыктывкарского стратиграфического совещания включает все подразделения рифея и венд (рис. 5). Однако степень обоснованности многих стратонов осталась

S о о			Ct		s 1— о ]— о /__		1 ct 1 а й	S
	Ct
	S
О	05 О		Н 3	й	о о		sg
л		о	со	о	сп		2м	и ч
и 3 х о	2	МО О О	^J а	о о> о о	Ct S		о X X	К Ct О
^ X л 3 со	Ct а Ct		3 3 о	чо	Л Ct		§ а я С-^	§ 3 Он ^

S о 1 ct О | ь ГН § 6 5 СП § - X П S ГН

1      2 о о мп ct О И OS 3 и ' я ) Ct Ьй О и <

й а к о га сч а — и 6 о <л 0.00 га Е g § § 2 £ s 3 х СО О

й о МО ct— н • 2° семо ООО 2 Я г з ( § I з / m V

Рис. 5. Корреляционная схема верхнего докембрия Канино-Тиманской гряды (по: Рифей и венд…, 1987)

Fig. 5. Correlation scheme of the Upper Precambrian of the Kanin-Timan ridge (according to Riphean and Vendian…, 1987)

иинТГэаэ иинхаза иэФиа иинхаыа

HOEOdHlOdU виаээ квяэяэХдвх

виаээ КВЯЭИ1ЧЯ

ct Н 3 X Q X S Sg 2 о S’? - о X о ct г^ С

iS“?ntJ й1Я a S| IS -рлП = ( ЕЁ 1Г £3 и (

jo | is 3g 6 2 ^O Is i° / о § ю^ У Л = о 2 5 I СП      х 3 и щ 3 о

2 § О а о О — г а 3 X ct >3 Н О 3 98

1 1

ct X X о 2 s 3 о I о s я-Я СП га I S а           о* / о             га —   _ в s S    _ я 3 as ¥g    ?S а 5 а^ ига 5еи°у£ квлэаонвхав!

невысокой. Единственным методом для оценки возраста терригенных пород был метод изучения микро-фоссилий, результаты применения которого были признаны противоречивыми (Рифей и венд…, 1987).

Анализ материалов Сыктывкарского стратиграфического совещания привел одного из его основных организаторов В. Г. Оловянишникова к необходимости кардинальной ревизии сложившихся к тому времени стратиграфических построений. Им были сформулированы принципы и методы расчленения и корреляции докембрийских пород региона и на основе комплексного анализа геологических, палеонтологических, геофизических и геохимических данных (Оловянишников, 1998) предложен новый вариант стратиграфических соотношений докембрийских отложений Тимана и п-ва Канин (рис. 6).

Краеугольным камнем новой стратиграфической парадигмы было положение о том, что в основании

Рис. 6. Сводные литологические колонки верхнего докембрия Тимана и Канина Камня (по: Оловянишников, 1998): 1 — известняки; 2 — доломиты; 3 — мергели и известковистые сланцы, 4 — глинистые сланцы; 5 — алевролиты и кварцевослюдистые сланцы; 6 — песчаники и кварцитопесчаники; 7 — гравелиты и конгломераты, 8 — диопсид-амфиболовые мраморы; 9 — кристаллические сланцы и парагнейсы; 10 — темносланцевые толщи, обогащенные титаном и марганцем; 11 — тектонические или необнаженные контакты

Fig. 6. Summary lithologic columns of the Upper Precambrian of Timan and Kanin Kamen (after Olovyanishnikov, 1998): 1 — limestones; 2 — dolomites; 3 — marls and calcareous shales, 4 — clay shales; 5 — siltstones and quartz-mica shales; 6 — sandstones and quartzite sandstones; 7 — gravelites and conglomerates, 8 — diopside-amphibole marbles; 9 — crystalline schists and paragneisses; 10 — dark shale strata enriched in titanium and manganese; 11 — tectonic or exposed contacts

наблюдаемых разрезов канино-тиманского докембрия залегают терригенно-карбонатные отложения бы-стринской серии. Отложения четласской и вымской серий были отнесены ко второй половине верхнего ри-фея (главным образом к той части, которая ранее выделялась как «терминальный рифей», или «кудаш») и нижнему венду (?). Основанием для этого послужили, в частности, находки в отложениях четласской серии следов жизнедеятельности бесскелетной фауны.

К настоящему времени выполнен значительный объем U-Pb-изотопного датирования dZr в позднедокембрийских терригенных отложениях Тимана и п-ва Канин. В результате для многих верхнедокембрийских стратонов определен их максимально возможный нижний возрастной рубеж и сделаны предположения о вероятных источниках сноса обломочного материала.

На п-ве Канин наиболее молодые зерна циркона в породах тархановской и табуевской серий (рис. 1-24) оказались менее 1 млрд лет: 989 ± 56 млн лет — в первой из названных серий и 995 ± 86 млн лет — во второй (Соболева и др., 2022). Для подстилающих глубокоме-таморфизованных парагнейсов микулкинской серии (рис. 1-8) нами ранее был установлен U-Pb-возраст ме-таморфогенных цирконов — 1948 ± 15 млн лет, который можно рассматривать как верхний возрастной предел слагающих серию пород (Пыстин, Пыстина, 2006). Это определяет принадлежность микулкинской серии к образованиям дорифейского структурного этажа. А рифейский разрез п-ва Канин, судя по датировкам dZr, начал формироваться не раньше позднего рифея.

На Северном Тимане U-Pb-датирование dZr из пород румяничной, малочернорецкой и ямбозерской свит (рис. 1-23), слагающих нижнюю, среднюю и верхнюю части видимого разреза барминской серии (Андреичев и др., 2018), показало, что минимальные возрасты цирконов из этих свит приурочены к рубежу 1 млрд лет, то есть накопление отложений происходило не ранее чем на рубеже среднего и позднего рифея.

На Среднем Тимане наиболее полный разрез верхнего докембрия известен на Четласском поднятии (рис. 1-21). U-Pb-возраст dZr из терригенных отложений всех трех свит четласской серии: светлинской, новобобровской и визингской оказался близким к рубежу 1.1 млрд лет (Удоратина и др., 2017; Brustnitsyna et al., 2022). Результаты U-Th-Pb-датирования обломочного рутила из метапесчаников визингской свиты четласской серии и лунвожской свиты вымской серии, обнаженной на Вымской гряде (рис. 1–19), показали, что максимально возможный возраст отложений — позднерифейский: 878–926 и 885–904 млн лет соответственно (Brustnitsyna et al., 2022). Отметим также, что в последнее время опубликованы данные о находках на Четласском поднятии остатков и следов вендских мягкотелых организмов в визингской и устьпа-легской свитах (Паньков и др., 2025). Это подтверждает достоверность диагностики следов жизнедеятельности бесскелетной фауны в отложениях четласской серии В. Г. Оловянишниковым (1998) и с высокой степенью вероятности может указывать на относительно молодой нижний возрастной рубеж слагающих ее отложений, по-видимому соответствующий концу позднего рифея.

На Южном Тимане наиболее полный разрез известен на возвышенности Жежимпарма (рис. 1-17).

Он сложен терригенно-карбонатными отложениями и представлен джежимской, ышкемесской и вапол-ской свитами. Из-за плохой обнаженности взаимоотношения между свитами остаются до конца не выясненными. Расположение песчано-алевролитовой дже-жимской свиты в основании видимого разреза принимается условно. В соответствии с легендой второго издания Тиманской серии листов ГГК-200 РФ (Опарен-кова, Иванов, 1999) она относится к верхнему рифею и наращивается ышкемесской и ваполской свитами, сложенными доломитами с редкими прослоями и линзами алевролитов и аргиллитов, иногда песчаников. Принадлежность двух последних свит к верхнему рифею подтверждается палеонтологическими данными.

Первые результаты U-Pb-датирования dZr из песчаников джежимской свиты (Кузнецов и др., 2010), как и последующие U-Pb-возрастные определения циркона из пород этого стратиграфического подразделения (Латышева и др., 2022; Гракова и др., 2024; Соболева и др., 2024), не противоречат представлению о позд-нерифейском или более молодом возрасте пород. Минимальное значение возраста dZr из пород дже-жимской свиты составляет 1042 ± 18 млн лет (Кузнецов и др., 2010). В последнее время в породах этой свиты были найдены ископаемые остатки организмов эди-акарского типа, наиболее близкие верхневендской биоте Среднего Урала (Колесников и др., 2023). Это дает основание предполагать, что терригенные породы джежимской свиты имеют позднерифейско-вендский возраст и занимают более высокое стратиграфическое положение по отношению к существенно карбонатным ышкемесской и вапольской свитам.

Корреляция верхнедокембрийских отложений Тимано-Североуральского региона

Верхнедокембрийские отложения Тимано-Северо-уральского региона представлены преимущественно терригенными и метатерригенными образованиями. Они слабо палеонтологически охарактеризованы, что затрудняет оценку их стратиграфической позиции и корреляцию разноудаленных разрезов. Как было отмечено выше, маркирующим горизонтом, объединяющим разрозненные разрезы, могут служить карбонатные и терригенно-карбонатные породы в пределах Тимано-Канинской гряды, прослеживающиеся узкой полосой в ее центральной части. Они объединяются в быстринскую серию и на основании находок строматолитов и микрофитолитов относятся к миньярско-му уровню верхнего рифея (Рифей и венд…, 1987). Вопрос о возможности корреляции карбонатных толщ в разрезе верхнего докембрия северной части Урала с быстринской серией пока остается нерешенным. Полученная в последние годы возрастная оценка карбонатсодержащих отложений с использованием метода Sr-изотопной стратиграфии на Северном Урале (мойвинская свита) свидетельствует об их принадлежности к верхам позднего рифея (Кузнецов и др., 2026), на Пай-Хое (амдерминская свита) — к нижнему венду (Кузнецов и др., 2016). На Приполярном Урале, как было отмечено выше, мороинская свита, скорее всего, относится к самым верхам верхнего рифея и, по-види-

мому, к венду. На Полярном Урале (немурюганская свита) — к укскому уровню верхнего рифея.

Таким образом, на современном этапе изученности можно констатировать, что верхнедокембрийские стратоны Тимано-Североуральского региона, в которых существенная роль принадлежит карбонатным отложениям, формировались во второй половине позднего рифея и в раннем венде. При этом не исключается их образование на разных возрастных уровнях. Возможности палеонтологического метода для уточнения возраста и корреляции карбонатсодержащих толщ Канино-Тиманской гряды и севера Урала практически исчерпаны. На сегодняшний день наиболее доступным и перспективным для решения этого вопроса представляется метод Sr-изотопной стратиграфии.

Стратиграфическая позиция терригенных (и ме-татерригенных) отложений в верхнедокембрийском разрезе северной части Урала и на Пай-Хое более-менее однотипна. Они подстилают карбонатсодержащие стратоны, которые, в свою очередь, могут перекрываться более молодыми терригенными или вулканогенными образованиями. На Приполярном Урале, где уверенно устанавливается последовательность выделенных стратонов в верхнедокембрийском разрезе, метатерригенные толщи, представленные (снизу вверх) пуйвинской, хобеинской и нижней подсвитой мороинской свиты, залегают ниже существенно карбонатной верхней подсвиты мороинской свиты, которая, в свою очередь, наращивается вулканогенной саблегорской свитой. На Полярном Урале метатерри-генная няровейская серия также залегает ниже известковистых отложений немурюганской свиты (Государственная…, 2014). На Пай-Хое терригенная сокольнин-ская свита и карбонатно-терригенная амдерминская свита, судя по данным Sr-изотопной стратиграфии, древнее существенно карбонатной морозовской свиты (Кузнецов и др., 2016). На Северном Урале в Иши-римском антиклинории карбонатные отложения мой-винской свиты подстилаются сланцами расьинской свиты и перекрываются терригенными образованиями муравьинской, ишеримской и велсовской свит.

На п-ве Канин метатерригенные толщи микулкин-ской, табуевской и тархановской серий пространственно разобщены с доломитами мысов Лудоватых. Их стратиграфические связи остаются неясными (Оловя-нишников, 1998).

На Тимане взаимоотношения карбонатных и терригенных отложений установлены на р. Покъю. Здесь на толще известняков и доломитов с прослоями серицит-хлоритовых и биотит-хлоритовых сланцев быстринской серии залегают преимущественно песчано-алевритистые отложения покъюской и лун-вожской свит вымской серии (Оловянишников, 1998). Отложения вымской серии, по мнению автора, по возрасту коррелируются с четласской серией. Приведенные выше результаты U-Pb-датирования детритовых зерен циркона и рутила из пород этих серий также указывают на возможность их возрастной корреляции, а находки на Четласском поднятии остатков и следов вендских мягкотелых организмов в визингской и усть-палегской свитах (Паньков, 2025) — на относительно молодой (позднерифейско-вендский) возраст отложений.

На Южном Тимане ышкемесская и ваполская свиты, сложенные в основном доломитами, по палеонтологическим данным, относятся в верхнему рифею (Опаренкова, Иванов, 1999). Терригенные отложения джежимской свиты, судя по наличию в них ископаемых остатков организмов эдиакарского типа (Колесников и др., 2023), занимают более высокое стратиграфическое положение.

Анализ возрастных спектров dZr из верхнедокембрийских терригенных отложений Приполярного Урала, включая пуйвинскую и хобеинскую свиты, а также терригенную часть мороинской свиты, показывает их схожесть с возрастными спектрами dZr из отложений верхнего докембрия п-ва Канин, Северного и Среднего Тимана (за исключением Обдырского поднятия), Северного Урала (хр. Кваркуш) (рис. 7, b–m, q). Общим для большинства верхнедокембрийских терригенных толщ перечисленных районов является преобладание dZr с датировками, отвечающими концу раннего протерозоя, раннему-среднему рифею и концу позднего рифея (1900–900 млн лет) с концентрацией возрастных значений в интервалах 1900–1750, 1550–1475, 1355–1330, 1250–1135 млн лет. Зерна циркона с более древними датировками представлены, как правило, в единичных экземплярах.

Совершенно иной характер распределения возрастных спектров dZr установлен для обдырской серии Среднего Тимана и джежимской свиты Южного Тимана (рис. 7, n–p). Этим стратонам свойственно резкое преобладание dZr с позднеархейскими и раннепротерозойскими датировками с концентрацией возрастных значений в интервалах 2800–2500 и 2100– 1800 млн лет.

Причиной принципиально различного распределения датировок dZr в верхнедокембрийских толщах Тимано-Североуральского региона может служить поступление обломочного материала из разных источников сноса: преимущественно скандинавских в первом случае и преимущественно древних комплексов кристаллического фундамента Волго-Уралии и Сарматии во втором (Соболева и др., 2026б). Определенной проблемой при принятии этой точки зрения является очень близкое расположение на Среднем Тимане Обдырского, Четласского и Вымского поднятий (несколько десятков км) с разным распределением возрастных спектров dZr в породах обдырской серии с одной стороны и четласской и вымской серий с другой.

Альтернативным представлением о возможных источниках сноса кластики в позднедокембрийский бассейн осадконакопления может быть следующее. Обломочный материал мог поступать с орогенов, спаявших отдельные фрагменты Волго-Уралии в конце позднего протерозоя. На Южном Урале к подобным образованиям относится Тараташский ороген (Кузнецов и др., 2017). В Тимано-Североуральском регионе фрагментами таких орогенов могут быть нижнедокембрийские полиметаморфические комплексы севера Урала и п-ва Канин. Специальное рассмотрение вопросов геохронологической истории метаморфических комплексов уральского докембрия показывает, что в этих образованиях высокотемпературные метаморфические процессы, с которыми может быть связана кристаллизации нескольких возрастных популяций зерен циркона или нарушение в этом минерале я о

а							д^пр. МБ-9, 4-28,		2 ’К к S
7							Мороинекая свита । пр. 14, п=84
с							Хоб	— еинская свита пр. 20, п=85	/> зЫ Он
d			Л Vh-				Пуй	винская свита пр. 21, п^93	S
е		A					Табуевская серия пр.406801, п=103		к
f							Тархановская серия пр. 402701, п= 77		^ 00 о к
g							Ямбозерская свита пр. 234, п=80		я ев
h		A J				M	шочернорецкая свита пр. 380, п=895
i			1				■ г Румяничная свита । пр. 202, п 94		о СП Q О
j			1	К			Г Лунвожская свита пр. МТ 16-6, п 61
к							Визингская свита пр. 9048/5, п 91		я св
1						i	[овобобровская свита пр. 9020/3, п=91		я € я
m							Светя и некая свита пр. G 1-15, п-77		& о
n			A			J	Обдырская серия У Г пр. 49, п=92
0		_/w	Jt		l		Джежимская свита эзвыш. Жежимпарма пр. К 21-142, п=112 Ri		я св н
p						УК	Джежимская свита Д Немская возвыш. / 1 пр. ВАД-1, п-94		>я я £
q							Басегская серия хр. Кваркуш пр. 8069-2, п=98		>
r							Ишеримская свита пр. 5081, п=93		о ей о О
s	4/		*M				По л и метаморф и ■ ческие комплексы л пр. К-7, 15, 51, /VJ12 201,п=201		О- 1=2 к св с "^ s js к Я

0.5     1.0      1.5     2.0     2.5     3.0     3.5     4.0

207 206

Pb/ Pb возраст, млрд лет

Рис. 7. Нормированные кривые плотности вероятности возраста зерен dZr из верхнедокембрийских терригенных пород Тимано-Североураль-ского региона (a–r) и полиметаморфических комплексов Приполярного Урала (s).

Источники: пр. МБ-9 — А. М. Пыстин и др. (2024); пр. 4–28 — Н. С. Уляшева и др. (2019); пр. 14, 21 — А. М. Пыстин и др. (2022); пр. 20 — К. С. Попвасев и др. (2024); пр. 406801, 402701 — А. А. Соболева и др. (2024); пр. 234, 380, 202 — В. Л. Андреичев и др. (2018); пр. МТ 16–6 — А. А. Соболева и др. (2019); пр. 9048/5, 9020/3 — Е. А. Brustnitsyna et al. (2022); пр. G 1–15 — О. В. Удоратина и др. (2017); пр. 49 — А. А. Соболева и др. (2024); пр. К 21–142 — И. В. Латышева и др. (2022); пр. ВАД-1 — О. В. Гракова и др. (2024); пр. 8069–2 — А. А. Соболева и др. (2026а); пр. 5081 — Г. А. Петров и др. (2015); пр. К-7 — Ю. И. Пыстина и др. (2019); пр. 15 — А. М. Пыстин, Ю. И. Пыстина (2019); пр. 51 — А. М. Пыстин, Ю. И. Пыстина (2019); пр.

12, 201 — А. М. Пыстин и др. (2019)

Fig. 7. Normalized probability density curves of the age of grains dZr from Upper Precambrian terrigenous rocks of the Timan-Northen Ural region (a–r) and polymetamorphic complexes of the Subpolar Urals (s).

Sources: sample MБ-9 — A. M. Pystin et al. (2024); sample 4–28 — N. S. Ulyasheva et al. (2019); samples 14, 21 — A. M. Pystin et al. (2022); sample 20 — K. S. Popvasev et al. (2024); samples 406801, 402701 — A. A. Soboleva et al. (2024); samples 234, 380, 202 — V. L. Andreichev et al. (2018); sample MT 16–6 — A. A. Soboleva et al. (2019); samples 9048/5, 9020/3 — E. A. Brusnitsyna et al. (2022); sample G 1–15 — O. V. Udoratina et al. (2017); sample 49 — A. A. Soboleva et al. (2024); sample K 21–142 — I. V. Latysheva et al. (2022); sample ВАД-1 — O. V. Grakova et al. (2024); sample 8069–2 — A. A. Soboleva et al. (2026а); sample 5081 — G. A. Petrov et al. (2015); sample K-7 — Yu. I. Pystina et al. (2019); sample 15 — A. M. Pystin, Yu. I. Pystina (2019); sample 51 — A. M. Pystin, Yu. I. Pystina (2019);

samples 12, 201 — A. M. Pystin et al. (2019)

изотопных соотношений U, Th и Pb, проявлялись многократно (Пыстина, Пыстин, 2002 и ссылки в этой работе). На рис. 7, s, где показан возрастной спектр цирконов из полиметаморфических образований Приполярного Урала, видно, что в них присутствуют практически все возрастные популяции этого минерала, встречающиеся в позднедокембрийских толщах севера Урала и Канино-Тиманской гряды, а также частично связанные с коллизионным этапом тиманид и с ранними этапами развития уралид. Если предположить, что полиметаморфическе образования Тимано-Североуральской окраины Волго-Уралии (и в дальнейшем Балтики) были одними из основных источников обломочного материала при формировании позднедокембрийского разреза этого региона, то наблюдаемые различия возрастных спектров можно объяснить различной степенью эродированности кристаллических комплексов. Вероятно, обдырская серия и дже-жимская свита с наиболее древними dZr в сравнении с другими рассмотренными в статье стратонами формировалась позднее при размыве более глубинных уровней кристаллического фундамента.

Схожесть возрастных спектров dZr из верхнедокембрийских терригенных отложений Северного и Приполярного Урала с преобладающими спектрами dZr из соответствующих стратонов Канино-Тиманской гряды может указывать на то, что они формировались на одной континентальной окраине в одном бассейне осадконакопления из одних и тех же источников сноса. Из этого следует, что северо-восточная граница пассивной континентальной окраины Балтики в позднем рифее и раннем (?) венде простиралась на северо-восток (в современных координатах) за пределы Кожимского поднятия Приполярного Урала.

Для определения нижнего возрастного рубежа позднедокембрийских толщ северо-восточной пассивной континентальной окраины Балтики (на отрезке от п-ва Канин до Северного Урала) опорным является геологический разрез Ляпинского антиклинория Приполярного Урала, где вскрывается их нижняя граница. Приведенные выше данные свидетельствуют, что накопление осадочных толщ в позднем докембрии в этой части Приполярного Урала началось около 750 млн лет назад. На п-ве Канин, где, по-видимому, базальным стратоном является тархановская серия (минимальный U-Pb-возраст dZr — 989 ± 56 млн лет), начало формирования позднедокембрийского разреза также относится к позднему рифею, но для более точной оценки нижней возрастной границы данных пока недостаточно; отложения могут быть значительно моложе. В остальных районах Канино-Тиманской гряды и на Северном Урале во всех обнаженных на поверхности разрезах верхнего докембрия возраст пород поздне-рифейский и вендский. Отсутствие данных о нижней границе верхнедокембрийских толщ в этих районах допускает возможность наличия в их составе допозд-нерифейских отложений, однако более вероятным является предположение, что в пределах всей рассмотренной в статье северо-восточной окраины Балтики накопление осадочных толщ в позднем докембрии началось в позднерифейское время, скорее всего с рубежа около 800–750 млн лет назад. В пользу такой оценки, наряду с данными по возрасту пуйвинской свиты на Приполярном Урале, свидетельствуют миньярский 16

и более молодой возраст карбонатных толщ на Тимане и севере Урала и наличие в ряде верхнедокембрийских терригенных стратонов Тимана остатков и следов вендских мягкотелых организмов.

Возрастной спектр dZr из няровейской серии Полярного Урала в целом сопоставим с возрастными спектрами dZr из верхнедокембрийских терригенных толщ северной части Канино-Тиманской гряды, Приполярного Урала и хр. Кваркуш на Северном Урале. Но он отличается наличием двух нехарактерных для основной части стратонов тимано-североуральского верхнего докембрия возрастных пиков dZr: позднеархейского (главный максимум 2700 млн лет) и особенно позднерифейского (главный максимум 700 млн лет). Это, вероятно, связано с участием в формированиии няровейской серии проксимальных источников сноса, сохранившимися фрагментами которых могут быть полиметаморфические комплексы Полярного Урала: харбейский, марункеуский и малыкский.

Заключение

В основании позднедокембрийского разреза Ляпинского антиклинория залегает пуйвинская свита. На основании результатов U-Pb (LA-ICP-MS)-датирования dZr установлено, что она имеет поздне-рифейский или более молодой возраст. Нижняя возрастная граница свиты оценивается значением около 750 млн лет назад. За верхний возрастной рубеж свиты принимается U-Pb (LA-ICP-MS)-определение магматического циркона из кислых метавулканитов, согласно залегающих в ее средней и верхней частях (около 650 млн лет). Венчает верхнедокембрийский разрез этого района поздневендско-раннекембрийская лап-топайская свита.

Возрастная корреляция и сопоставимость возрастных спектров dZr позднедокембрийских терригенных (и метатерригенных) отложений Ляпинского антиклинория Приполярного Урала, Кваркушско-Каменно-горского антиклинория Северного Урала, Четласского и Вымского поднятий Среднего Тимана, Северного Тимана и п-ва Канин дают основание предполагать, что все они формировались в одном бассейне осадконакопления за счет одних и тех же источников сноса обломочного материала. Время их накопления ограничивается интервалом «поздний рифей – венд», возможно, с выходом в ранний кембрий. Вероятное начало осадконакопления верхнедокембрийского разреза условно ограничивается значением 800 млн лет назад.

В качестве возможных источников сноса класти-ки предполагаются древние кристаллические образования Волго-Уралии и спаявшие их нижнепротерозойские орогены, фрагменты которых представлены на современном эрозионном срезе полиметаморфиче-скими комплексами севера Урала и п-ва Канин.

Отсутствие в позднедокембрийском разрезе Кани-но-Тиманской гряды и севера Урала нижне- и средне-рифейских отложений может быть объяснено высоким стоянием этой территории в допозднерифейское время и нахождением ее во внутренней части фрагмента суперконтинента Нуна/Колумбия, избежавшего деструкции вплоть до вхождения Балтики в Родинию.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РНФ № 25–27–00412 .