На современном Полярном Урале выходят на поверхность комплексы эпипалеозойского Уральского орогена, образовавшегося при закрытии Палеоуральского океана во время ассамблирования северной части Пангеи [Zonenshain et al., 1990; Ivanov, 1998; Puchkov, 2010; и др.]. В составе Уральского орогена выделяют Западно-Уральскую и Восточно-Уральскую палеозойские мегазоны (рис. 1), разделенные зоной Главного Уральского надвига – сутурой, по которой преимущественно палеозойские осадочные, вулканические и плутонические комплексы Восточно-Уральской мегазоны надвинуты на образования Западно-Уральской мегазоны [Ivanov et al., 1986; Puchkov, 2010; и др.]. В строении Западно-Уральской мегазоны принимают участие осадочные толщи с небольшим количеством магматических пород основного и кислого состава, относящиеся к палеозойскому структурному этажу, соответствующему развитию уралид [Kheraskov, 1948], и позднедокембрийские магматические, вулканогенно-осадочные и осадочные образования предыдущего тектонического цикла, завершившегося формированием орогена Тиманид (Доуралид, Протоуралид-Тиманид) [Kuznetsov et al., 2006, 2007; Puchkov, 1997; Kheraskov, 1948; Shatsky, 1946] северо-западного (в современных координатах) простирания. Начиная с работ [Gafarov, 1963; Zhuravlev, Gafarov, 1959; Kheraskov, Perfiliev, 1963] считается, что на Полярном Урале, граничащем на западе с Печорской плитой, в строении Западно-Уральской мегазоны принимают участие комплексы фундамента Печорской плиты (тиманиды), выведенные в результате уральской орогении на поверхность в виде цепочки блоков, образующих Центрально-Уральское поднятие, вытянутое вдоль восточной границы Западно-Уральской мегазоны. Эти блоки – Хараматолоуское, Оченырдское и Собское (включающее Енганепэйский, Манитанырд-Пайпудынский и Харбейский выступы) – поднятия (рис. 1).

Фундамент Печорской плиты имеет гетерогенное строение. Он сложен позднедокембрийскими осадочными, метаморфическими и магматическими комплексами, перекрытыми мощным ордовикско-кайнозойским платформенным чехлом. В составе фундамента Печорской плиты выделяются Тиманский и Большеземельский мегаблоки (рис. 2), различающиеся по составу пород, степени их деформированности и характеру магматизма [Dedeev et al., 1974; Dedeev, Zaporozhtseva, 1985; Belyakova et al., 2008].

Тиманский мегаблок представляет собой позднерифейскую северо-восточную пассивную окраину Балтики (Восточно-Европейский континент) [Puchkov, 1975; Getsen, 1991], которая по геофизическим данным прослеживается до Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны разломов [Kostyuchenko, 1994; Olovyanishnikov et al., 1996] – предполагаемой сутуры орогена Тиманид. Тиманский мегаблок сложен преимущественно слабодислоцированными и незначительно метаморфизованными терригенными и, в подчиненных объемах, карбонатными породами [Olovyanishnikov et al., 1996; Olovyanishnikov, 1998], прорванными немногочисленными интрузиями основных, кислых и щелочных пород [Ivensen, 1964; Kostyukhin, Stepanenko, 1987; Malkov, 1972; Skripnichenko, 1978] преимущественно позднерифейского возраста [Andreichev et al., 2020, 2021; Andreichev, Soboleva, 2023; Larionov et al., 2004].

В пределах Большеземельского мегаблока фундамента Печорской плиты развиты интенсивно деформированные породы, имеющие геохимические черты островодужных и океанических образований [Belyakova, Stepanenko, 1991; Belyakova et al., 2008; Dovzhikova et al., 2004], по геофизическим данным на глубине выделяются блоки предположительно континентальной коры (бывшие микроконтиненты?) [Getsen, 1987, 1991; Berlyand, 1989; Belyakova et al., 2008].

Граниты поздневендского возраста, пробуренные скважинами вблизи сутурной зоны, имеют черты надсубдукционных и связываются с тиманской или байкальской орогенией [Andreichev et al., 2017; Belyakova, Stepanenko, 1990; Gee et al., 2000]. Магматические породы, вскрытые скважинами в пределах Большеземельского мегаблока, дают диапазон U-Pb цирконовых возрастов 673–558 млн лет. Позднерифейские габбродиориты (673±7 млн лет) [Andreichev et al., 2023a], вулканические кислые породы – риолиты (614±7 млн лет) и туфы кислого состава с магматическими цирконами близкого возраста (около 600 млн лет) [Soboleva et al., 2023], а также вендские плагиограниты (564±5 млн лет) [Andreichev et al., 2023a] интерпретируются как островодужные образования [Belyakova et al., 2008]. Более молодые граниты с возрастом 558±6 млн лет [Andreichev et al., 2023b; Belyakova et al., 2008] сопоставимы с синорогенными гранитами тиманид (555–544 млн лет), вскрытыми в Припечорской сутурной зоне [Andreichev et al., 2017]. В Большеземельском мегаблоке присутствуют также образовавшиеся в самом конце позднего рифея высококалиевые гранитоиды с возрастом 607±6 млн лет, имеющие черты внутриплитных гранитов [Andreichev et al., 2023b].

Большая группа исследователей считает Большеземельский мегаблок фундамента Печорской плиты аккреционным складчатым поясом – коллажем блоков островодужной и океанической коры и микроконтинентов (например, Баренции), причленившихся к северо-восточной окраине Балтики в самом конце докембрия или начале кембрия [Belyakova et al., 2008; Belyakova, Stepanenko, 1990, 1991; Zonenshain et al., 1990; Zonenshain, Natapov, 1987; Kostyuchenko, 1994; Olovyanishnikov, 1998; Petrov et al., 2005; Puchkov, 2005; Yudin, Dedeev, 1987; Beckholmen, Glodny, 2004; Gee et al., 2000; Gee, Pease, 2004; Metelkin et al., 2015; Scarrow et al., 2001]. Согласно другой точке зрения, комплексы Большеземельского мегаблока принадлежали активной окраине позднедокембрийского континента Арктида, располагавшегося в Арктической зоне и позже распавшегося на отдельные блоки (рис. 3). В этой модели ороген Тиманид рассматривается как результат поздневендско-раннекембрийской коллизии активной окраины Арктиды и пассивной окраины Балтики [Borisova et al., 2001; Kuznetsov, 2009; Kuznetsov et al., 2006, 2007; Khain, Filatova, 2009].

В отличие от фундамента Печорской плиты, магматические породы которого изучены лишь в разрозненных немногочисленных скважинах, плутонические и вулканические породы блоков тиманид, выходящих на поверхность на севере Урала, исследованы более детально. По ним, и в частности по магматическим породам таких блоков Полярного Урала, опубликовано большое количество работ, например монографии [Goldin et al., 1973, 1999; Dushin, 1997; Makhlaev, 1996; Udoratina et al., 2022], и получено достаточно большое количество U-Pb (SIMS, LA-ICP-MS) цирконовых датировок (рис. 4; Прил. 1, табл. 1.1). В составе этих блоков широко представлены вулканические и плутонические породы позднерифейско-вендского возраста, сопоставимые по геохимическим особенностям с одновозрастными породами фундамента Печорской плиты, но, кроме этого, большие объемы сложены гранитоидами и риолитами и, в меньшей степени, габброидами и долеритами кембрийского и раннеордовикского возраста, относящимися к уральскому тектоническому циклу.

Уральский цикл тектогенеза начался в позднем кембрии – раннем ордовике, когда на уральской окраине Балтики (или композитного континента Аркт-Европа, образовавшегося при коллизии Балтики и Арктиды [Borisova et al., 2001; Kuznetsov, 2009]) начался рифтинг, сменившийся к середине ордовика спредингом и раскрытием океанического бассейна [Puchkov, 2010]. Комплексами-индикаторами начала рифтогенеза считают верхнекембрийско-нижнеордовикские терригенные толщи, трансгрессивно залегающие на породах, относящихся к комплексам тиманид (доуралид), и одновозрастные с ними вулканические и гипабиссальные образования. На Полярном Урале – это манитанырдская серия и погурейская свита, леквожский и орангъюганско-лемвинский габбро-долеритовые комплексы, пайпудынский и пожемский риолитовые и хадатинский трахириолитовый комплексы. Позднекембрийско-тремадокский возраст отложений нижней части манитанырдской серии и погурейской свиты достаточно надежно фаунистически обоснованы [State Geological Map…, 2007]. Большинство U-Pb датировок циркона из тел риолитов пайпудынского, пожемского и хадатинского комплексов и долеритов леквожского и орангъюганско-лемвинского комплексов соответствуют концу кембрия – началу ордовика (Прил. 1, табл. 1.1) и близки к возрасту базальных горизонтов уралид.

Установлено, что диапазон возрастов зерен детритового циркона из обломочных пород базальных горизонтов уралид Полярного Урала очень широк. В частности, в песчаниках манитанырдской серии и погурейской свиты присутствуют зерна с позднеархейским и раннепротерозойским возрастом, характерным для пород всех трех блоков древнего кристаллического фундамента Балтики – Фенноскандии, Волго-Уралии и Сарматии; зерна с ранне- и среднерифейским возрастом, типичным для магматических и метаморфических пород Фенноскандии и образований Камско-Бельской магматической провинции Волго-Уралии; цирконовые зерна с возрастом 1.2–0.9 млрд лет, соответствующим времени формирования Свеконорвежского орогена. Преобладающую часть цирконовых выборок составляют зерна с позднерифейско-вендскими датировками, свойственными «местным» магматическим породам, входящим в состав блоков тиманид Полярного Урала, 10–20 % приходится на зерна с ранне- и среднекембрийским возрастом, соответствующим времени перерыва в осадконакоплении. В песчаниках содержится также заметное число зерен циркона с позднекембрийско-раннеордовикским возрастом, соответствующим времени накопления обломочных толщ. Источниками такого циркона, по всей видимости, служили магматические породы, располагавшиеся в непосредственной близости и сопровождавшие начало континентального рифтогенеза на уральской окраине Балтики (Аркт-Европы) [Soboleva et al., 2012b; Nikulova, Soboleva, 2019].

Позиция изученных авторами данной статьи обломочных пород весьма интересна. С одной стороны, они непосредственно перекрывают комплексы северо-восточного крыла эродированного орогена Тиманид, достаточно удаленные от его предполагаемой оси и включающие большое количество магматических пород позднедокембрийского возраста, и появляется возможность «опробовать» эту часть орогена. С другой стороны, исследованные песчаники принадлежат к рифтогенным комплексам, сформировавшимся в самом начале уральского тектонического цикла, и детритовый циркон песчаников может дать информацию о возрасте магматизма этого этапа.

Результаты исследования зерен циркона из двух образцов песчаников хойдышорской свиты приведены в данной статье.

Обломочные породы, залегающие в основании разреза комплекса уралид в верховьях р. Малая Уса на южном окончании Оченырдского поднятия Центрально-Уральской мегазоны и относимые к хойдышорской свите, представляют собой терригенную ритмично-слоистую толщу мощностью до 1500 м с гравелитами, грубозернистыми песчаниками и конгломератами в основании, залегающую с размывом и угловым несогласием на разных горизонтах разреза тиманид [State Geological Map…, 2013b]. В этом районе отсутствуют четкие обнажения, в которых можно было бы увидеть непосредственную поверхность углового несогласия и налегание верхнекембрийско-нижнеордовикских базальных отложений комплекса уралид на верхнедокембрийские образования тиманид, как в других областях Полярного Урала, например на поднятии Енганепэ [Dembovsky et al., 1985, 1988, 1990]. Поверхность межформационного контакта в рассматриваемом районе предположительно везде в той или иной степени тектонизирована [State Geological Map…, 2013b], но граница структурных этажей устанавливается по наличию между ними углового несогласия и по разной степени метаморфизма и дислоцированности пород.

Породы верхней части верхнедокембрийского структурного этажа (лядгейской свиты – верхней части бедамельской серии верхнего рифея – венда), представленные преимущественно переслаивающимися вулканитами основного и кислого состава и их туфами, испытали региональный метаморфизм уровня зеленосланцевой фации, они смяты в мелкие плойчатые складки и интенсивно рассланцованы. В метабазитах часто не видно реликтовых структур, они превращены в зеленые сланцы. Вулканиты представлены высокотитанистыми натриевыми толеитовыми оливиновыми базальтами и калиево-натриевыми субщелочными оливиновыми базальтами, а также риолитами и по химическому составу сопоставимы с породами задуговых обстановок [State Geological Map…, 2013b].

Основание комплекса уралид сложено преимущественно терригенными породами, содержащими немногочисленные прослои вулканитов основного, реже кислого состава. Несмотря на то, что в составе нижнепалеозойских осадочных и вулканогенных пород присутствуют вторичные минералы, характерные для зеленосланцевой фации метаморфизма, толщи в целом преобразованы и деформированы намного слабее, и в породах комплекса уралид сохранились реликтовые текстуры и структуры.

Вулканиты нижней части палеозойского разреза, относящиеся к хойдышорской свите, представлены преимущественно основными и кислыми породами нормальной и повышенной щелочности, образующими контрастную ассоциацию, и по геохимическим особенностям соответствуют рифтогенным образованиям [State Geological Map…, 2013b].

В стратотипическом разрезе на руч. Хойдышор были сделаны находки микрофоссилий (рис. 5): Archaeodiscina umbolata Volk., Baltisphaeridium compressus Volk., B. orbiculara Volk., Granomarginata squamacea Volk., Leiomarginata simplex Naum., Tasmanites tenellus Volk (сборы В.В. Терешко, определения Л.Н. Ильченко) [Dembovsky et al., 1988], относящихся к кембрию – тремадоку. С учетом результов U-Pb (SPIMP-II) изотопного датирования зерен циркона из эффузивной фации риолитов свиты в районе оз. Усваты – 482.4±11 млн лет [Shishkin et al., 2004] (№ 19 на рис. 4 и в Прил. 1, табл. 1.1; рис. 6) возраст хойдышорской свиты принят позднекембрийско-раннеордовикским [State Geological Map…, 2013b].

Песчаники, из которых были выделены для изучения и датирования зерна детритового циркона, выходят на поверхность в горной части Полярного Урала в верхнем течении р. Малая Уса, в бассейнах ее правых притоков – руч. Сауришор и Ветвистый (рис. 6, 7, a). Здесь хойдышорская свита с несогласием залегает на вулканических породах лядгейской свиты (рис. 7, г, е), представленных преимущественно основными породами (рис. 7, б, в), метаморфизованными иногда до зеленых сланцев (рис. 7, д), плагиоклазовыми и пироксен-плагиоклазовыми базальтами, часто миндалекаменными (рис. 7, в), туфами основного состава, а также лавами, лавобрекчиями и туфами кислого состава. Основание хойдышорской свиты сложено гравелитами и серыми грубозернистыми песчаниками (рис. 8, a, б, в). Разрез надстраивают ритмично переслаивающиеся кварцитовидные полевошпат-кварцевые серые, розоватые, лиловатые (рис. 8, г, д) и зеленоватые песчаники, алевритистые песчаники, алевролиты и хлорит-серицит-кварцевые сланцы. В терригенной толще присутствуют прослои базальтов и их лавобрекчий (рис. 8, е–з), а также риолитов (см. рис. 5) [State Geological Map…, 2013b].

Образец 6-12 (67°47ʹ53.2" с.ш., 65°49ʹ01.3" в.д.) отобран в междуречье р. Малая Уса и руч. Сауришор, в нижней части южного склона горы с абсолютной отметкой 882.6 м из заметного скального коренного выхода, в котором хорошо видна зона контакта песчаников хойдышорской свиты и залегающих ниже метабазитов лядгейской свиты. Метабазиты рассланцованы до тонких мелких удлиненных плиточек (см. рис. 7, д, е) и смяты в мелкие складочки. В песчаниках, также деформированных в приконтактовой зоне, видны плойчатые кварцевые жилы (см. рис. 7, е), ориентированные параллельно зоне контакта, падающей на запад под углом 40°.

Образец 6-12 светло-зеленовато-серых полевошпат-кварцевых среднезернистых, с гравийными зернами песчаников отобран в 1 м выше зоны контакта. Структура породы бластопсаммитовая, текстура массивная с лепидогранобластовой структурой базального цемента, сложенного микрозернистым агрегатом кварца и серицита (рис. 9, a). Вокруг большей части обломочных зерен развиты регенерационные каймы (рис. 9, б). Обломочная часть занимает около 60 % объема породы. Размер обломков 0.3–0.5 мм, единичные зерна до 1.2–1.5 мм. Обломки преимущественно среднеокатанные, на 90 % представлены кварцем. Остальные 10 % приходятся (в порядке уменьшения частоты встречаемости) на жильный гранулированный кварц, калиевый полевой шпат, мелкозернистые полевошпат-кварцевые породы, кварциты, силициты, кислый плагиоклаз, эпидозиты (эпидот заместил, по всей видимости, кальциевый плагиоклаз). Акцессорные минералы представлены цирконом (рис. 9, в), обломочными и новообразованными зернами эпидота и титанита (рис. 9, г), апатитом и турмалином. Содержание новообразованных выделений эпидота и титанита до 1 %. Рудные минералы песчаников – гематит и лейкоксеновый агрегат.

Место отбора образца 23-1-12 (67°47ʹ37.7" с.ш., 65°54ʹ20.1" в.д.) находится в 3.8 км к востоку от точки отбора образца 6-12, на руч. Ветвистом – правом притоке р. Малая Уса. Здесь на правом крутом берегу ручья проходит контакт зеленовато-серых микрозернистых массивных метавулканитов основного состава лядгейской свиты и песчаников хойдышорской свиты. Сама плоскость контакта задернована (см. рис. 7, ж). По мере приближения к контакту в метабазитах становится заметной сланцеватость (азимут падения 270°, угол падения 70°), и ориентированная параллельно сланцеватости среднеплитчатая отдельность сменяется тонкоплитчатой. Песчаники выше контакта светло-зеленовато-серые, среднезернистые, с небольшими тонкими согласными линзами длиной 1–2 см и прослоями мощностью 1–2 мм вишнево-серых, вероятно, гематитизированных песчаников (азимут падения 80°, угол падения 80°).

Образец 23-1-12 полевошпат-кварцевых песчаников отобран непосредственно выше задернованной зоны контакта. Песчаники характеризуются бластопсаммитовой структурой с лепидогранобластовой структурой порового, базально-порового цемента (рис. 9, д). Обломки слагают около 70 % объема породы. Кластические зерна кварца и полевых шпатов (рис. 9, е) составляют около 90 % всех обломков. Литокласты, содержание которых не более 5 %, представлены силицитами, тонкозернистыми кварц-полевошпатовыми породами с титанитом, кислыми вулканическими породами и глинистыми сланцами. Кварцевые зерна, составляющие примерно половину от общего количества обломков, преимущественно слабоокатанные с полигональными остроугольными очертаниями, хорошо окатанные обломки редки. Полевые шпаты, представленные средним плагиоклазом, альбитом и калиевым полевым шпатом, встречаются в виде слабоокатанных, часто таблитчатых зерен. В акцессорных количествах содержатся: циркон, апатит, цоизит, лейкоксен, эпидот и титанит. Два последних минерала присутствуют как в виде обломочных, так и в виде новообразованных зерен (рис. 9, ж, з). Перекристаллизованный глинистый цемент песчаников представлен мусковитом и хлоритом.

По химическому составу (Прил. 1, табл. 1.2) рассматриваемые песчаники, залегающие в основании хойдышорской свиты, соответствуют аркозам и ваккам. На диаграмме М. Херрона [Herron, 1988] их фигуративные точки расположены в нижней части области состава песчаников из разных горизонтов этой свиты [Nikulova, 2016], частично захватывающей поля вакк, литаренитов, аркозов, железистых песчаников, сланцев и железистых глинистых сланцев (рис. 10, a). Низкие (менее 1.3) значения lg(SiO2/Al2O3) свидетельствуют о невысоком уровне зрелости песчаников хойдышорской свиты [Pettijohn et al., 1987]. Значения индекса CIA [Nesbitt, Young, 1982], составляющие 58 в обр. 6-12 и 63 в обр. 23-1-12, и индекса CIW [Harnois, 1988] – 82 и 73 соответственно – позволяют утверждать, что интенсивность химического выветривания на палеоводосборах при формировании хойдышорской свиты была достаточно низкой, а климат холодным. На диаграмме DF1–DF2 [Verma, Armstrong-Altrin, 2013] поле состава песчаников хойдышорской свиты располагается в области рифтогенных и, частично, островодужных образований. Изученные авторами песчаники по химическому составу относятся к типичным рифтогенным (рис. 10, б).

Для выделения зерен циркона и проведения их датирования пробы песчаников измельчены вручную в стальной ступе до размера обломков <0.5 мм, отмучены в проточной воде и разделены на фракции с использованием бромоформа и электромагнитного сепарирования. Из тяжелой неэлектромагнитной фракции при помощи бинокулярного микроскопа МБС-1 отобраны все без исключения зерна циркона, и изучена их морфология. Зерна размещены в эпоксидной шашке, которую затем сошлифовали примерно до середины толщины зерен циркона и отполировали. Все процедуры проведены в ЦКП УрО РАН «Геонаука» в Институте геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Для выяснения детального строения зерен циркона и их зональности и выбора для датирования участков без трещин и включений изучены изображения, полученные на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600, оснащенном катодолюминесцентным детектором в Центре микроанализа Стэнфордского университета и Геологической службы США.

Определение U-Pb возраста зерен циркона из обр. 6-12 выполнено в Аналитическом центре «Геоспектр» ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) методом лазерной абляции и магнитно-секторной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-ICP-MS). Лазерный пробоотбор проведен с помощью устройства лазерной абляции UP-213, а масс-спектрометрический анализ выполнен на одноколлекторном магнитно-секторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR [Khubanov et al., 2016]. Внешним стандартным образцом служил эталонный циркон 91500 (1065 млн лет) [Wiedenbeck et al., 1995]. В качестве контрольных образцов использовались эталонные цирконы GJ-1 с аттестованным возрастом 601.9±0.4 [Horstwood et al., 2016] и Plešovice – 337.13±0.37 млн лет [Sláma et al., 2008]. При анализе циркона из обр. 6-12 конкордантный возраст 11 зерен GJ-1 составил 599.7±3.7 млн лет, 11 зерен Plešovice – 339.5±3.4. Обработка аналитических данных проведена с помощью программы Glitter [Griffin et al., 2008; Van Achterbergh et al., 2001].

Определение U-Pb возраста цирконовых зерен из обр. 23-1-12 выполнено в изотопном центре Marine Analytical Laboratories Университета Калифорнии (г. Санта-Круз, США) на одноколлекторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме Element XR и на установке лазерной абляции Photon Machines Analyte.H с эксимерным лазером с длиной волны 193 нм и камерой Helex-2. В качестве первичного стандарта использовали циркон R33 с возрастом 419.26±0.39 млн лет [Black et al., 2004], в качестве вторичного – циркон Plešovice. Для оценки содержания U и величины Th/U анализировался цирконовый стандарт MAD-59 (U=3435 г/т) [Coble et al., 2018]. При анализе циркона из обр. 23-1-12 конкордантный возраст 20 зерен Plešovice – 339.3±1.2 млн лет. Аналитические измерения и расчеты выполнялись согласно стандартным процедурам, детально описанным в статьях [Sharman et al., 2013; Mikhailenko et al., 2016].

Диаметр аналитического пятна в обеих лабораториях – 30 мкм. Для статистического анализа и построения U-Pb диаграмм использованы приложения Isoplot 3.75 [Ludwig, 2012] для программы Microsoft Excel и IsoplotR [Vermeesch, 2018].

При отборе данных для интерпретации из рассмотрения были исключены анализы, в которых наблюдаются значительные расхождения возрастов, полученных по разным изотопным системам, или/и дискордантность, рассчитанная по формуле D=100·(возраст(207Pb/235U)/возраст(206Pb/238U)–1), выходит за рамки диапазона от –10 до +10 %.Низкое содержание 207Pb в зернах циркона с возрастом менее 1 млрд лет приводит к большой погрешности в определении отношения 207Pb/206Pb, поэтому для интерпретации использованы возрасты, рассчитанные по отношению 206Pb/238U.

Зерна циркона из пробы 6-12 имеют размеры 50–450 мкм и светло-розовый, желтовато-светло-розовый или розовый цвет. Преобладают идиоморфные бипирамидально-призматические (гиацинтового, реже цирконового габитуса) прозрачные и полупрозрачные зерна, имеющие коэффициент удлинения 1–3, с гладкими или слегка шероховатыми гранями. Около 10 % составляют слабоокатанные зерна. Катодолюминесцентные изображения демонстрируют четкую осцилляционную, реже секториальную или лоскутную зональность зерен (рис. 11). Унаследованные ядра не наблюдаются. Внутри некоторых зерен содержатся округлые или имеющие неправильную форму черные непрозрачные включения размером до 100 мкм.

Зерна циркона в пробе 23-1-12 имеют размеры 50–350 мкм и окрашены в светло-розовый, розовый, желтовато-розовый и сиреневато-розовый цвет. В этой пробе намного меньше (10–15 %) идиоморфных или слегка окатанных прозрачных и полупрозрачных бипирамидально-призматических цирконовых кристаллов с гладкими блестящими или слегка шероховатыми гранями и коэффициентом удлинения 1–4.5. Преобладают зерна, в разной степени окатанные. На катодолюминесцентных изображениях в зернах циркона проявлена осцилляционная, лоскутная или секториальная зональность (рис. 11). Некоторые зерна во внутренних частях содержат черные непрозрачные включения округлой и неправильной формы размером до 70 мкм.

Из пробы 6-12 выполнен анализ 105 зерен циркона (Прил. 1, табл. 1.3; рис. 12, a). Большинство полученных 206Pb/238U датировок (98 из 105) относятся к кембрию, образуя временной интервал 538–489 млн лет. Одно зерно (№ 91) показало раннеордовикский возраст 478±7 млн лет, одно (№ 41) – поздневендский возраст 544±6 млн лет и одно (№ 93) – раннепротерозойский 1966±24 млн лет. Кроме того, четыре зерна (№ 101, 69, 63 и 98) дали «молодой» возраст от позднего ордовика до среднего девона: 455±7, 448±5, 430±5 и 387±5 млн лет соответственно. Эти анализы показали более высокие содержания U (1245, 2158, 4247 и 2748 г/т) при очень низких Th/U (0.09, 0.04, 0.04 и 0.14 соответственно) по сравнению с другими зернами, в которых концентрация U обычно находится в пределах 100–600 г/т, редко выше – до 1800. Данные «молодые» зерна не имеют отчетливых каём, которые (учитывая высокоурановый состав циркона и низкие Th/U) можно было бы считать гидротермальными, но характеризуются повышенной трещиноватостью, что заставляет предположить нарушение U-Pb изотопной системы циркона. С учетом также того, что возраст хойдышорской свиты фаунистически обоснован как верхнекембрийско-нижнеордовикский, эти четыре датировки были исключены из рассмотрения.

Наиболее часто (в 68 % случаев) встречаются зерна с возрастом от 500 до 520 млн лет, максимум плотности вероятности (МПВ) приходится на 510 млн лет (рис. 13, a). Средневзвешенный 206Pb/238U возраст трех наиболее молодых зерен циркона (№ 29, 49, 91) по международной хроностратиграфической шкале [Cohen et al., 2013] соответствует концу позднего кембрия – 486±6 млн лет (95 %, СКВО=1.1). Если не учитывать единичную раннеордовикскую датировку 478±7 млн, то следующие по возрасту три зерна дают чуть более древний средневзвешенный возраст 491±6 млн лет (95 %, СКВО=0.26).В пробе 23-1-12 проанализировано 100 зерен циркона (Прил. 1, табл. 1.4; см. рис. 12, б), результаты по семи зернам не прошли принятые фильтры и были исключены из рассмотрения: для анализов № 29, 46, 93 D>10 %; кроме того, в этих точках, а также в точках № 27, 44, 59, 60 расхождение между возрастами 206Pb/238U и 207Pb/206Pb составляет более 20 %. Интервал возрастов оставшихся 93 зерен 575–490 млн лет, МПВ – 521 млн лет (рис. 13, a).Средневзвешенный 206Pb/238U возраст четырех наиболее молодых зерен циркона (№ 19, 53, 76, 89) составляет 492±9 млн лет (СКВО=0.05), что соответствует середине позднего кембрия.

Вопрос о возрасте и структурно-формационной принадлежности обломочных пород, залегающих на вулканогенных образованиях верхнедокембрийского структурного этажа в южной части Оченырдского поднятия Полярного Урала, долго оставался дискуссионным – до 1998 г. они считались молассой венд-кембрийского возраста [Breivel, 1980], и только затем эти терригенные породы были отнесены к рифтогенному комплексу уралид [Dembovsky et al., 1985, 1990]. Результаты проведенного датирования зерен циркона из песчаников основания палеозойского разреза в верховьях р. Малая Уса и ее правых притоков подтверждают позднекембрийско-раннеордовикский возраст этой терригенной толщи (хойдышорской свиты) и обоснованность ее отнесения к комплексу уралид. Полученный позднекембрийский возраст наиболее молодых зерен из обоих рассматриваемых образцов, взятых из основания видимого разреза уралид, позволяет утверждать, что отложения начали накапливаться не ранее 492–486 млн лет, что соответствует второй половине позднего кембрия. Этот вывод согласуется с U-Pb возрастом зерен циркона (482±11 млн лет) из эффузивных риолитов, согласно залегающих среди песчаников [Shishkin et al., 2004]. По всей видимости, накопление хойдышорской свиты происходило достаточно быстро, так как возраст прорывающих ее субвулканических тел риолитов пайпудынского комплекса, определенный U-Pb методом по циркону, составляет 493–486 млн лет [Shishkin et al., 2004; State Geological Map…, 2013b].

Для обоих образцов характерен небольшой разброс цирконовых возрастов по сравнению с тем, что наблюдается для одновозрастных песчаников из терригенных разрезов основания манитанырдской серии и погурейской свиты Полярного Урала [Soboleva et al., 2012b; Nikulova, Soboleva, 2019]. Так, среди зерен циркона из песчаников хойдышорской свиты практически нет зерен древнее вендских: лишь одно зерно циркона в обр. 6-12 датируется ранним протерозоем (см. Прил. 1, табл. 1.3 и рис. 12, a). В сравниваемых образцах песчаников манитанырдской серии на Енганепэйском и Манитанырдском поднятиях и погурейской свиты в верхнем течении р. Ср. Кечпель, наряду с зернами циркона кембрийского и вендского возраста, присутствуют зерна c датировками от позднего рифея до позднего архея (рис. 14). Сопоставление возрастов зерен детритового циркона из этих песчаников с геохронологическим образом орогена Тиманид [Orlov et al., 2011] показало, что наиболее вероятно главными источниками циркона в песчаниках были разрушавшиеся породы этого орогена и конседиментационные позднекембрийско-раннеордовикские рифтогенные магматические породы [Soboleva et al., 2012b]. Значительно более узкий интервал цирконовых датировок, полученный для песчаников хойдышорской свиты, может быть связан с сильно расчлененным рельефом, существовавшим на территории западного склона Полярного Урала на рубеже кембрия и ордовика. В результате в позднем кембрии эпиконтинентального рифтогенеза на восточном (в современных координатах) краю Балтики (Аркт-Европы), по-видимому, заложилась система разломов, по которым произошло опускание некоторых блоков и образование изолированных седиментационных ванн, которые заполнялись «местным» обломочным и вулканогенным материалом [Didenko et al., 2001].

Для уточнения источников детритового циркона в песчаниках хойдышорской свиты было построено вероятностное распределение известных позднедокембрийских и раннепалеозойских U-Pb датировок циркона из магматических и метаморфических пород Западно-Уральской мегазоны Полярного Урала (см. рис. 13, в), с использованием опубликованных данных (см. Прил. 1, табл. 1.1). (Следует учитывать, что использованы результаты датирования плутонических, гипабиссальных, субвулканических и экструзивных пород кислого и среднего состава. Для тел, сложенных породами основного состава, датировки единичны. Эффузивная же фация практически не датирована.) Из графика видно, что на Полярном Урале на современном эрозионном срезе находятся магматические и метаморфические породы, цирконовые датировки которых лежат в диапазоне поздний рифей – ранний ордовик с главными пиками на рубежах 552, 521 и 500 млн лет и второстепенным – 665 млн лет. При этом максимальное число датировок плутонических и метаморфических пород относится к раннему кембрию, тогда как формирование экструзивных и субвулканических пород происходило в основном в поздневендское и позднекембрийско-раннеордовикское время. Учитывая то, что диапазон возрастных датировок, полученный для песчаников хойдышорской свиты, составляет 575–478 млн лет, можно утверждать, что потенциальными источниками детритового циркона могли быть магматические и метаморфические породы полярной части Западно-Уральской мегазоны.

Диапазон цирконовых датировок для песчаников обр. 6-12, за исключением одного зерна раннепротерозойского возраста, составляет 544–478 млн лет. В этом временном интервале происходило формирование полярноуральских гранитоидов (№ 4–8, 10, 34, 35, 40, 42, 43, 46, 48–50, 52, 54–56, 58, 59, 64, 66, 72 в Прил. 1, табл. 1.1), габбро-долеритов орангъюганско-лемвинского комплекса (№ 15), риолитов и трахириолитов лемвинского, пайпудынского, хадатинского и пожемского комплексов (№ 1–3, 14, 16, 18, 20, 21, 25, 38, 76–80). Циркон кембрийского и раннеордовикского возраста обнаружен также в высокометаморфизованных породах марункеуской, ханмейхойской и париквасьшорской свит (№ 39, 41, 44, 63, 70).

В обр. 23-1-12 зерна циркона с кембрийскими датировками составляют 76 %, остальная часть зерен имеет вендский возраст, сопоставимый с цирконовым возрастом гранитоидов (№ 9, 11, 17, 33, 36, 45. 47, 53, 57, 59, 65, 66, 74 в Прил. 1, табл. 1.1), диоритов погурейского комплекса (№ 75), габбро-долеритов сядатинского комплекса (№ 12), метабазальтов немуръюганской свиты (№ 13), риолитов и долеритов лядгейского комплекса (№ 28–30). Вендский возраст циркона установлен также в туфах бедамельской серии и туфовых прослоях в енганепэйской свите (№ 26, 27), а также в высокометаморфизованных породах марункеуской и ханмейхойской свит (№ 37, 51, 61–63).

В обоих рассматриваемых образцах по величине Th/U выделяется две основных группы зерен циркона. В большей части зерен Th/U отношение варьируется в пределах 0.1–0.4, реже встречается циркон, где оно составляет 0.03–0.07. Такая низкая величина Th/U, как в зернах второй группы, часто отмечается в цирконе метаморфического происхождения (например [Hoskin, Ireland, 2000; Kirkland et al., 2015; Rubatto, 2017]), но учитывая магматический облик зерен и наличие хорошо проявленной осцилляционной зональности, можно думать, что эти кристаллы, скорее всего, принадлежали магматическим породам. Зерна циркона первой группы наиболее близки по составу к циркону из позднекембрийско-раннеордовикских риолитов хойдышорской свиты и пайпудынского комплекса, а также из вендских гранитов Харбейского блока (рис. 15). Величина Th/U отношения в зернах циркона второй группы соответствует установленной в цирконе из диоритов кызыгейского комплекса поздневендского возраста. Существование этих двух обособленных групп циркона позволяет предположить, что главными источниками детритовых цирконовых зерен для песчаников хойдышорской свиты были раннепалеозойские вулканические и гипабиссальные породы кислого состава и вышедшие на уровень эрозионного среза вендские гранитоиды и диориты.

Важный результат, полученный при датировании детритового циркона из обломочных пород хойдышорской свиты (см. рис. 13 а, б), залегающих непосредственно на породах северо-восточного крыла эродированного орогена Тиманид, в сочетании с опубликованными датировками магматических и метаморфических пород Полярного Урала (см. рис. 13, в) – это доказательство непрерывности магматизма на рассматриваемой территории в диапазоне поздний рифей – ранний ордовик. Этот промежуток времени охватывает позднедокембрийский тектонический цикл, закончившийся формированием на рубеже венда и кембрия коллизионного орогена Тиманид, раннесреднекембрийский интервал, соответствующий поднятию территории и перерыву в осадконакоплении, и самое начало уральского позднекембрийско-пермского цикла.

Наличие стратиграфического, углового и азимутального несогласия между комплексами уралид и тиманид было установлено еще в середине прошлого века при геолого-съемочных работах (на западном склоне Полярного Урала – это работы М.Н. Парханова (1948), Ю.Б. Евдокимова (1959, 1961) и др.) и подтверждено последующими исследованиями. Считается, что молассовыми толщами позднедокембрийского орогена являются сохранившиеся участками обломочные отложения верхневендско-нижнекембрийских (?) енганепэйской свиты на Полярном Урале и лаптопайской свиты на Приполярном и Северном Урале [Belyakova, 1982; Puchkov, 1975].

О перерыве в осадконакоплении между двумя циклами, начавшемся, вероятно, еще в конце раннего кембрия и продолжавшемся весь средний кембрий, свидетельствует отсутствие отложений этого возраста и находки реликтов и вещества кембрийских кор выветривания в основании комплекса уралид [Yudovich et al., 1998, 2006; Kozyreva, Nikulova, 2012; Nikulova, 2016; Nikulova, Kozyreva, 2016; Ozerov et al., 1996; и др.]. Перерыв в осадконакоплении, однако, не сопровождался перерывом в магматической деятельности, и этот вопрос недостаточно освещен в литературе. Раннесреднекембрийские магматические породы образовались позже накопления молассовых толщ, они не найдены в фундаменте Печорской плиты в составе реликтов орогена Тиманид, их внедрение соответствовало поднятию территории и предваряло начало уральского континентального рифтогенеза, поэтому логично предположить, что формирование этих магматических пород происходило на этапе предрифтового поднятия.

Состав магматических пород Западно-Уральской мегазоны Полярного Урала изменялся с позднего рифея до раннего ордовика в соответствии со сменяющимися геодинамическими обстановками (см. рис. 14).

Позднерифейско-ранневендские магматические комплексы, формировавшиеся в условиях эволюционировавшей активной окраины, представлены вулканитами непрерывно дифференцированных известково-щелочных серий и соответствующими им плутоническими породами, вулканитами контрастной базальт-риолитовой ассоциации, небольшими телами, дайками и силлами толеитовых габброидов и долеритов [Morgunova, Soboleva, 2007; Soboleva, 2011; Soboleva et al., 2008b, 2012а; Soboleva, Kulikova, 2009; State Geological Map…, 2007, 2015b].

Поздневендские магматические породы, которые, имеют коллизионное происхождение и маркируют время образования орогена Тиманид, представлены преимущественно гранитоидами A-, I-, S-типа с подчиненным количеством диоритов и габброидов, риолитами и риодацитами нормальной и повышенной щелочности, дайками долеритов [State Geological Map…, 2013b, 2014b, 2015b; Soboleva, 2011; Ulyasheva, Grakova, 2016; Shishkin et al., 2004; Soboleva, Udoratina, 2010b; Miller et al., 2018].

Магматические породы раннесреднекембрийского возраста, образование которых, как можно полагать, связано с предрифтовым поднятием территории, – граниты А-типа, дайки риолитов, трахириолитов и долеритов [Andreichev et al., 2007; State Geological Map…, 2013a, 2014a, 2014b, 2015b].

Рифтогенные магматические породы позднекембрийско-раннеордовикского возраста представлены небольшими телами гранитов А-типа, дайками риолитов, трахириолитов, долеритов, иногда – гранодиоритов, диоритов и кварцевых диоритов, а также небольшим количеством эффузивных щелочных базальтоидов и риолитов в основании разреза комплекса уралид [Dushin, 1986; State Geological Map…, 2013b, 2014b, 2015a, 2015b, 2017; Soboleva, 2008, 2009; Soboleva, Udoratina, 2010a; Shishkin et al., 2004, 2009; Shuysky et al., 2015, 2018b; Yudovich et al., 2002].

В результате U-Pb (LA-ICP-MS) датирования детритового циркона из песчаников хойдышорской свиты, залегающих на реликтах коллизионного орогена Тиманид в основании рифтогенного разреза комплекса уралид в бассейне р. Малая Уса на Полярном Урале, установлено, что обломочный материал начал поступать в эту толщу не ранее рубежа кембрия и ордовика. Позднекембрийско-раннеордовикский возраст песчаников и вероятная примесь в их составе продуктов конседиментационного вулканизма подтверждаются датировками риолитов, согласно залегающих среди песчаников (482±11 млн лет) и даек риолит-порфиров, прорывающих обломочную толщу (493–486 млн лет).

Узкий интервал полученных датировок 575–478 млн лет с пиковым значением 512 млн лет позволяет заключить, что главными источниками детритового циркона могли быть раннесреднекембрийские магматические породы, формировавшиеся на этапе предрифтового поднятия, в меньшей степени – позднекембрийско-раннеордовикские рифтогенные образования, маркирующие начало уральского тектонического цикла, а также поздневендские магматические комплексы подстилающего орогена Тиманид. Судя по величине Th/U отношения, наиболее вероятными поставщиками детритового циркона были раннепалеозойские вулканические и гипабиссальные породы кислого состава, а также вендские гранитоиды и диориты.

Практически полное отсутствие зерен циркона с более древним возрастом, характерных для одновозрастных песчаников севера Урала, может свидетельствовать о накоплении песчаников хойдышорской свиты в локальном прогибе с местными источниками обломочного материала.

Результаты датирования детритовых цирконов из песчаников хойдышорской свиты в совокупности с составленной базой данных U-Pb возрастов циркона из магматических и метаморфических пород Полярного Урала свидетельствуют о том, что смена геодинамического режима от коллизионного орогенеза в позднем венде к раннесреднекембрийскому предрифтовому поднятию и последующему позднекембрийско-раннеордовикскому рифтогенезу не сопровождалась заметным перерывом в магматической активности. Главные пики плотности значений U-Pb возраста циркона из магматических и метаморфических пород Полярного Урала приходятся на поздневендское, ранне- и позднекембрийское время – 552, 521 и 500 млн лет, дополнительный пик 665 млн лет соответствует позднему рифею.

Авторы выражают благодарность профессору Университета Калифорнии, г. Санта-Круз, США, Дж.К. Хоуригану за помощь при работе на масс-спектрометре, аналитических измерениях и расчетах и искренне признательны рецензентам статьи д.г.-м.н. А.Б. Кузьмичеву и д.г.-м.н. Н.Б. Кузнецову за конструктивные замечания.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.