С начала XXI в. большую популярность получили исследования, связанные с определением U-Pb изотопного возраста зерен обломочного циркона, выделенных из песчаников и других осадочных пород. Основной задачей таких исследований является определение возможных источников сноса обломочного материала, а также реконструкция взаимного расположения бассейнов и источников сноса в геологическом прошлом. Цель настоящей работы состоит в определении источников сноса терригенного материала, слагающего капысовскую свиту верхов сакмарского яруса нижней перми Юрюзано-Сылвенской впадины Предуральского краевого прогиба. Район исследований охватывает восточную часть Уфимского амфитеатра от г. Кропачево на юге до г. Михайловска на севере (рис. 1). Упрощенный перечень таксонов Юрюзано-Сылвенской впадины в изученном районе включает несколько свит (табл. 1), имеющих возраст от московского яруса до артинского (по [Chuvashov, Dyupina, 1973; Dyupina et al., 1990; и др.], с дополнениями).

Термин «капысовская свита» предложили Н.Г. Чочиа и В.Д. Наливкин в 1942 г. Эта свита представляет особый интерес для геологов, изучающих Юрюзано-Сылвенскую впадину, поскольку она с размывом перекрывает многие нижележащие свиты: шариповскую, ахуновскую и даже чигишанскую, то есть она фиксирует новый этап тектонической активности.

Стратотипический разрез свиты описан Б.И. Чувашовым и Г.В. Дюпиной [Chuvashov, Dyupina, 1973] при изучении разрезов нижней перми на правом берегу р. Серга возле Капысова ключа. В стратотипической местности авторы разделяют свиту на две части. Нижняя толща (до 60 м) представлена преимущественно мелко- и среднегалечными известняковыми конгломератами с отдельными валунами размером до 30–40 см. В составе галек и валунов преобладают известняки с кораллами и микрофауной всех отделов каменноугольной системы, а также тастубского горизонта нижней перми. Кроме того, присутствуют измененные магматические породы основного, среднего и кислого состава, кремнистые породы, кварциты, кварцевые песчаники, полимиктовые песчаники низов пермского разреза. Матрикс конгломератов песчано-гравийный, цемент – известково-глинистый. Среди конгломератов залегают пачки разнозернистых, в том числе гравийных, песчаников с прослоями аргиллитов и алевролитов.

Верхняя часть разреза свиты (до 50–60 м) представлена преимущественно разнозернистыми полимиктовыми песчаниками, алевролитами и известковистыми аргиллитами, прослои конгломератов имеют подчиненное значение. Общая мощность капысовской свиты в стратотипическом разрезе достигает 100–120 м.

Полевые исследования. В ходе полевых исследований была детально описана серия опорных разрезов капысовской свиты, в трех из них отобраны четыре пробы на обломочный циркон: две в районе д. Малояз, одна у д. Ельгильдино и еще одна на севере, у г. Михайловска. Все описанные разрезы представлены чередованием слоев грубообломочных пород (конгломераты или гравелиты) и турбидитовых песчано-алевролитовых пачек. Практически в каждом из описанных разрезов есть хаотически устроенные фрагменты, представленные плохо сцементированными среднемелкогалечными конгломератами с гравелитовым матриксом, в которых присутствуют единичные олистолиты и олистоплаки нижележащих турбидитоподобных пачек.

Большинство обломков как в конгломератах, так и в песчаниках представлено осадочными породами – известняками (кристаллическими и биокластовыми), кремнями и песчаниками. Кроме того, среди обломков присутствует большое количество массивных, часто окремнелых известняков без фауны. Есть также гальки биокластовых известняков с множеством разных органогенных обломков (фораминиферы, водоросли, мшанки, кораллы, остракоды и иглокожие). Подобные породы присутствуют в качестве обломков и в песчаниках. Но биокласты обычно подроблены, поэтому определить их, к сожалению, не удалось. Источником этих обломков могут быть биокластовые известняки касимовского и верхов ассельского яруса. Обломков магматических и метаморфических пород сравнительно мало. Скорее всего, это можно объяснить более удаленным расположением объектов соответствующего состава. Наиболее многочисленны среди обломков магматических пород базальтоиды. Обломки метаморфических пород наименее распространены среди изученных.

Дробление проб до 0.5 мм выполнено в лаборатории ФГБУ ВИМС.

Выделение минералов тяжелой фракции выполнено по стандартной методике в лаборатории ГИН РАН с незначительными изменениями:

Фотографирование зерен циркона. Характеристика внутреннего строения и выбор точек для U-Pb LA-ICP-MS датирования выполнены на основании изучения зерен циркона в проходящем свете, а также в режиме катодолюминесценции (CL) в ЦКП ИФЗ РАН с помощью сканирующего электронного микроскопа Tescan MIRA LMS [Veselovskiy et al., 2022], оснащенного панхроматическим CL-детектором с широким спектральным диапазоном (185–850 нм). После фотографирования с шашек было снято напыление.

Выбор точек для датирования. Каждое зерно циркона было тщательно изучено визуально на фото в проходящем свете и в катодолюминесцентных изображениях. Для датирования авторы выбрали наиболее «чистые» области зерен: без метамиктных участков, включений и сильной трещиноватости. В результате из каждой пробы для датирования были выбраны примерно 100 зерен циркона.

U-Th-Pb изотопное датирование зерен циркона. Методом LA-ICP-MS выполнено в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН. Для лазерного отбора пробы использована система лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind.), совмещенная с магнитосекторным ICP масс-спектрометром высокого разрешения Element2 (Thermo Scientific Inc.) [Kolodyazhny et al., 2023].

Непосредственно перед измерением шашки с зернами циркона были промыты в ультразвуковой ванне в 5%-ном растворе HNO3, затем сполоснуты в дистиллированной воде и просушены на воздухе. Затем испаренное лазером вещество было перенесено потоком гелия с последующим подмешиванием к нему газифицированного аргона.

Для калибровки использован внешний стандарт – циркон GJ-1 [Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006] с ²⁰⁶Pb/²³⁸U возрастом 601.9±0.4 млн лет, полученным методом CA-ID-TIMS [Horstwood et al., 2016]. Стандарт предоставлен Национальным центром геохимической эволюции и металлогении континентов GEMOC Университета Маккуори (г. Сидней, Австралия). Для контроля качества анализа были использованы стандарты циркона 91500 [Wiedenbeck et al., 1995, 2004] и Plešovice [Sláma et al., 2008] с возрастом 1062.4±0.4 млн лет и 337.1±0.4 млн лет соответственно [Elhlou et al., 2006], полученным по методу CA-ID-TIMS. В ходе исследования зерен циркона из проб № 14110, 14110-1, 15004, 18228 для контрольных стандартов были получены средневзвешенные ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценки возраста (2σ) 1050.73±4.94; 1074.3±5.16; 1058.02±4.56; 1078.24±4.36 (n=10) и 330.29±1.42; 334.33±1.52; 339.21±1.48; 336.53±1.22 (n=10) млн лет соответственно, что в целом соответствует стандартам. Обработка результатов U-Th-Pb изотопного анализа проведена в программе Glitter 4.4 [Van Achterbergh et al., 2001]. Поправки на нерадиогенный свинец введены на основе процедуры [Andersen, 2002] по программе ComPbCorr 3.18 [Andersen, 2008].

Обработка материалов. Для построения гистограмм и кривых плотности вероятности распределения возрастов использована программа «Dezirteer» [Powerman et al., 2021]. Для вычисления параметров теста Колмогорова-Смирнова и построения кумулятивных кривых использовался макрос для программы MS Excel [Gehrels et al., 2012].

Результаты изучения разрезов. При отборе проб на изотопные исследования были изучены опорные разрезы капысовской свиты.

Пробы 14110 и 14110-1 (55°12'29.7" с.ш., 58°08'41.6" в.д.) взяты из разреза, вскрытого карьером (рис. 2) в районе д. Татарский Малояз (описание выполнено И.А. Прудниковым, снизу вверх, сокращено):

Проба 15004 (56°25'07.7" с.ш., 59°03'10.1" в.д.) взята на окраине г. Михайловска. В карьере, размером 200×50 м, в северной стенке высотой около 15 м вскрыто чередование песчаников от тонкозернистых до гравелистых и аргиллитов. Породы смяты в открытые прямые складки, крылья падают преимущественно на ВЮВ и ЗСЗ, углы падения крыльев в среднем около 30° (рис. 6).

В восточной части стенки вскрыт фрагмент разреза толщи (снизу вверх):

Проба 18228 (55°19'02.8" с.ш., 58°19'31.0" в.д.) взята в карьере на южной окраине д. Ельгильдино, у дороги Лагерево – Ельгильдино. Верхи капысовской свиты вскрыты фрагментарно в полотне карьера (рис. 8), поэтому мощность разреза установлена приблизительно. Далее описан разрез снизу вверх:

Общая мощность этой части разреза капысовской свиты составляет около 60 м.

Характеристика зерен обломочного циркона. Для определения эволюции источников сноса, существовавших при формировании капысовской свиты, было отобрано четыре пробы из разных частей ее разреза.

Самое нижнее стратиграфическое положение в изученных разрезах капысовской свиты занимают конгломераты, из грубозернистых песчаников матрикса которых взята проба 14110. Из пробы выделено 171 зерно циркона, из которых проанализировано 99.

Значения возраста зерен циркона сгруппированы в три интервала: 1) 2700–2400 млн лет; 2) 2000–900 млн лет; 3) 600–400 млн лет (рис. 10). Большая часть докембрийских возрастов приходится на рифей, пики (млн лет) распределены следующим образом: 1013 – примерная граница позднего и среднего рифея, 1217 – средний рифей, 1511, 1613 – ранний рифей. Кроме того, часть зерен имеет раннепротерозойский возраст с локальными пиками 1787 и 1845 млн лет. Архейские зерна немногочисленны, впрочем, как и вендские. Возраст семи зерен циркона третьей группы ограничен узким интервалом раннего девона (393–405 млн лет), еще два зерна имеют силурийский возраст.

Вместе с тем среди зерен циркона по возрасту можно выделить две популяции. Зерна первой популяции (практически все – докембрийские) резко преобладают (91 зерно), они преимущественно хорошо окатаны (рис. 11). Зерна весьма разнообразны, большая часть из них имеет тонкую осцилляционную зональность, но в некоторых зернах ее нет. В зернах циркона присутствует большое количество включений, хорошо видимых на фотографиях, сделанных в проходящем свете, они трещиноваты, «чистые» участки немногочисленны. Поскольку зерна окатаны, их первичная форма не очень понятна – есть и практически сферические, и удлиненные, эллипсоидальные с Кудл 1.5–2.0. Часть зерен представлена осколками кристаллов. Размер зерен редко превышает 200 мкм, средний размер составляет около 150 мкм. Вторая популяция (палеозойская) состоит всего из девяти зерен. По форме эти зерна мало отличаются от зерен первой популяции, имеют размеры 150–200 мкм. Как правило, они слабо окатаны и обладают довольно четкой осцилляционной зональностью.

Проба 14110-1 взята из грубозернистых песчаников матрикса валунных конгломератов (слой 11), выполняющих блюдцеобразный в поперечном разрезе канал, врезанный на глубину около 3 м в основное тело капысовской свиты (см. рис. 3). Из пробы было выделено 186 зерен циркона, из них проанализировано 99 зерен. В пробе достаточно уверенно выделены зерна циркона двух популяций. Зерна первой популяции имеют докембрийский возраст, а второй популяции – палеозойский (рис. 12).

Зерна циркона первой популяции преобладают (71 зерно). Большая часть докембрийских возрастов приходится на рифей, пики (млн лет) распределены следующим образом: 985 – поздний рифей, 1179, 1287 – средний рифей, 1511, 1627 – ранний рифей. Есть единичные зерна циркона вендского возраста. 18 зерен принадлежат раннему протерозою и архею примерно поровну, без ярко выраженных пиков.

Среди зерен циркона палеозойского возраста есть несколько выраженных пиков (млн лет): 311 – московский век, 357 – ранний карбон (турнейский век), 417 – ранний девон.

Зерна первой популяции преимущественно хорошо окатаны (рис. 13). Они весьма разнообразны, большая часть из них имеет четкую осцилляционную зональность, но в некоторых зернах ее нет. В зернах присутствует большое количество включений, хорошо видимых на снимках, сделанных в проходящем свете, они трещиноваты, «чистые» участки немногочисленны. Поскольку зерна окатаны, их первичная форма не очень понятна – есть и практически сферические, и эллипсоидальные с Кудл 1.5–2.0. Часть зерен представлена осколками кристаллов. Размер зерен редко превышает 200 мкм, а средний размер составляет примерно 150 мкм. Т.е. по морфологическим особенностям набор докембрийских зерен циркона практически не отличим от таких зерен из пробы 14110.

Вторая популяция включает 28 зерен с четкими кристаллографическими очертаниями, а также осколки кристаллов размером 150–200 мкм. Как правило, это слабо удлиненные кристаллы (Кудл=1.5–2.5) с ярко выраженной осцилляционной зональностью.

Проба 15004 взята из гравелистых песчаников из карьера в районе г. Михайловска. Из пробы выделено 139 зерен циркона, из которых проанализировано 81 зерно. В пробе достаточно уверенно выделены две популяции зерен циркона. Все зерна первой популяции имеют докембрийский возраст, а второй – палеозойский (рис. 14). Зерна с докембрийским возрастом довольно равномерно распределены в интервале рифей – ранний протерозой (по 1–3 индивида на интервал 50 млн лет). Есть и два архейских зерна. Возраст палеозойских зерен распределен тоже довольно равномерно, но есть три выраженных пика (млн лет): 317 – башкирский век, 353 – турнейский век, 361 – фаменский век. Одно зерно имеет позднесилурийский возраст.

Большая часть зерен первой популяции (41 зерно) окатаны (рис. 15), среди них есть почти изометричные, близкие по морфологическим характеристикам к зернам циркона первой популяции из проб 14110 и 14110-1. В цирконе присутствует большое количество включений, хорошо видимых на снимках, сделанных в проходящем свете, они трещиноваты, «чистые» участки немногочисленны. Часть зерен представлена осколками кристаллов. Размер зерен варьируется от 80 до 180 мкм, редко превышая 200 мкм. Вторая популяция зерен (40 зерен) представлена целыми кристаллами и их обломками размером около 50 мкм, редко до 150 мкм с Кудл 1.8–2.1, обычно с четкой осцилляционной зональностью.

Проба 18228 взята из песчаников слоя 3 разреза капысовской свиты на южной окраине д. Ельгильдино. Из пробы выделено 155 зерен циркона, из которых проанализировано 97 зерен. Они составляют две отчетливо выраженные популяции (рис. 16), примерно соответствующие популяциям в других пробах капысовской свиты. Все зерна циркона первой популяции имеют докембрийский возраст. Они более или менее равномерно распределены в интервале рифей – ранний протерозой (по 1–3 индивида на интервал 50 млн лет) с небольшим пиком 1487 млн лет (ранний рифей). Зерна циркона второй популяции составляют серию каменноугольных пиков (в млн лет): 303 – позднекаменноугольная эпоха, 313 – московский век, 357 – турнейский век. Несколько зерен имеют силурийский и ордовикский возраст.

Зерна первой популяции (28 шт.) представляют собой обломки кристаллов, как правило окатанные (рис. 17). Зерна циркона имеют осцилляционную зональность, часто неясно выраженную, и размеры 100–170 мкм при Кудл=1.1–2.1. В кристаллах присутствуют многочисленные трещины и включения. Зерна второй популяции представлены целыми кристаллами и их осколками с четкой осцилляционной зональностью, как правило концентрической, реже – параллельной и лоскутной. Коэффициент удлинения от 1.5 до 3.5. Размеры кристаллов в среднем составляют примерно 150 мкм (редко более 200 мкм).

Попытки установить источники сноса обломочного материала при изучении валунов и галек в конгломератах были предприняты еще в начале семидесятых годов прошлого века, например Б.И. Чувашовым и Н.С. Чурилиным [Chuvashov, Churilin, 1973]. Позднее эту тему подробно изучали Г.А. Мизенс [Mizens, 1997], А.В. Маслов с коллегами [Maslov et al., 2015]. Основным источником материала для формирования капысовской свиты, как и других свит среднего и верхнего отделов каменноугольной системы и нижнего отдела перми, был Уральский ороген, расположенный к востоку от прогиба (в современных координатах). При воздымании гор в Предуральский бассейн шел снос обломков пород разных геологических подразделений. Кроме того, при формировании капысовской свиты могли размываться и среднекаменноугольно-нижнепермские образования самого прогиба, что доказывается присутствием известняков с фаунистическими остатками каменноугольного и даже раннепермского возраста, найденных в обломочных породах капысовской свиты. Более того, в работе [Mizens, 1997] проанализированы основные возможные палеопотоки сноса терригенного материала в Предуральский краевой прогиб (см. рис. 1).

Локальные источники сноса для грубозернистых пород капысовской свиты районов деревень Татарский Малояз и Ельгильдино описаны в работе И.А. Прудникова [Prudnikov, 2018]. На основе изучения литологии пород автор интерпретирует эти комплексы в качестве проксимальных частей грубообломочных разрезов конуса выноса турбидитной системы. Наиболее вероятным источником сноса, по мнению автора, были рифейские комплексы Сулеймановской антиклинали: миньярская (кремни) и зильмердакская (кварцитовидные песчаники) свиты.

Возраст и состав источников сноса отражен также в распределении возрастов обломочного циркона. В четырех пробах капысовской свиты спектры возрастов зерен циркона существенно различаются не только по соотношению докембрийской и палеозойской популяций, но и по возрасту палеозойских зерен. Эта разница хорошо отражена на кумулятивной диаграмме (рис. 18): снизу вверх по разрезу в популяциях резко возрастает палеозойская компонента, выходя на «плато» на уровне венда – позднего рифея, а затем снова возрастает в интервале раннего – среднего рифея. Результаты KS-теста можно интерпретировать в смысле существенно разных источников сноса обломочного циркона: все коэффициенты значительно ниже критического значения 0.05 (табл. 2).

Источники зерен циркона с докембрийским возрастом. Проблема источников сноса, существовавших при формировании терригенных пород капысовской свиты, не имеет однозначного решения. Это касается как палеозойской, так и докембрийской популяции зерен обломочного циркона.

Распределение возрастов зерен обломочного циркона докембрийской популяции сходно во всех пробах капысовской свиты. Тест Колмогорова – Смирнова показывает высокую степень сходства этих распределений (табл. 3). Полученные коэффициенты превышают порог 0.05, т.е. вероятность сходства возрастных оценок этих популяций выше 95 %, что не исключает наличия единого источника сноса. Кумулятивные кривые изотопных возрастов зерен циркона докембрийской популяции из четырех проб практически неотличимы друг от друга (рис. 19).

Ближайшие выходы докембрия расположены в Башкирской мегазоне, сложенной сериями рифея и венда. Кроме того, на севере мегазоны присутствует Тараташский архейско-раннепротерозойский блок. Правда, рассчитанный исходный провенанс-сигнал тараташского комплекса [Tevelev et al., 2017a] принципиально отличается от результатов, полученных для капысовской свиты. KS-тест наборов изотопных U-Pb возрастов докембрийских зерен обломочного циркона из терригенных пород капысовской свиты и набора зерен циркона из магматических и метаморфических пород тараташского комплекса дает нулевой результат (рис. 19; табл. 4), т.е. при формировании капысовской свиты Тараташский выступ не попадал в область размыва.

Вместе с тем, как показано в работе [Volodina et al., 2024], характер распределения возрастов докембрийских зерен циркона из пород капысовской свиты близок к таковому из пород ашинской серии венда Башкирской мегазоны [Kuznetsov et al., 2012b] (см. табл. 3; рис. 19).

По мнению Н.Б. Кузнецова с коллегами [Kuznetsov et al., 2012а, 2014], источником сноса терригенного материала для ашинской серии не могли быть комплексы фундамента Восточно-Европейской платформы. В качестве источника сноса в упомянутых статьях декларирован Квинслендский край Австралии, который, согласно палинспастическим реконструкциям, в венде был расположен в непосредственной близости от уральского края Балтики.

Такие представления, естественно, полностью исключают тот же источник сноса для капысовских песчаников. Скорее всего, источником была все та же постепенно размываемая ашинская серия и, возможно, верхнепалеозойские свиты, на которых капысовская свита залегает с несогласием. Это предположение можно подтвердить уменьшением относительного количества зерен циркона докембрийского возраста в пробах капысовских песчаников (снизу вверх): 14110 – 90.9, 14110-1 – 72.0, 15004 – 53.4, 18228 – 31.8 %. При этом состав популяции практически не меняется (рис. 19).

Такая однотипность в распределении возрастов докембрийских зерен циркона в разных частях свиты, скорее всего, говорит о близости источника сноса к бассейну накопления.

Источники зерен циркона палеозойского возраста. Согласно палинспастическим реконструкциям [Permian Extinction, 2024] к середине раннепермской эпохи, после слияния с Ангарой (часть Сибирского кратона), во время уральского орогенеза была завершена сборка Пангеи (рис. 20). Именно этому событию отвечает накопление капысовской свиты, обозначающей особый, позднесакмарский, этап в развитии Юрюзано-Сылвенской впадины, для которого характерно резкое увеличение интенсивности сноса.

Этому этапу предшествует эпизод размыва нижележащих толщ и формирование несогласия. В отличие от докембрийских, зерна циркона палеозойского возраста весьма разнообразны. Анализ распределения возрастов палеозойских зерен циркона определяет две закономерности. Во-первых, количество палеозойских зерен возрастает в пробах снизу вверх по разрезу: 14110 – 9.1, 14110-1 – 28.0, 15004 – 46.6, 18228 – 68.2 % (соответственно уменьшению доли докембрийских зерен). Во-вторых, палеозойские кристаллы циркона в нижней части свиты имеют в целом более древний возраст, чем в ее верхней части (рис. 21). При этом изменение возраста происходит более или менее плавно, а зерна циркона раннепалеозойского возраста единичны во всех пробах.

В пробе 15004 главный пик приходится на среднекаменноугольную эпоху, а в пробе 18228 – на раннекаменноугольную. Скорее всего, это все-таки связано с географическим расположением точек отбора (см. рис. 1). Проба 18228 взята в южной части Уфимского амфитеатра, вблизи которой расположены магматические комплексы Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон. В них преобладают магматические комплексы позднего девона и раннего карбона [Puchkov, 2000; Popov et al., 2003; Ronkin et al., 2006а, 2006b; State Geological Map…, 2013a; Salikhov et al., 2014; Osipova et al., 2018; Snachev et al., 2019; Tevelev et al., 2021; Borisenko et al., 2022; и др.]. Проба 15004 взята в северной части амфитеатра, вблизи которой в Восточно-Уральской мегазоне преобладают гранитоидные комплексы карбона [Fershtater, 2013].

Характер распределения возрастов обломочного циркона капысовской свиты позволяет в некоторой степени условно выделить три эпизода, в течение которых происходила смена источников сноса обломочного материала.

Первому эпизоду соответствуют зерна циркона пробы 14110, в которой присутствует только один пик – 403 млн лет, отвечающий эмсскому веку раннего девона (рис. 22, а). Практически единственным источником эмсских и чуть более древних зерен циркона вблизи области накопления капысовской свиты могли быть кислые вулканиты контрастной баймак-бурибайской свиты Западно-Магнитогорской мегазоны [Maslov, Artyushkova, 2000], ближайшей к рассматриваемому сегменту Предуральского прогиба (см. рис. 1). Почти все эти зерна окатаны, следовательно, они претерпели довольно дальний перенос. По всей вероятности, начало «капысовского» этапа коллизии было инициировано резким ростом тыловых зон орогена и размывом самых западных частей Магнитогорской мегазоны и смежных с ней зон.

Вместе с тем из риодацитовых даек баймак-бурибайского комплекса были получены только ксеногенные зерна циркона с возрастом 516 млн лет [Ryazantsev et al., 2012], а кристаллы магматического циркона с возрастом около 400 млн лет описаны в плагиогранитах Хабарнинского офиолитового массива [Belova et al., 2010; Pushkarev et al., 2008]. Скорее всего, зерна циркона с возрастом около 400 млн лет могли поступать при размыве пород офиолитовых и островодужных комплексов Урала, возрастных аналогов баймак-бурибайского комплекса, расположенных существенно южнее изученной территории, а потому претерпевших длительный перенос.

Второму эпизоду отвечают зерна циркона пробы 14110-1. Вверх по разрезу количество девонских зерен довольно резко падает до одного зерна в пробах 15004 и 18228. Вероятно, они переотложены из нижних горизонтов капысовской свиты. Как это ни удивительно, но резкая смена источников сноса произошла, видимо, в самом начале накопления капысовской свиты. Хотя пробы 14110 и 14110-1 взяты в едином разрезе, спектры распределения возрастов обломочного циркона в них различны, т.е. второй эпизод означает существенное расширение области сноса на восток за счет причленения комплексов Центрально-Магнитогорской зоны и Восточно-Уральской мегазоны. Не исключено, что такая ситуация связана с активизацией продвижения на восток Тараташско-Уфимского индентора [Tevelev et al., 2017b] и формированием Миасского синтаксиса с соответствующим ростом горного сооружения (рис. 22, б).

Третьему эпизоду (рис. 22, в) отвечают пробы 15004 и 18228, отобранные в противоположных частях Уфимского амфитеатра. Однако спектры палеозойских возрастов обломочного циркона в этих пробах примерно одинаковы, они охватывают практически без пропусков интервал от среднего девона до конца каменноугольного периода с близкими значениями пиков (млн лет): 15004 – 317, 353, 361; 18228 – 313, 327, 357. В обоих спектрах практически исчезают зерна циркона раннепалеозойского возраста и существенно расширены локальные раннекаменноугольный и среднекаменноугольный максимумы, впервые возникшие в пробе 14110-1. Такая ситуация связана, вероятно, с продолжением формирования Тараташско-Уфимского индентора, полным пережимом в его фронте островодужных комплексов девона и ростом горного сооружения на месте Восточно-Уральского поднятия.

Позднесакмарский этап формирования Юрюзано-Сылвенской впадины Предуральского краевого прогиба – этап активизации сноса терригенного материала, связанный со временем резкого воздымания Уральского орогена и формирования Тараташско-Уфимского индентора. Датирование зерен обломочного циркона из пород капысовской свиты позволило выявить сразу несколько закономерностей распределения их возрастов и изменения расположения источников сноса. Важнейшим выводом является то, что источники сноса существенно менялись в пределах единого этапа развития бассейна, что связано с особенностями развития Уральского орогена в конце сакмарского века. Это нашло свое отражение в составе популяций обломочного циркона. Во-первых, количество докембрийских зерен циркона заметно уменьшается вверх по разрезу, вероятно, за счет постепенной денудации вендской части докембрийского разреза. Во-вторых, состав докембрийского источника практически остается неизменным. В-третьих, палеозойские источники оказываются гораздо более вариативными, и их эволюция заключается в постепенном вовлечении в размыв все более молодых комплексов (от раннего девона до среднекаменноугольной эпохи) за счет постепенного роста орогена и вскрыши интрузивов.

Авторы признательны Н.Б. Кузнецову и К.Е. Дегтяреву за помощь в организации лабораторных работ и благодарны Н.Б. Кузнецову за помощь в интерпретации данных датирования, А.С. Марфину за первичную обработку материалов, П.А. Шестакову за нелегкую транспортировку шашек с зернами циркона. Большое спасибо А.В. Чистяковой за оперативное фотографирование зерен циркона и А.В. Страшко за помощь в интерпретации данных анализа.

Е.А. Володина – сбор и обработка каменного материала, описание разрезов, литологические исследования, интерпретация материалов, написание текста; А.В. Тевелев – обработка и интерпретация материалов, написание текста, общее редактирование; А.А. Борисенко, Е.В. Коптев – сбор и обработка каменного материала, критическое обсуждение и окончательное одобрение варианта статьи; А.С. Новикова – выделение монофракций циркона, обсуждение и окончательное одобрение варианта статьи; А.С. Дубенский, К.Г. Ерофеева – датирование зерен циркона, обсуждение и окончательное одобрение варианта статьи.

E.A. Volodina – rock material collection and processing, cross-section descriptions, lithological studies, data interpretation, manuscript writing; A.V. Tevelev – data processing and interpretation, manuscript writing, general editing; A.A. Borisenko, E.V. Koptev – rock material collection and processing, critical discussion and final approval of the manuscript version; A.S. Novikova – zircon monofractionation, discussion and final approval of the manuscript version; A.S. Dubenskiy, K.G. Erofeeva – zircon dating, discussion and final approval of the manuscript version.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript. The authors read and approved the final manuscript.