Изучение обломочных цирконов является одним из ведущих инструментов реконструкции тектонического развития питающих провинций, особенностей палеотранспорта и определения максимального возраста осадконакопления для терригенных толщ. Особое значение оно имеет для докембрия, где проблема корректного датирования тех или иных толщ наиболее актуальна. Для Сибирского кратона такие исследования позволили не только уточнить возраст различных осадочных последовательностей верхнего докембрия, но и дать новую информацию о строении и этапах формирования раннедокембрийского фундамента, распознать различные геологические процессы в непосредственном обрамлении кратона и предложить механизмы и пути переноса обломочного материала [Khudoley et al., 2015; Powerman et al., 2015; Priyatkina et al., 2016, 2018; Marusin et al., 2021; Gladkochub et al., 2019, 2022; Romanov et al., 2020; и др.].

Докембрийские отложения Игарского поднятия, расположенного на северо-западной окраине Сибирской платформы, за исключением пограничных толщ докембрия и кембрия, длительное время оставались слабоизученными современными геохимическими, изотопными и геохронологическими методами. Отчасти этот пробел восполнен нами в последние годы [Kochnev et al., 2022, 2023; Marusin et al., 2022, 2023]. Для целей настоящей работы полученные нами данные о возрасте обломочных цирконов в осадочных породах с трех стратиграфических уровней [Kochnev et al., 2022] были дополнены результатами еще по пяти образцам из песчаников и по одному образцу из магматических пород. Это позволило расширить представления о возможных источниках сноса для осадочных толщ докембрия Игарского поднятия, выявить взаимосвязь возрастных спектров обломочных цирконов и обстановок осадконакопления, а также уточнить геодинамическую интерпретацию полученных ранее данных.

Игарское поднятие представляет собой крупную положительную структуру на северо-западной окраине Сибирского кратона, вытянутую в меридиональном направлении (рис. 1). В пределах поднятия обнажены позднедокембрийские осадочные и вулканогенно-осадочные породы, которые к востоку постепенно погружаются под палеозойский осадочный чехол платформы. К западу они перекрыты мезозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты, однако по материалам бурения прослежены на широте г. Игарка как минимум на 80 км на запад [State Geological Map…, 2018]. Как докембрийские, так и палеозойские толщи в регионе интенсивно деформированы, что в сочетании со слабой обнаженностью значительно затрудняет реконструкцию истории геологического развития, хотя отчасти это восполнено данными колонкового и глубокого бурения [Kozlov et al., 1992a, 1992b; Geological Map …, 1984; State Geological Map…, 2018]. При малом количестве прямых данных о возрасте толщ эти обстоятельства привели к формированию достаточно широкого спектра взглядов на стратиграфию докембрия Игарского поднятия (см. обзор в [Mel’nikov et al., 2005]). Тем не менее на основе комплекса биостратиграфических, геохимических, изотопных и геохронологических данных, полученных нами в последние годы, последовательность формирования докембрийских отложений этого района была существенно уточнена [Kochnev et al., 2022, 2023; Marusin et al., 2023].

При характеристике разреза принята схема стратификации, отраженная в легенде государственных геологических карт [Geological Map…, 1984; State Geological Map…, 2001, 2018]. Согласно ей, к докембрию на Игарском поднятии отнесены медвежьинская, лудовская, губинская, корабликовская, чернореченская, излучинская и сухарихинская свиты (толщи), а также игарская толща или одноименный вулканический комплекс. Верхняя часть сухарихинской свиты относится уже к томмотскому ярусу кембрия Общей стратиграфической шкалы (рис. 2).

Медвежьинская свита сложена желтовато-серыми окремненными, иногда брекчированными доломитами и обнажена в отдельных блоках видимой мощностью до 70 м. По материалам бурения мощность медвежьинской свиты достигает 1300 м [Kozlov et al., 1992a]. Геохимические и изотопные характеристики медвежьинских доломитов, а также вероятные условия их формирования в шельфовых обстановках пассивной окраины сходны с верхнерифейскими (мезонеопротерозойскими) карбонатными толщами Туруханского поднятия, расположенными в 200 км к югу [Kochnev et al., 2022]. Основание свиты не вскрыто, перекрыта она чернореченской свитой. По всей видимости, к этому же или близкому стратиграфическому уровню, судя по степени метаморфизма, отнесена обнажающаяся в нижнем течении р. Черной толща серых кварцитовидных песчаников с включениями пирита видимой мощностью более 15 м, которая по литологическим особенностям идентична безымянской (стрельногорской) свите Туруханского поднятия [Kozlov et al., 1992b].

Лудовская свита, связанная постепенным переходом с губинской [Mel’nikov et al., 2005], представлена преимущественно глинистыми филлитизированными сланцами зеленовато-серой окраски с редкими горизонтами глинистых известняков и песчаников общей мощностью до 500 м. Состав пород, тонкая и градационная слоистость и текстуры оползания осадка указывают на накопление лудовской свиты в обстановках дистального шельфа [Kochnev et al., 2022].

Губинская свита, мощностью до 800 м в нижней части, сложена красноцветными, часто косослоистыми олигомиктовыми песчаниками, которые в верхней части сменяются темно-красными глинистыми сланцами, обогащенными гематитом. Свита формировалась, вероятно, в условиях аллювиальных русел и дельтовых равнин [Kochnev et al., 2022]. В поле распространения губинской свиты в типовых разрезах по р. Енисею описаны силлы, дайки и покровы метадолеритов мощностью до 40–50 м [Kozlov et al., 1992b]. Позднерифейский (криогений) возраст свиты обоснован датировками по зернам обломочного циркона [Kochnev et al., 2022].

Игарская толща, которая рассматривается как латеральный аналог лудовской и губинской свит [Mel’nikov et al., 2005; State Geological Map…, 2018], сложена зеленокаменно-измененными туфами, лавами, туфо- и лавобрекчиями преимущественно основного состава, прорванными дайками долеритов. Мощность игарской толщи, сформированной в наземных и субаквальных обстановках, составляет свыше 1200 м. Согласно петрохимическим и геохронологическим данным, и вулканиты игарской толщи, и долериты в губинской свите связаны с внутриплитным рифтогенезом, возраст которого не древнее 715 млн лет [Kochnev et al., 2022].

Корабликовская толща (свита), описанная в единственном выходе на р. Енисее выше о. Плахинский, представлена желтоватыми ожелезненными песчанистыми и кремнистыми доломитами видимой мощностью до 10–15 м. На основании сходства состава одни авторы сопоставляют ее с медвежьинской свитой [Geological Map…, 1984; Kozlov et al., 1992a], тогда как другие выделяют в самостоятельное подразделение, залегающее под лудовской свитой [Mel’nikov et al., 2005; State Geological Map…, 2018]. Изучение типового разреза показало, что структурные и возрастные соотношения между лудовской и корабликовской свитами неоднозначны, а по своим геохимическим и изотопным характеристикам корабликовские доломиты сходны с породами, слагающими базальные слои чернореченской свиты [Kochnev et al., 2022], в связи с чем в используемой стратиграфической схеме корабликовская свита как отдельное подразделение не выделяется.

Чернореченская свита, мощностью до 900 м, залегает под излучинской с постепенным переходом, тогда как нижняя граница свиты является поверхностью регионального перерыва [Geological Map…, 1984; Kozlov et al., 1992a; Kochnev et al., 2022]. В составе чернореченской свиты преобладают сероцветные глинистые, реже – песчанистые известняки, которые формировались в различных частях протяженного карбонатного рампа. Ранневендский (раннеэдиакарский) возраст свиты обоснован изотопно-геохимическими и геохронологическими данными [Kochnev et al., 2022, 2023].

Излучинская свита, мощностью до 1100 м, связана с сухарихинской постепенным переходом. В разрезе излучинской свиты преобладают красноцветные, зачастую косослоистые терригенные породы, сформированные в русловых (дельтовых и аллювиальных) обстановках [Sovetov, 2018; Kochnev et al., 2022]. Верхняя, преимущественно грубообломочная, часть свиты, содержащая в кровле прослои глинистых доломитов, некоторыми исследователями была выделена как гравийская свита [Kozlov et al., 1992b; State Geological Map…, 2018], в основании которой ими предполагался локальный размыв. Поздневендский (позднеэдиакарско-раннекембрийский согласно Международной шкале) возраст свиты обоснован положением в разрезе и находками мелкораковинных остатков в ее верхней части [Marusin et al., 2023].

Сухарихинская свита, мощностью 570 м, представлена в различной степени глинистыми и доломитизированными известняками с подчиненными прослоями песчаников. Cвита была сформирована в пределах протяженного карбонатного рампа [Rowland et al., 1998]. Поздневендско-раннекембрийский возраст свиты обоснован комплексом био- и хемостратиграфических данных [Rowland et al., 1998; Kouchinsky et al., 2007; Marusin et al., 2022, 2023].

Исходя из предложенной ранее тектоноседиментационной модели, докембрийские образования Игарского поднятия можно отнести к трем структурным ярусам, которые разделены между собой стратиграфическими перерывами, а степень метаморфизма и деформаций которых возрастает вниз по разрезу [Kochnev et al., 2022]. Наиболее древний структурный ярус, датируемый не моложе 900–1000 млн лет, сложен медвежьинской свитой и кварцитами безымянской толщи. Они слагают восточный борт рифтогенного прогиба [Kochnev et al., 2022]. Второй ярус, осадконакопление которого ограничено возрастными рамками 715–640 млн лет, представлен вулканогенно-осадочными образованиями игарской толщи, губинской и лудовской свит и ассоциирующими с ними магматическими телами основного состава, заполняющими рифтогенный прогиб. Оба эти яруса после перерыва в осадконакоплении в начале венда (эдиакария) (не ранее 635 млн лет назад) трансгрессивно перекрыты чернореченской свитой морского генезиса, которая, судя по ее развитию лишь в пределах Игарской структуры, также накапливалась в сравнительно узком прогибе. К началу кембрия этот прогиб был полностью снивелирован и объединен с обширным мелководным бассейном, распространившимся на весь Сибирский кратон [Kochnev et al., 2022].

Для целей этой работы использованы полученные нами геохронологические данные по зернам обломочного циркона из восьми образцов, три из которых были изучены ранее [Kochnev et al., 2022], а также по циркону из одного тела долеритов.

Наиболее молодой из изученных образцов – 1801-32 (рис. 3, а; 4, а) – отобран в стратотипе сухарихинской свиты, расположенном на правом берегу р. Сухариха, в 40 км от ее устья (см. рис. 1) (разрез 1801, основание: 67.20842° с.ш., 87.36189° в.д.), в 20 м выше подошвы свиты. Образец представлен желтовато-серым мелко- и среднезернистым кварцевым песчаником с доломитовым цементом с разнонаправленной косой слоистостью, слои которого чередуются с пачками глинистых и песчанистых доломитов.

Образец 1801-1 (см. рис. 3, б; рис. 4, б) происходит из этого же разреза и представлен красновато-бурым крупнозернистым массивным олигомиктовым литокластово-кварцевым песчаником из прослоя мощностью около 1 м, расположенного среди красноцветных алевролитов и мелкозернистых песчаников в верхней части (60 м ниже кровли) излучинской свиты.

Образец 1811-4 (см. рис. 3, в; рис. 4, в) отобран из нижней части разреза 1811 (основание: 67.13893° с.ш., 86.77058° в.д.), расположенного в 800 м выше устья р. Сухариха на ее левом берегу (см. рис. 1). Здесь обнажено переслаивание красно-бурых крупнозернистых песчаников и гравелитов с глинистым цементом, относящееся к нижней части излучинской свиты [Kozlov et al., 1992b].

Образец 1814-1 (см. рис. 3, г; рис. 4, г) отобран из нижней части разреза 1814 (основание: 67.16766° с.ш., 86.71045° в.д.), расположенного на правом берегу р. Енисей в 3.5 км ниже устья р. Сухариха. Породы, отнесенные здесь к нижней части чернореченской свиты согласно [Kozlov et al., 1992a], представлены доломитистыми кварцевыми песчаниками с обильной примесью неокатанных обломков различной (от песчаной до щебневой) размерности, сложенных подстилающими красноцветными песчаниками, сланцами и долеритами губинской свиты [Kochnev et al., 2022].

Образец 2008-1 (см. рис. 3, д; рис. 4, д) отобран в типовом разрезе корабликовской толщи (67.77107° с.ш., 86.40436° в.д.) на правом берегу р. Енисей в 6.3 км выше о. Плахинский. Образец взят из серых доломитов с обильной примесью окатанных кварцевых зерен песчаной размерности в 2 м от их контакта с зеленовато-серыми глинистыми сланцами лудовской свиты.

Образец 1812-2 (см. рис. 3, е; рис. 4, е; 5) происходит из толщи розовато-серых косослоистых граувакково-кварцевых песчаников губинской свиты, обнажающихся на северо-западном окончании о. Бол. Медвежий (67.18009° с.ш., 86.58050° в.д.), перекрывающих крупное тело метадолеритов, из центральной части которого в этом же обнажении в 40 м к СЗ от предыдущего образца отобран образец 1812-1 (см. рис. 3, и; рис. 5).

Образец 2007-15 (см. рис. 3, ж) взят из нижней части лудовской свиты (в 83 м от подошвы обнаженного разреза) в ее типовом разрезе по левому берегу Енисея в 3.4 км выше о. Плахинский (основание разреза 67.80394° с.ш., 86.42067° в.д.). Он отобран из пласта буровато-серых крупнозернистых полимиктовых песчаников мощностью 1.4 м, залегающего среди зеленовато-серых и серых метаалевролитов.

Образец 1826 (см. рис. 3, з) происходит из изолированного выхода в правом берегу р. Черная (67.39250° с.ш., 86.75025° в.д.), где обнажена толща серых параллельно-слоистых кварцитовидных песчаников с примесью пирита видимой мощностью 10–12 м, которые отнесены к аналогам безымянской (стрельногорской) свиты [Kozlov et al., 1992b].

Выделение циркона проводилось путем дробления образца массой 1–2 кг, просеивания через сито с ячеей 0.25 мм и дальнейшей отмывки шлиха в воде и ручной выборке зерен циркона из немагнитной фракции под микроскопом. Образец 2008-1, содержащий значительное количество доломита, после дробления был подвергнут обработке 5–10%-ной соляной кислотой для удаления карбонатной фракции. В ряде случаев было проведено дополнительное разделение шлиха на минеральные фракции с использованием электромагнита и тяжелых жидкостей. Выделенные зерна циркона были смонтированы в шашки с эпоксидной смолой и изучены под оптическим микроскопом в проходящем и отраженном свете, а также проведено их CL-фотографирование (Suppl. 1 на странице статьи онлайн).

Геохронологическое изучение зерен и кристаллов циркона осуществлено в четырех лабораториях. Образцы 1801-1, 1812-2 и 1814-1 были изучены ранее С.А. Дюфрэйном (Отделение наук о Земле и атмосфере Университета Альберта, г. Эдмонтон, Канада); описание методики приведено в работе [Kochnev et al., 2022]. U-Pb датирование цирконов из образцов 1801-32 и 1811-4 проводилось на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (Teledyne Cetac) согласно методике [Semenova et al., 2024] на базе ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы «Glitter» [Griffin et al., 2008]. Образец 1826 был исследован В.Б. Хубановым в ЦКП «Геоспектр» (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ) согласно методике, описанной в работе [Khubanov et al., 2016]. Образцы 2007-15, 2008-1 и образец из метадолерита 1812-1 изучены М.К. Данукаловой и А.Б. Кузьмичевым в ГИН РАН, (г. Москва) на масс-спектрометре Element 2 с сиcтемой лазерной абляции NWR-213 согласно методике, приведенной в статье [Kuzmichev et al., 2023]. В последней лаборатории обработка масс-спектрометрических данных проводилась в среде Iolite 4.6. Данная программа отображает концентрации каждой измеряемой массы и их отношения в виде последовательности приблизительно из 350 сканов, полученных для каждого анализа на протяжении около 40 с. Программа позволяет интегрировать не только полную последовательность изотопных отношений, но и отдельные интервалы этой последовательности, степень конкордантности которых оператор может наблюдать в окне «Live Concordia» модуля VisualAge. Так как интегрировались только конкордантные участки последовательности сканов, отбраковка результатов по степени дискордантности изотопных отношений не проводилась. В остальных случаях для анализа использованы датировки, дискордантность которых не выше 10 %, рассчитанные с помощью программного пакета Glitter по соотношению 206Pb/238U для измерений моложе 1 млрд лет и по соотношению 207Pb/206Pb для измерений древнее 1 млрд лет. Гистограммы и кривые плотности вероятности для возрастов циркона построены с помощью программы Kernel Density Estimation (KDE) [Vermeesch, 2012].

Зерна обломочного циркона в терригенных отложениях. Популяции циркона во всех изученных образцах отчетливо разделяются на три группы: мезонеоархейскую (3100–2600 млн лет), палеопротерозойскую (2100–1700 млн лет) и неопротерозойскую (1000–600 млн лет) (см. рис. 4; Suppl. 2 на странице статьи онлайн), однако относительное распределение датировок между образцами различно.

Из песчаников нижней части сухарихинской свиты по зернам циркона, имеющим различную форму и зональное строение (см. рис. 4, а; обр. 1801-32), получено 92 определения (Suppl. 1), среди которых доминируют позднеархейские (2.75–2.55 млрд лет) возрасты. Также присутствует семь палеопротерозойских зерен и два неопротерозойских зерна, возраст которых составляет 956±12 и 734±9 млн лет.

Циркон из песчаников верхней части излучинской свиты (см. рис. 4, б; обр. 1801-1) представлен разнообразными по морфологии, внутреннему строению и степени окатанности зернами, из которых получено 122 определения возраста. Наряду с неоархейской (2.90–2.50 млрд лет, 14 определений) и палеопротерозойской (2.48–1.74 млрд лет, 58 определений) популяциями, присутствует представительная неопротерозойская популяция (570–990 млн лет, 43 определения), в которой выделяются пики 910, 783 и 615 млн лет. Конкордантный возраст самого молодого кластера из трех зерен составляет 577±7 млн лет [Kochnev et al., 2022].

Циркон из песчаников нижней части излучинской свиты (см. рис. 4, в; обр. 1811-4, n=59) представлен преимущественно слабоокатанными изометричными и умеренно удлиненными кристаллами с преобладающей осцилляторной зональностью. Возрастной спектр датировок существенно отличен от пород выше и ниже по разрезу: почти все определения, кроме трех «древних» и одного с возрастом 593±8 млн лет, принадлежат к одной популяции в диапазоне от 907±12 до 702±9 млн лет с выраженным максимумом относительной вероятности около 808 млн лет.

Среди циркона из базальных отложений чернореченской свиты (обр. 1814-1) преобладают окатанные и изометричные либо слабо удлиненные зерна, имеющие как линейную, так и осцилляторную зональность. Конкордантные определения (n=122) группируются в три четко выраженных кластера (см. рис. 4, г): неоархейско-палеопротерозойский (2.57–2.32 млрд лет; 8 зерен), палеомезопротерозойский (1.96–1.38 млрд лет, 59 зерен, пик 1.78 млрд лет) и неопротерозойский 981–625 млн лет, 55 зерен). В неопротерозойском кластере выделяются два максимума с возрастом около 800 и 900 млн лет; наиболее молодые определения составляют 625±18, 694±15 и 702±19 млн лет [Kochnev et al., 2022].

Зерна циркона, выделенные из корабликовской толщи (см. рис. 3, д; обр. 2008-1) преимущественно окатанные, среди них есть как изометричные, так и удлиненные зерна с осцилляторной, реже секториальной либо невыраженной зональностью. Среди использованных для построения диаграммы определений (n=115) присутствуют только палеопротерозойские и неоархейские датировки в диапазоне от 3.06 до 1.88 млрд лет с главными пиками около 2.73 и 2.05 млрд лет.

Циркон из песчаников губинской свиты (обр. 1812-2) представлен преимущественно изометричными либо слабо удлиненными окатанными кристаллами и их обломками с преобладающей осцилляторной, реже слабо выраженной зональностью (см. рис. 3, е; n=120). В датировках присутствуют все три возрастные популяции, при этом наиболее представительной является неопротерозойская (91 определение). В ней обособляются уже фиксируемые выше по разрезу возрастные пики около 800 и 900 млн лет; конкордантный возраст кластера из трех самых молодых определений составляет 716±10 млн лет [Kochnev et al., 2022].

Из зерен циркона, выделенных из песчаников лудовской свиты (см. рис. 3, ж; обр. 2007-15) для сравнительного анализа использовано 121 определение возраста. Морфологически зерна преимущественно окатанные, от изометричных до умеренно удлиненных, с различными типами зональности. За исключением одного самого молодого определения 1551±27 млн лет, все датировки имеют палеопротерозойско-архейский возраст в диапазоне от 3.25 до 1.80 млрд лет с несколькими максимумами распределений около 2.76, 2.57, 2.05, 1.93 и 1.87 млрд лет.

Песчаники (обр. 1826), предположительно относящиеся к стрельногорской (безымянской) свите, содержат изометричные либо слабо удлиненные, как правило окатанные зерна циркона с преобладающей осцилляторной зональностью. Распределение полученных возрастов в этом образце (см. рис. 3, з; n=116) имеет бимодальный характер: выделяется палеопротерозойская и неоархейская популяции с наиболее выраженными максимумами распределений возрастов около 2.57 и 1.86 млрд лет соответственно; самое молодое зерно имеет возраст 1590±23 млн лет.

Циркон в долеритах в поле губинской свиты. Из образца 1812-1 было выделено 11 зерен циркона. Семь зерен представляют собой бесформенные обломки крупных кристаллов и имеют однородное неконтрастное на CL-изображениях строение. Вероятнее всего, они принадлежат к одной популяции, которую можно связать с кристаллизацией долерита, на что указывает приблизительно равная концентрация урана и тория в цирконе. Примечательно то, что в высокоурановых зернах (>1500 г/т) тория больше, чем урана (U/Th=0.7–0.9), а в относительно низкоурановых тория меньше, чем урана (Suppl. 2). По этим зернам получено 13 определений возраста в диапазоне 812–872 млн лет, которые образуют кластер с конкордантным возрастом 835±4 млн лет (2σ, MSWD=2.0) (рис. 6). Четыре зерна резко отличаются от остальных удлиненной формой и контрастным строением в CL-изображениях и, по всей видимости, являются захваченными. Два из них проанализированы со следующим результатом: 1878±27 млн лет (207Pb/206Pb, 2σ, ядро зонального кристалла) и 900±19 млн лет (206Pb/238U, 2σ, светлая зона в обломке кристалла).

Возможные источники обломочного материала. В исследованных образцах присутствуют две контрастирующие группы зерен циркона: раннедокембрийская и неопротерозойская, зерна с мезопротерозойскими датировками отсутствуют. Первая группа включает архейские и палеопротерозойские зерна в диапазонах возраста 2.9–2.4 и 2.1–1.7 млрд лет, которые считаются продуктами эрозии фундамента Сибирского кратона [Gladkochub et al., 2013, 2014, 2019, 2022; Letnikova et al., 2013; Khudoley et al., 2015; Kuptsova et al., 2015; Powerman et al., 2015; Priyatkina et al., 2016, 2018, 2019; Romanov et al., 2020]. Такие зерна могли быть транспортированы с выступов фундамента, точное палеогеографическое расположение которых неизвестно, или быть переотложенными из более древних осадочных пород. Ближайшим к Игарскому поднятию регионом, где достоверно известны образования кристаллического фундамента, является Анабарский щит, расположенный в 600 км к востоку. Здесь широко распространены магматические и метаморфические комплексы в составе архейских террейнов и разделяющих их раннепротерозойских шовных и коллизионных зон [Rosen et al., 2006], которые можно рассматривать как один из непосредственных источников соответствующих возрастных популяций обломочного циркона в докембрийских образованиях Игарского поднятия. Кроме того, известны ксенолиты гранитов, в том числе содержащих древние (>2 млрд лет) зерна цирокона, найденные в диатремах, связанных с раннетриасовым трапповым магматизмом в Норильском районе [Czamanske et al., 2000; Samsonov et al., 2022]. Еще одним потенциальным источником древних цирконов могут быть терригенные осадочные толщи мезопротерозоя, залегающие в нижней части разреза осадочного чехла и известные, например, на Туруханском поднятии [Mel’nikov et al., 2005].

Неопротерозойские популяции в интервале 1000–600 млн лет, вероятно, происходят из неопротерозойского коллизионного орогена, который в современной структуре погребен под отложениями Западно-Сибирского бассейна [Kochnev et al., 2022]. Этот орогенный пояс маркирует окраину Сибирского палеоконтинента; фрагменты пояса обнажены на Енисейском кряже и на Таймыре. В обоих регионах установлено, что магматизм на окраине Сибири неравномерно проявлялся на протяжении всего неопротерозоя, и в его эволюции выделяются два этапа: 1000–780 млн лет и 760–600 млн лет. На Енисейском кряже длительный этап гранитообразования в раннем неопротерозое связан с обстановкой активной окраины и имеет основные возрастные пики активности около 900 и 805 млн лет [Kuzmichev et al., 2025]. Во второй половине неопротерозоя надсубдукционный магматизм на Енисейской окраине Сибири продолжался только в пределах Киселихинского террейна, фрагмент которого в современной структуре обнажен в СЗ части кряжа [Kuzmichev et al., 2023]. Магматизм в интервале 760–700 млн лет представлен разнообразными гранитоидами Порожнинского массива [Vernikovsky et al., 2001; Kuzmichev et al., 2022], который являлся частью магматического пояса, ныне в основном перекрытого чехлом Западно-Сибирского бассейна. Судя по морфологическим, геохимическим и изотопным характеристикам детритовых цирконов, он включал разнофациальные гранитоиды и метаморфиты высоких ступеней [Kuzmichev et al., 2025]. Выходы более молодых надсубдукционных вулканитов сохранились в южной части Киселихинского террейна. Эти выходы также представляют собой фрагмент обширного вулканического пояса, активного в интервале 680–620 млн лет [Kuzmichev et al., 2023]. В кратонной части Енисейского кряжа во второй половине неопротерозоя, в интервале 760–720 млн лет, внедрялись многогочисленные гранитные плутоны глушихинского комплекса [Vernikovskaya et al., 2023; Kuzmichev, Sklyarov, 2016; Kuzmichev, Danukalova, 2024]. В этой части кряжа известны также и более поздние проявления внутриплитного магматизма [Rud’ko et al., 2020; Vernikovskaya et al., 2020], однако из-за преобладания базитов вряд ли они могли поставлять большое количество циркона.

В пределах Центрально-Таймырского складчатого пояса также реконструирована активная континентальная окраина в первой половине неопротерозоя (980–770 млн лет, возраст цирконов из мигматитов [Kuzmichev, Danukalova, 2018]; 970–800 млн лет, возраст детритового циркона [Priyatkina et al., 2017]). В северной части пояса широко распространены надсубдукционные вулканиты середины и второй половины неопротерозоя, среди которых известны риолиты и комагматичные граниты с возрастом 680–660 млн лет [State Geological Map…, 2016]. Вероятно, сходные процессы происходили на протяжении неопротерозоя и к западу от современного Игарского поднятия. Внекратонный источник для неопротерозойских зерен циркона, связанный с Таймырским складчатым поясом, предполагается для отложений этого же возрастного диапазона, распространенных в северной части Сибирского кратона – в Восточном Прианабарье, на Уджинском, Оленекском и Хараулахском поднятиях [Khudoley et al., 2015; Kuptsova et al., 2015; Vishnevskaya et al., 2017; Malyshev et al., 2022].

Влияние условий осадконакопления на возрастные спектры. Сопоставление возрастных спектров циркона на различных стратиграфических уровнях (см. рис. 4) позволяет выявить некоторые закономерности возможных путей транспортировки кластического материала. Кроме очевидного отсутствия молодых популяций в стратиграфически древних толщах (песчаники безымянской свиты), видно, что влияние неопротерозойских источников сноса во время осадконакопления сильно варьируется даже внутри близких по возрасту толщ. Не исключено, что одной из причин этого может быть неверная оценка стратиграфического положения тех или иных стратонов и, соответственно, их относительного возраста. Отсутствие молодых зерен циркона в корабликовской толще может поставить под сомнение предположение об ее соответствии базальным слоям чернореченской свиты венда [Kochnev et al., 2022], где неопротерозойские зерна представлены достаточно широко. Наличие исключительно «древних» популяций в песчаниках лудовской свиты также резко отличает ее от пород губинской свиты, которую принято объединять с ней в один структурный ярус [Votakh, 1968; Kozlov et al., 1992a, 1992b; Mel’nikov et al., 2005].

С другой стороны, наблюдается очевидная связь распространенности зерен циркона неопротерозойского возраста с условиями седиментации. Отложения сухарихинской свиты верхнего венда – нижнего кембрия, формировавшиеся в обстановках относительно мелководного шельфа, несмотря на их молодой возраст, содержат в основном позднеархейские зерна (см. рис. 4, а). Песчанистые доломиты корабликовской толщи, отнесенные в нашей интерпретации к нижнему венду (нижнему эдиакарию), в которых силикокластическая примесь представлена почти исключительно зрелым кварцевым песком (см. рис. 3, д), также накапливались в условиях протяженного шельфа и содержат лишь «древние» зерна (см. рис. 4, д). Похожие спектры распределений датировок, где преобладают либо присутствуют только архейско-раннепротерозойские значения, наблюдаются для лудовской (см. рис. 4, ж) и безымянской (см. рис. 4, з) свит рифея (мезонеопротерозой), которые также были сформированы в обстановках шельфа и берегового склона [Petrov, 1993; Kochnev et al., 2022].

В свою очередь, стратиграфические уровни, обогащенные неопротерозойским обломочным материалом, приурочены к совершенно другим условиям седиментации. Это либо плохо сортированные, с обилием неокатанных обломков относительно маломощные (первые десятки метров) горизонты, имеющие четкое базальное положение в основании крупного трансгрессивного цикла (см. рис. 4, г; низы чернореченской свиты), либо косослоистые красноцветные, с различной степенью сортированности мощные (сотни метров) толщи достаточно однородного облика – излучинская свита венда (эдиакария) и губинская свита верхнего рифея (криогения) (см. рис. 4, б, в, е). Очевидно, что все эти толщи отлагались при низком стоянии уровня моря: либо в аллювиальных или дельтовых руслах, либо в условиях крайнего мелководья. Таким образом, неоднократно фиксируемая в разрезе докембрия Игарского поднятия регрессия моря и осушение прилегающих к осадочному бассейну пространств значительно расширяли область эрозии, способствуя также активному сносу кластики с неопротерозойского орогена. И наоборот – при трансгрессии поступление материала из этого источника резко ослабевало либо вовсе прекращалось и размывались преимущественно внутрикратонные поднятия, сложенные древними породами, либо выступы палеорельефа, где могли быть обнажены терригенные толщи мезопротерозоя (раннего и среднего рифея). Причинами изменения уровня моря могли быть как глобальные эвстатические колебания, так и факторы более локального характера, такие как изостатический подъем континентальных масс либо различные тектонические процессы во внешнем обрамлении Сибирского кратона.

О возрасте базитовых тел в поле распространения губинской свиты. Конкордантный возраст 835±4 млн лет кластера из 13 определений по 7 фрагментам кристаллов циркона из тела долеритов, залегающего среди пород губинской свиты, противоречит возрасту обломочных цирконов из этой свиты: возраст 42 зерен циркона моложе 800 млн лет, конкордантный возраст трех самых молодых датировок составил 716±10 млн лет [Kochnev et al., 2022]. Это заставляет обсудить возможные причины такого несоответствия, которых можно наметить три: 1) тектонический контакт пород губинской свиты с более древним интрузивным телом, 2) стратиграфическое налегание песчаников на более древние долериты и 3) ксеногенное происхождение циркона из долеритов.

Для анализа возможных причин 1 и 2 приводим дополнительные сведения о геологической ситуации на опробованном участке берега р. Енисей (см. рис. 5). В обнажении 1812 субвертикально залегающие долериты и песчаники выходят на поверхность в очень пологой прибрежной полосе и доступны для изучения лишь при самом низком уровне воды. И нами, и нашими предшественниками [Kozlov et al., 1992b] отмечено, что линия контакта между долеритами и песчаниками совпадает с плоскостью напластования последних, а направление косых серий позволяет установить кровлю и подошву слоев. Песчаники, круто (под углом 70–80°) падающие на ЮВ, обнажены стратиграфически как выше, так и ниже долеритового тела. Миндалекаменная текстура в эндоконтакте долеритового тела и скрытозернистая структура приурочены к его верхней части, тогда как его средняя и нижняя часть сложены более массивными и хорошо раскристаллизованными породами, что свидетельствует в пользу ненарушенного контакта. Тело долеритов может являться как силлом, так и лавовым потоком, но в любом случае оно не может оказаться более древним, чем вмещающие породы. Охарактеризованная геологическая ситуация делает маловероятными причины 1 и 2: тектонический контакт губинской свиты с более древним интрузивным телом либо стратиграфическое налегание песчаников на более древние долериты.

Рассмотрим третью возможную причину (ксеногенные цирконы). Судя по геохимическим характеристикам [Kochnev et al., 2022], базиты игарского комплекса были выплавлены в мантии, и магма была транспортирована к месту внедрения (или излияния) через всю кору. На этом пути она могла ассимилировать какие-либо коровые породы и вынести наверх содержавшиеся в них цирконы. Однако следует иметь в виду, что цирконы из популяции 835 млн лет крайне специфичны по своему составу (см. выше), и такие вполне ожидаемы для щелочной базитовой внутриплитной магмы, обогащенной Nb и Ti [Kochnev et al., 2022]. Трудно представить, чтобы щелочная базитовая магма игарского комплекса могла ассимилировать более древнюю щелочную базитовую магму и заимствовать из нее цирконы. С другой стороны, по материалам колонкового бурения в поле распространения пород губинской и лудовской свит в правобережье Енисея в районе островов Мал. и Бол. Медвежий описаны тела сиенит-порфиров [Kozlov et al., 1992b], а кроме того, здесь же, судя по результатам химического анализа, могут присутствовать маломощные интрузии гранитоидов [State Geological Map…, 2001]. Таким образом, вопрос о возрасте и геодинамической принадлежности продатированного эпизода магматизма около 835 млн лет пока остается открытым, и для его решения необходимы дальнейшие целенаправленные исследования.

Основные результаты, полученные при изучении обломочных цирконов из докембрийских отложений Игарского поднятия, сводятся к следующему: