U/Pb-возраста цирконов из проб (61 зерно) варьируют от 1.175 до 2.972 млрд лет (рис. 7). Большинство цирконов имеет палеопротерозойский возраст, 4 зерна – мезопротерозойский возраст и 7 зерен – неоархейский. Четыре результата (301А-16, 301A-12, 301A-57C, 301-47C) по разным причинам «забракованы» и не интерпретируются. Удовлетворительные данные о содержании в цирконах редких и рассеянных элементов получены лишь для 47 из 61 изученных зерен. Микроэлементный состав цирконов свидетельствует о происхождении 34 зерен из гранитных пород (22 – из пород с содержанием SiO2 70–75 % – «гранитов», 12 – из пород с со держанием SiO2 < 65 % – «диоритов») или их вулканических эквивалентов, 5 – из пород сиенитового состава («сиенитов») и 8 – из пород основного состава («базитов»).

Рис. 7. График частот встречаемости (гистограмма) U/Pb-изотопных возрастов детритных цирконов (61 анализ) из песчаников и алевролитов джежимской свиты, Южный Тиман. Номера (301А-16, 301A-12, 301A-57, 301-47) маркируют цирконы, для которых были получены некондиционные результаты (C – ядро, R – оболочка циркона). Над гистограммой показаны временные интервалы: черными полосками – коллизионных событий ассамблирования Балтики (Щипанский и др., 2007; Bogdanova et al., 2008 и др.); серыми полосками – аккреционные фазы (Готская, Телемаркская, Данополонская (Bogdanova et al., 2008) и другие безымянные тектоно-магматические эпизоды (Roberts et al., 2009) на западном краю Балтики; светлосерыми полосками – выплавления Коростеньского плутона (помеченные буквой К), Овручского (О), Навышского (Н) и Машакского (М) рифтогенных эпизодов, Кусинско-Копанского комплекса (КК), а так же AMCG и A-гранитов (помеченные «AMCG & A-граниты»); штрихованными прямоугольниками – архейских комплексов Фенноскандии, Волго-Уралии и Сарматии (по: Слабунов, 2008; Bogdanova et al., 2008 и др.).

Изучение Lu/Hf-изотопной системы цирконов (удовлетворительные результаты получены для 47 из 61 зерен) выявило широкий разброс значений Hf от положительных значений вплоть до значений (+8), характерных для деплетированной мантии, до отрицательных значений (-15), свидетельствующих о вовлеченности в процесс формирования цирконов корового субстрата. Модельные возраста (TCDM), установленные на основании анализа параметров Lu/Hf-изотопной системы в цирконах, дали разброс значений от 1.40 до 3.24 млрд лет (рис. 8). При этом для некоторых изученных цирконов возраста самих цирконов и модельные возраста субстрата оказались практически совпадающими (близкое расположение фигуративных точек к линии DM на графике определения модельного возраста). А это свидетельствует о том, что кора, из которой выплавилась магма, родоначальная по отношению к «материнским» породам изученных цирконов, была ювенильной. Другие цирконы содержат значительные количества радиогенного материала Lu/Hf-изотопной системы, что свидетельствует о существенном вкладе материала ремобилизованной древней коры в субстрат «материнских» по отношению к этим цирконам магматических пород.

Рис. 8. Модельные возраста субстрата для цирконов из джежимской свиты, Южный Тиман. Серые эллипсы маркируют популяции D1-D6, обсуждаемые в тексте. DM – линия деплетированной мантии, CHUR – хондритового резервуара.

Сопоставление полученных возрастных характеристик детритных цирконов из джежимской свиты и времени проявления известных магматических и тектоно-метаморфических эпизодов эволюции ВЕП показывает, что они хорошо коррелируются (рис. 7). Прежде всего, подавляющее число возрастов детритных цирконов (популяции D3–D4) попадает в интервал ~1.70–2.15 млрд. лет, то есть на время «собирания» Балтики. В это время при столкновении Сарматии и Волго-Уралии (формирование Волго-Сарматии), а затем и при столкновении Волго-Сарматии с Фенноскандией в коллизионных орогенах «выплавлялись» большие объемы гранитоидных пород и сформировались одновозрастные им метаморфические комплексы. Кроме того, на окраине Сарматии в этот период функционировало надсубдукционное сооружение – ороген аккреционного типа с надсубдукционным магматизмом и метаморфизмом (Bogdanova et al., 2008 и ссылки в этой работе).

Возраста самых молодых цирконов (популяция D1) не соответствуют никаким крупным хорошо известным для Балтики тектоно-магматическим событиям. Однако ювенильные «базитовый» и «сиенитовый» цирконы этой популяции могут соответствовать внедрениям мантийного вещества на самых ранних стадиях Гренвильской орогении, либо (с большей долей вероятности) машакскому рифтогенному эпизоду (магматические комплексы которого в настоящее время экспонируются на западе Южного Урала в Башкирском поднятии) на востоке Балтики. Два «диоритовых» циркона могут происходить из магмато/метаморфических комплексов мелких тектоно-магматических эпизодов этого возраста на западе Балтики или из гренвиллид.

«Гранитные» и «диоритовые» цирконы популяции D2 с модельными возрастами 1.82–2.12 млрд лет могут происходить из пород, сформированных в течение аккреционных событий на окраине Балтики (Готская фаза), либо (для «гранитных» цирконов) являться продуктом разрушения гранитов рапакиви, широко развитых в СЗ части ВЕП. Некоторые из «базитовых» и «гранитных» цирконов популяции D3 могут происходить из Коростеньского плутона (север Сарматии), сложенного габброидами, анортозитами и рапакивиподобными гранитами. Однако все цирконы этого возраста не могут происходить из Коростеньского массива, так как в этом случае не возможно дать объяснение одинаковому модельному возрасту (~2.12 млрд лет) субстрата и «гранитоидов», и «базитов».

Цирконы из наиболее древней неоархейской популяции (D6) потенциально могут происходить из древних кристаллических комплексов Фенноскандии (известные возраста 2.60–3.5 млрд лет (Слабунов, 2008), Волго-Уралии (известные возраста 2.60–3.2 млрд лет) и Сарматии (известные возраста 2.50–3.5 млрд лет (Ронкин и др., 2007; Ronkin et al., 2007; Bogdanova et al., 2008). Наиболее вероятным источником «сиенитовых» цирконов является область Кейви (Keivy) в Кольской провинции Фенноскандии, где описан комплекс щелочных гранитоидов, габбро-анортозитов, залегающих среди крупно кристаллических кианит-ставролит-гранатовых сланцев с возрастом 2.63–2.75 млрд лет (Слабунов, 2008). Отметим, что наиболее древние известные датировки для Фенноскандии, достигающие 3.5 млрд лет (область Сиуриа), для Волго-Уралии – 3.5 млрд лет (тараташский комплекс одноименного выступа, Башкирское поднятие) и для Сарматии – 3.8 млрд лет (аульский комплекс Средне-Приднепровского блока Украинского щита), не проявились ни в возрастах цирконов (<3.00 млрд лет), ни в модельных возрастах цирконов (<3.36 млрд лет) из джежимской свиты.

Недавно проведенные исследования неопротерозойских осадочных толщ на п-ве Варангер (Nicoll et al., 2009), так же как и в джежимской свите Южного Тимана, выявили доминирование двух групп возрастов в детритных цирконах: палеопротерозойских, соотносимых с ассамблированием Балтики из Фенноскандии, Сарматии и Волго-Уралии, и (в меньшей степени) неоархейских, соотносимых со становлением Фенноскандии. При этом в изученных неопротерозойских осадочных толщах и Южного Тимана, и Варангера фактически отсутствуют цирконы с возрастами 2.1–2.4 млрд лет.