Введение

Канино-Тимано-Печорский регион (КТПР) включает в себя хр. Канин Камень, Тиманский кряж, Ижма-Печорскую впадину и соответствует Тиманскому мегаблоку фундамента Печорской плиты, который наращивает с северо-востока эпикарельский остов Восточно-Европейского кратона. От остальной части плиты (Большеземельского мегаблока) он отделен Чаркаю-Пылемецкой и Илыч-Чикшинской зонами разломов (рис. 1). Эти зоны фиксируют местоположение рифтовых зон и образовавшихся вследствие их замыкания зон субдукции восточных частей Печорской плиты и Тиманского мегаблока [3—5].

В отличие от внутренних (восточных в современных координатах) частей плиты, Тиманский мегаблок формировался на коре континентального типа [5]. Его становление сопровождалось особым набором и последовательностью эндогенных петрогенетических процессов, которые генерировались глубинными потоками вещества и энергии, вызывавшими плавление и преобразование субстратов как в земной коре, так и в мантии.

Свидетельством таких преобразований на уровне мантии является обнаружение ксенолитов флогопитизированных эклогитов в кимберлитах на Среднем Тимане. По особенностям химического состава первичных минералов (пиропа и омфацита) эклогиты принадлежат к мантийным породам графит-пироповой фации глубинности. Флогопит замещает и обрастает минералы эклогитов. Возрастные характеристики, определенные К-Ar-методом, составляют 1130 ± 45 млн лет для эклогита (порода в целом) и 980 ± 34 млн лет для флогопита [16].

В монографии [12] по имевшимся на то время геологическим и геохронологическим данным была прослежена последовательность эндогенных процессов в позднем протерозое — раннем кембрии Канино-Тиманского региона, которая представлялась следующим образом:

• толеитовый магматизм;

• региональный метаморфизм и палингенное гранитообразование в зонах метаморфизма амфиболитовой фации;

• разноочаговый габбро-сиенит-гранитовый магматизм и сопряженный с ним щелочной флюидный поток;

• щелочной базитовый и ультрамафитовый магматизм и сопряженный с ним щелочной флюидный поток.

Накопленный к настоящему времени фактический материал и главным образом данные бурения по верхнепротерозойскому фундаменту к востоку от Тиманского кряжа позволили выполнить пространственный анализ размещения продуктов эндогенных процессов. При этом обнаружена концентрированная локализация продуктов плюмов, дававших начало магматическим комплексам [18] и относительно высокотемпературному региональному метаморфизму в двух обособленных друг от друга пространствах. «Северное» пространство включает хр. Канин Камень и Северный Тиман, а также прилегающую к ним с востока территорию до Чаркаю-Пылемецкой зоны разломов. «Южное» пространство охватывает южную часть Среднего Тимана, северную часть Южного Тимана и расположенную к востоку территорию до Илыч-Чикшинской зоны разломов (рис. 1). Эти пространства разделены амагматичной территорией с относительно низким уровнем региональных метаморфических преобразований осадочных пород.

Толеитовый магматизм

Наиболее полное описание толеитовых магматитов дано в работе [12], в которой выделено четыре магматических комплекса.

На Северном Тимане локализован барминско-чернорецкий габбро-долеритовый комплекс, представленный относительно крупными интрузивами, ассоциируемыми с гранитами массивов Большой Камешек и Сопки Каменные. Их размеры варьируют от первых тысяч квадратных метров до нескольких квадратных километров. В Бугровской зоне разломов рядом скважин вскрыты тела базитов, содержащих медно-никелевую сульфидную минерализацию [7, 19]. Первичный минеральный состав, установленный по реликтам магматогенных минералов, характеризуется комбинацией плагиоклаза, клинопироксена и интерстиционального микропегматита. В редких случаях и в небольшом количестве к ним присоединяется коричневая роговая обманка типа баркевикита. Цветовой индекс базитов, варьирующий в интрузивах Сопок Каменных и Большого Камешка от 40 до 50 %, обратно пропорционален содержанию микропегматита (0–5 %). Для дайкообразного интрузива мыса Бармин цветовой индекс снижается до 25 %, а содержание микропегматита увеличено до 12—14.5 %. Это наиболее лейкократовые разности базитов комплекса. Породы претерпели региональный метаморфизм. Современный минеральный состав интрузивных базитов, как правило, соответствует парагенезису зеленосланцевой фации метаморфизма: кислый плагиоклаз + уралитовая роговая обманка и (или) актинолит + эпидот + титанит ± биотит ± хлорит.

Северотиманско-канинский долеритовый комплекс представлен маломощными до 1–2, реже до 5 м дайками и силлами протяженностью от нескольких десятков метров до 2 км, распространёнными как на Северном Тимане, так и на хр. Канин Камень. Базиты метаморфизованы изофациально с вмещающими толщами. В условиях зеленосланцевой фации преобразования минерального состава долеритов выражаются в деанортизации плагиоклаза, развитии уралитовой роговой обманки, актинолита, эпидота и иногда биотита и хлорита. В большинстве случаев при этом сохраняется возможность определения первичных магматогенных структур. Базиты, преобразованные в условиях амфиболитовой фации, представляют собой ортоамфиболиты состава: роговая обманка + андезин + клиноцоизит, развивающийся по плагиоклазу, + биотит, развивающийся по роговой обманке, + гранат. Они выявлены в микулкинской антиклинали, расположенной в юго-восточной части хр. Канин Камень, а также в районе устья р. Б. Пидерцелха на северо-западе хр. Канин Камень.

Барминско-чернорецкий комплекс полагался более древним, потому что известны пересечения его интрузивов дайками долеритов северотиманско-канинского комплекса. Однако площади распространения этих комплексов совмещены. Известно также, что длительность действия толеитовых плюмов составляет обычно несколько миллионов лет [14]. Тела долеритового комплекса часто пропилитизированы, что вызвано их контактами со слаболитифицированными вмещающими осадочными породами. Для тел базитов, вскрытых скважинами в Бугровской зоне разломов, установлено, что они внедрялись в слаболитифицированные толщи [19].

Породы среднетиманского долеритового комплекса выявлены в юго-восточной части Четласского Камня. Отдельные тела зафиксированы скважинами, вскрывшими фундамент в пределах Ижемской зоны. Комплекс представлен дайками и силлами мощностью до 5 м, но обычно менее 1 м. Долериты преобразованы, часто пропилитизированы и изменены региональным метаморфизмом изофациально с вмещающими осадочными породами. Слабометаморфизованные долериты обнаружены к западу от Центрально-Тиманского разлома. Они обладают первичной порфировидной структурой с хорошо выраженными вкрапленниками плагиоклаза (Аn_30-50) и гломеропорфировыми сростками авгита. Во внутренних частях тел относительно большой (~5 м) мощности фиксируется развитие интерстициального микропегматита. В отдельных телах отмечено присутствие коричневой роговой обманки, формирующей узкие каймы вокруг кристаллов клинопироксена. К востоку от Центрально-Тиманского разлома долериты сложены фибробластовым агрегатом актинолита, кислым плагиоклазом, эпидотом, хлоритом. В зависимости от обстановки может присутствовать биотит. По минеральному составу они аналогичны базитам северотиманско-канинского долеритового комплекса.

К среднетиманскому комплексу целесообразно также относить вскрытую скв. 810 на Южном Тимане интрузию кварцевых габбро-долеритов (выделявшуюся в самостоятельный южнотиманский габбро-долеритовыый комплекс). Породы имеют диабазовую структуру. Их состав: соссюритизированный плагиоклаз (андезин-лабрадор) — до 30 %, клинопироксен, замещенный уралитом, — до 30 %, хлорит — до 10 %, карбонаты — до 10 %, рудные минералы и апатит — до 10 %. Во внутренней части тела появляются обильные участки микропегматитов. Далее на юго-восток, а также на Очпарме и Джеджимпарме долеритов не обнаружено.

Среднетиманский долеритовый комплекс отделен от северотиманско-канинского комплекса амагматическим пространством, протяженность которого в общетиманской ориентировке составляет 250—300 км. Таким образом, в Тиманском мегаблоке в позднем рифее субсинхронно состоялись два пространственно обособленных акта толеитового магматизма, вызванные пространственно разобщенными плюмами.

Региональный метаморфизм и палингенное гранитообразование

Исследования регионального метаморфизма в КТПР выполнялись ранее преимущественно по площадям выхода верхнепротерозойских пород под четвертичные отложения. Однако суммарная площадь таких выходов составляет около 20 % от площади региона, что затрудняет возможность объективно судить о пространственных закономерностях  протекания метаморфизма. Тем не менее обобщение, выполненное В. Г. Геценым с соавторами [6], а также данные геологических съемок показали, что степень преобразований осадков варьирует от катагенеза до амфиболитовой фации. При этом региональный метаморфизм проявлялся неравномерно даже в пределах отдельных площадей. Этот вывод подтверждают данные по петрографии пород фундамента из керна глубоких скважин, пробуренных к востоку от Тимана.

На хр. Канин Камень выявлено постепенное зональное снижение степени метаморфических преобразований, в общих чертах совпадающее со стратиграфической последовательностью.

Наиболее древняя микулкинская серия, слагающая Микулкинскую антиклиналь в юго-восточной части хребта, представлена кристаллическими сланцами, парагнейсами и амфиболитами, степень преобразований которых отвечает кианит-силлиманитовой и кианит-мусковит-биотитовой субфациям метаморфизма амфиболитовой фации. В зоне кианит-силлиманитовой субфации получили развитие процессы ультраметаморфизма и анатексиса с формированием гранитных пегматитов микулкинского комплекса [10, 12].

Вышележащая тархановская серия в нижней толще представлена слюдистыми кварцитами и гранобластовыми кварц-полевошпат-гранат-слюдистыми породами; в средней части — сланцами кварц-мусковит-биотитовыми и альмандин-кварц-биотитовыми, степень преобразований которых снижается от кианит-мусковит-биотитовой субфации амфиболитовой фации до зеленосланцевой фации. Верхняя толща сложена полевошпат-кварцевыми и аркозовыми песчаниками, в которых фиксируется глинистый цемент, т. е. степень преобразований этих пород снижается до метагенеза.

Завершающая разрез табуевская серия сложена сланцами кварц-мусковитовыми, кварц-мусковит (серицит)-хлоритовыми зеленосланцевой фации.

В северо-западной части хр. Канин Камень, в устье р. Б. Пидерцелха на поверхности обнажен блок верхнепротерозойских образований, представленных ставролит-гранат-биотитовыми сланцами и амфиболитами, диафторированными до уровня  мусковит-биотитовой и мусковит-хлоритовой субфаций зеленосланцевой фации. С ними контактируют анатектические двуслюдяные граниты североканинского комплекса [12].

Намечающаяся здесь вертикальная метаморфическая зональность, совпадающая со стратиграфической последовательностью, нарушена резким снижением степени метаморфизма в верхней толще тархановской серии и резким ростом в породах табуевской серии. Это позволяет считать, что тепловой поток, вызывающий минеральные преобразования осадков, был весьма неравнозначным по температуре и выявленная зональность является не только глубинной, но и латеральной.

Обнажающиеся к западу от хр. Канин Камень в районе мысов Лудоватых рифейские карбонатные породы сохраняют осадочные структурно-текстурные характеристики и не обнаруживают значительного влияния метаморфизма.

На Северном Тимане верхнепротерозойские образования вскрыты эрозией на локальных участках, а также скважинами под девонскими осадками. В осадочном комплексе пород выделены чёшская свита и барминская серия. Контакты между стратиграфическими телами не установлены.

Чёшская свита вскрыта скважиной № 112 в нижнем течении р. Песчанки под верхнедевонскими отложениями, в интервале глубин 378.2—404.2 м. Породы представлены двуслюдяными гранат-ставролитовыми сланцами, аналогичными по минеральному составу сланцам в районе р. Б. Пидерцелха на хр. Канин Камень. По степени метаморфизма их минеральный парагенезис отвечает ставролит-альмандиновой субфации амфиболитовой фации [8]. В отношении возраста свиты нет единого мнения. Ю. П. Ермоленко [9] полагает, что чёшская свита представляет приподнятый блок карельского фундамента. Но маловероятно, чтобы небольшой блок «проткнул» многокилометровую толщу рифейских осадков. Поэтому эти образования относят к нижнему рифею и считают возрастными аналогами микулкинской серии хр. Канин Камень.

В составе барминской серии снизу вверх выделены румяничная, малочернорецкая и ямбозерская свиты. Румяничная свита обнажена по побережью Чёшской губы от устья р. Румяничной до мыса Б. Румяничный и представлена биотит-кварцевыми и альмандин-биотит-кварцевыми сланцами. Малочернорецкая свита наиболее полно вскрыта по рекам М. Черная и Черная. В ее составе фиксируются как биотит-кварцевые, так и хлорит-серицит-кварцевые сланцы. Ямбозерская свита обнажена по побережью Чёшской губы юго-западнее мыса Бармин и по побережью Баренцева моря между мысами Бармин и Капитанский и сложена хлорит-серицит-кварцевыми и серицит-кварцевыми сланцами, а также кварцитопесчаниками.

На территории Северного Тимана и хр. Канин Камень обнаруживается наличие области с относительно высокой степенью метаморфических преобразований и с несколькими локальными пространствами, в которых получили развитие метаморфизм амфиболитовой фации и гранитообразование. Эта область пространственно совмещена с полем развития толеитовых базитов. Наметившаяся форма ее проекции на поверхность характеризуется вытянутостью в северо-западной ориентировке, параллельной простиранию Чаркаю-Пылемецкой зоны разломов.

К юго-востоку от Северного Тимана обособляется область относительно слабого метаморфизма (метаморфизм погружения). На Цильменском Камне в породах быстринской серии повсеместно фиксируется серицит-хлоритовый парагенезис. К востоку и северо-востоку от Цильменского Камня в пределах Ижемской зоны, в рифейских отложениях, вскрытых рядом скважин, параметаморфиты представлены сланцами и филлитами кварц-серицит-хлоритовыми и даже их гидрослюдистыми и глинистыми разностями. Примечательно, что эта область совмещена с амагматичным пространством, разделяющим области развития толеитового магматизма.

К юго-востоку от области относительно слабого метаморфизма наблюдается мозаичное размещение метаморфитов разной степени преобразований.

В четласской серии на Четласском Камне снизу вверх выделены светлинская, новобобровская и визингская свиты, представленные кварцитами, кварцитопесчаниками, алевролитами и сланцами в различных соотношениях. Для светлинской, новобобровской и нижней подсвиты визингской свиты зафиксирован серицит-хлорит-биотитовый метаморфогенный парагенезис. Сланцы верхней подсвиты визингской свиты метаморфизованы в услових серицит-хлоритовой субфации, а на удалении, к западу от Центрально-Тиманского разлома, — в условиях метагенеза. Также слабо метаморфизованы распространенные в западной части Четласского Камня перекрывающие их отложения аньюгской свиты, относимой к низам быстринской серии. Таким образом, для осадочных образований четласской серии намечается вертикальная зональность, что выражается в нарастании степени преобразований с глубиной.

На Четласском Камне в терригенных образованиях быстринской серии присутствует как серицит-хлоритовый, так и серицит-хлорит-биотитовый парагенезисы. В юго-восточной части Четласского Камня в такой же степени метаморфизованы и образования, относимые к аньюгской свите, залегающие под карбонатами павьюгской свиты. При этом нет строгого контроля в отношении размещения метаморфитов со стороны Центрально-Тиманского разлома. На юго-востоке Вольско-Вымской гряды быстринские карбонаты и сланцы метаморфизованы в условиях серицит-хлоритовой субфации.

Таким образом, в породах быстринской серии намечается латеральная зональность, выраженная в снижении степени преобразований в северо-западном и юго-восточном направлениях от юго-восточной части Четласского камня.

На Вымском валу породы кислоручейской серии повсеместно преобразованы в условиях серицит-биотитовой субфации зеленосланцевой фации, и, учитывая вертикальную зональность метаморфизма, логично полагать их более древними по отношению к залегающей выше быстринской серии.

Для пород вымской серии характерен серицит-хлоритовый парагенезис. При этом в скв. Ярега-700 вскрыты биотит-хлоритовые сланцы. Многими исследователями полагается, что появление биотита в составе параметаморфитов в этой области обусловлено процессами локального динамометаморфизма [5]. Однако биотит присутствует и в породах относительно слабодислоцированных. Наиболее явственно это видно на Кислоручейской гряде.

К востоку от этой части Среднего Тимана, в Ижемской зоне, по наблюдениям в керне скважин степень метаморфизма рифейских пород варьирует от серицит-хлоритовой субфации зеленых сланцев до амфиболитовой фации.

Переходы между кварц-биотит-хлоритовыми и кварц-серицит-хлоритовыми сланцами осуществляются на расстояниях в несколько километров, и в их размещении не обнаруживается закономерностей и структурного контроля. Региональной петрографической особенностью сланцев в Ижемской зоне и к западу на Среднем Тимане является бластопорфировая структура. Бластопорфировые выделения бывают представлены:

• аллотриаморфными агрегатами хлорита (пеннина), часто в срастании с серицитом, реже с биотитом;

• идиоморфными пакетами биотита;

• идиоморфными псевдоморфозами хлорита по биотиту.

Это свидетельствует о неравномерности теплового и флюидного метаморфизующего потока, что приводило к различным температурным режимам на равных гипсометрических уровнях.

Неравномерность потока обнаруживается и на региональном уровне. В восточной части данной области выявлены крупные массивы двуслюдяных анатектических гранитов, объединенные в нижнеомринский комплекс двуслюдяных гранитов [3, 4]. Эти массивы фиксируются в физических полях как гравитационные минимумы и отрицательные магнитные аномалии. Скважинами вскрыты массивы Нижнеомринский (скв. 1-Южный Джьер, 1-Западная Покча, 1-Нижняя Омра) и Прилукский (скв. 1-Прилукская, 11- и 12-Средняя Мылва). В их обрамлении вскрыты кристаллические и гнейсовидные сланцы амфиболитовой фации и ортоамфиболиты (скв. 1-Прилукская, 12-Средняя Мылва, 12-Верхняя Чуть). По петрогенетическим признакам, зафиксированным в их составе, образования нижнеомринского и североканинского комплексов двуслюдяных гранитов, а также микулкинского комплекса гранитных пегматитов относятся к мезоабиссальной — абиссальной фации [4, 12].

Таким образом, обособляется еще одна область относительно высоких метаморфических преобразований, которая совмещена с полем развития толеитовых магматитов. В очертаниях этой области и расположенной севернее области низкотемпературных преобразований отчетливо обрисовывается субмеридиональная (современная) ориентировка, параллельная Илыч-Чикшинской зоне разломов (рис. 1).

На юго-восток от этой области на Тимане отчетливо проявляется снижение степени региональных метаморфических преобразований рифейских осадочных пород и отсутствие проявлений толеитового магматизма. На Очпарме метаморфизм пород ропчинской карбонатно-терригенной и вышележащей очпармской терригенной свит не превышает серицит-хлоритовой субфации. На Джеджимпарме верхнепротерозойские образования не несут признаков динамотермального метаморфизма.

Протерозойские образования, распространенные вблизи Западно-Тиманского разлома и вскрытые скважинами 1-Синдор, 1-Весляна, 183-, 184-Нившера, 1-Большие Пороги, практически не метаморфизованы.

Следовательно, поля распространения толеитовых базитов и области относительно высокотемпературного метаморфизма обрисовывают пути подъема двух различных и пространственно обособленных тепловых и флюидных потоков и пространств («Северное» и «Южное»), в которых реализовывалась их деятельность. Внутри обоих пространств интенсивность (плотность) метаморфизующих потоков варьировала, создавая несколько зон преобразований в амфиболитовой фации и анатектического гранитообразования. Экстенсивность потоков по достижении максимума постепенно снижалась, о чем свидетельствует отчетливое проявление процессов диафтореза в обоих пространствах.

Разноочаговый габбро-сиенит-гранитовый магматизм и сопряженный с ним щелочной флюидный поток

В последующем эндогенные процессы локализуются в этих же пространствах. Здесь формируются небольшие по объемам комплексы магматитов, сопровождаемых флюидно-магматическими и гидротермально-метасоматическими образованиями. Сценарии развития этих процессов сходны, но не одинаковы.

В «Северном» пространстве на Северном Тимане выявлен весьма пестрый по составу северотиманский габбро-сиенит-гранитовый комплекс. Он представлен оливин-керсутитовыми субщелочными габбро в районе устья р. Румяничная; субщелочными, щелочными и нефелиновыми сиенитами, сиенит-мигматитами, сиенит-пегматитами, альбититами и фенитами массива мыса Большого Румяничного, субщелочными сиенитами массивов Крайний Камешек и Малый Камешек, лейкократовыми биотитовыми гранитами и граносиенитами массивов Большой Камешек и Сопки Каменные.

Объединение в едином магматическом комплексе этих разнообразных горных пород было произведено на основании их тесной пространственной локализации, а также близости времени формирования. Это подтверждается данными U-Pb-датирования цирконов, «плотно уложенными» в интервал 614—600 млн лет [1, 21, 22]. По геологическим данным, субщелочные габбро были отчетливо более ранними по отношению к сиенитам и гранитам, а сиениты — более ранними по отношению к гранитам. По М. Н. Костюхину [12], перечисленные породы являются продуктами кристаллизации магм разных уровней магмогенерации, т. е. разноочаговыми. Это объяснимо подъемом плюма, вызывающего последовательно плавление субстрата, начиная с мантии вверх по разрезу в земной коре. Плюм сопровождался флюидным потоком, который способствовал магмогенерации, но также был и самостоятельным агентом породообразования в земной коре. В массиве мыса Большого Румяничного это выразилось в оформлении полей сиенит-мигматитов и фенитов. В массиве Большой Камешек участие флюида в реакционном взаимодействии гранитного расплава с толеитовыми базитами привело к формированию ряда пород, состав которых изменялся по мере удаления от контакта от кварцевых сиенитов до собственно гранитов.

На хр. Канин Камень фрагментарно обнажен массив двуслюдяных гранитов и монцонитов в устье р. Б. Пидерцелха, относящийся к североканинскому комплексу — формационныму аналогу северотиманского комплекса [12]. Однако этот комплекс являлся продуктом самостоятельного плюма, а возможно и двух. На это указывают результаты U-Pb-датирования цирконов из гранитов — 883 ± 16 млн лет, монцогаббро — 505 ± 7 млн лет и лампрофиров — 504 ± 7 млн лет [2].

В «Южном» пространстве формационным аналогом северотиманского комплекса полагаются лейкократовые биотитовые граниты, вскрытые скв. 12-Верхняя Чуть, кварцевые сиениты скв. 1-Изкось-Гора и монцониты скв. 4-Изкось-Гора [10]. Имеется свидетельство об участии субщелочных габбро, аналогичных северотиманским. На Среднем Тимане в толще девонских туфов обнаружен крупный ксенолит этих пород [13].

Щелочной базитовый и ультрамафитовый магматизм и сопряженный с ними щелочной флюидный поток

Завершаются эндогенные процессы на территории «Северного» пространства внедрением щелочно-базитовой магмы. Оно происходит строго в зонах глубинных разломов северо-восточного (современного) простирания. На хр. Канин Камень это дайки лампрофиров, секущие двуслюдяные граниты североканинского комплекса [10]. На Северном Тимане это дайки камптонитов, прорывающие массивы мыса Большого Румяничного и Малый Камешек [15].

Формирование четласского комплекса щелочных пикритов, метасоматических карбонатитов и фенитов завершает в «Южном» пространстве цикл эндогенных процессов. Дайки, реже штоки щелочных пикритов локализованы в зонах глубинных разломов северо-восточного (современного) простирания.

Зоны метасоматоза были как совмещенными с телами щелочных пикритов, так и самостоятельными. В их внутренних частях формировались тела метасоматических доломитовых, доломит-анкеритовых и сидеритовых карбонатитов. Внешние части зон представлены щелочными метасоматитами, состав которых зависит от вмещающих пород. В телах щелочных пикритов это флогопитовые слюдиты. В осадочно-метаморфических породах это фениты, состоящие из эгирина, амфиболов ряда рибекит-арфведсонит, калиевого полевого шпата и альбита. Процесс становления комплекса завершается формированием гидротермальных образований: гетит-полевошпатовых на этапе перехода от транскритического пара в гидротермальный раствор, затем кварц-гетит-гематитовых собственно гидротермального этапа [12]. Гидротермально-метасоматические образования несут редкометалльно-редкоземельное оруденение, наиболее полное его минералогическое описание дано в работе [11]. Вся гамма метасоматических пород закономерно формировалась вследствие кислотно-щелочного взаимодействия флюида с вмещающими породами. При этом происходила и дифференциация редкоземельных элементов: «легкие» (Ce, La) формировали свои минералы в карбонатитах, а Y в форме ксенотима концентрировался в поздних альбит-эгириновых фенитах, даже пространственно удаленных от мест формирования карбонатитов [17]. Однако щелочной метасоматоз имел в отличие от магматизма и более широкое площадное распространение. Фениты эгирин-альбитового состава выявлены в терригенно-карбонатных породах ворыквинской свиты под бокситами Верхнещугорского месторождения [20]. А калиевые и ториевые аномалии выявлены геофизической съемкой в юго-восточной части Четласского Камня вне зон разломов северо-восточного простирания.

Трансформные зоны разломов северо-восточного простирания, в которых локализованы дайки лампрофиров на хр. Канин Камень, камптонитов на Северном Тимане и щелочных пикритов на Среднем Тимане, имеют общие характерные особенности. Тела магматитов в них не дислоцированы, что свидетельствует об отсутствии разнонаправленных движений по ним и во время магматизма, и в последующие времена. При внедрении магмы в дайках реализовалась дифференциация в потоке с аккумуляцией фенокристаллов в осевых частях тел [12, 15], что указывает на внедрение в открытые или открывающиеся в условиях растяжения трещины. Об этом же говорит и тот факт, что в зальбандах даек на Среднем Тимане наблюдаются шлейфы ксенолитов вмещающих пород, параллельные контактам, с незначительным перемещением ксенолитов от их первичного положения в раме.

По-видимому, данные зоны возникали на фоне общего подъема территории, который не был существенно дифференцирован по скоростям в разных частях региона. При этом на поверхности эрозионного среза не происходило крупномасштабных горообразующих процессов.

Выводы

Изложенные фактические данные позволяют предположить следующую генетическую модель.

Под территорией современного КТПР (Тиманского мегаблока) в позднем протерозое поднимались два автономных вещественных (флюидных) тепловых потока. На их пути оформлялись пространства («Северное» и «Южное»), в которых получали развитие эндогенные процессы:

• метасоматические преобразования пород мантии на уровне графит-пироповой фации глубинности, фиксирующиеся явлениями флогопитизации эклогитов;

• плавление мантийного субстрата с формированием и быстрым подъемом толеитовой магмы;

• региональный метаморфизм позднепротерозойских образований в интервале Р-Т-условий от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций;

• анатектическое плавление позднепротерозойских пород в зонах амфиболитовой фации с формированием гранитных пегматитов и двуслюдяных гранитов;

• плавление нижнекорового субстрата с формированием самостоятельных монцонитовых, сиенитовых и «сухих» гранитных расплавов, способных к подъему на гипабиссальный уровень;

• флюидно-магматические процессы с формированием сиенит-мигматитов и нефелиновых сиенитов при реакциях сиенитовых магм с базитами;

• внерение по глубинным разломам северо-восточного простирания щелочно-базитовой магмы и формирование лампрофиров и щелочных пикритов;

• метасоматические процессы с формированием щелочных метасоматитов (фенитов) и метасоматических доломит-анкерит-сидеритовых карбонатитов;

• разнообразные гидротермальные процессы.

Флюидно-тепловой поток однозначно был неоднороден по своим параметрам в пространстве, что зафиксировано в мозаичности размещения метаморфитов разных фаций. Но, видимо, он был неоднороден и во времени. Наблюдаемые сценарии развития эндогенных процессов в «Северном» и «Южном» пространствах были сходны, но не одинаковы. Поэтому не следует предполагать одинаковый возраст для формационно-однотипных породных комплексов.

Замечено, что длинные оси очертаний проекции потоков на земную поверхность субпараллельны для «Северного» пространства Чаркаю-Пылемецкой, а для «Южного» — Илыч-Чикшинской зонам разломов (рис. 1). Это позволяет полагать, что «Северное» и «Южное» пространства могли быть лишь «западными» (в современном положении) фрагментами более обширных потоков, вызвавших расколы карельского основания с формированием зон рифтогенеза, спрединга и последующих субдукций с оформлением островных дуг [4, 5].

Наличие двух автономных флюидно-магматических потоков на территории современного КТПР позволяет допускать наличие подобных им потоков и к востоку от Чаркаю-Пылемецкой и Илыч-Чикшинской зон. Их действие и могло привести к возникновению нескольких микроконтинентов, разделенных зонами спрединга и  субдукции на обширной территории современного Европейского Северо-Востока.

1. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Удоратина О. В., Ронкин Ю. Л. Цирконология сиенитов Северного Тимана // Вестник геонаук. 2021. № 6 (318). С. 16—27.

2. Андреичев В. Л., Соболева А. А., Сергеев С. А., Пресняков С. Л. Цирконовая хронология интрузивного магматизма полуострова Канин // Изв. вузов. Геология и разведка. 2018. № 4. С. 30—38.

3. Белякова Л. Т., Степаненко В. И. Гранитоиды фундамента Печорской синеклизы как индикаторы тектоно-магматической зональности // Докл. АН СССР. 1990. Т. 313. № 3. С. 677—681.

4. Белякова Л. Т., Степаненко В. И. Магматизм и геодинамика байкалид фундамента Печорской синеклизы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. № 12. С. 106—117.

5. Белякова Л. Т., Богацкий В. И., Богданов Б. П., Довжикова Е. Г., Ласкин В. М. Фундамент Тимано-Печорского нефтегазоносного бассейна. Ухта: ГУП РК ТП НИЦ, 2008. 288 с.

6. Гецен В. Г, Андреичев В. Л., Степаненко В. И. Эволюция метаморфизма верхнепротерозойского комплекса Тимана по геолого-геохронологическим данным // Докл. АН СССР. 1985. Т. 285. № 6. С. 1424—1428.

7. Данилов М. А., Ермоленко Ю. П., Скрипниченко В. А. Первые проявления сульфидных медно-никелевых руд на Северном Тиман // Докл. АН СССР. 1977. Т. 232. № 2. С. 413—416.

8. Данилов М. А., Соболев В. К., Скрипниченко В. А., Ефимов И. В., Горяшин В. И., Ермоленко Ю. П. Первая находка гранат-ставролитовых сланцев на Северном Тимане // Докл. АН СССР. 1979. Т. 244. № 1. С. 189—193.

9. Ермоленко Ю. П. Медно-никелевое оруденение северо-западного Тимана // Разведка и охрана недр. 1979. №10. С. 19—21.

10. Ивенсен Ю. П. Магматизм Тимана и полуострова Канин. М.; Л.: Наука, 1964. 126 с.

11. Ковальчук Н. С., Шумилова Т. Г., Степаненко В. И. Редкоземельная минерализация в карбонатитах Косьюского массива (Средний Тиман) // Записки Российского минералогического общества. 2013. Т. 142. С. 109—132.

12. Костюхин М. Н., Степаненко В. И. Байкальский магматизм Канино-Тиманского региона. Л.: Наука, 1987. 232 с.

13. Куликова К. В., Шмакова А. М., Бурцев И. Н. Магматические породы Гэрдвожского участка (Средний Тиман) // Труды Ферсмановской научной сессии ГИ КНЦ РАН. 2019. № 16. С. 339—342.

14. Лобковский Л. И., Никишин А. М., Хаин В. Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный мир, 2004. 612 с.

15. Мальков Б. А. Петрология дайковой серии щелочных габброидов Северного Тимана. Л.: Наука, 1972. 128 с.

16. Степаненко В. И. Состав и возраст флогопитсодержащего эклогита из трубки взрыва на Среднем Тимане // Рудообразование и магматизм на Севере Урала и Тимана. Сыктывкар: Ин-т геологии Коми фил. АН СССР, 1983. С. 59—62. (Труды Института геологии Коми филиала АН СССР. Вып. 41).

17. Степаненко В. И. Две тенденции распределения РЗЭ в четласском карбонатитовом комплексе Среднего Тимана // Доклады АН СССР. 1990. Т. 313. № 4. С. 966—969.

18. Степаненко В. И. Позднепротерозойский магматизм северо-восточной окраины Восточно-Европейской платформы как плюм-события // Тектоника и геодинамика континентальной и океанической литосферы: общие и региональные аспекты: Материалы XLVII Тектонического совещания. Том 2. М.: ГЕОС, 2015. С. 188—191.

19. Степаненко В. И., Капитанова В. А. Медно-никелевое сульфидное рудообразование на Северном Тимане // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Сыктывкар: Ин-т геологии Коми НЦ УрО РАН, 2003. С. 125—142. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО Российской АН. Вып. 113).

20. Степаненко В. И., Лихачев В. В., Швецова И. В. Щелочной метасоматоз и ниобиевая минерализация в рифейских терригенно-карбонатных образованиях Среднего Тимана // Эндогенные комплексы Европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар: Ин-т геологии Коми НЦ УрО РАН, 1988. С. 33—46. (Труды Ин-та геологии Коми НЦ УрО АН СССР. Вып. 65).

21. Andreichev V. L., Soboleva A. A., Udoratina O. V., Ronkin Yu. L., Coble M. A., Miller E.L. Granites of the Northern Timan — probable indicators of Neoproterozoic stages of Rodinia breakup // Geodynamics & Tectonophysics. 2020. V. 11. Issue 2. P. 10—28.

22. Larionov A. N., Andreichev V. L., Gee D. G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Eds. Gee D. G., Pease V. Geol. Soc. London. Mem. 2004. № 30. P. 69—74.