Особенности строения и эволюции айского вулканического рифейского комплекса (Южный Урал)

УДК 551

Ал.В. Тевелев1, И.А. Кошелева2, А.О. Хотылев3, Арк.В. Тевелев4, И.А. Прудников5

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ АЙСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО РИФЕЙСКОГО КОМПЛЕКСА

Айский вулканический комплекс входит в состав айской свиты, которая начинает страто-типический рифейский разрез на Южном Урале и залегает на архейском тараташском метаморфическом комплексе. Получены новые геохимические и изотопные данные о вулканитах. Среди вулканитов преобладают порфировые плагиоклазовые и пироксеновые трахибазальты, которые составляют с дацитами дацит-трахибазальтовую контрастную ассоциацию с повышенной концентрацией щелочных элементов и титана, характерную для вулканизма рифтов. Однако в эту схему не укладываются другие геохимические данные, например пониженное содержание ниобия. Изотопный возраст вулканитов, полученный U—Pb-методом (SRIMP) по цирконам из дацитов, составляет 1415+11 млн лет.

Ключевые слова: рифей, трахибазальты, айская свита, Южный Урал, изотопный возраст.

The Ay volcanic complex is part of the Ay formation, which lies in limits of the south Urals at the base of the lower Riphean series. Clactics and volcanic of the Ay formation overlie the Arhean metamor-phic rocks of the Taratash High. Amongst the volcanic predominates plagioclase and pyroxene bearing porphyritic trachybasalt, composed with dacite the contrasting association with characteristically increased concentration of alkali and titanium that is typical for volcanism of continental rifts. Such a model however is inconsistent with some another geochemical features, including depressed niobium content. For the Ay volcanics we obtained new geochemical and isotopic data. U—Pb age of volcanics determined for zircons from dacites (SRIMP) is 1415+11 My.

Key words: Riphean, trachybasalt, Ay formation, South Ural, isotopic age.

Введение. Айский вулканический комплекс входит в состав айской свиты, которая начинает страто-типический разрез бурзянской серии самых низов рифея Башкирского мегантиклинория и ложится со структурным несогласием непосредственно на тара-ташский метаморфический комплекс архея по бортам Тараташского «выступа» фундамента ВосточноЕвропейской платформы (рис. 1). Айская свита была выделена М.И. Гаранем в 1939 г. и впоследствии изучалась многочисленными исследователями как при геолого-съемочных, так и при тематических работах. Свита представлена преимущественно терригенными породами — кварцевыми и кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами, реже гравелитами с пачками конгломератов разной мощности. Грубообломоч-ные разности, как правило, приурочены к нижним частям разреза [Ленных, Петров, 1978]. По оценкам разных авторов, мощность свиты значительно колеблется на разных участках и составляет от 500 до 2500 м.

Вулканические породы, как правило, ассоциируют с грубообломочной нижней частью разреза и представлены преимущественно трахибазальтами. Эту часть свиты часто выделяют в навышскую подсвиту, а вулканический комплекс также называют навышским. Кроме стратифицированных образований (покровы, потоки), айский вулканический комплекс включает мелкие субвулканические штоки, дайки и, возможно, силлы.

В разрезе айской свиты, по разным подсчетам, насчитывается до 13 покровов трахибазальтов, несколько отличающихся по составу [Ленных, Петров, 1978; Горожанин и др., 2013]. Актуальность изучения айской свиты в целом и вулканитов в частности обусловлена тем, что она маркирует первый этап континентального рифтинга Восточно-Европейской платформы. Кроме того, определение возраста айских вулканитов поможет уточнить нижний возрастной предел всей бурзянской серии, а следовательно, всего рифейского комплекса [Сергеева и др., 2013].

1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, профессор, докт. геол.-минер. н.; e-mail: atevelev@rambler.ru

2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, ведущий инженер, канд. геол.-минер. н.; e-mail: foxalbit@rambler.ru

3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, бакалавр; e-mail: akhotylev@gmail.com

4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, профессор, докт. геол.-минер. н.; e-mail: arctevelev@rambler.ru

5 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, бакалавр; e-mail: prydnukov@gmail.com

Рис. 1. Схематическая карта распространения айской свиты в обрамлении Тараташского выступа: 1—3 — айская свита: 1 — нижняя гру-бообломочная толща, 2 — верхняя тонкообломочная толща, 3 — покровы и потоки трахибазальтов; 4 — тараташский метаморфический комплекс; 5 — другие комплексы; 6—8 — границы: 6 — тектонические, 7 — айской свиты, 8 — толщ. На врезках: А — схема расположения участка работ; Б — геологический разрез западного склона г. Б. Миасс: 1, 2 — базальты: 1 — порфировые, 2 — миндалекаменные; 3 — гиалокластиты; 4 — субвулканические габбро-долериты; 5 — бостониты; В — геологическая схема строения айской свиты в районе г. Б. Миасс: 1—3 — айская свита: 1 — конгломераты, 2 — песчаники, 3 — трахибазальты; 4 — дайки долеритов, 5 — бластомилониты

В 2012—2013 гг. авторы статьи изучали вулканиты айской свиты (в рамках работ по ГДП-200, которые проводятся ООО НТПП «Геопоиск», г. Челябинск), в основных местах их распространения: горы Бол. и Мал. Миасс, Поперечная, восточнее дер. Аршинка, район газопровода Петровск — Челябинск, между пос. Куса и Магнитка (карьер «8-го километра»).

Стратифицированная часть айского вулканического комплекса. Строение айского вулканического комплекса существенно различается на разных участках. Так, в районе гор Большой и Малый Миасс айская свита представлена конгломератами, песчаниками и трахибазальтами. Слои и пачки конгломератов, песчаников и покровы трахибазальтов не протягиваются линейно, как это предполагалось ранее, а слагают фрагменты крупных, часто опрокинутых складок западной вергентности, которые с востока отчетливо срезаны широкой зоной бластомилонитов, что позволяет ограничить нижний предел возраста бластомилонитов ранним рифеем (рис. 1, врезки Б, В).

В районе дер. Аршинка айская свита со структурным несогласием налегает на метаморфиты тараташ-ского комплекса, а также на прорывающие их мета-гранитоиды шигирского и аршинского комплексов. Здесь она залегает моноклинально, а с запада отделена разрывами от доломитов саткинской свиты и кварцитов зильмердакской свиты рифейского возраста (рис. 2).

Наиболее полные разрезы вулканогенной части айской свиты вскрыты скважинами при проведении геолого-съемочных работ масштаба 1:50 000 [Ленных, Петров, 1974а, б]. На доступных полевым наблюдениям участках среди вулканических пород наиболее распространены трахибазальты зеленовато-серые, красноватые, темно-серые, миндалекаменные и массивные, преимущественно порфировые. Форма миндалин весьма разнообразна — от крупных сферических диаметром до 10 мм до мелких вытянутых, эллипсоидальных и силь-ноуплощенных до щелевидных длиной 2—3 мм, редко более. Изредка встречаются очень крупные (30—40 мм) миндалины неправильной формы. Заполнение миндалин обычно зональное — внешняя зона сложена крупными (до 1—2 мм) темно-зелеными агрегатами хлорита, а центральная часть, как правило, занята идиоморфным кристаллом кальцита. Мелкие неправиль-

Рис. 2. Схематическая геологическая карта района дер. Аршинка: 1 — кварциты зильмердакской свиты; 2 — доломтты саткинской свиты; 3—5 — айская свита: 3 — песчаники и алевролиты, 4 — базальты, 5 — конгломераты; 6 — метаморфиты тараташского комплекса; 7 — метадиориты шигирского комплекса; 8 — метаграниты аршинского комплекса; 9 — дайки габбро-долеритов и габбро; 10 — точки наблюдения и их номера

ные миндалины часто заполнены эпидотом, а очень крупные — кварцем. Распределение миндалин в массиве трахибазальтов неравномерное — в массивных участках обнаруживаются редкие крупные изоме-тричные миндалины, а крупные миндалины неправильной формы тяготеют к краевым зонам. Мелкие щелевидные миндалины занимают промежуточное положение. Исходя из этого можно предположить, что зоны неправильных миндалин представляют окраинные части потоков, а участки со сферическими миндалинами — центральные. В районе г. Б. Миасс по щелевидным миндалинам определены элементы залегания одного из потоков: азимут падения 140°, Z350. Кроме того, иногда в трахибазальтах встречаются бугристые поверхности, напоминающие лавовые корки. Они, скорее всего, маркируют положение кровли отдельных потоков (азимут падения 130°, Z70°).

Гиалокластиты представляют собой брекчиевид-ные породы темно-серого цвета. Класты имеют кремнистый облик, как округлую форму, так и угловатую, они черные с раковистым изломом. Отдельные обломки имеют изогнутую банановидную форму. Размер кластов колеблется от 1—2 до 10—15 мм, преобладает фракция 4—6 мм. Цемент представлен светло-серым базальтом.

Лавовые брекчии представляют собой породы вишнево-серого цвета с мелкими (от 2 до 10—12 мм), угловатыми, реже слегка округлыми обломками базальтов. Цементом служит девитрифицированное стекло серовато-зеленого цвета. В брекчиях встречаются

8

9

10

полости неправильной формы, выполненные кальцитом.

Макроскопическая характеристика базальтов в других местах распространения айской свиты мало отличается от описанной.

Субвулканические тела айского вулканического комплекса. Субвулканические образования айского вулканического комплекса слагают мелкие штоки и дайки, которые находятся как в пределах поля распространения покровных базальтов, так и среди терригенных пород айской свиты. Они представлены долеритами и габбро-долеритами (состав которых близок к составу айских базальтов) и изредка дацитами. По поводу происхождения существенно калиевых щелочных базальтов, слагающих отдельные дайкообразные и изометричные в плане тела, мнения исследователей сходятся. Одни считают их субвулканическими бо-стонитами [Ленных, Петров, 1974а], а другие — ми-кроклинитами метасоматического происхождения [Парначев, 1978; Иванов, 1984].

Краткая петрографическая характеристика вулканитов. По данным работы [Ленных, Петров, 1974а], значительная часть покровов в вулканитах айской свиты сложена оливиновыми трахибазальтами с калиевым полевым шпатом, афировыми и порфировыми, представленными миндалекаменными разностями. Миндалины имеют округлую, овальную форму, размер 1—4 мм, составляют до 20% объема породы и выполнены хлоритом, кварцем, халцедоном, иногда карбонатом. Порфировые трахибазальты содержат вкрапленники калиевого полевого шпата размером от 0,5 до 6 мм. Структура основной массы апогиало-пилитовая или интерсертальная, иногда трахитоид-ная. В пределах одного покрова и в разных покровах при выдержанности минерального состава соотношение минералов изменяется. Главные минералы представлены калиевым полевым шпатом (10—40%), псевдоморфозами хлорита по темноцветному минералу (оливину?) (10—30%), кислым плагиоклазом (10—50%), хлоритом (вне метаморфоз), титаномагнетитом, апатитом. Псевдоморфозы хлорита по оливину (?) окружены тонкой каймой рудного минерала, имеют ромбовидную, псевдогексогональную, изометричную или неправильную форму.

Необходимо отметить, что во всех описанных ранее случаях оливин определен условно — по морфологии псевдоморфоз хлорита и выделениям рудного минерала. В результате работы авторов статьи оливи-новые трахибазальты не установлены.

Среди порфировых трахибазальтов встречены редкопорфировые, частопорфировые и сериальнопор-фировые разности. Они содержат от 10 до 40% вкрапленников, чаще всего представленных длиннопризма-тическими (0,1x0,8^1 мм) или широкотаблитчатыми лейстами практически полностью соссюритизиро-ванного плагиоклаза. Мелкие длиннопризматические вкрапленники плагиоклаза встречаются чаще, чем крупные широкотаблитчатые. Длиннопризматиче-ские кристаллы плагиоклаза часто имеют «растрепан-

ные» концы, иногда представлены лучистыми, звездчатыми гломероскоплениями. Крупные вкрапленники плагиоклаза в некоторых базальтах составляют 20—25% породы и образуют решетку, внутри которой находятся более мелкие лейсты плагиоклаза (<0,5 мм), причем размер их ступенчато изменяется до 0,1 мм. Сериаль-нопорфировые базальтоиды на 70% сложены плагиоклазом нескольких генераций. Первая генерация (-3—5%) представлена широкотаблитчатыми кристаллами размером 3—4 мм, интенсивно соссюритизиро-ванными. Вторую генерацию вкрапленников (2—3%) составляет идиоморфный плагиоклаз (0,5 мм) при соотношении сторон 1:6^8. Третья генерация (30%) представлена как лейстами плагиоклаза (0,03—0,05 мм), так и темноцветным минералом (ортопироксеном?), как правило, сильнохлоритизированным.

В некоторых разностях трахибазальтов резко преобладают вкрапленники пироксена (до 70%), которые также могут иметь до четырех генераций хорошо оформленных кристаллов от длиннопризматических до широкотаблитчатых (реже) (0,5—5,0 мм). Пироксе-ны (вероятно, ромбические) прозрачные, но сильно изменены и замутнены, амфиболизированы по трещинам спайности и периферии. На некоторых участках встречены крупнопорфировые (>2—3 мм) пироксено-вые трахибазальты. Широкие, разноориентирован-ные призмы моноклинного пироксена формируют гломероскопления, в которых (несмотря на слабовы-раженные границы вкрапленников) четко видно под микроскопом разное погасание. Фенокристаллы пироксена включают множество разнообразно ориентированных лейст плагиоклаза. Если лейсты только частично находятся в пределах включающего их зерна пироксена, то имеют клиновидную форму, т.е. внутрь зерна пироксена обращена узкая часть клина, а наружу — расширенный свободный конец.

Основная масса породы состоит из лейст слабозонального основного плагиоклаза размером до 0,8 мм, промежутки между которыми заполнены мелкими (-0,1 мм) ксеноморфными выделениями моноклинного пироксена, рудного минерала, а также изолированными участками стекла, полустекловатой массой с тончайшими микролитами тех же минералов, хлоритом. Основная масса в разных частях покровов имеет интерсертальную структуру. Иногда структура метельчатая, промежутки между кристаллами выполнены стеклом, перекристаллизованным в листочки хлорита и землистую массу темноцветных и рудных минералов. Часто основная масса сложена слабоин-дивидуализированным стеклом темно-бурого цвета, полупрозрачным, среди которого до 20% составляют микролиты и длинные лейсты плагиоклаза размером <0,1 мм и мелкие таблички пироксенов. Округлые миндалины и участки причудливой извилистой формы выполнены хлоритом.

В трахибазальтах с долеритовой структурой (до интерсертальной) основная масса породы сложена длинными лейстами плагиоклаза (-60%), замещенными агрегатом серицита и хлорита. Лейсты плагио-

клаза (отношение сторон составляет приблизительно 1x10) образуют решетку, в которой расположены овальные и округлые зернышки, столбики свежих пироксенов и участки полностью хлоритизированного стекла; концы лейст часто «растрепаны».

Лавовые брекчии миндалекаменных базальтов сложены обломками порфировых такситовых трахиба-зальтов с большим количеством (-30%) миндалин причудливой формы размером от 0,1—0,2 до 1 мм с долеритовой, интерсертальной и толеитовой структурой обломков. Миндалины зональные, выполнены хлоритом в центральной части и агрегатом кварца по периферии. Мелкие пузырики заполнены хлоритом. Цементирующая масса лавовых брекчий в основном имеет метельчатую структуру и сложена длинными лейстами плагиоклаза, сросшимися в виде вееров, метелок, перьев. Между тонкими лейстами и их пучками находится агрегат хлорита и темных землистых масс (вероятно, замещенных темноцветных минералов). Встречаются участки неправильной формы почти нераскристаллизованного стекла с микролитами пла-

гиоклаза и зернышками пироксена, но с такими же пузырями, выполненными кварцем. Промежутки между такими миндалекаменными обломками заполнены афировыми мелкозернистыми базальтами, сложенными мелкими лейстами плагиоклаза и разложенной массой пироксена, хлорита и рудного минерала.

Незначительная часть вулканитов (скорее всего, субвулканического происхождения) представлена фель-зитовыми порфировыми дацитами, которые сложены редкими фенокристаллами кварца (<5%) размером 1—2 мм, с округлой либо неправильной, причудливой формой. Основная масса состоит из неправильных изометричных зерен (вероятно, полевого шпата), густо усеянных серицитом и мельчайшими каплевидными выделениями кварца. Структура порфировая, основная масса микропойкилитовая, фельзитовидная.

Геохимическая характеристика вулканитов. Силикатный анализ проб, собранных авторами, выполнен в лаборатории ИМ УрО РАН (г. Миасс) методом «мокрой химии» по стандартным методикам; анализ на рассеянные и редкоземельные элементы (РЗЭ) (масс-

Таблица 1

Химический состав вулканитов айской свиты, мас. %

Номер п/п Номер пробы бЮ2 тю2 А12°3 ^203 FeO МпО МяО СаО Ш2О К2О И2О- п.п.п. Р2О5 Сумма

1 432К-8 44,50 1,92 10,67 3,68 8,98 0,15 8,81 7,45 1,27 2,63 0,10 9,44 0,32 99,92

2 3504/1 47,26 2,61 15,56 4,63 7,80 0,13 8,88 2,59 0,85 3,56 0,17 5,26 0,74 100,04

3 3506/6 47,51 2,40 14,63 12,07 4,64 0,13 6,60 2,01 1,79 3,25 0,15 4,04 0,72 99,94

4 3508/1 64,44 0,74 12,46 3,05 5,93 0,07 1,10 1,98 1,85 4,42 0,16 3,14 0,26 99,60

5 4008/1 51,60 3,03 13,37 7,50 6,39 0,15 5,48 1,64 3,85 1,77 <0,10 3,68 0,87 99,33

6 1103 44,09 3,04 15,85 10,19 4,49 0,13 7,30 1,86 3,75 1,79 0,88 5,54 0,74 99,65

7 3563/1 47,67 2,92 13,92 7,77 6,43 0,12 6,35 3,32 2,73 3,18 0,18 3,98 0,85 99,42

8 3572/1 49,29 2,78 13,77 6,34 7,65 0,17 4,01 6,65 3,08 1,76 0,26 3,08 0,74 99,58

9 3574/1 55,22 1,24 13,89 3,54 7,47 0,18 3,75 7,78 2,76 1,47 0,26 1,76 0,23 99,62

10 3597/1 53,15 0,89 13,99 4,94 5,89 0,16 6,07 7,84 2,54 0,87 0,20 3,00 0,15 99,69

11 3598/3 48,70 0,68 14,59 3,82 6,39 0,15 8,88 8,05 2,39 2,00 0,18 3,58 0,12 99,53

12 3599/1 50,63 0,64 14,38 3,58 6,18 0,16 8,33 7,14 3,24 2,30 0,16 3,00 0,12 99,86

13 8014/1 46,67 1,11 17,35 3,07 6,29 0,14 9,35 5,46 3,36 1,62 0,24 4,79 0,30 99,75

14 8016/4 46,09 3,25 14,08 7,17 7,04 0,05 8,30 2,10 1,58 3,18 0,42 5,64 0,87 99,77

15 8019/1 46,19 2,70 14,46 5,35 6,97 0,16 8,37 3,64 1,64 3,90 0,20 5,46 0,68 99,72

16 2029/1 49,01 2,12 17,25 5,80 7,00 0,19 3,98 4,97 4,01 1,62 0,23 3,22 0,51 99,91

Примечания. Карьер «8-го километра»: 432К-8 — карбонатизированные долеритовые трахибазальты; г. Б. Миасс: 3504/1 — порфировые миндалекаменные трахибазальты, 3506/6 — частопорфировые миндалекаменные трахибазальты, 3563/1 — редкопорфировые миндалекаменные трахибазальты, 3572/1 — сериальнопорфировые трахибазальты; г. Мал. Миасс: 4008/1 — долеритовые миндалекаменные трахиандезибазальты, 3508/1 — порфировые дациты; восточнее д. Аршинка: 1103 — сериальнопорфировые трахибазальты, 3574/1 — редкопорфировые трахибазальты, 8014/1 — крупнопорфировые трахибазальты, 8016/4 — порфировые трахибазальты, 8019/1 — малопорфировые трахибазальты; г. Поперечная: 3597/1 — порфировые андезибазальты, 3598/3 — сериальнопорфировые трахибазальты, 3599/1 — лавовые брекчии миндалекаменных трахибазальтов; район газопровода Петровск—Челябинск: 2029/1 — сериальнопорфиро-вые трахибазальты.

спектрометрия) выполнен методом индуктивно связанной плазмы на масс-спектрометре «Elan 9000» в лаборатории ИГиГ УрО РАН (г. Екатеринбург).

Вулканиты айского комплекса имеют довольно однородный состав (табл. 1). На диаграмме TAS (рис. 3) они образуют плотный рой точек в области трахиба-зальтов и трахиандезибазальтов, фигуративных точек в смежных полях немного, один анализ отвечает да-циту. Полученные результаты подтверждают общую

Рис. 3. Диаграмма TAS для вулканитов айского комплекса: поля на диаграмме: 5 — умереннощелочные пикробазальты, 7 — базальты, 8 — щелочные пикро-базальты, 9 — трахибазальты, 10 — андезибазальты, 11 — щелочные базальты, 12 — трахиандезибазальты, 13 — фонотефриты, 16 — трахиандезиты, 19 — да-циты.

Использованы анализы авторов статьи, а также из работ [Горожанин и др., 2008; Ленных, Петров, 1974а]

отрицательную корреляцию содержания калия и кремнезема в трахибазальтах, описанную в работе [Ленных, Петров, 1974а, б].

Однородный состав трахибазальтов айского комплекса подтверждается и распределением РЗЭ (табл. 2), которое характеризуется большими значениями концентрации легких РЗЭ и низкими — тяжелых РЗЭ при примерно одинаковом наклоне линий на диаграмме нормированных содержаний (рис. 4). При этом концентрация РЗЭ по разным пробам отличается не больше чем на порядок. Несколько большим содержанием всех РЗЭ отличаются дациты, но для них форма графика совершенно аналогична таковой для трахибазальтов, что свидетельствует об их принадлежности к тому же айскому вулканическому комплексу.

Распределение некогерентных элементов в базаль-тоидах айского комплекса также довольно однородно (табл. 3), однако по содержанию 8г можно выделить две группы трахибазальтов (рис. 5): низкостронци-

Таблица 2

Содержание редкоземельных элементов в вулканитах айской свиты, г/т

Номер п/п Номер пробы La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

1 432 К-8 14,91 34,98 4,65 21,40 4,64 1,49 4,66 0,60 3,63 0,65 1,67 0,24 1,28 0,18

2 1103 28,24 63,82 8,12 34,21 6,27 1,80 4,95 0,71 4,28 0,75 1,88 0,25 1,41 0,17

3 2029/1 45,38 61,51 9,74 38,08 6,88 2,11 6,17 0,88 5,32 1,05 2,83 0,41 2,55 0,37

4 3504/1 28,74 66,15 8,72 37,41 7,17 2,53 6,71 0,92 5,70 1,05 2,93 0,40 2,21 0,30

5 3504/6 29,90 65,06 8,65 38,27 7,66 2,83 7,01 0,93 5,53 1,05 2,71 0,38 2,16 0,27

6 3508/1 81,30 155,96 18,26 72,12 12,79 4,20 10,65 1,46 8,65 1,67 4,53 0,65 3,89 0,58

7 3563/1 40,62 91,70 11,89 50,69 9,17 2,74 6,51 0,96 5,98 1,07 2,68 0,37 2,01 0,29

8 3572/1 38,54 81,91 10,79 44,31 8,05 2,69 6,09 0,91 5,72 1,11 2,92 0,41 2,47 0,31

9 3574/1 23,78 45,04 5,98 23,15 5,05 1,24 4,60 0,79 5,16 1,04 2,95 0,43 2,73 0,38

10 3597/1 7,71 15,80 2,06 8,67 2,18 0,84 2,58 0,43 2,87 0,61 1,76 0,25 1,58 0,23

11 3598/3 6,35 12,93 1,58 7,03 1,75 0,72 2,09 0,36 2,68 0,55 1,65 0,26 1,55 0,21

12 4008/1 34,64 73,35 9,76 43,53 8,68 2,72 7,76 1,05 6,18 1,18 3,06 0,39 2,16 0,31

13 8014/1 8,89 20,70 2,80 12,58 2,81 1,14 2,58 0,37 2,41 0,46 1,33 0,19 1,12 0,17

14 8019/1 27,48 66,98 9,21 37,43 7,88 2,34 5,87 0,88 5,27 0,98 2,68 0,31 2,03 0,26

Рис. 4. Диаграмма распределения РЗЭ для вулканитов айского комплекса. Нормировано по хондриту Ср по [Sun, McDonough, 1989]. На диаграмме показаны также данные из работы [Горожанин и др., 2008], в которой приведены анализы, выполненные нейтронно-

активационным методом

Таблица 3

Содержание рассеянных элементов в вулканитах айской свиты, г/т

Номер п/п Номер пробы Сг Sc V Со Ni Си Zn Rb Sr Y Zr Nb Ba Ga Hf Та Th

1 432К-8 284,4 16,0 191,8 41,4 219,0 105,9 44,9 111,3 217,7 10,4 61,6 11,4 123,0 13,0 2,7 1,6 1,1

2 1103.0 48,5 12,5 176,0 42,2 52,5 36,3 108,3 18,4 261,7 18,4 39,1 5,0 632,4 19,2 1,0 0,3 1,2

3 2029/1 5,2 10,0 132,1 26,7 36,5 32,2 32,1 37,3 500,1 19,1 145,6 34,1 668,0 12,8 5,3 2,6 5,4

4 3504/1 41,7 15,1 188,7 36,1 37,6 81,4 54,3 42,7 23,8 19,1 78,1 10,7 284,4 17,3 3,3 0,9 1,5

5 3504/6 36,5 14,0 165,5 29,9 36,0 28,6 56,6 45,3 38,1 18,6 71,2 9,6 354,6 16,6 3,0 0,8 2,0

6 3508/1 3,9 7,4 1,9 2,4 6,7 14,2 68,7 66,5 83,1 29,2 351,1 12,5 1582,5 18,3 12,0 1,1 13,5

7 3563/1 33,8 16,3 198,0 36,9 45,2 22,7 120,0 40,6 53,6 26,6 101,3 13,7 831,1 19,7 3,1 0,8 2,6

8 3572/1 36,6 17,0 210,4 34,0 40,8 44,3 139,7 27,3 649,9 27,5 184,3 13,1 571,5 19,7 2,9 0,7 2,6

9 3574/1 78,5 27,8 185,1 29,4 23,2 17,8 94,6 41,2 221,5 25,4 118,8 7,4 942,5 17,5 3,3 0,4 3,8

10 3597/1 18,8 34,1 232,5 36,3 28,1 55,0 70,3 18,4 352,9 14,8 31,8 3,5 110,0 14,6 1,1 0,2 0,9

11 3598/3 135,2 32,3 202,2 37,6 53,2 98,9 56,8 47,3 263,4 13,6 30,2 1,8 232,1 12,5 1,0 0,1 0,7

12 4008/1 35,8 16,5 198,9 28,8 38,4 65,7 82,3 20,1 129,3 24,4 89,4 7,4 1237,0 18,0 2,6 0,6 2,4

13 8014/1 133,0 16,9 124,4 37,7 99,2 23,7 60,0 21,1 270,2 11,5 28,6 3,4 280,2 12,8 1,0 0,3 0,5

14 8019/1 37,5 14,6 172,9 37,5 45,3 14,6 103,3 27,6 46,2 23,6 65,4 9,5 222,1 16,4 1,9 0,7 1,3

евые — низкокальциевые и более основные породы, а высокостронциевые — высококальциевые и более кислые. Прямую корреляцию концентрации 8г и Са в айских трахибазальтах отмечали и ранее [Горожанин и др., 2008]. Отличительная особенность всех базальто-идов — присутствие на спайдерграммах минимумов № и Zr. Дациты же имеют повышенное содержание

практически всех рассеянных элементов, но конфигурация кривой их распределения полностью повторяет таковую для низкостронциевых трахибазальтов.

Изотопный возраст вулканитов. Определение изотопного возраста цирконов из дацитов айского комплекса (проба 3508/1) выполнено в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) на прецизионном вторично-ион-

0,1 4-1-1-1-1-1-I-Г-Г-Г-1-1-1-1-1

Rb Ва Th Nb La Ce Nd Sr Sm Zr Eu Tb Y Yb Lu

Рис. 5. Диаграмма распределения рассеянных элементов для вулканитов айского комплекса. Нормировано по N-MORB,

по [Sun, McDonough, 1989]. На диаграмме показаны также данные из работы [Горожанин и др., 2008]

Таблица 4

Измеренные изотопные характеристики цирконов айской свиты

Spot 206Pbc, % U, ppm Th, ppm 232Th/238U 206Pb, ppm 206pb/238u* возраст, млн лет 207Pb/206Pb*, возраст, млн лет Disœr-dant, % 238u/206pb* 207pb/206pb* 207pb/235u* 206pb/238u* error

1.1 0,28 402 256 0,66 85,3 1419±20 1402±21 -1 4,058±1,6 0,08891±1,1 3,019±1,9 0,2463±1,6 0,819

2.1 0,19 39 46 1,21 8,23 1418±29 1382±59 -3 4,063±2,3 0,088±3,1 2,99±3,8 0,246±2,3 0,593

2.2 0,05 213 211 1,02 44,4 1401±21 1383±24 -1 4,120±1,7 0,088±1,3 2,946±2,1 0,2427±1,7 0,796

3.1 0,08 144 280 2,01 30,8 1429±22 1405±30 -2 4,028±1,7 0,089±1,6 3,047±2,4 0,2482±1,7 0,740

4.1 0,00 159 290 1,89 33,1 1403±22 1415±27 1 4,114±1,7 0,0895±1,4 2,999±2,2 0,2431±1,7 0,773

5.1 0,05 260 152 0,61 55,4 1428±21 1424±22 0 4,033±1,6 0,0899±1,1 3,074±2 0,2479±1,6 0,820

6.1 0,00 77 119 1,59 16,2 1410±24 1410±37 0 4,091±1,9 0,0893±1,9 3,008±2,7 0,24441,9 0,703

7.1 0,03 312 325 1,08 66,9 1434±21 1425±19 -1 4,014±1,6 0,08997±10 3,091±1,9 0,2491±1,6 0,850

8.1 0,06 173 315 1,88 36,5 1414±22 1405±26 -1 4,075±1,7 0,089±1,4 3,012±2,2 0,24531,7 0,780

9.1 0,00 63 111 1,81 13,5 1425±25 1429±40 0 4,043±2 0,0902±2,1 3,075±2,9 0,2473±2 0,688

Примечания. Ошибка в стандарте — 0,59%. * Общий РЬ скорректирован с использованием измеренного 204РЬ.

ном микрозонде высокого разрешения БНШМР-И (табл. 4). Для исследования выбраны хорошо ограненные кристаллы циркона удлиненного габитуса (рис. 6, 7).

Полученные результаты показывают хорошую сходимость всех измерений и соответствуют конкор-дантному возрасту дацитов 1415±11 млн лет с незначительным СКВО = 0,51.

Результаты исследований и их обсуждение. Представление о геологическом строении, химизме и воз-

расте айского вулканического комплекса имеет, как уже говорилось, принципиальное значение для понимания всей протерозойской истории развития не только Южного Урала, но и всей Восточно-Европейской платформы. В последнее время особое внимание геологи уделяли определению изотопного возраста айских (навышских) вулканитов, а изучение их геохимии несколько отставало.

Полученные современные аналитические данные показывают, что, несмотря на вариации содержания

б

Ш .3 ! S^B

S» *

, V? 1

*

л

ДО

3508-1 6.1

породообразующих оксидов, особенно Са, Na и К, параметры распределения некогерентных рассеянных элементов остаются довольно постоянными. Существенные вариации содержания калия обычно объясняют калиевым метасоматозом [Парначев, 1978; Иванов, 1984], однако такой метасоматоз имеет локальное распространение и по большей части в трахибазальтах не проявлен. Отрицательная корреляция между содержанием Na2O и К20 объясняется, видимо, низкотемпературным метаморфизмом, который привел к локальному перераспределению щелочных элементов в породах при более или менее постоянной их сумме. В этом процессе, вероятно, участвовал и кальций, поскольку не выявлена корреляция между содержанием СаО и 8Ю2.

Отметим, что высококальциевые и соответственно высокостронциевые трахибазальты по большей части относятся к пироксеновым, а низкокальциевые (и низкостронциевые) — к плагиоклазовым. Такую ситуацию можно объяснить, с одной стороны, фракционированием пироксенов с замещением в их структуре кальция стронцием, а с другой — интенсивной альбитизацией плагиоклаза. В работе В.М. Горожанина с соавторами [2008] высказано предположение о том, что формирование трахибазальтов происходило при фракционировании полевых шпатов, однако описанная выше ситуация, а также отсутствие европиевого минимума на диаграмме распределения РЗЭ, скорее, свидетельствуют об обратном.

Не вполне ясна геодинамическая интерпретация отчетливого ниобиевого минимума в распределении рассеянных элементов, которым обычно сопровождается низкая концентрация титана в надсубдукцион-ных вулканитах. Айские трахибазальты по большей части умеренно- и высокотитанистые и формировались, скорее всего, во внутриплитной обстановке. Наиболее глубокий ниобиевый минимум отмечен в дацитах.

Рис. 7. Диаграмма с конкордией

Рис. 6. Катодно-люминесцентные фото цирконов с точками замеров

206Pb/238U

0,26

data-point error ellipses are 2o

0,25

0,24

0,23

2,6

2,8

3,0

3,2

3,4

207Pb/235U

a

в

В большей части спектров трахибазальтов выражен циркониевый минимум, характерный в целом для основных пород. У дацитов такого минимума нет, напротив, они характеризуются максимальным содержанием Zr среди пород айского комплекса. Поэтому для определения изотопного возраста были выбраны именно эти кислые породы, в которых циркон с большой вероятностью окажется не захваченным, а своим.

В настоящее время известно лишь несколько изотопных определений возраста трахибазальтов айского комплекса, причем они весьма существенно разнятся. Даже если не принимать во внимание самые молодые датировки (-440 млн лет), разброс в возрасте составляет более 1 млрд лет. Наиболее древнее значение возраста получено недавно U—Pb-методом (SRIMP) по цирконам из трахибазальтов А.А. Краснобаевым с коллегами [2013], оно составляет 1752±18 млн лет, датировка характеризуется как «почти конкордантная». Ранее этот исследователь с коллегами [Краснобаев и др., 1992] определил возраст цирконов из кислых вулканитов в 1615±45 млн лет, этим значением обосновывается возраст нижней границы рифея. Близкие данные — 1608±30 млн лет — получены этими же авторами и Rb-Sr-методом. Этим данным противоречат датировки для трахибазальтов по Rb-Sr-эрохроне [Го-

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Закирова А.Д., Панова Н.П. Геохимия и геохронология основных вулканитов навышского комплекса раннего рифея (Южный Урал) // Геол. сб. № 7. Юбилейный выпуск. ИГ УНЦ РАН. Уфа: Ди-зайнПолиграфСервис, 2008. С. 167—178.

Горожанин В.М., Сергеева Н.Д., Горожанина Е.Н. и др. Тектоноседиментационные модели образования вулкано-генно-осадочных отложений айской свиты в навышское время (Южный Урал) // Геол. сб. № 10. ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2013. С. 3—20.

Иванов К.П. О составе вкрапленников полевого шпата пород навышского вулканогенного коплекса // Ежегодник-1983. Свердловск: ИГиГ УНЦ АН СССР, 1984. С. 59-62.

Краснобаев А.А., Бибикова Е.В., Ронкин Ю.Л., Козлов В.И. Геохронология вулканитов айской свиты и изотопный возраст нижней границы рифея // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 6. С. 25-41.

Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Козлов В.И. и др. Цирко-нология навышских вулканитов айской свиты и проблема возраста нижней границы рифея на Южном Урале // Докл. РАН. 2013. Т. 448, № 4. С. 1-6.

Ленных В.И., Петров В.И. О калиевых щелочных ба-зальтоидах в обрамлении тараташского комплекса // Вулканизм Южного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1974а. С. 146-164.

Ленных В.И., Петров В.И. Новые данные о магматизме и метаморфизме пород западного склона Южного Урала в

рожанин и др., 2008] — 717±78 млн лет (правда, при значении СКВО = 49,6). Авторы последней работы, оценивая результаты предшественников, ссылаются на давно изученный возможный захват базальтовой магмой цирконов из более древних пород.

Преимущество наших исследований, как кажется авторам статьи, состоит в том, что изучены кислые вулканиты, содержащие довольно чистые цирконы магматического генезиса, для которых получена кон-кордантная датировка с минимальным значением СКВО (0,51).

Выводы. 1. Основные и кислые вулканиты айского вулканического комплекса составляют единую дацит-трахибазальтовую контрастную ассоциацию, характерную для проявлений внутриплитного вулканизма.

2. Геохимические данные свидетельствуют об отсутствии процессов фракционирования плагиоклаза при формировании айского вулканического комплекса.

3. Изотопный возраст вулканитов, полученный и—РЬ-методом (8ШМР) по цирконам, из субвулканических дацитов составляет 1415±11 млн лет.

4. Проблема распределения рассеянных элементов, связанная с наличием ниобиевого минимума, не характерного для внутриплитных вулканитов, заслуживает дальнейшего изучения.

связи с историей его тектонического развития // Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 19746. С. 129—141.

Ленных В.И., Петров В.И. Стратиграфия айской свиты и проблема ее возраста // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 33-43.

Парначев В.П. Петрология бостонитов западного склона Урала // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 56-58.

Пучков В.Н., Краснобаев А.А., Козлов В.И., Сергеева Н.Д. Новые определения изотопного возраста вулканических излияний в типовом разрезе рифея и венда Южного Урала: следствия для стратиграфии и тектоники // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий: Мат-лы 9-й Межрегион. науч.-практ. конф. Уфа: ДизайнПресс, 2012. С. 57-60.

Сергеева Н.Д., Пучков В.Н., Краснобаев А.А., Ратов А.А. Лимитотип стратиграфической границы нижнего рифея на Южном Урале // Геол. сб. № 10. ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2013. С. 64-70.

Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systema-tics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. Spec. Publ. London, 1989. Vol. 42. P. 313-345.

Поступила в редакцию 11.03.2014