Базальты рифейских толщ Башкирского мегантиклинория (Южный Урал): новые ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd- и Rb‒Sr ID-TIMS-изотопные-ограничения

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

О значительном развитии палеозойских магматических (вулканических) процессов в поле развития рифейских толщ на Южном Урале свидетельствует появление большого количества соответствующих U–Pb SHRIMP-II датировок по циркону из магматических пород, считавшихся ранее докембрийскими [1]. Было установлено [1–3], что вулканиты навышского комплекса, объединяющие нижнерифейские (1750 млн лет) и палеозойские (450 млн лет) образования, различаются и по минералогическим, и по геохимическим (U, Th, РЗЭ) свойствам, подтверждая полихронную систему комплекса и гетерогенность первичных источников. Та же ситуация отмечена для машакского (средний рифей) и игонинского (завершающий рифей) вулканогенных комплексов. Неоднократное проявление во временном интервале от 1752 до 450 млн лет магматизма (вулканизма) в Башкирском мегантиклинории на Южном Урале, согласно представлениям [1], могло быть обусловлено повторяющимися плюмовыми процессами, которые вызывали повторное плавление магматических очагов.

Как видно из табл. 1, в некоторых образцах по циркону получен только U–Pb SHRIMP-II палеозойский возраст, а в части проб наряду с этими значениями присутствуют и более древние датировки. Существуют особенности и в характере распространения палеозойских базальтоидов (рис. 1): на западном крыле Башкирского магантиклинория в Тараташском антиклинории по р. Ушат (пробы П-16, П-17, П-19 и П-103, см. рис. 1) палеозойские метабазальты находятся в полосе распространения осадочных (песчаники и конгломераты) отложений нижней (навышской) подсвиты айской свиты нижнего рифея, а в районах гор Большой и Малый Миасс (пробы: П-10, П-63, П-88, П-90) - среди вулканогенных пород навышской подсвиты (см. рис. 1). На восточном крыле Башкирского мегантиклинория в Ямантауском антиклинории палеозойские метабазальты (проба П-13, см. рис. 1) расположены в поле развития вулканитов машакской свиты среднего рифея, а в Тирлянской синклинали (П-33, П-34, П-59, см. рис. 1) – среди игонинских вулканитов завершающего (терминального) рифея. Непосредственного контакта палеозойских вулканогенных образований с вмещающими породами в перечисленных обнажениях не наблюдалось. Для уточнения представлений о плюмовом характере палеозойского магматизма (вулканизма), продукты которого распространены в поле развития осадочно-вулканогенных образований рифея Башкирского мегантиклинория, проведено изучение Rb–Sr- и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd (ID-TIMS) изотопных систематик палеозойских вулканитов.

 

Таблица 1. Список изученных проб, координаты мест отбора и гистограммы U–Pb SHRIMP-II конкордантых возрастов циркона из вулканогенных образований Башкирского мегантиклинория

Примечание. * ‒ пересчитанные данные из [1–3]. Стратиграфические индексы: RF — рифей: RF₁ — нижний (бурзяний), RF₂ — средний (юрматиний), RF₄ — завершающий,или терминальный (аршиний). Свиты: ai — айская, ms — машакская, ig — игонинская. Колонка “U–Pb конкордантный возраст*…” содержит гистограммы плотностей вероятности [4]. Оси: абсциссы – возраст (млн лет); ординаты – количество изученных кристаллов циркона.

 

Рис. 1. Геологическая карта (А) и сводный разрез верхнего докембрия (Б) Башкирского мегантиклинория [5]. 1—8 нерасчленённые отложения: 1 — палеозоя, 2 — венда; 3–8 — рифея: 3 —завершающего, 4 — верхнего, 5 — среднего; 6 — машакской и кувашской свит среднего рифея; 7 — нижнего; 8 — айской и большеинзерской свит нижнего рифея; 9 — тараташский комплекс (AR-PR₁); 10 — вулканогенные породы основного состава; 11 — метаморфический комплекс Уралтау; 12 — габбродолериты (а) и граниты (б); 13 — границы: стратиграфические; 14 — тектонические нарушения: надвиги, разломы; 15 — автомагистрали; 16 — железные дороги; 17 — местоположение обнажений, из которых отбирались образцы, изученные в этой работе; 18 — номера образцов. Возрастные рубежи (последняя колонка на вкладке) [5] и 1030* [6].

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Химический состав изученных вулканогенных пород, распространённых в полосе развития осадочно-вулканогенных образований рифея Башкирского мегантиклинория, определялся в аналитической лаборатории Института геологии Уфимского федерального исследовательского центра РАН, методом RFA, на сканирующем спектрометре VRA-30 Carl Zeiss AG.

Определение концентраций Rb, Sr, Sm, Nd и отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd осуществлялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID), предусматривающим кислотное разложение смеси исходного образца со смешанными спайками ⁸⁵Rb + ⁸⁴Sr, ¹⁴⁹Sm + ¹⁵⁰Nd, ионообменную хроматографию и последующий анализ результирующих реагентов с помощью мультиколлекторного твердофазного масс-спектрометра Triton (TIMS) в статическом режиме. Для оптимизации параметров изотопного разбавления, производилось предварительное измерение содержаний Rb, Sr, Sm и Nd методом HR/ICP-MS. Более подробное описание аналитических процедур приведено в [7].

ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ИЗУЧЕННЫХ ВУЛКАНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ

Вулканиты, для которых были получены по циркону U–Pb SHRIMP-II методом датировки, в том числе, палеозойские (см. табл. 1), расположены в поле развития рифейских толщ Башкирского мегантиклинория в пределах Тараташского и Ямантауского антиклинориев и Тирлянской синклинали (см. рис. 1).

В Тараташском антиклинории в области развития отложений айской свиты нижнего рифея вулканиты (образцы П-16, П-17, П-19, П-103, П-10, П-63, П-88, П-90) представлены пироксен-плагиоклазовыми метатрахибазальтами и плагиоклазовыми метатрахидолерито-базальтами с миндалекаменной и флюидальной текстурами соответственно. Основными минералами являются: плагиоклаз (от 50–55% до 58%) с ортоклазовой составляющей, альбитизированным и неравномерно калишпатизированым; клинопироксеном (от 15–18% до 25%), неравномерно замещённым хлоритом и реже эпидотом; основная ткань (12–15%), хлоритизированная с неравномерно замутнённым лейкоксенизированным титанистым (микровключения сфена и ильменита) минералом (10–12%) и карбонатом. В породе присутствуют оливин (3–5 %), замещённый хлоритом и магнетитом; кремнистый материал и мелкозернистый кварц, выполняющий тонкие (около 0.05 мм) извилистые прожилки.

В Ямантауском антиклинории на западном склоне хр. Большой Шатак в урочище Матвеев Залавок (проба П-13) метабазальты, сопряжённые с вулканитами машакского магматического комплекса среднего рифея, в значительной степени хлоритизированы, эпидотизированы и амфиболитизированы.

В Тирлянской синклинали по р. Аша в районе горы Игонин Камень (П-33) и по руч. Половинный в районе горы Крутой (П-34) в полосе распространения игонинских метабазальтов терминального рифея присутствуют палеозойские метабазальты, с ориентированной или миндалекаменной и флюидальной текстурами. Преобладающие минералы, альбитизированный плагиоклаз (48–50%) и основная ткань (50–52%), хлоритизированы, серицитизированы, иногда ожелезнены. Основная масса метабазальтов сложена микрозёрнами альбита, эпидота, кварца, хлорита и серицита. В вулканитах присутствует лавобрекчия (проба П-59, правый берег р. Белая в 14.5 км северо-восточнее пос. Тирлян) с литокластической и агломератовой структурой. Лавобрекчия состоит из оплавленных обломков лавы базальтового состава, которые цементируются также лавой, состоящей из хлоритизированной основной массы с микровключениями лейкосенизированного сфена и пластинчатого ильменита.

По химическому составу (табл. 2) вулканиты, расположенные в поле развития отложений айской свиты нижнего рифея Тараташского антиклинория, на диаграмме TAS (рис. 2) соответствуют трахибазальтам, и единичные образцы отвечают щелочным пикро-базальтам (П-103). Вулканиты, распространённые в Ямантауском антиклинории среди изверженных пород машакской свиты среднего рифея, занимают на диаграмме TAS (см. рис. 2) поле базальтов нормального щелочного ряда. Среди метабазальтов игонинской свиты в Тирлянской синклинали вулканиты локализуются на диаграмме TAS в поле базальтов, трахибазальтов и андезито-базальтов (П-34).

 

Таблица 2. Химический состав (вес. %) изученных вулканогенных пород, распространённых в полосе развития осадочно-вулканогенных образований рифея Башкирского мегантиклинория.

№ п/п	№ пробы	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	FeO	MnO	CaO	MgO	Na2O	K2O	P2O5	ппп	Сумма
Тараташский антиклинорий (RF1ai)
1	П-10	45.00	2.61	13.50	17.60		0.13	1.20	10.60	0.20	6.40	0.74	4.96	99.94
2	П-16	47.50	2.37	13.12	14.60		0.11	3.12	8.20	3.60	1.00	1.00	5.34	99.96
3	П-17	47.50	2.37	13.13	14.00		0.08	2.27	7.80	3.60	2.50	1.11	5.94	99.79
4	П-19	49.00	2.37	13.43	13.40		0.15	2.04	7.80	3.59	1.20	0.96	6.04	99.98
5	П-103	42.00	3.61	16.30	6.36	9.19	0.13	0.85	10.60	2.70	2.18	1.03	5.40	100.35
6	П-88	47.00	2.00	16.00	8.00	7.08	0.07	1.44	7.00	1.02	5.00	0.66	5.00	100.19
7	П-90	47.00	2.00	16.00	8.20	7.05	0.08	1.42	7.00	1.10	5.00	0.72	5.00	100.57
8	П-63	46.20	2.50	14.60	9.40	7.18	0.12	2.27	8.40	3.20	1.25	0.75	3.95	99.82
Ямантауский антиклинорий (RF2ms)
9	П-13	49.20	1.46	12.80	4.70	9.05	0.21	11.36	6.60	2.70	0.15	0.12	1.60	99.95
Тирлянская синклиналь (RF4ig)
10	П-33	50.40	3.24	16.90	10.30	5.75	0.27	0.85	4.20	2.02	1.00	0.52	5.02	100.16
11	П-34	57.05	1.17	16.90	5.08	3.09	0.11	3.00	6.00	3.37	1.88	0.15	2.00	99.80
12	П-59	47.00	2.46	15.40	9.80	6.03	0.26	5.11	4.40	5.80	0.25	0.41	3.18	100.20
Примечание. Пределы обнаружения для SiО2 и Al2О3 составляли 0.1% (здесь и далее элементы в мас. %), TiО2, Fe2О3, MnО, CaО, K2О, Р2О5 и Sобщ — 0.01%, MgО — 0.2%.

 

Рис. 2. Диаграмма “сумма щелочей–кремнезём” (Total Alkali Silica) для вулканитов Башкирского мегантиклинория (Южный Урал) [8]. Базальты: 1 — Тараташского антиклинория (RF₁ai); 2 — Ямантауского антиклинория (RF₂ms); 3 — Тирлянской синклинали (RF₄ig). Стратиграфические индексы, RF– рифей: RF₁– нижний (бурзяний), RF₂ — средний (юрматиний), RF₄ – терминальный (аршиний), Свиты: ai – айская, ms – машакская, ig – игонинская.

 

Согласно петрохимическим данным, изученные вулканиты претерпели метаморфизм зеленосланцевой фации хлорит-эпидотовой субфации.

Rb-Sr- И ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS-ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Для получения Rb-Sr- и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS-изотопных ограничений в рамках настоящей работы, выполнены соответствующие аналитические работы по 12 образцам пород в целом, из них 8, 1 и 3 представлены вулканогенными разностями Тараташского (RF₁ai), Ямантауского (RF₂ms) антиклинориев, а также Тирлянской синклинали (RF₄ig), соответственно (см. табл. 2). Результаты приведены в табл. 3 и рис. 3, 4.

 

Таблица 3. Rb‒Sr- и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS-данные для метабазальтов Башкирского мегантиклинория (Ю. Урал)

№ образца	Sm	Nd	147Sm/	143Nd/	eNd(0)	eNd(t)	TDM	±d	Rb	Sr	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr	IR
	(ppm)	(ppm)	144Nd	144Nd			(млн лет)		(ppm)	(ppm)
Тараташский антиклинорий (RF1ai)
П-10	9.15	47.5	0.1166	0.511423±6	–23.7	–20.5	2540	17	38.0	32.6	3.38	0.755518±65	0.740365
П-16	10.5	44.2	0.1164	0.511517±6	–21.8	–18.8	2384	16	15.5	70.2	0.638	0.711618±17	0.708940
П-17	9.83	54.3	0.1095	0.511464±3	–22.9	–18.0	2302	12	20.1	44.2	1.32	0.720773±47	0.712575
П-19	8.68	45.7	0.1149	0.511509±3	–22.0	–17.4	2360	15	22.0	48.5	1.32	0.717217±37	0.717197
П-103	12.5	63.4	0.1192	0.511479±5	–22.6	–18.2	2520	17	35.3	52.4	1.95	0.725323±49	0.712878
П-88	9.56	50.7	0.114	0.511481±5	–22.5	–17.9	2382	15	34.7	35.9	2.80	0.749583±49	0.732074
П-90	8.88	44.5	0.1206	0.511513±5	–21.9	–17.7	2502	17	66.7	70.4	2.75	0.742935±32	0.725739
П-63	9.11	48.4	0.1138	0.511490±5	–22.4	–17.5	2363	15	20.8	156	0.386	0.710423±45	0.707904
Ямантауский антиклинорий (RF2ms)
П-13	4.82	19.6	0.1491	0.512174±6	–9.0	–6.3	2038	25	2.00	247	0.0239	0.710982±16	0.71083
Тирлянская синклиналь (RF4ig)
П-33	6.37	29.7	0.1296	0.512399±4	–4.6	–0.7	1163	10	27.8	131	0.616	0.710832±25	0.706839
П-34	8.18	43.2	0.1146	0.512236±4	–7.8	–3.2	1236	9	50.3	244	0.595	0.710704±25	0.707000
П-59	6.54	30.3	0.1304	0.512395±8	–4.7	–0.9	1181	12	19.0	315	0.175	0.710183±11	0.709071
Стандарты
BCR-2 (n = 42)	6.54	28.6	0.1382	0.512638±9					48.1	343	0.3989	0.705015±12
La Jolla (n = 51)				0.511856±5
Eimer & Amend (n = 84)												0.708002±20
SRM-987 (n = 88)												0.710242±26
Примечание. Обозначения стратиграфических индексов (RF1ai, RF2ms, RF4ig) в примечании к рис. 2. IR = (87Sr/86Sr)0. Погрешности отношений: 147Sm/144Nd и 87Rb/86Sr 0,5%; 143Nd/144Nd, 87Sr/86Sr последние значащие одна и две цифры соответственно. TDM по [9]. IR=(87Sr/86Sr)0 IR рассчитаны исходя из параметров CHUR: 147Sm/144Nd = 0,1967, 143Nd/144Nd = 0,512638 и U–Pb SHRIMP-II-возрастов (t, млн лет) 315, 295, 437, 442, 448, 439, 439, 458 для образцов П-10, П-16, П-17, П-19, П-103, П-88, П-90, П-63; 447 для П-13; 455, 437, 447 для П-33, П-34, П-59, соответственно [1–3]. Погрешности (±d) для TDM [10].

 

Рис. 3. Rb‒Sr ID-TIMS-эволюционная диаграмма для образцов RF₁ai Башкирского мегантиклинория (Южный Урал): 1 – настоящая работа 1114±240 млн лет, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7002±0.0071, MSWD>>1 свидетельствует об отсутствии полной гомогенизации Rb‒Sr-систематики и наличии геохимической дисперсии; 2, 3 – тренды “дифференциации” 1607±92 млн лет, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.70172±0.00083 и “бостонитизации” 846±68 млн лет, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7045±0.0040 навышского комплекса айской свиты [12]. Пунктирными линиями обозначены пределы (envelope) ±2σ погрешностей для соответствующих линий регрессий. Средневзвешенная величина (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ для трёх регрессионныx линий 0.70181±0.00079 [0.11%] 95% conf. MSWD = 1.03.

 

Rb–Sr ID-TIMS-СИСТЕМАТИКА

Восемь образцов метатрахибазальтов, развитых среди вуканогенных образований айской свиты нижнего рифея (RF₁ai) в Тараташском антиклинории, характеризуются размахом значений Rb 15.5–66.7 ppm (коэффициент вариации КВ¹, 52.0%); Sr 32.6–156 ppm (62.4%); ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr 0.386–3.38 (59.7%); ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 0.710423–0.755518 (2.4%) соответственно. Для метабазальта, расположенного в поле развития машакских вулканитов среднего рифея (RF₂ms) Ямантауского антиклинория, концентрация Rb 2.0 ppm — значимо меньше, а Sr 247 ppm, больше, в сравнении с метатрахибазальтами айской свиты RF₁ai, тогда как отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr = 0.0239, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.710982. Три пробы метабазальтов, отобранные в полосе развития игонинского вулканогенного комплекса завершающего рифея (RF₄ig) Тирлянской синклинали, демонстрируют вариации содержаний Rb 19–50.3 ppm (49.9%); Sr 131–315 ppm (40.3%); ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr 0.1747–0.6160 (53.9%); ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 0.710183–0.710832 (0.048%) соответственно.

Вычисление начальных отношений (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t для RF₁ai с учётом стратиграфического возраста 1750 млн лет, определяет диапазон значений от 0.670473 (образец П-10) до 0.695565 (П-16), что статистически меньше аналогичного параметра для Basaltic Achondrite Best Initial = = 0.69899±0.00005 [11]. Исключением является образец П-63, демонстрирующий (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₁₇₅₀ = = 0.00711. Наблюдаемый факт, свидетельствует об явном несоответсвии априорной величины стратиграфического возраста 1750 млн лет и параметров Rb‒Sr-изотопной системы изученных образцов Тараташского антиклинория.

Аналогичная процедура для метатрахибазальтов, представляющих RF₁ai, с учётом U–Pb SHRIMP-II палеозойских цирконовых возрастов, выявляет значительные вариации IR (табл. 3) от 0.707904 (проба П-63) до 0.740365 (П-10). Относительно высокие значения измеренных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, (к примеру, для пробы П-10 достигающего величины 0.755518±0.000065) могут быть интерпретированы контаминацией веществом Тараташского полиметаморфического комплекса, для которого, диапазон (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t для метапелита, диафторита и милонитов характеризуется значениями 0.7482±0.0025, 0.737596±0.000040, 0.729±0.012 и 0.741445±0.000043, при t(млн лет) 1539, 1801, 1666, 301 соответственно [18].

Рассмотрение Rb‒Sr-систематики восьми образцов RF₁ai в рамках модели Николайсена с использованием современных алгоритмов обработки Isoplot/EX ver 3.6 [4] позволяет выявить эррохронную зависимость (линия 1, рис. 3) определяющую возраст 1114±240 млн лет и начальное отношение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7002±0.0071.

Для сравнения, на этот же график нанесены Rb‒Sr-данные изверженных пород навышской подсвиты айской свиты [12]. Линия регрессии под номером 2 (рис. 3), представлена дифференцированной серией от базальтов (их состав зафиксирован в покровах, минимально затронутых метасоматическими преобразованиями) до андезитов и дацитов (повышенные содержания кремнезёма в некоторых пробах до 70–71% — обусловлены кварцевым метасоматозом). Геохимические параметры этого тренда близки известково-щелочной серии и совпадают со средними составами соответствующих магматических пород [13]. Аппроксимирующая линия регрессии 2, по восьми образцам на графике в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr‒⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (рис. 3) имеет наклон (slope = 0.0231±0.0013 95% conf. limit), соответствующий возрасту 1607±92 млн лет и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.70172±0.00083.

Вторая группа пород навышской подсвиты айской свиты (846±68 млн лет, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = = 0.7045±0.0040), представляющая тренд “бостонитизации” (линия 3, рис. 3), включает бостонитовые порфиры, бостониты и различные метасоматиты (гибридные микроклинизированные вулканиты). Детальное описание причин объединения этого сообщества фигуративных точек можно обнаружить в работе [12].

Как видно из рис. 3, Rb–Sr-эррохрона для изученных в рамках настоящего исследования образцов Тараташского антиклинория, на графике занимает промежуточное положение между дифференцированной серией базальтов и трендом “бостонизации” вулканитов навышской подсвиты айской свиты [12], в общем перекрываясь по величине (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ в пределах наблюдаемых погрешностей (см. диапазоны envelope в начале координат графика рис. 3) и фиксируя средневзвешенное значение 0.70181±0.00079 [0.11%] 95% conf. MSWD = 1.03.

Однако, соизмеримые величины MSWD (КВ = 27.8%) эволюционных зависимостей на графиках в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и 1000/Sr‒⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, позволяют рассматривать наблюдаемую локализацию фигуративных точек вдоль линии регрессии 1 (рис. 3) как результат, вероятно, корово-мантийного двухкомпонентного смешения (см далее ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS-систематику), в силу чего соответствующий возраст 1114±240 млн лет не отражает реальное событие. В пользу этого аргумента, свидетельствуют и наблюдаемые палеозойские U–Pb SHRIMP-II-возраста цирконов, выделенных из метатрахибазальтов RF₁ai.

В изученной коллекции образцов (табл. 3), Ямантауский антиклинорий (RF₂ms) представлен единственным метабазальтом П-10, для которого сравнительно низкие значения величин ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr = 0.0239 и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = = 0.710982, по сути определяют первичное отношение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀=0.7120±0.0043, если нанести эту фигуративную точку на график в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr‒⁸⁷Sr/⁸⁶Sr совместно с Rb–Sr-изотопными данными (n = 7), опубликованными в [14]², и произвести соответствующие вычисления, посредством Isoplot/EX.

Наконец, формальная аппроксимация Rb–Sr-данных трёх метабазальтов игонинской свиты Тирлянской синклинали (образцы П-33, П-34, П-59), из которых Rb‒Sr-изотопный состав двух проб (П-33, П-34) практически идентичен (КВ ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 2.5%, 0.013%, соответственно), в связи с чем, корректное определение Rb–Sr-возраста не представляется возможным.

¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd ID-TIMS-СИСТЕМАТИКА

Восемь образцов вулканитов Тараташского антиклинория (RF₁ai), характеризуются размахом значений Sm 8.68–12.5 ppm (КВ 12.7%); Nd 44.2–63.4 ppm (12.9%); ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd 0.1095–0.1206 (3.0%); ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd 0.511423–0.511517 (0.0061%) соответственно. Для метабазальта Ямантауского антиклинория (образец П-13) концентрации Sm 4.82, Nd 19.6 ppm, отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1491, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512174. Три метабазальта Тирлянской синклинали (П-33, П-34, П-59) демонстрируют содержания Sm от 6.37 до 8.18 ppm (14.2%); Nd 29.7–43.2 ppm (22.2%); ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd 0.1146–0.1304 (7.1%); ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd 0.512236–0.512399 (0.018%).

Для образцов Тараташского антиклинория (RF₁ai) вариации вычисленных с учётом U–Pb SHRIMP-II данных, Nd-модельных возрастов, характеризуются диапазоном 2302–2540 млн лет (КВ = 3.7%). В сопоставлении с палеозойскими U–Pb SHRIMP-II возрастами цирконов, T_DM расценивается как возраст корового протолита метабазальтов, вовлеченного в образование базальтового расплава наряду с мантией. Причём в общем случае T_DM может быть и результатом суперпозиции, смешения вещества, отделившегося от деплетированной мантии в разное время [15]. Иными словами, по мнению этих авторов, T_DM возрасты могут быть интерпретированы как время корово-мантийной сегрегации только в том случае, если они подтверждаются другой геологической и/или геохронологической информацией.

Другим, не менее важным параметром изученной ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd системы являются величины ε_Nd(t), отражающие [9], генетические аспекты материала, в первом приближении, его принадлежность к мантийным (ε_Nd(t)>0) или коровым (ε_Nd(t)<0) образованиям. Для вулканитов Тараташского антиклинория значения ε_Nd(t) ограничены довольно узким диапазоном от ‒17.4 до ‒20.5 (КВ = 5.5%), идентифицируя значительный вклад корового материала³, тогда как для вулканитов, пространственно сближенных с базальтами машакского и игонинсткого комплексов среднего и верхнего рифея доля коровой составляющей последовательно уменьшается ( ε_Nd(t)ms –6.3, ε_Nd(t)ig –3.2, –0.9, –0,7). Эта тенденция может быть интерпретирована и как комплементарное увеличение объема мантийного вещества за счёт плюмовой активности, являющейся частью общего механизма конвекции внутри планеты. Как известно [16], вместе с тектоническим механизмом плит подобные явления образуют глобальный процесс, в котором плюмо- и плитные тектонические движения активно взаимодействуют. Более подробные сведения о плюмовом магматизме на Урале, в том числе обсуждаемого в рамках настоящего изыскания, трёх событийно-стратиграфических уровней: навышского, машакского и игонинского, соответственно нижнего, среднего и завершающего рифея, можно обнаружить в [16].

В некоторых образцах, к примеру П-10, наблюдается идентичность, в пределах погрешностей, Nd-модельных возрастов T_DM=2703±17 млн лет и U‒Pb SHRIMP-II (П-10, кратер 8) 2634±130 млн лет [3]. В свое время Арндт и Гольдштейн [15] утверждали, что Nd-модельный возраст следует интерпретировать как истинный возраст протолита только в том случае, “если он совпадает с возрастом циркона U–Pb- или другими независимыми доказательствами орогенного события”. Позже автором работы [19] этот тезис был объявлен заблуждением, мотивируя тем, что орогенные события чаще всего являются коллизионными и могут не быть значимыми в смысле образования значительного объёма коры. В этом смысле, показательным примером является Гренвильский орогенез, во время которого из мантии практически не было извлечено существенного объёма новой коры [19]. В таких обстоятельствах может быть сгенерировано какое угодно количество U‒Pb-возрастов, которые значительно позже формирования земной коры (например, [20]).

Для сравнения ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd-данных, на этот же график нанесены линии эволюции изотопного состава Nd гнейсов архейско-протерозойского Тараташского метаморфического комплекса, T_DM которых соответствуют интервалу 3455–3490 млн лет [17, 18].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Новые ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS изотопные данные для базальтов, развитых среди вулканогенных образований навышского, машакского и игонинского событийно-стратиграфических уровней рифея Башкирского мегантиклинория, показали, что формирование вулканитов, вероятно, происходило в результате взаимодействия мантийных магматических расплавов с коровым веществом. Rb–Sr ID-TIMS данные оказались противоречивыми, что предопределило определённые ограничения при интерпретации результатов.

В Тараташском антиклинории для вулканитов, выделенных среди пород навышского событийно-стратиграфического уровня, возрастной диапазон которого 1750–1770 млн лет, Nd-модельные возрасты (T_DM) определены во временном интервале 2302–2540 млн лет (табл. 3, рис. 4) и расцениваются как возрасты протолита метабазальтов, а величина ε_Nd(t) (от –17.4 до –20.5, см. табл. 3) свидетельствует о значительной роли вещества коры. Учитывая Nd-модельный возраст вулканитов, протолитом для них могли быть архей-нижнепротерозойские образования Тараташского комплекса.

 

Рис. 4. Эволюционная диаграмма в координатах ε_Nd(t) vs. T [млрд лет] для вулканитов Башкирского мегантиклинории (Южный Урал). Параметры линий эволюции изотопного состава Nd рассчитаны по [9]. Обозначения стратиграфических индексов, значения U–Pb SHRIMP-II возрастов и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd изотопные сигнатуры CHUR и DM для соответствующих пересчетов ε_Nd(t) указаны в примечании к табл. 3. Ar-Pt₁ tr – архейско-протерозойский Тараташский комплекс [17, 18].

 

В Ямантауском антиклинории для вулканитов, сопряжённых с породами машакского событийно-стратиграфического уровня, стратиграфические возрастные границы которого 1380–1385 млн лет, значение T_DM составило 2033 млн лет, что свидетельствует о вовлечении в исходный магматический очаг сравнительно более молодого (палеопротерозойского) субстрата.

Минимальные Nd-модельные возрасты (T_DM = 1160–1233 млн лет) определены для вулканитов, развитых среди метабазальтов игонинского магматического события (707–732 млн лет) в Тирлянской синклинали.

Для вулканитов, пространственно сближенных с базальтами машакского и игонинского событийно-стратиграфических уровней среднего и терминального рифея, доля коровой составляющей последовательно уменьшается (ε_Nd(t)ms –6.3, ε_Nd(t)ig –3.2, –0.9, –0,7). Редукция корового компонента по отношению к объёму мантийного вещества в изученных вулканических комплексах, возможно, связано с плюмовой активностью [16], возрастающей в регионе в юго-восточном направлении (см. рис. 1, пробы: П-13, П-33, П-34, П-59).

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы признательны К.Н. Шатагину и В.М. Саватенкову за ценные замечания и рекомендации позволившие существенно улучшить исходную рукопись.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования проведены в соответствии с темами госзаданий ИГГ УрО РАН (№ госрегистрации 123011800014-3, 123011800013-6) и ИГ УФИЦ РАН (тема гос. задания FMRS-2022-0013)

 

¹ КВ=100•STDEV/AVERAGE, далее % в скобках, где: $AVERAGE=\overline{x}=\frac{1}{n}·\sum _{i=1}^n{x}_i$, $STDEV=\sqrt{\sum _{i=1}^n\left(x_i-\overline{x}\right)/\left(n-1\right)}$

² В этой работе изучался изотопный состав Rb–Sr проб, по составу соответствующим липарито-дацитам и дацитам (69–75% SiO₂), с отчётливым “натриевым” уклоном (Na/K>1).

³ Источником которого, вероятно, служило архейско-протерозойское вещество Тараташского полиметаморфического комплекса.

Об авторах

В. Н. Пучков

Институт геологии и геохимии Уральского отделения Российской Академии наук

Email: y-ronkin@mail.ru

Член-корреспондент РАН

Россия, Екатеринбург

Ю. Л. Ронкин

Институт геологии и геохимии Уральского отделения Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: y-ronkin@mail.ru
Россия, Екатеринбург

Н. Д. Сергеева

Институт геологии Уфимского федерального исследовательского центра Российской Академии наук

Email: y-ronkin@mail.ru
Россия, Уфа

Список литературы

Дополнительные файлы