Эктазийский ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраст флогопита из апопикритовых метасоматитов в структуре Башкирского мегантиклинория на Южном Урале

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

В структуре Башкирского мегантиклиноря (БМА) (рис. 1) проявления внутриплитного рифейского магматизма приурочены к основанию нижне- и среднерифейских толщ, а также находятся внутри разреза верхнего рифея [3, 4, 7, 10, 15].

Наиболее полно изучены среднерифейские комплексы, к которым относятся вулканиты кислого и основного состава, базитовые дайки, гранитоидные массивы. Проявления этого магматизма рассматриваются, как “машакское магматическое событие”, связанное с внутриконтинентальной плюмовой активностью [9, 10, 11, 13–15, 17, 18].

Базиты, относящиеся к “машакскому событию”, которые, в основном, слагают силлы и дайки, представлены двумя петрохимическими типами – высокотитанистыми (HTi-тип) и низкотитанистыми (LTi-тип), формирование которых связывается с различными мантийными источниками [9]. Многочисленные изотопные датировки получены для HTi-базитовых интрузий в интервале 1385±1.4–1349±11 млн лет [9–11, 13, 15, 18]. Единственная Sm‒Nd-датировка со значением возраста 1291±67 млн лет получена для LTi-ишлинских пикритов [9, 12]. В связи со значительным отличием этих датировок была обозначена необходимость проведения дополнительных изотопно-геохронологических исследований LTi-базитов для достоверной оценки существования временного разрыва между внедрением LTi- и HTi-пород [9].

На востоке БМА, в районе села Ишля, на площади распространения нижнерифейской (калимийской) суранской свиты устанавливаются тела пикритов, пикродолеритов и габбродолеритов (см. рис. 1 А). Все породы относятся к LTi–типу. В обрыве на р. Сюрюнзяк обнаружено межпластовое тело метасоматически измененных LTi-метабазитовых пород, обогащенных тальком и флогопитом. Задачами проведенных исследований является установление состава метасоматических пород, сравнение его с составом ассоциирующих пикритов и габбродолеритов, для получения данных о протолите метасоматитов, установление возраста метасоматитов и их связи с мезопротерозойским магматизмом.

 

Рис. 1. Схема распространения мафитовых и ультрамафитовых даек и силлов в районе с. Ишля на востоке Башкирского мегантиклинория (А) (составлено с использованием материалов [8]), схема Башкирского мегантиклинория (Б) по [2] с изменениями, схема Уральского складчатого пояса (В). 1–3 – средний рифей: 1 – зигазино-комаровская свита (R₂zk), углеродистые сланцы, алевролиты, песчаники, карбонаты, 2 – зигальгинская свита (R₂zg), кварциты, кварцитовидные песчаники, сланцы, 3 – машакская свита (R₂ms), базальты, конгломераты, песчаники, филлиты; 4–9 – нижний рифей: 4 – юшинская свита (R₁js), углисто-глинистые сланцы, песчаники, алевролиты, 5–9 – суранская свита: 5 – лапыштинская подсвита (R₁lp), известняки, доломиты, 6 – сердаукская подсвита (R₁sd), глинистые и углисто-глинистые сланцы, прослои известняков, доломитов, 7–8 – ангастакская подсвита, верхняя толща (R₁an₂), сланцы и песчаники с прослоями железистых карбонатов (7), нижня толща (R₁an₁) – алевролиты, сланцы серицит-глинистые, мергели, известняки, доломиты (8), 9 – бердагуловская подсвита (R₁br), глинистые, углисто-глинистые сланцы, алевролиты, доломиты, известняки; 10 – метасоматиты по пикритам; 11 – участки распространения пикритов; 12 – силлы и дайки габбродолеритов; 13 – разломы; на схеме (Б): 14 – палеозойские толщи; 15 – ашинская серия, венд; 16–17 – толщи рифея: 16 – терминального и верхнего нерасчлененные; 17 – среднего, 18 – нижнего; 19 – архейско-протерозойские образования тараташского комплекса; 20 – палеозойские и допалеозойские толщи зоны Уралтау; 21 – комплексы Магнитогорской мегазоны; 22 – офиолиты; 23 – разломы: а – Главный уральский, б – прочие; 24 – точки датированных комплексов (пояснения в тексте); на схеме (В): УП – Уральский складчатый пояс, красная линия – Главный уральский разлом; ВЕП – Восточно-Европейская платформа и, на севере, Тимано-Печорская плита (ТПП); ЗСП – Западно-Сибирская плита; полигоном показано положение территории рис. 1 Б.

 

Исследование минерального состава базитов и метабазитов проводилось с помощью СЭМ TESCAN VEGA3 LMH в Геологическом институте (ГИН РАН) и TESCAN MIRA LMS в Институте физики Земли РАН. Определения содержаний главных элементов в породах выполнены рентгено-флуоресцентным методом в ГИН РАН. Содержания редких элементов в породах определены методом ICP-MS в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов РАН. Абсолютный возраст по слюдам определен⁴⁰Ar/³⁹Ar-методом датирования в ИГМ СО РАН путём ступенчатого нагрева образца и поэтапным анализом изотопного состава выделенного аргона.

РЕЗУЛЬТАТЫ РАБОТ

Структурное положение тел интрузиных пород. Суранская свита нижнего рифея сложена углеродисто-карбонатными, карбонатно-углеродистыми филлитами и карбонатными породами. Верхняя часть разреза свиты в районе с. Ишля (см. рис. 1) слагает относительно ненарушенное крыло синклинали (азимут падения СЗ 295, ∠30). Интрузивные базиты, распространённые в этом районе, относятся к юшинскому, лапыштинскому, или ишлинскому комплексам [2, 4, 8, 9]. Мы называем комплекс ишлинским. Интрузивные породы слагают силлы, или тела неясного структурного положения на плохообнаженных залесенных участках. В обрывах на правом берегу р. Сюрюнзяк обнажается межпластовое тело метасоматических пород мощностью 0.8–0.9 м. Оно залегает среди углеродистых филлитовых сланцев и известковых углеродистых алевролитов сердаукской подсвиты суранской свиты и протягивается в обнажении на 400 м. В 30 м структурно выше тела метасоматитов среди углеродистых пород залегает силл габбродолеритов. Южнее, на окраине с. Ишля, в лесу распространены выходы нескольких линейных тел габброидов. Здесь же распространены пикриты, которые описаны в работе [9, 12]. Нами установлено, что пикриты слагают автолиты шаровидной и караваеобразной формы размером от первых сантиметров до 1.5 м. Автолиты пикритов располагаются в коре выветривания по габбродолеритам, а ниже по склону образуют коллювиальные развалы, залегающие на кварцито-сланцах суранской свиты.

Петрографическое описание. Дополняя описание базитов низкотитанистого типа [9], распространённых в районе с. Ишля, можно отметить, что пикриты, слагающие автолиты в габбродолеритах, имеют порфировидные структуры, неравномернозернистые, с идиоморфными и субидиоморфными кристаллами оливина (20–40 об. %) и клинопироксенов (40–60 об. %). Содержание ксеноморфных зерен плагиоклаза (лабрадора) – до 10–15 об. %. Второстепенные минералы – флогопит, Mg-биотит и роговая обманка. Акцессорные минералы – апатит, ильменит, титаномагнетит, магнетит, хромшпинелиды. Кроме того, присутствуют пирит, халькопирит, никелин. В крупных нодулях пирита наблюдаются включения кристаллических сростков чвилеваита (Na(Cu, Fe, Zn)₂S₄), хенглейнита ((Fe, Ni, Co)S₂). Отмечаются торит, Sc-содержащие ториевые минералы [4].

Долериты и габбродолериты имеют офитовую, пойкилитовую и габбро-офитовую структуры. Главные минералы – авгит и плагиоклаз, среди второстепенных минералов – биотит, амфибол. Кварц и калиевый полевой шпат образуют мелкие (2–3 мм) скопления гранофирового агрегата. Среди акцессорных минералов присутствуют титанит, апатит, магнетит, титаномагнетит, ильменит [9]. В силле габбродолеритов на р. Сюрюнзяк локально, вблизи эндоконтактов проявлены вторичные изменения. В измененных разностях, в которых сохранился первичный клинопироксен (Enst_53–57Fslt_20–16Woll₂₇), основной объем занимает хлорит, в меньшей степени – альбит, эпидот, кварц. Полностью преобразованные габбродолериты имеют порфиробластовую структуру. Пофиробласты представлены аннитом (Phl_29–49, Ann_17–21, Sid_34–20, Eas_20–9), Fe- и Fe‒Mg-роговой обманкой, гастингситом, кальцитом. В основной массе преобладают хлорит, альбит (Alb_95–97, An_5–3), эпидот, алланит, актинолит, мусковит (Sid_29–32, Eas_68–71), редко – кварц. Акцессорные – титанит, магнетит, титаномагнетит.

Занимающее нижнее структурное положение тело метасоматитов на р. Сюрюнзяк имеет непостоянный состав по мощности и по простиранию. В средней части тела метасоматитов (0.5 м) преобладает тальковый агрегат, с включениями кварца, в котором размещаются порфиробласты кальцита (рис. 2 А). В кровле и в подошве около 0.2 м залегают породы с порфиробластами флогопита (Phl_18–21, Ann_50–54, Sid_7–9, Eas_18–24), погруженными в кварц-хлоритовый агрегат (рис. 2 Б). Содержание порфиробластов флогопита в породе до 8 об. %. По простиранию в породе в отдельных линзах в кварц-хлоритовом матриксе преобладают порфиробласты доломита (рис. 2 В). Акцессорные минералы во всех разностях представлены титанитом, апатитом, рутилом, хром-шпинелью. Кроме того, присутствуют арсенопирит, пирит, халькопирит, никелин. В отдельных образцах установлены пофиробласты алланита с каймами монацита (рис. 2 Г).

 

Рис. 2. BSE СЭМ-изображения участков шлифов апопикритовых метасоматитов. А – проба 2283/2, Б – проба 2283/1, В – проба 2298; Г – проба Б2338. Аббревиатуры минералов по [19]: Qz – кварц, Bt – биотит, Cal – кальцит, Chl – хлорит, Ttn – титанит, Ap – апатит, Tlc – тальк, Apy – арсенопирит, Dol – доломит, Aln – алланит, Mnz – монацит.

 

Вмещающие породы на экзоконтакте с телом метасоматитов локально несут признаки метасоматических преобразований на мощности первые сантиметры. При этом в алевролитах с карбонатным цементом наблюдаются крупные – до 0,5 см порфиробласты хлорита.

Петролого-геохимические особенности. Содержания петрогенных окислов, редких и рассеянных элементов в породах ишлинского комплекса приведены в табл. 1.

 

Таблица 1. Содержания петрогенных окислов (вес. %), редких и рассеянных элементов (г/т) в породах ишлинского комплекса

	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12
SiO2	39.58	40.87	34.05	42.73	42.92	45.06	45.75	46.51	45.93	46.94	41.92	49.30
TiO2	0.50	0.57	0.36	0.53	0.42	0.40	0.45	0.48	0.44	0.45	0.38	0.41
Al2O3	10.46	11.72	7.83	11.71	12.94	7.47	10.01	10.23	9.78	10.82	10.24	12.52
Fe2O3	3.32	1.71	4.16	2.54	2.57	6.55	3.29	3.45	4.78	3.48	4.43	2.06
FeO	5.96	6.53	5.12	6.58	6.13	7.35	9.54	8.49	7.63	7.76	8.97	8.56
MnO	0.07	0.07	0.09	0.06	0.07	0.18	0.18	0.19	0.21	0.14	0.17	0.14
MgO	15.52	15.06	17.48	15.94	14.02	23.66	22.78	22.28	22.81	12.17	19.83	14.89
CaO	10.91	9.61	15.08	8.03	8.16	5.94	4.82	5.30	5.31	9.24	7.55	7.17
Na2O	0.05	0.03	0.06	0.62	1.44	0.89	0.95	1.00	0.73	2.45	0.24	0.81
K2O	0.34	0.36	0.02	0.13	0.02	0.43	0.46	0.51	0.39	0.17	0.07	0.71
P2O5	0.07	0.06	0.06	0.07	0.14	0.07	0.07	0.06	0.06	0.07	0.08	0.07
п.п.п.	13.07	13.22	15.63	11.04	11.08	1.77	1.66	1.44	1.78	6.22	5.77	3.21
Сумма	99.85	99.80	99.94	99.98	99.92	99.77	99.95	99.95	99.85	99.90	99.65	99.85
Li	32.6	40.1	23.6	39.4	52.2	12.5	6.5	6.6	11.8	29.5	49.1	22.1
Be	0.77	0.92	0.48	0.69	0.80	0.28	0.35	0.39	0.28	0.48	0.37	0.35
Sc	28.5	30.6	26.5	31.7	25.9	24.4	20.5	22.3	22.9	46.5	23.7	32.0
V	178	185	159	232	162	143	117	127	127	287	168	171
Cr	868	922	1124	1036	109	1786	1129	1132	2190	1233	1359	1267
Co	33.8	42.7	63.6	35.7	9.7	89.0	120	99.2	113	51.8	74.5	55.2
Ni	343	386	605	396	188	934	1723	1477	1332	270	757	414
Cu	< ПО	5.9	97.5	< ПО	5.2	64.1	364	154	52.2	75.6	108	64.4
Zn	135	145	149	156	153	62.3	60.6	60.0	69.0	79.3	112	55.4
Ga	11.5	12.5	9.7	12.9	12.4	8.1	7.6	8.1	7.1	11.4	11.3	10.5
Rb	42.7	71.1	1.9	13.6	1.3	15.3	13.8	15.1	12.5	13.6	7.5	19.8
Sr	116	125	141	92.8	89.1	66.8	76.8	86.1	84.3	59.5	25.1	50.0
Y	11.9	11.5	11.1	13.2	20.8	9.4	9.4	10.1	7.9	11.6	12.1	11.0
Zr	31.4	30.9	31.0	43.3	66.2	49.3	45.5	46.8	40.4	26.2	35.2	35.2
Nb	2.2	2.4	1.7	2.7	2.9	2.9	3.3	3.4	2.2	2.0	2.6	2.5
Mo	5.1	8.1	0.31	1.8	0.31	0.47	0.22	0.22	0.30	1.2	0.78	0.70
Cs	25.6	39.7	3.9	9.4	3.2	102	127	133	92.5	18.2	6.3	120
Ba	3.6	4.6	5.2	5.1	17.2	6.3	7.5	7.7	5.3	4.2	4.8	6.8
La	8.7	9.6	11.4	11.2	33.6	13.9	16.4	17.1	11.2	9.9	11.3	14.2
Ce	1.1	1.2	1.4	1.5	4.1	1.6	1.9	2.0	1.3	1.3	1.5	1.7
Pr	5.6	5.9	6.2	7.0	17.0	6.9	8.0	8.3	5.6	6.0	7.3	7.1
Nd	1.7	1.7	1.7	2.2	4.1	1.7	1.8	2.0	1.4	1.7	2.1	1.8
Sm	0.65	0.65	0.76	0.89	0.97	0.45	0.50	0.51	0.40	0.57	0.84	0.48
Eu	2.0	2.0	2.0	2.5	4.2	1.8	1.9	2.0	1.5	2.1	2.4	1.9
Gd	0.38	0.37	0.36	0.44	0.73	0.32	0.32	0.34	0.26	0.38	0.42	0.35
Tb	2.3	2.2	2.2	2.6	4.2	1.9	1.9	1.9	1.6	2.4	2.5	2.1
Dy	0.49	0.47	0.46	0.53	0.83	0.40	0.40	0.42	0.33	0.50	0.52	0.46
Ho	1.5	1.5	1.4	1.6	2.4	1.2	1.2	1.3	1.0	1.5	1.6	1.4
Er	0.20	0.20	0.20	0.20	0.30	0.17	0.17	0.17	0.14	0.19	0.21	0.19
Tm	1.4	1.4	1.4	1.3	2.0	1.2	1.2	1.3	1.0	1.3	1.5	1.4
Yb	0.20	0.20	0.21	0.17	0.24	0.18	0.18	0.19	0.16	0.19	0.22	0.20
Lu	0.89	0.81	0.85	1.1	1.8	1.4	1.2	1.3	1.1	0.76	1.0	1.1
Hf	0.20	0.15	0.15	0.23	0.27	0.24	0.25	0.25	0.18	0.30	0.25	0.21
Ta	0.44	0.72	0.050	0.15	0.018	0.12	0.13	0.12	0.086	0.15	0.14	0.12
Pb	7.1	6.1	7.3	9.8	9.1	3.2	7.3	4.8	3.4	1.5	8.5	2.0
Th	0.087	0.083	0.22	0.099	0.10	0.023	0.23	0.085	0.018	0.089	0.15	0.031
U	0.92	1.0	0.90	1.2	2.3	1.6	1.7	1.9	1.4	1.0	1.2	2.1

Примечание. Номера проб и места их отбора, породы: 1–5 – апопикритовые метасоматиты межпластового тела, правый берег р. Сюрюнзяк: 2283/1 (1), 21120 (2) – с порфиробластами флогопита, верхняя часть межпластового тела, 2282/2 (3) – с пофиробластами кальцита и с тальком, средняя часть межпластового тела, 2283/3 (4) – с порфиробластами флогопита, нижняя часть межпластового тела, 2283/4 (5) – монацит- и алланит-содержащие метасоматиты; 6–9 – пикриты автолитов в габбродолеритах, южная окраина с. Ишля: 2284 (6), 21119А (7), 21119Б (8) – без порфиробластов рудных минералов, 22119АА (9) – с обильными хрошпинелидами и сульфидами; 10–12 – габбродолериты: 2280 (10), 2280/1 (11) – правый бер. р. Сюрюнзяк, 21116 (12) – южная окраина с. Ишля. ПО – порог определения.

 

Пикриты и пикродолериты относятся к толеитовой серии. На диаграмме TAS фигуративные точки пикритов и пикродолеритов, габбродолеритов располагаются в поле базальтов, а метасоматитов – в полях базальтов и пикритов. Во всех породах TiO₂ менее 0,7% (LTi-тип). Mg# = (MgO/(MgO + FeO*) в пикритах 0.8–0.81, в габбродолеритах и в пикродолеритах 0.64–0.77, в метасоматитах 0.77–0.83. В пикритах содержание MgO, при пересчете общего состава на 100%, превышает 18%, и они, согласно классификации [16], соответствуют коматиитам.

Проба тальк-содержащих метасоматитов с порфиробластами кальцита отличается недосыщенностью SiO₂ (34.1%) по сравнению с другими пробами и наибольшими содержаниями CaO (15.08%).

На спайдер-диаграммах распределение элементов в пробах метасоматитов, пикродолеритов и габбродолеритов и пикритов сходно (рис. 3). Сравнение ишлинского комплекса с другими долерит-пикритовыми комплексами БМА показывает сходство в распределении РЗЭ с породами шатакского комплекса в основании среднего рифея [2]. Для шатакского комплекса, как и для ишлинского, характерны низкие содержания РЗЭ (см. рис. 3). Единственная проба метасоматитов на р. Сюрюнзяк отличается обогащением РЗЭ, что связано с присутствием в породе алланита и монацита. Эта проба отличается повышенными, по сравнению с другими пробами, содержаниями P₂O₅, Na₂O, Al₂O₃, пониженными Cr и Ni, повышенными Zr. Низкие значения (Gd/Yb)n – 1.1–1.7, (Dy/Yb)n – 0.99–1.29 (нормировано к хондриту), (Nb/La)n – 0.19–0.66 (нормировано к примитивной мантии), Ti/Y – 166–337, во всех магматических и метасоматических породах соответствуют LTi разностям базитов других объектов в БМА [9]. Во всех пробах отмечается Ta–Nb-отрицательная аномалия, которая может быть объяснена коровой контаминацией.

 

Рис. 3. Спайдер-диаграммы распределения хондрит-нормализованных содержаний редкоземельных элементов (А) и содержаний редких элементов, нормированных к примитивной мантии (Б). 1–3 – метасоматиты по пикритам и пикродолеритам на р. Сюрюнзяк: 1 – с порфиробластами флогопита и доломита, 2 – тальк-содержащие с порфиробластами кальцита, 3 – с порфиробластами флогопита, монацит- и алланит-содержащие; 4 – пикриты из автолитов; 5 – габбродолериты, пикродолериты; 6 – долерит-пикритовое тело в основании шатакского комплекса по [2].

 

Возраст метасоматитов. Из метасоматитов в точке 21120 с координатами 53°54′11.9′′ с. ш., 57°48′33.5′′ в. д. в верхней части межпластового тела отобрана проба, из которой выделена железо-магнезиальная слюда аннит-флогопитовой серии, состав которой отвечает флогопиту (табл. 2).

 

Таблица 2. Состав слюды из апопикритовых метасоматитов в пробе 21120 (мас. %)

NN точек	60	73	74	135	136	137	141	142	143	164	165	166
MgO	18.43	17.72	17.96	18.33	17.85	17.76	17.98	18.25	18.38	18.37	18.37	18.12
Al2O3	16.06	15.46	16.18	15.07	15.44	15.41	15.21	15.36	15.49	15.11	15.54	15.27
SiO2	40.03	40.01	40.28	40.23	39.47	38.35	39.16	39.37	39.3	39.99	39.76	39.66
TiO2	0.84	0.89	0.88	0.9	0.81	0.87	0.98	0.84	0.79	0.9	0.84	0.88
K2O	8.9	8.33	8.59	8.45	8.71	8.25	8.01	8.31	8.25	8.49	8.42	8.55
FeO	11.53	10.62	10.42	10.67	10.84	11.35	11.29	11.04	11.26	10.9	10.95	11.14
Сумма	95.79	93.02	94.31	93.64	93.11	91.99	92.65	93.17	93.47	93.76	93.88	93.62
Fe#	0.26	0.25	0.24	0.24	0.25	0.26	0.26	0.25	0.25	0.25	0.25	0.25
Mg#	2.9	3.0	3.1	3.1	3.0	2.8	2.9	3.0	3.0	3.1	3.1	3.0

Примечание. Fe#=FeO*0.55/(FeO*0.55+MgO); Mg# = MgO/(0.55*FeO). Анализ выполнен на установке TESCAN MIRA LMS в Институте физики Земли РАН.

 

По результатам⁴⁰Ar/³⁹Ar-исследований флогопита получено плато с возрастом 1356±16 млн лет, СКВО = 0.67. Плато включает 81.7% выделенного ³⁹Ar (рис. 4). Это значение относится к эктазийскому периоду мезопротерозоя. Согласно уточнённому возрасту подразделений рифея и их границ в структуре БМА [17; 18], возраст флогопита соответствует среднему рифею.

 

Рис. 4. Результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar-исследований флогопита из метапикритовых метасоматитов в пробе 21120.

 

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Основной объем метасоматических пород межпластового тела занимают кальцит-тальковые породы. Такие породы образуются по ультрабазитам и связаны с кислотным метасоматозом, при взаимодействии с (H₂O+CO₂)-флюидом [1]. Можно предположить, что состав флюида в значительной степени обеспечен содержащими карбонаты вмещающими породами. Этот тип метасоматоза характеризуется перемещением MgO, в связи с чем можно объяснить присутствие хлорита на экзоконтакте с межпластовым телом метасоматитов. Сравнивая составы метасоматических и неизмененных магматических пород данного района, в первую очередь содержания в них малоподвижных Cr и Ti, распределение фигуративных точек на диаграммах Харкера, можно предположить, что метасоматиты образованы по пикритам. Неоднородность состава пород межпластового тела метасоматических пород, проявленная по мощности и по простиранию, вероятно, связана с частичным перераспределением вещества внутри тела в процессе метасоматоза. Отчасти, по-видимому, неоднородность, является первичной, так как для рифейских мафит-ультрамафитовых силлов и даек региона характерна дифференциация (расслоенность), выраженная в вариациях составов и содержаний основных породообразующих минералов: оливина, ортопироксена, клинопироксена и плагиоклаза в пределах одного интрузивного тела [2]. Обогащенный РЗЭ состав метасоматитов в отдельной пробе можно объяснить коровой контаминацией. В то же время можно отметить, что близкие обогащенные составы отмечаются для базитов других долерит-пикритовых комплексов региона [2]. В расположенном структурно выше тела метасоматитов силле габбродолеритов и пикродолеритов образование тальковых пород не зафиксировано.

Метасоматоз практически не затрагивает вмещающие породы, которые слабо метаморфизованы с образованием филлитов. Ареал метаморфических пород белорецкого комплекса, характеризующего тиманский тектогенез, и в котором присутствуют эклогиты, находится в 10–20 км восточнее исследованного участка. Возраст эклогитов и слюдяных сланцев в белорецком комплексе, определенный на основе Rb–Sr- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-систем, охватывает интервал от ~530 до ~609 млн лет ([20] и ссылки там). Метасоматоз, проявленный в апопикритовых породах, никак не связан с тиманским метаморфизмом.

Можно предположить, что образование метасоматитов, протолитом которых являются пикриты, возможно, и пикродолериты, связано с ранними послемагматическими процессами, которые не оторваны по времени от внедрения пикритов.

Полученные данные о составе, структурном положении позволяют предполагать, что пикриты, которые являлись протолитом метасоматитов, пикриты из автолитов в габбродолеритах и габбродолериты генетически связаны и произошли из единого магматического источника.

Полученное значение возраста флогопита из метасоматитов 1356±16 млн лет, в пределах ошибки перекрывается с ранее полученным значением возраста ишлинских пикритов из автолитов среди габбродолеритов – 1291±67 млн лет [9].

В связи с отмечавшейся ранее проблемой значительной разницы в возрасте ишлинских пикритов, представляющих LTi-тип и возрастов пород HTi-типа [9], следует отметить, что для интрузивных HTi-базитов на севере БМА получены значения возраста, близкие к возрасту ишлинских метапикритовых метасоматитов. ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраст биотита из долеритов в районе города Куса 1360±9 млн лет [14], а из долеритов в районе города Бердяуш 1349±11 млн лет [14].

Близкий возраст на севере БМА имеют породы небазитового состава. U/Pb-возраст цирконов из дайки андезитов в Тараташском блоке (точка 1 на рис. 1 Б) 1366±7 млн лет [15]. Некоторые значения U/Pb-возраста цирконов из сиенитов Бердяушского массива 1368±6, 1372±12 млн лет ([10, 17] и ссылки там). U/Pb-возраст цирконов из гранит-порфиров Медведёвского массива (точка 2 на рис. 1 Б) 1353±16 млн лет ([11, 13, 141 и ссылки там).

Другая группа значений возрастов магматизма эктазийского времени около 1380 млн лет фиксирует этап проявления плюмового события, которое наиболее полно представлено рифтогенным машакским вулканическим комплексом (точка 4 на рис. 1 Б) с U/Pb (СА-ID-TIMS)-возрастом цирконов 1380.6±1.1 млн лет [17, 18]. Этот комплекс распространен на хребте Шатак в основании толщ среднего рифея в 20–30 км на юг-юго-запад от села Ишля и представлен базальтами и риолитами. К этому этапу магматизма относятся так же массивы внутриплитных гранитоидов: Бердяушский, Медведёвский, Губенский, Кусинский, Рябиновский, Ахмеровский (точка 3 на рис. 1 Б) ([10, 11] и ссылки там). Близкий возраст по баделлеиту имеют долериты Главной Бакальской дайки 1385.3±1.4 млн лет [13].

В итоге можно сделать следующие выводы. Протолитом ишлинских метасоматитов являются пикриты, возможно, отчасти, пикродолериты. Интрузивные породы данного района принадлежат LTi-типу. ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраст флогопита из метасоматитов (1356±16 млн лет) предположительно характеризует постмагматический метасоматизм, который не оторван по времени от внедрения мафит-ультрамафитовой интрузии. Интрузии LTi-типа – одно из проявлений внутриплитного магматизма среднерифейского, эктазийского возраста. Считается, что LTi- и HTi-типы базитов происходят из различных мантийных источников [9]. Вместе они характеризуют среднерифейское, связанное с мезопротерозойской плюмовой активностью, машакское магматическое событие [9‒11, 13‒15, 17, 18]. Полученные данные свидетельствуют в пользу того, что эти два типа формировались синхронно, по крайней мере, на поздней стадии мезопротерозойской магматической активности. Считается, что в результате машакского магматического события сформирована LIP-провинция и был инициирован распад гипотетического суперконтинента Нуна (Колумбия) [14].

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках госзадания FMMG-2023-0009 ГИН РАН, ИГМ СО РАН (проект № 122041400171-5).

Об авторах

А. В. Рязанцев

Геологический институт Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Россия, Москва

Б. Д. Левкова

Геологический институт Российской Академии наук

Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Россия, Москва

А. В. Травин

Институт геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии наук

Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Россия, Новосибирск

Список литературы

Дополнительные файлы