CC BY
14
GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS / paleogeodynamics
Published by the Institute of the Earth's Crust, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences /
2020 VOLUME 11 ISSUE 2 PAGES 219-243 ISSN 2078-502X
DOI: 10.5800/GT-2020-11-2-0471
MEZOPROTEROZOIC BASITE MAGMATISM OF THE BASHKIRIAN MEGANTICLINORIUM (SOUTHERN URALS): AGE CONSTRAINTS, PETROLOGICAL AND GEOCHEMICAL FEATURES
A.O. Khotylev1, A.V. Tevelev1, Ya.V. Bychkova1, A.V. Latyshev1,2, M.B. Anosova1
1 M.V. Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia
2 Schmidt Institute of the Physics of the Earth of RAS, Moscow, Russia
ABSTRACT. Among the Riphean-Vendian dyke complexes of the basic composition, which intersect the Precambrian strata of the Bashkirian meganticlinorium (Southern Urals), one of the most common is the Kurgas gabbro-dolerite complex dated to the Early - Middle Riphean. This article presents the isotopic dating, petrological and geochemical features of the rocks belonging to the Kurgas complex. It gives the first description of the regional geochemical zoning that is reflected in a decrease in SiO2 contents from the north to the south along the Bashkirian meganticlinorium, and an increase in MgO contents in the same direction, which is attributed by the authors to an increase in the permeability of the crust to the south during opening of the Mashak riftogenic structure.
New data on isotopic ages were obtained for the dyke that cuts the Satka formation of the Lower Riphean - 1318±10 (40Ar/39Ar), the intrusion in the exocontact zone of the Berdyaush rapakivi granite massif - 1349±11 Ma (U-Pb), and the andesite dyke among the metamorphic rocks of the Taratash complex - 1365.6±6.6 Ma (U-Pb). These ages, in combination with the previously obtained data, suggest that the complex formed during a rather long period of time (from 1385 to 1318 Ma, as a minimum), which corresponds to the beginning of the Middle Riphean. Isotopic U-Pb age of the dyke that cuts the contact zone of the Berdyaush massif, suggests that the major portion of the massif had already crystallized by that time and was exhumed into the shallow zone of brittle deformation.
KEYWORDS: Riphean; Bashkirian meganticlinorium; Southern Urals; dyke swarms; gabbro; isotopic dating
FUNDING: The studies were supported by RFBR (Project 17-05-01121).
RESEARCH ARTICLE Received: July 23, 2019
Revised: November 8, 2019 Accepted: December 4, 2019
FOR CITATION: Khotylev A.O., Tevelev A.V., Bychkova Ya.V., Latyshev A.V., Anosova M.B., 2020. Mezoproterozoic basite magmatism of the Bashkirian meganticlinorium (Southern Urals): age constraints, petrological and geochemical features. Geodynamics & Tectonophysics 11 (2), 219-243. doi:10.5800/GT-2020-11-2-0471
МЕЗОПРОТЕРОЗОИСКИИ БАЗИТОВЫИ МАГМАТИЗМ БАШКИРСКОГО МЕГАНТИКЛИНОРИЯ (ЮЖНЫИ УРАЛ): ВОЗРАСТНЫЕ ОГРАНИЧЕНИЯ, ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
А.О. Хотылев1, А.В. Тевелев1, Я.В. Бычкова1! , А.В. Латышев1,2, М.Б. Аносова1
1 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Москва, Россия
2 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва, Россия
АННОТАЦИЯ. Среди рифейско-вендских дайковых комплексов основного состава, секущих докембрийские толщи Башкирского мегантиклинория (Южный Урал), одним из самых распространенных является кургасский габбро-долеритовый раннесреднерифейский комплекс. В работе собраны и обобщены данные по изотопным датировкам, петрологическим и геохимическим особенностям пород кургасского комплекса. Впервые показано наличие региональной геохимической зональности в породах комплекса, которая выражена в уменьшении содержаний SiO2 с севера на юг вдоль Башкирского мегантиклинория и увеличении содержаний MgO в этом направлении, что авторами связывается с увеличением проницаемости коры к югу при раскрытии Машакской рифтогенной структуры.
Получены новые изотопные датировки для дайки, секущей саткинскую свиту нижнего рифея, - 1318±10 (40Аг/39Дг), тела в зоне экзоконтакта Бердяушского массива гранитов рапакиви - 1349±11 млн лет (и-РЬ) и для дайки андезитов среди метаморфитов тараташского комплекса - 1365.6±6.6 млн лет (и-РЬ). Эти данные, в сочетании с полученными ранее, указывают на формирование комплекса на достаточно большом протяжении времени - как минимум от 1385 до 1318 млн лет, что отвечает началу среднего рифея. Полученный возраст для дайки, секущей контактовую зону Бердяушского массива, позволяет предполагать, что к этому моменту массив уже в значительной мере кристаллизовался и вышел в условия хрупкой деформации.
КЛЮЧЕВЫЕ СЛОВА: рифей; Башкирский мегантиклинорий; Южный Урал; дайковый рой; габбро; изотопная датировка
ФИНАНСИРОВАНИЕ: Исследования проведены при поддержке РФФИ (проект № 17-05-01121).
1. ВВЕДЕНИЕ
В рифейско-вендской истории развития Башкирского мегантиклинория (западный склон Южного Урала), протекавшего в условиях эпикратонного бассейна, выделяется четыре основных этапа магматической активизации и вулканизма, связанных с эпизодами риф-тогенеза. Эти этапы являются важными геохронологическими реперами, так как именно по ним и проводятся нижние границы нижнего, среднего, верхнего рифея и венда, а на основании изотопных данных магматических образований установлен абсолютный возраст этих границ.
В российской Общей стратиграфической шкале (ОСШ) рифей (поздний протерозой) разделяется на три подразделения - ранний, средний и поздний, границы которых составляют 1650, 1350, 1030 и 600 млн лет соответственно [Stratigraphie Code..., 2019]. Относительно недавно коллективом исследователей из ИГ УФИЦ РАН (г. Уфа) было предложено обособить отдельное подразделение - терминальный рифей с нижней границей 770 млн лет, а нижнюю границу среднего рифея перенести с 1350 на 1400 млн лет [Puchkov et al., 2014a, 2017].
В международной стратиграфической шкале (МСШ) этому интервалу отвечает мезопротерозой, разделенный на три части: каламий (Calymmian), эктазий (Ec-tasian), стений (Stenian) (http://www.stratigraphy.org/).
Возраст нижних границ этих подразделений 1600, 1400 и 1200 млн лет соответственно, а верхняя граница ме-зопротерозоя - 1000 млн лет. В данной работе возраст границы раннего и среднего рифея будет принят по схеме В.Н. Пучкова с коллегами как 1400 млн лет, что отвечает границе каламий - эктазий в МСШ.
На каждом из обсуждавшихся выше этапов магматической активизации формировались свои дайко-вые рои долеритов, габбро и пикритов, получившие при геологосъемочных работах целую серию названий. Во избежание путаницы, авторы предпочитают оговорить те названия дайковых комплексов, которые будут использоваться в данной работе: ранний рифей - суимский (около 1615 млн лет); рубеж раннего и среднего рифея - кургасский (1310-1380 млн лет); конец среднего рифея - повальненский (предположительно 1050 млн лет); конец позднего рифея - инзер-ский (700-800 млн лет). Эти названия не являются полностью общепринятыми, но отвечают серийной легенде Уральской серии листов госгеолкарты-200, поэтому и используются авторами.
Самым полным исследованием, охватывающим большинство из известных магматических комплексов Башкирского мегантиклинория, является монография А.А. Алексеева [Alekseev, 1984], а отдельные объекты описаны в работах С.Г. Ковалева, В.Н. Пучкова, Ю.Л. Ронкина, А.А Краснобаева, В.И. Петрова, В.И. Ленных,
Н.А. Румянцевой [Rumyantseva, 1963], В.М. Горожанина, Н.Д. Сергеевой, А.А. Носовой, А.В. Тевелева, А.О. Хоты-лева и ряда иных авторов. Геохимические и петрологические данные по рифейским дайковым комплексам Башкирского мегантиклинория также приведены в работах [Khotylev et al., 2017; Kovalev et al., 2015; Te-velev et al., 2014; Nosova et al., 2012; Puchkov, 2012; Puch-kov et al., 2011; Sazonova et al., 2011; Kovalev, 2011; Ale-kseyev, Shakurov, 2008; Alekseev, 1984, 1979; Lennykh, Petrov, 1978].
Одним из крупнейших этапов рифтообразования и сопутствующей магматической активизации в поздне-протерозойской истории развития западного склона Южного Урала является среднерифейский, или «ма-шакский», этап. Здесь на границе раннего и среднего рифея в условиях растяжения (возможно, на окраине океанического бассейна), сопровождавшего распад суперконтинента Колумбия [Puchkov et al., 2013], происходит становление Бердяушского массива гранитов рапакиви, Кусинского, Медведевского, Копанского, Маткальского и Рябиновского массивов метагаббро, метапироксенитов и гранитов кусино-копанского комплекса и ряда более мелких массивов. Одновременно происходит внедрение дайковых роев кургасского до-леритового и буландихинского долерит-пикритового комплексов, накапливаются мощные контрастные ба-зальт-риолитовые вулканические толщи машакской и кувашской свит.
В последнее время эти объекты получили достаточно надежные изотопные датировки:
Бердяушский массив - 1379.6±2.9 млн лет (U-Pb ID-TIMS [Ronkin et al., 2016]), 1382±3 млн лет (u-Pb ID-TIMS [Belyaev et al., 1996]), 1368.4±6.2 млн лет (по нефелиновым сиенитам, U-Pb ID-TIMS [Sindern et al., 2003]), 1388±28 млн лет (габбро), 1372±12 млн лет (кварцевые сиенит-порфиры, U-Pb SHRIMP II [Ronkin et al., 2016]).
Риолиты машакской свиты - 1381.1±0.7 млн лет, 1380.2±0.5 млн лет (U-Pb ID-TIMS [Puchkov et al., 2013]) и ряд близких к ним [Krasnobaev et al., 2013].
Кусино-копанский комплекс: Медеведёвский массив - цирконы из анортозитов 1379±8 млн лет, из гра-нит-порфиров 1353±16 млн лет (U-Pb SHRIMP II [Ronkin et al., 2016]).
Проявления базитового магматизма машакского времени известны и во внутренней части ВосточноЕвропейской платформы [Puchkov et al., 2013].
Данные по изотопному датированию малых интрузивных тел кургасского комплекса будут рассмотрены в разделе «Возрастные ограничения».
Однако при таком обилии изотопной, петрологической и геохимической информации о крупных магматических объектах среднерифейского возраста остаются слабоохаратеризованными многочисленные малые интрузивные тела - дайки и силлы габбро и долери-тов кургасского комплекса, очень широко распространенные среди рифейских осадочных толщ западного склона Южного Урала. Задачей исследования являлось
восполнить этот пробел и максимально всесторонне изучить образования кургасского комплекса. Это важно для уточнения зоны развития среднерифейского рифтогенеза, его возрастных границ и масштабов Машакской LIP (большой магматической провинции), маркирующих распад суперконтинента Колумбия.
Первоначально кургасский комплекс был выделен в 1948 г. В.А. Ивановой с коллегами в самой южной части Башкирского мегантиклинория, в пределах Кургасской антиклинали, где он представлен силлами долеритов мощностью до 100 м в образованиях юшинской свиты. Комплекс назван по имени притока р. Белой - р. Кургас, пересекающей Кургасскую антиклиналь. П.Н. Швецов с соавторами [Shvetsov et al., 1976] относили эти образования к среднерифейской липарит-базальтовой формации, достаточно обоснованно параллелизуя ее с ма-шакским вулканическим комплексом. А.А. Алексеев [Alekseev, 1984] называл этот комплекс в районе петро-типа кургасским габбро-диабазовым и считал ранне-среднерифейским. Дайки и силлы габброидов ранне-среднерифейского возраста развиты не только на юге Башкирского антиклинория, где представлен петро-тип кургасского комплекса, но очень широко распространены по всему западному склону Южного Урала. Эти габброиды также относятся авторами к кургас-скому комплексу.
2. МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ
Работы проводились в 2012-2018 гг. на северном замыкании Башкирского мегантиклинория в рамках проектов по геологическому доизучению территории листов N-40-VI (Куса) и N-40-XI (Бакал) совместно с ООО НТПП «Геопоиск» (г. Челябинск).
Получены новые изотопные данные по трем дайкам (пробы 1036, 18102-7, Р51002) габбро кургасского комплекса, а также геохимические и петрографические данные для 30 тел габброидов из Бакало-Саткинского и Кусинского районов Челябинской области, предположительно относящихся к этому комплексу. Также были привлечены сведения об изотопных датировках и геохимические данные для силла долеритов (проба EQ-10) и для Главной Бакальской дайки (проба EQ-07) [Ernst et al., 2006, 2008a] - сложного тела, представляющего на вскрытой карьером поверхности комбинацию дайки и силла.
Положение изученных объектов изображено на рис. 1, координаты всех изученных объектов тел приведены в табл. 1, результаты химического анализа -в табл. 1, 2, 3, результаты изотопных исследований - в табл. 4 и в разделе «Возрастные ограничения». Геохимические данные для тел кургасского комплекса, прорывающих на самом севере Башкирского мегантикли-нория архейско-раннепротерозойский тараташский комплекс (Тараташский выступ), приведены в работе [Khotylev et al., 2017].
Анализы на петрогенные оксиды проводились в химической лаборатории геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова (г. Москва) и в Южно-Уральском
60°
Рис. 1. Геологическая схема строения Башкирского мегантиклинория с изученными объектами.
1 - архейско-раннепротерозойские образования тараташского комплекса; 2 - айская свита нижнего рифея; 3 - саткинская и бакальская свиты нижнего рифея; 4 - нерасчлененные образования нижнего рифея; 5 - нерасчлененные образования
среднего рифея; 6 - позднерифейские толщи; 7 - образования терминального рифея; 8 - образования венда; 9 - палеозойские нерасчлененные образования; 10 - интрузивные комплексы основного (а) и кислого (б) состава; 11 - протерозойские нерасчлененные структуры обрамления; 12 - геологические границы; 13 - надвиги (а) и крупные разрывные нарушения (б); 14 - основные изученные объекты: 1 - тело 1036, 2 - тело EQ-10, 3 - тело 18102-7, 4 - тело EQ-03-07, 5 - тело Р51002 (пояснения см. в тексте). Схема составлена на основе [Kozlov et al, 2001; Gorozhanin et al., 2013; Puchkov et al., 2014a] с упрощениями. Fig. 1. Geological scheme showing the structure of the Bashkirian meganticlinorium and the studied objects.
1 - Archaean - Early Proterozoic formations of the Taratash complex; 2 - Ai suite of the Lower Riphean; 3 - Satka and Bakal formations of the Lower Riphean; 4 - undivided formations of the Lower Riphean; 5 - undivided formations of the Middle Riphean; 6 - Late Riphean sequences; 7- Terminal Riphean sequences; 8 - Vendian formations; 9 - undivided Paleozoic formations; 10 - intrusive complexes of basic (a) and acid (б) compositions; 11 - undivided Proterozoic framing structures; 12 - geological boundaries; 13 - thrusts (a) and large faults (б); 14 - the main studied objects: 1 - 1036, 2 - EQ-10, 3 - 18102-7, 4 - EQ-03-07, 5 - P51002 (see explanations in the text). The scheme is based on [Kozlov et al, 2001; Gorozhanin et al., 2013; Puchkov et al., 2014a] and simplified.
центре коллективного пользования по исследованию минерального сырья (г. Миасс, аналитик ТВ. Семенова) стандартными методами комплексонометрии (методика НСАМ 163-Х), а также в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (г. Москва) методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа на вакуумном спектрометре последовательного действия с дисперсией по длине волны (модель AxiosmAX производства компании PANalytical, Нидерланды, 2012 г.) аналитиком А.И. Якушевым по методике НСАМ ВИМС 439-РС, потери при прокаливании определяли по методике НСАМ ВИМС 118-Х. Нижние пределы обнаружений составляют 0.10-0.05 % мас.
Рассеянные элементы анализировались методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре высокого разрешения с двойной фокусировкой Element-2 в лаборатории кафедры геохимии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова (аналитик Я.В. Бычкова) с разложением по стандартным методикам спекания [Bychko-va et al., 2017, 2018] и в Южно-Уральском центре коллективного пользования по исследованию минерального сырья (г. Миасс, аналитик М.Н. Маляренок). Нижние пределы обнаружения содержания элементов составляют 0.1-1.0 мкг/г.
Изотопное датирование 40Ar/39Ar методом ступенчатого прогрева проводилось в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) под руководством А.А. Травина по методике [Travin et al., 2009]. Минеральные фракции для исследований были завернуты в алюминиевую фольгу и запаяны после дегазации в кварцевых ампулах. Облучение проводилось в кадмированном канале исследовательского реактора ФТИ ТПУ (г. Томск). В качестве мониторов использовались навески стандартных образцов биотита МСА-11 и LP-6. Нейтронный градиент не превышал 0.5 % на размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Выделенные газы очищались с помощью двух последовательных ZrAl-SAES-геттеров. Измерения изотопного состава аргона проводились на масс-спектрометре «Micromass 5400». Холостой опыт установки ступенчатого прогрева по 40Ar не превышал n-10-10 нсм3.
U-Pb датирование цирконов осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II (Secondary
Ion Mass-Spectrometry by Sensitive High-Resolution Ion Micro Probe) в Центре изотопных исследований ФГУП ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург).
Выделение цирконов из пробы 18102-7 проводилось в ЦИИ ВСЕГЕИ, из пробы Р51002 - в минералогической лаборатории ГИН РАН.
Представительные цирконы, отобранные вручную под микроскопом, были имплантированы в эпоксидную смолу (шайба диаметром 2.5 см) вместе с зернами международных цирконовых стандартов TEMORA и 91500, затем сошлифованы приблизительно на половину своей толщины и отполированы. На препарат наносилось токопроводящее золотое покрытие в установке катод-но-вакуумного распыления в течение одной минуты при силе тока 20 mA. В дальнейшем зерна цирконов документировались c использованием сканирующего электронного микроскопа CamScan МХ2500 с системой CLI/QUA2 для получения катодолюминесцентных (CL) и BSE изображений, отражающих внутреннюю структуру и зональность цирконов. Рабочее расстояние составляло 25-28 мм, ускоряющее напряжение - 20 kV, ток практически полностью сфокусированного пучка на цилиндре Фарадея - 4-6 kA. Ток зонда варьировался с целью достижения максимального контраста CL изображения и минимизации коррозии поверхности шайбы в результате локального разогрева.
Измерения U-Pb отношений проводились по принятой в ЦИИ методике, описанной в работе [Williams, 1998]. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 М, размер кратера пробоотбора -20x25 мкм при глубине до 2 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с помощью программы SQUID [Ludwig, 2001]. U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416.75±0.24 млн лет [Black et al., 2003]. Стандарт циркона 91500 с содержанием урана 81.2 ppm и возрастом по 206Pb/238U в 1062 Ma [Wiedenbeck et al., 1995] использовался как концентрационный. Растровая одноминутная очистка прямоугольного (50x65 мкм) участка минерала перед датированием позволяла минимизировать поверхностное загрязнение.
Изотопное датирование Sm-Nd методом проводилось в ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON (Thermo).
Таблица 1. Содержания рассеянных элементов в породах кургасского комплекса Table 1. Amounts of trace elements in the rocks of the Kurgass complex
Проба Широта Долгота V Cr Co Ni
1032-2 N55°21'27.4" E59°30'13.1" 248 17 44 62
1036 N55°22'02.56" E59°25'18.06" 272 5 34 13
E0-03-07-l* N54°55'08.40" E58°47'14.28" 273 67 47 58
EQ-03-08-01* N54°55'00.48" E58°50'46.88" 235 424 37 103
EQ-03-08-02* N54°55'00.48" E58°50'46.88" 152 592 81 623
EQ-03-08-03* N54°55'00.48" E58°50'46.88" 209 404 48 204
EQ-03-08-04* N54°55'00.48" E58°50'46.88" 207 430 40 178
EQ-03-09-01* N55°09'24.48" E59°07'38.28" 359 65 77
EQ-03-09-02* N55°09'24.48" E59°07'38.28" 359 25 67 90
EO-lO-Ol* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 234 35 42 47
EO-10-02* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 239 49 38 43
EO-10-03* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 221 36 38 51
EO-10-04* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 266 57 41 52
EO-10-05* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 213 33 38 44
EO-10-06* N55°19'18.5" E59°26'37.3" 94 86 16 39
EQ-11-01* N55°20'47.40" E59°24'46.08" 230 473 36 164
EQ-11-02* N55°20'47.40" E59°24'46.08" 34 228 40 87
EQ-12-01* N55°20'46.68" E59°24'31.32" 262 55 47 100
EQ-13-01* N55°20'45.60" E59°24'12.60" 270 59 38 55
18102-1 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 285 20.8 53 86.2
18102-2 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 299 19.6 44.1 82
18102-4 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 221 553 60.3 309
18102-6 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 313 20.8 57.9 79.3
18102-7 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 294 29 53.6 75.4
18102-8 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 302 22 44.9 70
18102-10 N55°07'41.8" E59°07'35.5" 257 2.99 43.7 30.2
11422-0 N54°55'42.3" E58°54'05.7" 237 505 47.3 230
11423-0 N54°55'45.3" E58°54'15.4" 218 527 47 213
13061-1 N54°57'44.8" E58°52'30.1" 162 563 78.2 599
13063-1 N54°57'40.8" E58°52'12.6" 179 545 67.5 429
13065-1 N54°57'22.9" E58°52'53.9" 254 1266 97.4 1124
13066-1 N54°57'51.9" E58°53'01.6" 232 436 44.8 123
Cu Zn Rb Sr Y Zr Nb Cs Ba Th U
46 67 42.8 643 19 128 15 0.52 649 2.85 0.43
48 103 31.4 622 28 164 21.9 0.27 1274 4.68 0.39
178 69 23 273 19 125 11 0.6 264 1.7 0.4
40 65 39 49 18 100 7 3.8 288 3.7 0.6
41 77 17 71 11 52 4 3.7 127 2.2 0.3
74 67 36 279 16 72 5 1.5 1080 3.1 0.5
68 38 248 15 71 5 1.6 919 3 0.5
80 111 109 391 21 110 8 4 919 0.7 0.2
78 105 90 370 19 102 7 2.8 899 0.6 0.1
35 89 22 477 20 125 10 0.8 774 1.8 0.4
28 107 21 560 20 128 11 0.7 749 1.7 0.4
58 74 25 509 18 120 10 1.3 602 1.7 0.4
29 77 22 517 22 139 12 0.8 782 1.9 0.4
29 109 24 556 17 104 9 0.9 656 1.4 0.3
20 159 32 16 112 9 3.6 585 12.2 2
79 83 33 291 17 96 8 753 1.4 0.3
48 97 42 532 18 107 9 0.9 555 1.4 0.3
115 100 85 334 21 161 14 7 620 2.2 0.5
76 90 40 365 22 166 16 2.9 662 2.4 0.4
74.5 165 53.3 247 17.7 103 7.46 1.32 261 0.72 0.18
68.4 142 70.3 230 21 114 8.3 2.05 238 0.81 0.2
99.8 114 108 376 21.6 134 12 4.65 372 1 0.25
77.5 213 60.5 214 17.3 86.4 6.71 1.48 273 0.93 0.18
77.7 112 46.3 233 17.3 86.3 6.33 1.08 250 1.04 0.2
59.9 132 36.1 116 19.8 102 7.64 0.97 152 1.3 0.28
27 74.8 14.8 486 16.7 129 13 1.1 238 0.94 0.29
86.5 90.2 6.31 148 21.5 93.7 7.91 0.63 68.6 2.21 0.136
79.2 85.3 43.7 131 21.9 148 7.33 3.14 1590 2.21 0.38
58.4 86.6 8.86 195 11.8 90.9 4.04 0.68 57.9 1.93 0.5
78 126 30.3 247 12.4 94 1.48 2.71 280 2.04 0.45
79 118 10.9 75.1 18.2 116 8.15 2.38 60.2 1.23 0.006
113 84.9 72.7 102 16.3 76.6 2.64 1.4 270 2.53 0.155
Проба Широта Долгота V Cr Co Ni Cu Zn Rb Sr Y Zr Nb Cs Ba Th U
13067-0 N54°57'56.4" E58°53'00.3" 403 90.2 61.6 150 92 114 23.3 404 15.6 113 5.08 2.76 550 0.77 <0.004
13068-0 N54°58'13.2" E58°53'12.4" 237 203 43.2 83.7 105 68.2 34 197 16.3 79.8 3 0.3 1064 2.58 0.179
18022-1 N54°57'04.6" E58°47'53.3" 225 490 54.3 249 91.8 109 25.9 191 17.6 86.9 3.02 1.11 1431 1.35 0.092
18023-1 N54°57'03.0" E58°47'56.3" 214 508 58.1 349 134 80.9 14 281 18.8 105 2.46 0.58 119 1.7 0.131
18024-1 N54°56'58.8" E58°47'58.8" 201 577 47.2 185 62.9 131 26.5 194 14.6 77.7 2.1 0.85 2647 1.2 0.161
18024-2 N54°56'58.8" E58°47'58.8" 215 648 53.3 234 84.4 102 20.7 230 16 45.5 1.95 0.9 211 1.12 0.017
18024-3 N54°56'58.8" E58°47'58.8" 202 682 56.1 361 74.7 71.7 29.7 205 15.8 60 2.03 1.54 2211 1.07 <0.004
18024-4 N54°56'58.8" E58°47'58.8" 230 410 45.7 151 82.1 92.4 33.1 171 17.2 78 3.35 0.59 252 1.49 0.104
18024-5 N54°56'58.8" E58°47'58.8" 192 696 51.8 258 58.3 91.2 25 242 14 52.1 2.84 0.43 236 1.03 0.074
5007М N54°55'45.53" E58°54'14.67" 222 460 40.7 193 76.7 70.6 33.5 197 21 92.7 8.25 2.32 515 2.44 0.69
Примечание. Содержания приведены в мкг/г. Содержания в пробах, отмеченных знаком *, приведены по [Ernst et al., 2006]. Для подчеркнутых проб в статье приведены изотопные датировки. Note. The contents are given in ppm. The contents in samples marked with * are given after [Ernst et al., 2006]. For underlined samples, isotopic ages are given in the article.
Таблица 2. Содержания редкоземельных и рассеянных элементов в породах кургасского комплекса Table 2. Amounts of REE and trace elements in the rocks of the Kurgass complex
Проба La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb
1032-2 29.6 64.3 9.24 36.4 7.6 2.61 15.75 1.13 4.96 0.88 2.15 0.29 1.83 0.24 3.89 0.84 4.8
1036 49.7 104.3 14.45 57.2 12.01 4.05 25.33 1.74 7.29 1.25 3.19 0.42 2.6 0.34 4.77 1.14 7.6
E0-03-07-1* 13.5 31.9 3.86 17.7 4.5 1.69 4.6 0.8 4.2 0.8 2.3 0.31 1.9 0.26 3.6 0.4
EQ-03-08-01* 16.1 34.4 3.65 14.5 3.2 0.99 3.3 0.6 3.5 0.7 2.2 0.34 2 0.29 2.9 0.3
EQ-03-08-02* 10 21 2.27 9.1 2 0.64 2.1 0.4 2.2 0.4 1.3 0.2 1.2 0.17 1.5 0.1 7
EQ-03-08-03* 14.3 29.5 3.13 12.7 2.8 0.88 2.9 0.5 3 0.6 1.9 0.28 1.7 0.25 2 0.3 6
EQ-03-08-04* 14.2 30.1 3.26 13 3 0.91 2.9 0.5 3.2 0.6 1.9 0.28 1.8 0.26 2 0.2
EQ-03-09-01* 12.9 31.7 4.06 19.1 5.1 1.88 5.1 0.8 4.5 0.8 2.3 0.33 2 0.26 3.2 0.4
EQ-03-09-02* 11.4 28.9 3.71 17.4 4.5 1.71 4.8 0.8 4.1 0.8 2.2 0.29 1.7 0.25 3 0.4
E0-10-01* 29.4 62.5 6.97 28.9 5.9 2.06 5.2 0.8 4.1 0.8 2.3 0.3 1.9 0.27 3.4 0.5 6
E0-10-02* 28.4 60.9 6.81 28.3 5.8 2 5 0.8 4.1 0.7 2.2 0.3 1.9 0.26 3.4 0.6
E0-10-03* 27.1 58 6.53 27 5.5 1.81 4.6 0.7 3.9 0.7 2.1 0.28 1.8 0.26 3.2 0.5 6
E0-10-04* 29.7 64.8 7.33 30.2 6.1 2.04 5.4 0.8 4.4 0.8 2.4 0.33 2.1 0.29 3.7 0.6
E0-10-05* 23.4 51.1 5.79 24.1 5 1.72 4.4 0.7 3.6 0.7 1.9 0.27 1.6 0.23 2.9 0.5
E0-10-06* 40.8 79.3 8.46 31 5.4 1.12 3.7 0.6 3.3 0.6 2 0.32 1.9 0.28 3.2 0.8
Проба La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb
EQ-11-01* 18.8 40.8 4.75 20.2 4.4 1.37 4 0.7 3.5 0.6 2 0.28 1.7 0.23 2.7 0.5
EQ-11-02* 20.4 43.9 5.13 22.1 4.5 1.61 4.1 0.7 3.5 0.7 1.9 0.27 1.7 0.23 2.8 0.5
EQ-12-01* 32.4 72.3 8.42 35.8 7.4 2.44 6.2 1 4.6 0.8 2.3 0.29 1.8 0.24 4.4 0.9
EQ-13-01* 32.7 73.8 8.67 36.5 7.5 2.49 6.2 0.9 4.7 0.8 2.3 0.3 1.9 0.27 4.5 1
18102-1 14 30.2 4.13 18.7 3.94 1.42 4.44 0.66 3.72 0.63 1.81 0.28 1.61 0.22 2.77 0.5 3.8
18102-2 14.5 32.3 4.32 18.9 4.46 1.36 4.69 0.66 3.84 0.78 1.96 0.28 1.71 0.24 2.84 0.5 3.65
18102-4 15.1 32.1 4.57 20.2 4.31 1.57 4.56 0.63 3.42 0.6 1.66 0.24 1.33 0.19 3.05 0.72 2.45
18102-6 12.4 26.7 3.55 15.8 3.76 1.16 3.86 0.58 3.55 0.63 1.73 0.27 1.51 0.23 2.32 0.39 1.62
18102-7 12.8 26 3.56 16.1 3.56 1.23 3.66 0.53 3.5 0.62 1.66 0.25 1.48 0.21 2.28 0.39 7.78
18102-8 12.4 27.4 3.65 16.2 3.92 1 4.45 0.59 3.71 0.71 2 0.3 1.7 0.25 2.72 0.45 3.25
18102-10 13.1 32.6 4.5 19.8 4.53 1.6 4.57 0.69 3.62 0.61 1.68 0.23 1.26 0.21 3.15 0.84 2.41
11422-0 31.7 49.9 6.3 24.2 4.94 1.09 4.65 0.78 4.21 0.86 2.26 0.32 1.88 0.27 2.21 0.44 0.32
11423-0 22.6 44.6 5.77 22.7 4.26 1.44 4.26 0.75 4.18 0.86 2.31 0.33 2.22 0.33 3.54 0.58 14.4
13061-1 11.4 19.6 2.56 9.72 2.13 0.63 2.24 0.37 2.36 0.46 1.37 0.2 1.29 0.19 2.36 0.26 1.23
13063-1 11.6 21.6 2.64 10.9 2.19 0.77 2.35 0.41 2.48 0.49 1.45 0.21 1.38 0.19 2.41 0.22 13.3
13065-1 19.8 39.5 5.88 26.9 6.01 1.87 5.2 0.82 3.99 0.71 1.76 0.22 1.39 0.2 2.98 0.5 0.56
13066-1 15.5 26.6 3.49 13.9 2.9 0.92 3.13 0.52 2.96 0.65 1.8 0.26 1.75 0.24 1.92 0.22 2.39
13067-0 17.3 35.6 5.25 23.8 5.63 2.05 5.44 0.77 3.88 0.65 1.57 0.19 1.16 0.14 3.08 0.36 1.72
13068-0 16 28.7 3.61 14.2 3 1.19 3.28 0.54 3.36 0.65 1.79 0.26 1.71 0.28 1.92 0.23 3.06
18022-1 12.8 23.7 3.37 13.2 3.01 1.23 3.15 0.54 3.13 0.68 1.94 0.29 1.86 0.25 1.9 0.32 3.57
18023-1 18 26.8 3.7 15 3.24 1 3.38 0.6 3.46 0.72 2.12 0.29 1.94 0.27 2.53 0.33 2.85
18024-1 10.1 19.5 2.63 10.8 2.42 1.48 2.68 0.47 2.78 0.57 11.4 0.24 1.64 0.21 1.91 0.3 21.6
18024-2 12.5 21.5 2.9 11.9 2.47 0.88 2.73 0.49 2.91 0.58 1.72 0.25 1.66 0.22 1.27 0.17 6.19
18024-3 9.84 18.5 2.56 10.7 2.44 1.33 2.89 0.47 2.87 0.59 10.8 0.25 1.6 0.22 1.51 0.23 2.47
18024-4 12.7 24.2 3.26 13.2 3 0.97 3.22 0.54 3.25 0.66 1.87 0.28 1.85 0.26 1.86 0.26 4.88
18024-5 12.3 17.8 2.55 10.4 2.27 0.81 2.57 0.44 2.45 0.53 1.57 0.23 1.44 0.2 1.29 0.17 6.34
5007М 24.1 49.4 5.47 22.6 4.48 1.11 4.66 0.68 4.09 0.84 2.4 0.34 2.13 0.33 2.42 0.55 3.28
Примечание. Содержания приведены в мкг/г. Координаты точек отбора приведены в табл. 1. Содержания в пробах, отмеченных знаком *, приведены по [Ernst et al., 2006]. Для подчеркнутых проб в статье приведены изотопные датировки.
Note. The contents are given in ppm. The coordinates of sampling sites are given in Table 1. The contents in samples marked with * are given after [Ernst et al., 2006]. For the underlined samples, isotopic ages are given in the article.
Таблица 3. Содержания петрогенных оксидов в породах кургасского комплекса Table 3. Contents of petrogenic oxides in the rocks of the Kurgass complex
Проба SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5
1032-2 50.01 2.22 15.00 6.09 7.61 0.19 5.66 7.92 3.13 1.87 0.32
1036 51.14 2.99 13.81 7.39 7.55 0.19 4.35 6.85 3.77 1.52 0.44
E0-03-07-1* 48.29 1.68 17.91 12.95 0.19 4.51 9.77 3.46 1.07 0.19
EQ-03-08-01* 49.92 0.90 15.30 9.27 0.09 18.05 2.88 1.75 1.71 0.13
EQ-03-08-02* 48.33 0.50 9.08 11.45 0.18 19.66 9.29 0.94 0.49 0.09
EQ-03-08-03* 50.04 0.71 12.88 10.30 0.17 10.29 11.70 1.10 2.72 0.10
EQ-03-08-04* 50.72 0.71 12.94 9.93 0.17 10.77 10.77 1.24 2.66 0.09
EQ-03-09-01* 43.76 1.99 14.90 17.28 0.23 7.18 10.09 1.92 2.41 0.23
EQ-03-09-02* 43.63 1.95 15.21 17.03 0.22 7.46 10.10 1.75 2.45 0.22
EQ-10-01* 49.90 1.49 16.82 11.75 0.14 8.32 6.58 3.45 1.24 0.30
EQ-10-02* 50.57 1.49 16.62 11.37 0.13 7.26 7.68 3.31 1.26 0.31
EQ-10-03* 50.37 1.45 16.37 11.65 0.16 5.86 9.13 3.45 1.25 0.29
EQ-10-04* 50.59 1.68 15.87 12.96 0.17 6.49 7.20 3.32 1.39 0.33
EQ-10-05* 49.55 1.40 16.92 11.90 0.17 6.46 8.20 3.35 1.79 0.26
EQ-10-06* 64.70 0.64 16.49 5.30 0.01 4.95 0.20 0.09 7.48 0.14
EQ-11-01* 49.98 1.30 14.86 11.22 0.16 8.05 9.08 3.51 1.60 0.23
EQ-11-02* 50.19 1.34 15.88 11.64 0.16 6.74 9.25 2.86 1.69 0.24
EQ-12-01* 49.35 2.28 14.01 13.98 0.17 6.41 7.83 3.14 2.48 0.36
EQ-13-01* 50.83 2.35 14.63 13.04 0.14 6.70 6.35 3.76 1.85 0.36
11422-0 51.54 0.95 16.12 1.89 7.22 0.12 11.03 6.55 4.15 0.27 0.16
11423-0 53.97 0.85 15.47 1.21 6.31 0.17 11.44 5.91 2.87 1.66 0.16
18102-1 42.35 1.90 14.41 13.54 7.59 0.15 6.57 9.11 3.10 1.09 0.19
18102-2 42.93 1.97 14.53 13.67 7.83 0.15 6.32 8.21 3.29 0.87 0.22
18102-4 41.38 2.20 12.75 14.57 6.21 0.17 9.53 9.26 2.28 1.27 0.38
18102-6 42.11 1.63 13.91 13.63 8.45 0.16 6.60 9.46 2.66 1.24 0.15
18102-7 42.65 1.62 14.28 13.14 7.75 0.17 6.39 10.57 2.19 1.10 0.13
18102-8 47.93 2.88 13.23 8.66 5.14 0.16 3.40 12.75 3.38 1.91 0.56
18102-10 41.09 3.10 14.41 14.61 7.86 0.20 5.18 8.65 4.08 0.51 0.31
13061-1 50.25 0.57 10.50 1.95 8.91 0.18 19.96 7.04 0.28 0.25 0.13
13063-1 50.50 0.61 11.77 1.73 8.30 0.17 16.10 9.18 0.79 0.74 0.13
18022-1 51.10 0.78 14.02 3.38 6.70 0.19 10.83 10.44 1.65 0.79 0.13
18023-1 50.95 0.78 13.77 3.34 6.84 0.18 12.26 9.58 1.73 0.42 0.15
18024-1 51.08 0.70 14.78 1.97 6.80 0.17 10.16 11.57 1.63 1.03 0.12
18024-2 50.67 0.71 14.17 2.83 6.75 0.19 11.09 11.50 1.29 0.69 0.11
18024-3 50.38 0.64 13.93 3.42 6.31 0.17 11.72 11.44 1.06 0.84 0.10
18024-4 51.44 0.80 15.04 2.91 6.68 0.19 8.85 10.64 2.04 1.29 0.12
18024-5 50.18 0.64 14.47 2.19 6.38 0.18 11.14 12.49 1.43 0.80 0.10
5007М 52.89 0.87 14.95 2.57 6.87 0.15 9.94 7.08 3.01 1.46 0.22
Примечание. Содержания приведены в весовых % и пересчитаны на 100 %. Координаты точек отбора приведены в табл. 1. Содержания в пробах, отмеченных знаком *, приведены по [Ernst et al., 2006]. Для подчеркнутых проб в статье приведены изотопные датировки. N ote. The contents are given in weight percentage and are approximated to 100 %. The coordinates of sampling sites are given in Table 1. The contents in samples marked with * are given after [Ernst et al., 2006]. For underlined samples, isotopic ages are given in the article.
Таблица 4. Результаты определения абсолютного возраста цирконов пробы 18102-7 и Р51002 Table 4. Estimated absolute ages of zircons from samples 18102-7 and P51002
№ п/п Проба Анализ % 206Pb c ppm U ppm Th 232Th/ 238U ppm 206pb* 206Pb/238U возраст 207Pb/206Pb возраст % дис-кордант-ность отн. ошибк
1 18102-7 15022-3.1 0.19 397 501 1.30 78.7 1336 ± 17 1379 ± 20 3 .805
2 18102-7 15022-4.1 0.17 280 285 1.05 55.3 1330 ± 18 1371 ± 24 3 .774
3 18102-7 15022-5.1 0.16 190 190 1.04 37.2 1322 ± 18 1332 ± 31 1 .697
4 18102-7 15022-6.1 0.24 268 286 1.11 54.1 1358 ± 18 1319 ± 27 -3 .728
5 18102-7 15022-7.1 0.13 296 400 1.40 58.4 1332 ± 18 1338 ± 23 0 .776
6 18102-7 15022-8 ¡.1 0.25 91 52 0.58 18.8 1386 ± 22 1347 ± 44 -3 .605
7 18102-7 15022-9.1 0.25 105 65 0.64 21.7 1382 ± 21 1335 ± 44 -3 .601
8 18102-7 15022-10.1 0.06 483 570 1.22 96.7 1349 ± 18 1362 ± 17 1 .853
9 Р51002 P51002 .5.1 0.17 241 149 0.64 20.8 616 ± 5 657 ± 47 7 .359
10 Р51002 P51002 .12.1 0.08 264 46 0.18 39.8 1043 ± 7 1171 ± 21 12 .549
11 Р51002 P51002 .2.1 0.07 285 84 0.31 51.2 1223 ± 8 1201 ± 21 -2 .569
12 Р51002 P51002 .3.1 0.29 51 81 1.63 10.1 1330 ± 14 1386 ± 52 4 .396
13 Р51002 P51002 .1.1 0.00 34 50 1.52 6.82 1354 ± 19 1321 ± 50 -2 .519
14 Р51002 P51002 .8.2 0.32 47 76 1.68 9.4 1354 ± 15 1380 ± 53 2 .398
15 Р51002 P51002 .6.1 0.00 768 1047 1.41 154 1356 ± 8 1368 ± 14 1 .648
16 Р51002 P51002 .11.1 1.04 114 157 1.43 23.1 1357 ± 11 1372 ± 88 1 .185
17 Р51002 P51002 .9.1 0.00 224 333 1.54 45.5 1368 ± 10 1335 ± 22 -2 .564
18 Р51002 P51002 .14.1 0.06 205 191 0.96 41.9 1373 ± 9 1387 ± 19 1 .600
19 Р51002 P51002_4.1 0.22 93 111 1.23 19.2 1379 ± 12 1337 ± 41 -3 .406
20 Р51002 P51002 .8.1 0.00 62 98 1.64 12.6 1380 ± 13 1369 ± 37 -1 .486
21 Р51002 P51002 .13.1 0.51 26 42 1.65 5.43 1398 ± 17 1327 ± 78 -5 .327
22 Р51002 P51002 .7.1 0.00 38 51 1.38 7.94 1403 ± 16 1396 ± 46 0 .468
23 Р51002 P51002 .10.1 0.00 122 58 0.49 38.9 2033 ± 16 1983 ± 24 -2 .559
3. ПОЛОЖЕНИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ
Исследования проводились в северной части Башкирского мегантиклинория (западный склон Южного Урала). На северном замыкании этой структуры обнажаются образования архейско-раннепротерозойского тараташского метаморфического комплекса. Они перекрыты рифейскими терригенными и карбонатными (с подчиненным развитием вулканитов) образованиями. Они отчетливо расчленяются на три серии, разделенные стратиграфическими перерывами: нижнерифей-скую (бурзянскую), среднерифейскую (юрматинскую) и верхнерифейскую (каратаускую).
Разрез нижнего рифея, вмещающий тела габброи-дов кургасского комплекса, начинается с айской свиты. В разрезе последней преобладают терригенные образования [СогтИашп et а1., 2013]. В ее низах присутствуют потоки трахибазальтов навышского комплекса [КИо1у-1еу Теуе1еу 2018; Теуе1еу et а1., 2014]. Образования ай-ской свиты вверх по разрезу сменяются преимущественно карбонатными (доломиты часто строматолитовые,
реже известняки) образованиями саткинской свиты. Венчается нижнерифейская (бурзянская) серия образованиями бакальской свиты. В разрезе последней представлены как терригенные - в основном мелкообломочные и пелитовые - образования (преобладают), так и карбонатные - в основном известняки - породы, образующие ряд (до 5) пачек в верхней половине разреза свиты (рис. 1). Породы бурзянской серии со стратиграфическим несогласием, и довольно отчетливо выраженным несогласием, перекрыты терригенными образованиями среднего рифея.
Интрузивные образования кургасского комплекса распространены главным образом в полях бакаль-ской и саткинской свит. Морфология интрузивных тел разнообразна: преобладают дайки, как простые прямолинейные, так и сложноветвящиеся, нередко встречаются силлы. Силлы обычно связаны с дайками, представляющими подводящие каналы (хорошо видно на примере Главной Бакальской дайки). В хорошо обнаженных разрезах на юге антиклинория и в карьерах Саткинской группы месторождений магнезита на
севере видно, что они часто внедрены на нескольких уровнях разрезов стратифицированных образований. На исследованной территории чаще наблюдались одиночные тела мощностью от первых до 50-60 м, иногда - до 150 м.
Для большинства тел характерно однородное внутреннее строение, хотя часто отчетливо выделяются мелкозернистые разности зоны эндоконтакта при средне- и реже крупнозернистом строении их центральных частей. Наиболее крупные тела прослеживаются на 5-8 км и более. Преобладающие падения даек - юго-восточные и северо-западные под углами 45-70°. Какой-либо очевидной связи между особенностями состава габброидов характеризуемых малых тел и их ориентировкой и морфологией не выявлено [Khotylev et al., 2017].
Было детально изучено несколько тел, геологическое строение и петрографические особенности которых будут изложены ниже.
1. Севернее г. Куса (точка 1 на рис. 1) обнаружено небольшое ранее не картировавшееся относительно изометричное тело габбро-долеритов диаметром до 100 м (проба 1036). Массив сложен среднезернистыми до мелкозернистых умереннощелочными габбро-доле-ритами, биотитсодержащими темно-зелеными массивными с видимой субофитовой структурой (рис. 2, а, в). В интерстициях проявлена микропегматитовая структура. Состав породы: плагиоклаз 50-52 %, пироксен -30-35 %, микропегматит - 7-9 %, биотит - 4-5 %, магнетит - 5-7 %. Плагиоклаз образует идиоморфные кристаллы размером от 0.2 до 1.7 мм. Центральные части зерен замещены почти полностью серицитом, а краевые части прозрачны и бесцветны, по составу отвечает андезину, но не исключено, что изначально плагиоклаз был более основным. Клинопироксен образует идио-морфные кристаллы размером от 0.2 до 2.1 мм, бледно-кремовые, без плеохроизма, почти полностью замещенные хлоритом. В микропегматитовых срастаниях кварца и полевого шпата размер зерен кварца от 0.09 до 0.51 мм. Магнетит размером от 0.07 до 0.90 мм, ксено-морфный, располагается между зернами полевых шпатов и пироксена. Размер листочков биотита от 0.11 до 0.43 мм, они ксеноморфные, без вторичных изменений, плеохроируют от светло- до темно-коричневого. Биотит почти не подвержен вторичным изменениям и с большой вероятностью является первично-магматическим. Встречается немногочисленная роговая обманка.
2. На восточной окраине пос. Куса в борту дороги Куса - Медведёвка (см. рис. 1, точка 2) вскрыты доломиты саткинской свиты нижнего рифея, прорванные силлом долеритов (проба EQ-10 по [Ernst et al., 2006]). Доломиты серые перекристаллизованные чистые прорванные тонкими жилами кальцита (азимут падения 125°, угол 20°). Силл мощностью около 8 м с характерной блоковой отдельностью сложен средне- и мелкокристаллическими массивными долеритами, зеленовато-серыми и черными. От приконтактовой части к центру размер кристаллов увеличивается, достигая
3 мм. В эндоконтакте порода скрытокристаллическая, черная. Экзоконтактовая зона представлена доломитами, сильно осветленными, местами превращенными в офикальцит.
В центральной части силл сложен хорошо раскри-сталлизованными долеритами с массивной, почти до-леритовой структурой (рис. 2, в, г). Плагиоклаз (4550 %) образует идиоморфные и субидиоморфные таблитчатые кристаллы размером до 0.6х(0.15-0.20) мм, по трещинкам развиваются вторичный серицит, зеленоватый актинолит. Клинопироксен (30-35 %) неправильной формы, размером до 0.6-0.9 мм, часто включает кристаллы плагиоклаза. Плеохроирует робко от бледно-розового до бледно-зеленого, что типично для многих габброидов этой территории. Частично замещен актинолитом. Собственно биотит (7-10 %) образует либо хорошо оформленные, зональные выделения с шестигранными сечениями размером до 0.15 мм (видимо, первично-магматический биотит), либо ксено-морфные выделения, крупные, расплывчатые, размером до 0.7 мм. Титаномагнетит (7-10 %) распространен в виде ксеноморфных и субидиоморфных квадратных сечений размером до 0.15 мм, нередко в срастаниях с ильменитом. Встречаются единичные выделения титанита размером до 0.02 мм, мелкие удлиненные призмы апатита (0.02x0.05 мм), единичные листочки синевато-зеленого хлорита.
3. Главная Бакальская дайка (см. рис. 1, точка 4) представляет собой одно из крупнейших тел комплекса общей мощностью до 80 м, протяженностью до 3 км, вскрыта в Новобакальском и Петлинском карьерах Ба-кальского месторождения (проба EQ-03-07). Тело прорывает березовскую (известняки), иркусканскую (черные глинистые сланцы) и шуйдинскую (доломиты) пачки бакальской свиты нижнего рифея, верхний контакт дайки конформный с вмещающими породами и падает на северо-запад, азимут падения 300°, угол падения 20°.
Преобладающая часть дайки сложена габбро до лей-когаббро, крупнокристаллическими, такситовыми и редко массивными, отмечаются шлиры с кристаллами пегматитовой размерности. Пироксены темно-коричневые, бурые, размером до 2.0-2.5 мм, составляют не менее 20 % породы, имеют размер до 10 мм в диаметре и образуют пойкилитовую структуру, захватывая кристаллы плагиоклаза. Плагиоклазы слиты в единую светло-зеленую массу, отдельные кристаллы почти не выделяются из-за интенсивной хлоритизации. Хлорит распространен изометричными пятнами размером до 8-9 мм и по призматическим кристаллам до 2-3 мм, и его доля достигает 25-30 %.
Приконтактовые зоны представлены темными мелко- и тонкокристаллическими пикритами с многочисленными серпентиновыми зеркалами скольжения. В Новобакальском карьере вдоль верхнего контакта развита выдержанная зона полосчатых габброидов с горизонтами, насыщенными овальными стяжениями средне- и крупнокристаллического амфибола и хлорита.
Рис. 2. Фотографии шлифов габброидов кургасского комплекса.
(а, б) - тело 1036; (в, г) - тело EQ-10; (д, е) - тело 18102-7; (а, в, д) - николи параллельны; (б, г, е) - николи скрещены; PL - плагиоклаз; CPX - клинопироксен; PX - пироксен; Bi - биотит; Q - кварц; Ca - кальцит; MT - рудный (магнетит, титаномагнетит). Fig. 2. Fotos of gabbro of the Kurgass complex.
(а, б) - 1036; (в, г) - EQ-10; (д, е) - 18102-7; (а, в, д) - parallel nicols; (б, г, е) - crossed nicols; PL - plagioclase; CPX - clinopyroxene; PX - pyroxene; Bi - biotite; Q - quartz; Ca - calcite; MT - magnetite and Ti-magnetite.
Геохимические и изотопные данные этого тела приведены по [Ernst et al., 2006].
4. В мраморном карьере в 3.5 км к ЮЮЗ от ст. Бердя-уш (см. рис. 1, точка 3) среди мраморизованных доломитов саткинской свиты нижнего рифея в экзоконтак-те среднерифейского Бердяушского массива гранитов
рапакиви располагается не менее девяти даек доле-ритов и габбро-долеритов (пробы 18102-1-18102-10). Дайки прорывают мраморизованные доломиты и каль-цифиры, а также жилы гранитоидов рапакиви. При этом вмещающие для даек породы (доломиты и гранитои-ды) смяты в реидные складки, в то время как сами
долериты слагают прямолинейные тела, нарушенные вертикальными разрывами. Видимая протяженность тел от 20 до 100 м, контакты ровные, изредка с апофизами, мощность от 0.5 до 15 м, сложены долеритами от скрыто- до среднекристаллических. Простирание даек субширотное, что не совсем обычно для дайковых комплексов Башкирского мегантиклинория, падения субвертикальные.
Дайка 18102-7 сложена слабоизмененными мелкокристаллическими долеритами, массивными, редкомин-далекаменными, редкопорфировидными (см. рис. 2, д, е). Текстура массивная, со слабой линейностью, выраженной единой ориентировкой наиболее крупных кристаллов плагиоклаза. Его фенокристаллы (5-7 % объема породы) достигают размера 2-3 мм, иногда могут быть объединены в скопления по несколько штук - идио-морфные и ссубидиоморфные призматические кристаллы с простым двойникованием, часто замещенные агрегатом серицита, актинолита и глинистых минералов.
Миндалины округлые размером до 0.4 мм (3-5 %) с зональным выполнением - внешние зоны из игольчатых кристаллов бледно-зеленого актинолита, внутренние сложены субидиоморфными кристаллами кальцита размером до 0.08 мм.
Структура остальной части породы: идиоморфные и субидиоморфные призмы плагиоклаза (40 %) размером (0.08-0.20)х(0.03-0.08) мм зажимают субидиоморф-ные короткопризматические и ксеноморфные выделения клинопироксена (30 %) размером до 0.1 мм. На отдельных участках структура до пойкилоофитовой -кристаллы плагиоклаза захвачены крупными, ксено-морфными выделениями клинопироксена (не более 1-3 %). Плагиоклаз замещен агрегатом серицита, актинолита и глинистых минералов, редко сохраняются относительно неизмененные кристаллы. Клинопироксен плеохроирует слабо: от бледного коричневато-зеленого до бледно-розового. Значительную часть интервалов между плагиоклазами и клинопироксенами занимает хлорит-серицит-глинистый агрегат (15-17 %) серого и зеленоватого цвета, развивавшийся, вероятно, частично по пироксенам, а частично - по остаткам стекла или микрозернистого матрикса. Титаномагнетит (810 %) образует идиоморфные выделения с квадратными или близкими к ним сечениями размером 0.04-0.05 мм. В единичных случаях скопления мелких выделений рудного минерала имеют короткопризматические очертания размером до 3 мм - вероятно, на месте бывших кристаллов оливина или пироксена.
5. В малом вскрышном карьере железорудного месторождения Радостное (Кусинский район Челябинской области, N 55°31'35.20"; Е 059°47'43.70", точка 5 на рис. 1) мигматизированные гнейсы тараташского ар-хейско-раннепротерозойского комплекса и габбро су-имского раннерифейского габбро-долеритового комплекса прорваны небольшой дайкой резкопорфировых андезитов.
Мощность тела от 10 до 60 см, протяженность 3-5 м, контакт падает полого на юго-запад: азимут падения
225°, угол падения 20°. Андезиты темно-серые, массивные, резкопорфировые, гигантопорфировые. Основная масса сливная, скрытокристаллическая, местами с вариолитовыми структурами. В основной массе находятся немногочисленные вкрапленники хорошо оформленных призматических таблитчатых кристаллов плагиоклаза размером до 7 см.
Кристаллы плагиоклаза замещены агрегатом глинистых минералов, серицита с остатками плагиоклаза, хотя на отдельных участках сохраняется даже полисинтетическое двойникование, заметное сквозь вторичные минералы. Основная масса изначально была сложена стеклом, но сейчас представляет собой смесь вторичных минералов по продуктам девитрификации - очень тонкокристаллический агрегат полевого шпата, хлорита, серицита, глинистых минералов и эпидота. Рудный минерал образует красивые ветвистые скелетные выделения с отчетливым фрактальным строением. Геохимические и петрологические особенности этого тела описаны в работе [Khotylev et al., 2018].
Таким образом, породы кургасского комплекса имеют несколько характерных черт: относительно свежий облик породы и не очень высокая степень развития вторичных минералов, по сравнению с суимским ранне-рифейским комплексом [Khotylev et al., 2017]; наличие субидиоморфного клинопироксена с плеохроизмом от бледно-розового до бледно-зеленоватого; нередко развитие пойкилоофитовых структур, когда призматические кристаллы плагиоклаза охватываются крупными выделениями клинопироксена, причем в этом случае последний ксеноморфен; обилие гранофировых срастаний кварца и полевого шпата, количество которых может достигать 15 % (количество микрографических срастаний явно увеличивается с юга на север и в дайках среди пород тараташского комплекса может достигать 25 %). Петрологические особенности и геохимические характеристики габброидов кургасского комплекса, развитых севернее в поле архейско-протерозойского тараташского комплекса, приведены в работе [Khoty-lev et al., 2017].
Возрастные ограничения комплекса. Дайки кургас-ского комплекса являются, по-видимому, одними из самых распространенных, по крайней мере, в северной части Башкирского мегантиклинория. Они имеют две достаточно достоверные датировки. Главная Бакаль-ская дайка (проба EQ-03-07-01, точка 4 на рис. 1) была датирована по бадделеиту (U-Pb, ID TIMS) - ее возраст определен как 1385.3±1.4 млн лет [Ernst et al., 2006]. Ранее Главная Бакальская дайка была датирована Rb-Sr методом по биотиту - тогда был получен возраст 1360± 35 млн лет [Elmis et al., 2000]. На южной окраине г. Куса для силла в доломитах саткинской свиты был определен возраст 1360±9 млн лет (40Ar/39Ar по биотиту (проба EQ-10-01, точка 2 на рис. 1) [Ernst et al., 2008a]).
Мы приводим результаты собственного изотопного датирования трех тел: изометричного штока габбро к северу от г. Куса (1036, 40Ar/39Ar и Sm-Nd методы, точка 1 на рис. 1), дайки на восточном контакте Бердяушского
массива гранитов рапакиви (18102-7, U-Pb метод, точка 3) и дайки в метаморфитах тараташского комплекса в карьере Радостном (Р51002, U-Pb метод, точка 5).
Ar-Ar датирование. Тело габброидов к северу от г. Куса (1036) было датировано 40Ar/39Ar методом по монофракции биотита (рис. 3). В высокотемпературной части возрастного спектра биотита выделяется плато, характеризующееся 67.5 % выделенного 39Ar и значением возраста 1318±10 млн лет (интегральный возраст 1294±10 млн лет). Логично предположить, что полученная датировка соответствует времени закрытия изотопной системы биотита и соответствует времени становления этого тела.
Sm-Nd датирование. Тело габброидов 1036 было продатировано и изохронным Sm-Nd методом. По плагиоклазу, пироксену, роговой обманке и валу была получена изохрона, отвечающая возрасту 1343±110 млн лет с СКВО = 1.3, что, несмотря на значительную погрешность, не противоречит никаким другим изотопным данным (рис. 4).
U-Pb датирование. В 1.3 км к югу от пос. Бердяуш в небольшом карьере вскрыты мраморизованные доломиты саткинской свиты экзоконтакта Бердяушского массива, которые прорваны девятью дайками долери-тов и несколькими апофизами гранитоидов. Из тела порфировидных относительно хорошо сохранившихся мелкозернистых долеритов (проба 18102-7) были выделены цирконы, и проведено их датирование U-Pb методом (SHRIMP II, извлечение и датирование в ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского).
Все цирконы характеризуются высокими Th/U отношениями (0.5-1.4), что свидетельствует об их магматическом генезисе (например [Rubatto, 2017]). В итоге по восьми зернам получена конкордантная датировка 1349±11 млн лет (СКВ0=0.45). Результаты замеров приведены в табл. 4 и на рис. 5.
В карьере Радостном из небольшой дайки андезитов, рассекающей метаморфиты тараташского комплекса (архей - ранний протерозой) и габброиды су-имского комплекса (ранний рифей), были извлечены
1800
1600
1400
о
il 1200 <0 о ш
1000
800
Возраст плато = 1318 ± 10 млн лет
Интегральный возраст = 1294 ± 10 млн лет
20
40
60
80
100
Выделенный Ar, %
га О
20
40 60
Выделенный 39Ar, %
80
100
Рис. 3. Результаты Ar-Ar датирования пробы 1036 по монофракции биотита. Fig. 3. Ar-Ar dating of sample 1036 based on the biotite monofraction.
0
6
4
2
0
0
0.5122
0.5121
0.5120
"O
- 0.5119
"O
0.5118
0.5117
проба 1032
/
PX гг' 0
y HBL
/
/
PL
/
ROCK
Ж
/
- /
Возраст = 1343 ± 110 Ma Начальное отн. 143Nd/144Nd = 0.51075 ± 0.00010 СКВО = 1.3
0.5116
-+-
+
+
0.10
0.11
0.12 0.13 0.14
147Sm / 144Nd
+ 0.15
0.16
Рис. 4. Изохрона для пробы 1036 в координатах 147Sm/144Nd - 143Nd/144Nd. PL - плагиоклаз; PX - пироксен; HBL - роговая обманка; ROCK - валовая проба породы.
Fig. 4. Isochron for sample 1036 in the coordinates of 147Sm/144Nd - 143Nd/144Nd. PL - plagioclase; PX - pyroxene; HBL - hornblende; ROCK - bulk rock sample.
цирконы (лаборатория ГИН РАН), и проведено их датирование U-Pb методом (SHRIMP II, датирование проведено в ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского). Результаты первой попытки определения возраста для данного тела (извлечение и датирование было проведено в ЦИИ ВСЕГЕИ) приведены в статье [Khotylev et al., 2018].
Проанализированные цирконы характеризуются высоким Th/U отношением - 0.96-1.65, что свойственно цирконам магматического генезиса. По 11 зернам была получена конкордантная датировка 1365.6±6.6 млн лет (СКВ0=0.00083). Результаты замеров приведены в табл. 4 и на рис. 6.
Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1а, погрешности вычисленных возрастов, в том числе конкордантных, приводятся на уровне 2а. Построение графиков Аренса-Везерилла [Wetherill, 1956] с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX [Ludwig, 2003]. Коррекция на нерадиогенный свинец проводилась по измеренному 204Pb и современному изотопному составу свинца в модели Стейси - Крамерса [Stacey, Kramers, 1975].
Геохимическая характеристика. Породы кургасско-го комплекса характеризуются 46-52 % SiO2, 0.5-1.4 % K2O, 1.0-2.8 % Na2O и общей щелочностью до 4.5 % при несильном преобладании Na2O над K2O, что в целом отвечает габбро нормальной и чуть повышенной щелочности. Комплекс отличается умеренно высоким и при этом неравномерным содержанием оксида титана (рис. 7):
для большинства входящих в него тел оно составляет 1.9-2.5 %, но для отдельных разностей составляет лишь 0.5-0.7 % TiO2. Тела низкотитанистых габброидов на сегодняшний день не имеют изотопных датировок, но имеют очень схожую петрографическую характеристику и геологическое положение, что позволяет относить их тоже к кургасскому комплексу. Также для пород кургасского комплекса в целом характерно более высокое по сравнению с остальными габброидными комплексами содержание MgO: 6-8 % для большинства представителей и до 18 % в отдельных разностях. В породах аналогичных габбровых комплексов это значение составляет: повальненский 4-7 %, суим-ский 5-7 %, инзерский 3-8 % MgO. Содержания MgO и TiO2 связаны достаточно четкой отрицательной зависимостью (рис. 7).
Содержания прочих петрогенных оксидов находятся в пределах нормальных габбро: 9-17 % Al2O3, 9-10 % FeOT, 0.1-0.2 % P2O5. Содержание CaO невысокие - 2.5-11.0 %, видимо, за счет повышенной магнезиальности.
По характеру распределения редкоземельных и рассеянных элементов породы комплекса занимают промежуточное положение между E-MORB и OIB (рис. 8). Нормированные значения для тяжелых REE оказываются даже меньше, чем в базальтах СОХ и OIB, что может указывать на выплавление на значительных глубинах в зоне устойчивости граната, так как он концентрирует эти компоненты в себе. Неизменно присутствует отрицательная Ta-Nb аномалия, характерная для
207 Pb / 235 U
Рис. 5. Конкордия с замерами по цирконам для пробы 18102-7. Fig. 5. Concordia with measurements on zircons for sample 18102-7.
Рис. 6. Конкордия с замерами по цирконам для пробы Р51002. Fig. 6. Concordia with measurements on zircons for sample P51002.
подавляющего большинства габброидов Башкирского мегантиклинория [ЫоБОУа е! а1., 2012; Коуа1еу 2008], а вот обеднение Zr и Н проявлено крайне слабо. Обогащение свинцом и крупноионными элементами в части проб с большой вероятностью связано с привносом из вмещающих пород - по авторским данным содержания этих компонентов даже в пределах одного тела без петрологической зональности могут изменяться на порядок [КИо1у1еу, 2018]. Колебание содержаний стронция обычно регулируется количеством плагиоклаза. Резкое
обеднение ураном и обогащение барием ряда проб являют собой, скорее всего, результат метасоматоза.
Разности с относительно высокими содержаниями оксида титана в большинстве случаев обогащены всем спектром рассеянных элементов и не имеют четко выраженной положительной аномалии свинца. В противоположность им, низкотитанистые, обогащенные оксидом магния породы относительно обеднены рассеянными элементами, чаще имеют положительную аномалию свинца, характеризуются более четкими, в сравнении
m 2
MgO, вес %
Рис. 7. Диаграмма MgO-TiO2 для пород кургасского комплекса. Содержания компонентов в весовых процентах. Fig. 7. MgO-TiO2 plot for the rocks of the Kurgass complex. The contents of components are given in weight percentage.
4
3
0
500
100 :
ra q: о
Ci
о с
Cs Rb Ba T U Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd Zr Hf Sm Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu
Рис. 8. Мультиэлементная диаграмма для пород кургасского комплекса.
Содержания нормированы на примитивную мантию (PM). 1 - проба 1036; 2 - проба EQ-03-07; 3 - поле серии проб EQ-10; 4 - проба 18102-7; 5 - поле для тел кургасского комплекса без изотопных датировок; 6 - тренды эталонов E-MORB, N-MORB и OIB (подробнее см. в тексте). Эталоны E-MORB, N-MORB, OIB и РМ по [Sun, McDonough, 1989], данные для проб EQ-03-07 и EQ-10 по [Ernst et al., 2006].
Fig. 8. Multi-element diagram for the rocks of the Kurgass complex.
The contents are normalized to primitive mantle (PM). 1 - sample 1036; 2 - sample EQ-03-07; 3 - field of a series of samples EQ-10; 4 -sample 18102-7; 5 - field for bodies of the Kurgass complex without isotopic dating; 6 - trends of E-MORB, N-MORB and OIB standards (for more details, see text). E-MORB, N-MORB, OIB and RM standards after [Sun, McDonough, 1989]. Data for EQ-03-07 and EQ-10 samples from [Ernst et al., 2006].
с высокотитанистыми, отрицательными аномалиями Ta, Nb, Zr и Hf.
Впервые было установлено, что в породах кургас-ского комплекса проявлена площадная зональность, выраженная устойчивым изменением ряда геохимических параметров в меридиональном направлении. Так, кремнекислотность пород закономерно уменьшается с севера на юг: для самых северных тел кургасско-го комплекса характерно 55-57 % SiO2, в то время как южнее, в Бакальском районе, широко распространены породы с содержанием от 42 до 50-51 % SiO2. В этом же направлении увеличивается содержание магния: от 2-5 % MgO в габброидах, секущих тараташский комплекс на севере, до 15 % и более в южных частях в районе Бакальского рудного поля (рис. 9).
Также с севера на юг уменьшается значение отношения La/Yb: от 20-30 на Тараташском выступе до 5-8 в Бакальском районе (рис. 10).
4. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
На сегодняшний день для тел кургасского комплекса есть пять прецизионных изотопных датировок, полученных современными методами: 1385±1.4 (U-Pb, бадделеит), 1360±9 (40Ar/39Ar, биотит), 1318±10 (40Ar/39Ar, биотит), 1349±11 (U-Pb, циркон), 1365.6±6.6 (U-Pb, циркон) млн лет, то есть формирование комплекса пришлось на начало среднего рифея (авторами принят возраст нижней границы среднего рифея 1400 млн лет по [Puchkov et al., 2014a]). Таким образом, продолжительность всего рифтогенного процесса (если считать, что формирование кургасского комплекса на всем своем протяжении связано с машакским рифтингом) получается не менее 65 млн лет, что сопоставимо с длительностью всего кайнозоя.
Возможно, что рифтогенез и сопровождающий его магматизм действительно проявлялись на столь немаленьком интервале времени. Однако развитие современной Восточно-Африканской континентальной риф-товой системы заняло лишь 30 млн лет [Ring, 2014; Chorowicz, 2005], что в два раза меньше. Более вероятной представляется такая ситуация: в раннем и среднем рифее было несколько относительно недолгих импульсов магматизма, самый интенсивный из которых пришелся на начало среднего рифея. Но в силу ничтожно малого количества изотопных данных (менее десяти изотопных датировок для нескольких тысяч даек на всей площади Башкирского мегантиклинория), нередко больших погрешностей при определении изотопного возраста и возможных нарушений изучаемых изотопных систем и складывается впечатление «длительного и непрерывного» магматизма в течение 5060 млн лет.
Возможным способом разрешения этого вопроса является увеличение количества изотопных данных и более пристальный поиск иных признаков нескольких этапов магматизма - геологических, геохимических и петрографических, которые позволят разделять тела хотя бы на относительные этапы формирования.
Косвенным признаком того, что в рифейской истории Башкирского мегантиклинория есть ряд неизвестных на сегодня этапов растяжения, сопровождавшихся формированием даек, являются достаточно достоверные изотопные датировки, которые не вписываются в общепринятые этапы магматической активизации этого региона, например 1415±11 млн лет (цирконы, U-Pb SHRIMP II) по дацитам на южном окончании Тараташ-ского выступа [Tevelev et al., 2014] и ряд других [Kra-snobaev et al., 2017; Puchkov et al., 2011, 2014b].
Возраст дайки, секущей Бердяушский массив (1349± 11 млн лет), и ее взаимоотношения с вмещающими породами позволяют получить новые временные ограничения на длительность формирования массива и его постмагматическую эволюцию. Как обсуждалось во Введении, время формирования основных фаз Бердяуш-ского массива определяется недавними датировками в диапазоне 1365-1382 млн лет. Вмещающие дайку мра-моризованные карбонаты саткинской свиты и жилы гранитоидов рапакиви Бердяушского массива совместно деформированы с образованием реидных складок, в то время как дайки долеритов заполняют субпараллельные прямолинейные трещины и нарушены лишь единичными хрупкими субвертикальными разломами. Такие структурные соотношения долеритов с гранито-идами и доломитами указывают на то, что к моменту формирования дайковой серии Бердяушский массив не только сформировался, но и претерпел эксгумацию в приповерхностные горизонты коры. На это указывает и смена вязкопластических условий деформации на хрупкие и пойкилоофитовая структура долеритов изученной дайки. То есть этот процесс занял не более чем 15-30 млн лет, а если учесть погрешность определения возрастов, то, возможно, и меньше.
Породы кургасского комплекса представлены габбро и долеритами нормальной и повышенной щелочности и в большинстве своем характеризуются относительно высоким содержанием TiO2 (1.5-2.5 %) и умеренным содержанием MgO (4-8 %), хотя и являются при этом более обогащенными оксидом магния, чем прочие дайковые комплексы Башкирского мегантиклинория [Khotylev et al., 2017; Kovalev et al., 2015]. При этом в составе комплекса присутствуют и высокомагнезиальные разности, для которых типично пониженное содержание TiO2 (0.5-0.7 %), но значительное обогащение Cr (до 650 мкг/г) и Ni (до 500 мкг/г).
Высокотитанистые разности сильнее обогащены всем спектром рассеянных элементов и обычно не имеют свинцового максимума, в то время как породы, обогащенные магнием, отличаются обеднением рассеянными элементами, отчетливым свинцовым максимумом и более четкими отрицательными аномалиями Ta, Hf, Nb, Zr.
В породах кургасского комплекса было показано присутствие региональной геохимической зональности, которая выражена в уменьшении содержаний SiO2 и увеличении количества MgO с севера на юг. Подобное изменение состава может быть связано с уменьшением
55.8
55.6
•
О
О
о
SiO2, вес %
менее 40 40.01 до <45 45.01 до <48 48.01 до <50 50.01 до <52 52.01 до <55 55.01 до <60
ОО
(5
ОО
55.4
55.2
55
о оЛ * 0
•• m CD • •
•j • в coo
% ÖD • 00
54.8
40
45 50
SiO2, вес %
55
60
Рис. 9. Распределение содержания SiO2 в породах кургасского комплекса в зависимости от широты. Содержание SiO2 в весовых процентах.
Fig. 9. Distribution of the SiO2 content in the rocks of the Kurgas complex depending on latitude. The SiO2 content is given in weight percentage.
55.8
55.6 —
55.4 —
55.2 —
55
54.8
oo1
О ,
о о
ОО
о
CDCÖ О CD ОО
ООО£8 0
~ ОО О/З)
о
о
La /Yb О 5.01 до 10 О 10.01 до 20 О 20.01 до 40
Т-1-1-1—I I I I-г
10 La /Yb
т—I—I I I I 100
Рис. 10. Распределение отношения La/Yb в породах кургасского комплекса в зависимости от широты. Fig. 10. Distribution of the La/Yb content in the rocks of the Kurgas complex depending on latitude.
степени дифференциации расплава в этом направлении: длительная дифференциация на севере привела к кристаллизации основных фаз в промежуточных очагах и накоплению в расплаве кремнезема, в то время как южнее расплавы поднимались с меньшим количеством промежуточных остановок и не дифференцировались. Изменение кремнекислотности отражается непосредственно в минеральном составе пород: количество гранофировых кварц-полевошпатовых срастаний увеличивается от 1-5 % на юге до 20-25 % на севере Башкирского мегантиклинория, формируя изменение химического состава.
Если учесть, что формирование кургасского комплекса происходило одновременно с накоплением контрастной базальт-риолитовой толщи машакской и куваш-ской свит юго-восточнее [Puchkov, 2013], то раскрытие рифта вполне объясняет выявленную зональность: в центральной части рифта утонение литосферы позволяет подниматься расплавам с меньшим количеством промежуточных остановок, а на северной окраине рифта литосфера, вероятно, была мощнее и расплавы претерпевали более продолжительную дифференциацию.
Дополнительным признаком того, что подобные вариации составов являются следствием именно разной степени кристаллизационной дифференциации, а не вариаций степени плавления, служит то, что отношение La/Yb с севера на юг изменяется не очень значительно (см. рис. 10), в то время как содержания оксидов магния и кремния меняются в значительных интервалах. Таким образом, содержания несовместимых элементов меняются незначительно, а совместимых - весьма сильно. Если бы изменялась степень частичного плавления, то картина была бы обратной.
Региональная геохимическая зональность среди тел пикритов была ранее установлена А.А. Носовой с коллегами [Nosova et al., 2012]. Этими исследователями было показано, что среди пикритов и пикродолеритов высокотитанистые разности преобладают в поле Тара-ташского блока и дальше широко распространены на юг примерно до южного окончания кусино-копанского комплекса. Южнее сначала появляются, а потом и преобладают низкотитанистые разности. А.А. Носова с коллегами объясняют подобное распределение тем, что в северных частях распространены производные плавления мантийного источника с участием пироксе-нитов, а при смещении на юг появляются производные пироксенитовых и перидотитовых источников, причем последние преобладают в самых южных участках. Авторы данной статьи считают, что и для долери-тов, и для габброидов тоже возможно предполагать изменение состава протолита с севера на юг, что, впрочем, совершенно не противоречит предположению о различной степени дифференциации.
Машакское магматическое событие, приведшее к формированию изученных тел кургасского комплекса, представляет собой один из эпизодов глобальной эпохи мезопротерозойского анорогенного магматизма. Так, одновозрастные (в диапазоне 1.4-1.3 млрд лет назад)
проявления магматической активности известны в пределах Волго-Уральской антеклизы и Тимано-Печорской области [Puchkov et al., 2013], северной части Гренландии [Upton et al., 2005], Анабарского щита Сибирской платформы [Ernst et al., 2000, 2016], Северо-Китайской платформы [Yang et al., 2011], Западной Лаврентии и других континентальных блоков (см. обзоры [Ernst et al., 2008b; Puchkov et al., 2013]). Как правило, все эти проявления магматизма связывают с формированием крупной магматической провинции и распадом мезо-протерозойского суперконтинента Колумбия [Rogers, Santosh, 2002] или Нуна [Evans, Mitchell, 2011].
В большинстве существующих реконструкций уральская окраина Восточно-Европейской платформы представляет собой пассивную окраину мезопротерозой-ского суперконтинента Колумбия без каких-либо крупных континентальных блоков в непосредственной близости [Rogers, Santosh, 2002; Zhao et al., 2004; Hou et al., 2008].
Однако существуют и альтернативные модели, в том числе предполагающие расположение уральской окраины вблизи северо-восточной, в современных координатах, окраины Сибири [Evans, Mitchell, 2011], составного блока «Great Steppe», представляющего собой коллаж террейнов Урало-Монгольского пояса [Yakub-chuk, 2010], или даже Западной Африки [Zhang et al., 2012] или Австралии [Kuznetsov et al., 2012]. Для тестирования этих реконструкций необходим детальный анализ геологических комплексов, слагающих потенциально смежные блоки, а также получение надежных палеомагнитных данных для возрастного интервала, соответствующего машакскому магматизму. На данный момент можно заметить, что присутствие близких по возрасту дайковых комплексов в Гренландии, Сибири и на Восточно-Европейской платформе является аргументом в пользу пространственной близости этих блоков (реконструкция [Evans, Mitchell, 2011]).
При этом стоит отметить, что прямые геологические признаки, указывающие на формирование океанической коры в Машакской рифтовой структуре, на сегодняшний день неизвестны, что позволяет интерпретировать ее, в том числе, как внутриплитную риф-товую структуру, подобную Кенийской рифтовой зоне в Восточной Африке [Ardislamov et al., 2013].
5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Кургасский комплекс представлен многочисленными дайками и силлами, широко распространенными на западном склоне Южного Урала, главным образом среди раннерифейских терригенно-карбонат-ных толщ. Тела сложены габброидами с характерным красноватым клинопироксеном и содержат до 1520 % гранофировых кварц-полевошпатовых срастаний, что отличает их от даек прочих комплексов этой территории.
Преобладающее большинство пород характеризуются умеренно-высокими содержаниями TiO2 (до 2 %) и общим обогащением рассеянными элементами
до уровня, близкого к OIB. При этом прослеживается тенденция уменьшения содержаний SiO2 и рассеянных элементов и увеличения количества MgO с севера на юг. Это связано с уменьшением степени дифференциации расплавов и указывает на увеличение проницаемости литосферы в этом направлении, что логично соотносится с раскрытием в это время в Ямантауском антиклинории Машакской рифтовой структуры.
Комплекс формировался в течение длительного промежутка времени, как минимум с 1380 до 1318 млн лет. Этот этап магматической активности связан с растяжением на пассивной окраине суперконтинента Колумбия, во время которого формировались многочисленные вулканические и интрузивные комплексы, объединяемые в Машакскую магматическую провинцию и, возможно, имеющие плюмовую природу.
6. БЛАГОДАРНОСТИ
Авторы благодарят В.М. Мосейчука за возможность проведения полевых исследований, С.Г. Ковалева, Б.Б. Шкурского, П.Л. Тихомирова и И.А. Кошелеву за помощь при обработке и осмыслении петрологических и геохимических данных, а также И.А. Прудникова, С.С. Попова и Е.А. Володину за содействие при полевых изысканиях в непростых условиях Южного Урала.
7. ЛИТЕРАТУРА/REFERENCES
Alekseev A.A., 1979. Different-Age Picritic and Diabase-Picritic Complexes of the Western Slope of the Southern Urals (Bashkirian Meganticlinorium). Reports of the USSR Academy of Sciences 248 (4), 935-939 (in Russian) [Алексеев А.А. Разновозрастные пикритовые и диабаз-пикри-товые комплексы западного склона Южного Урала (Башкирский мегантиклинорий) // Доклады АН СССР 1979. Т. 248. № 4. С. 935-939].
Alekseev A.A., 1984. Riphean-Vendian Magmatism of the Western Slope of the Southern Urals. Nauka, Moscow, 136 p. (in Russian) [Алексеев А.А. Рифейско-вендский магматизм западного склона Южного Урала. М.: Наука, 1984. 136 с.].
Alekseyev A.A., Shakurov R.K., 2008. Leucite Basalt from the Leuza-1 Borehole in the Southern Pre-Urals. Lithosphere (4), 99-103 (in Russian) [Алексеев А.А., Шакуров Р.К. Лей-цитовый базальт из скважины Леуза-1 в Южном Пред-уралье // Литосфера. 2008. № 4. С. 99-103].
Ardislamov F.R., Saveliev D.E., Snachev A.V., Puchkov VN., 2013. Geology of the Mashak Formation of the Yamantauss Anticlinorium (Southern Urals). DesignPress, Ufa, 216 p. (in Russian) [Ардисламов Ф.Р., Савельев Д.Е., Сначёв А.В., Пучков В.Н. Геология машакской свиты Ямантаусского антиклинория (Южный Урал). Уфа: ДизайнПресс, 2013. 216 с.].
Belyaev A.M., Neymark L.A., Shebanov A.D., Larin A.M., 1996. Age and Origin of Mafic Xenoliths from Rapakivi Granites of the Berdiaush Massif (S. Urals, Russia). In: Rapa-kivi Granites and Related Rocks: Correlation on a Global Scale. Abstract Volome of the IGCP-315 Symposium. Helsinki, Finland, p. 6.
Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M., Aleinikoff J.N., Davis D.W., Korsch R.J., Foudoulis C., 2003. TEMORA 1: A New Zircon Standard for U-Pb Geochronology. Chemical Geology 200 (1-2), 155-170. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(03) 00165-7.
Bychkova Y.V., Nikolaeva I.Y., Ermina O.S., Tskhovrebo-va A.R., Shubin I.I., Stennikov A.V., 2018. The Details of a Method for the Preparation of Solid Geological Samples for ICP-MS Multielement Analysis. Moscow University Geology Bulletin 73 (6), 520-526. https://doi.org/10.3103/S0145 875218060042.
Bychkova Y.V., Sinitsyn M.Y., Petrenko D.B., Nikolaeva I.Y., Bugaev I.A., Bychkov A.Y., 2017. Method Peculiarities of Multi-element Analysis of Rocks with Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometry. Moscow University Geology Bulletin 72 (1), 56-62. https://doi.org/10.3103/S014587521 7010033.
Chorowicz J., 2005. The East African Rift System. Journal of African Earth Sciences 43 (1-3), 379-410. https:// doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2005.07.019.
Elmis R., Krupenin M.T., Bogatov V.I. et al., 2000. Early Riphean Age of the Main Generation of Diabase Dikes in the Lower Riphean Rocks of the Bakala Region (Southern Urals). In: Petrography at the turn of the 21st century. Materials of the Second All-Russia Petrographic Meeting. Vol. IV. Geoprint, Syktyvkar, p. 228-232 (in Russian) [Эльмис Р., Крупенин М.Т., Богатов В.И. и др. Раннерифейский возраст основной генерации диабазовых даек в нижне-рифейских породах района Бакала (Южный Урал) // Петрография на рубеже XXI века: Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар: Геопринт, 2000. Т. IV. С. 228-232].
Ernst R.E., Buchan K.L., Hamilton M.A., Okrugin A.V., Tomshin M.D., 2000. Integrated Paleomagnetism and U-Pb Geochronology of Mafic Dikes of the Eastern Anabar Shield Region, Siberia: Implications for Mesoproterozoic Paleo-latitude of Siberia and Comparison with Laurentia. The Journal of Geology 108 (4), 381-401. https://doi.org/10. 1086/314413.
Ernst R.E., Haines J.A., Puchkov V.N. et al., 2008a. Reconnaissance Ar-Ar Dating of Proterozoic Dolerite Dykes and Sills in Siberia and the Southern Urals: Identification of New Large Magmatic Provinces and Use of the Nuna Supercontinent (Colombia) During Reconstruction. In: Yu.V. Karya-kin (Ed.), Materials of XLI Tectonic Meeting. Vol. 2. GEOS, Moscow, p. 492-496] (in Russian) [Эрнст Р.Э., Хейнс Дж.А., Пучков В.Н. и др. Рекогносцировочное Ar-Ar датирование протерозойских долеритовых даек и силлов в Сибири и на Южном Урале: идентификация новых крупных магматических провинций и использование при реконструкции суперконтинента Нуна (Колумбия) // Материалы XLI Тектонического совещания / Ред. Ю.В. Карякин. Т. 2. М.: ГЕОС, 2008. С. 492-496].
Ernst R.E., Okrugin A.V., Veselovskiy R.V., Kamo S.L., Hamilton M.A., Pavlov V., Soderlund U., Chamberlain K.R., Rogers C., 2016. The 1501 Ma Kuonamka Large Igneous Province of Northern Siberia: U-Pb Geochronology, Geochemistry, and Links with Coeval Magmatism on Other
Crustal Blocks. Russian Geology and Geophysics 57 (5), 653671. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2016.01.015.
Ernst R.E., Pease V., Puchkov V.N., Kozlov VI., Sergeeva N.D., Hamilton M., 2006. Geochemical Characterization of Pre-cambrian Magmatic Suites of the Southeastern Margin of the East European Craton, Southern Urals, Russia. In: VN. Puchkov, R.F. Abdrakhmanov, I.B. Seravkin (Eds), Geological collection 5. Ufa, p. 1-45 [Геологический сборник / Ред. В.Н. Пучков, Р.Ф. Абдрахманов, И.Б. Серавкин. Уфа, 2006. № 5. С. 1-45].
Ernst R.E., Wingate M.T.D., Buchan K.L., Li Z.X., 2008b. Global Record of 1600-700Ma Large Igneous Provinces (LIPs): Implications for the Reconstruction of the Proposed Nuna (Columbia) and Rodinia Supercontinents. Precam-brian Research 160 (1-2), 159-178. https://doi.org/10.10 16/j.precamres.2007.04.019.
Evans D.A.D., Mitchell R.N., 2011. Assembly and Breakup of the Core of Paleoproterozoic-Mesoproterozoic Supercontinent Nuna. Geology 39 (5), 443-446. https://doi.org/ 10.1130/g31654.1.
Gorozhanin V.M., Sergeeva N.D., Gorozhanina E.N., Puch-kov VN., Kuznetsov N.B., Ratov A.A., 2013. Tectonic-sedimentation Models of the Formation of Volcanic-sedimentary Deposits of the Ai Formation in the Navysh Time (Southern Urals). In: V.N. Puchkov, R.F. Abdrakhmanov, I.B. Seravkin (Eds), Geological Collection 10. Information Materials. DesignPress, Ufa, p. 3-20 (in Russian) [Горожанин В.М., Сергеева Н.Д., Горожанина Е.Н., Пучков В.Н., Кузнецов Н.Б., Ратов А.А. Тектоно-седиментационные модели образования вулканогенно-осадочных отложений айской свиты в навышское время (Южный Урал) // Геологический Сборник. Информационные материалы / Ред. В.Н. Пучков, Р.Ф. Абдрахманов, И.Б. Серавкин. Уфа: ДизайнПресс, 2013. № 10. С. 3-20].
Hou G., Santosh M., Qian X., Lister G.S., Li J., 2008. Configuration of the Late Paleoproterozoic Supercontinent Columbia: Insights from Radiating Mafic Dyke Swarms. Gondwa-na Research 14 (3), 395-409. https://doi.org/10.1016/j. gr.2008.01.010.
Khotylev A.O., 2018. The Evolution of Late Precambrian Magmatism in the Northern Part of the Bashkirian Meganticlinorium. PhD Thesis (Candidate of Geology and Mineralogy). Moscow, 210 p. (in Russian) [Хотылев А.О. Эволюция позднедокембрийского магматизма северной части Башкирского мегантиклинория: Дис. ... канд. геол.-мин. наук. Москва, 2018. 210 с.].
Khotylev A.O., Devisheva N.B., Tevelev Al.V, Moseichuk V.M., 2018. The First Evidence for Mesozoic Magmatism on the Western Slope of the Southern Urals. Moscow University Geology Bulletin 73 (6), 494-503. https://doi.org/10.31 03/S0145875218060078.
Khotylev A.O., Tevelev A.V., 2018. The Geochemical Characteristics of the Early Riphean Navysh Volcanic Complex (Southern Urals). Moscow University Geology Bulletin 73 (1), 24-30. https://doi.org/10.3103/S0145875218010040.
Khotylev A.O., Tevelev Al.V., Moseichuk VM., Bychkov A.Yu., Devisheva N.B., 2017. The Suim and Kurgas Riphean Dyke Complexes: Composition and Petrological Features (Southern
Urals, Bashkirian Meganticlinorium). Bulletin of the Moscow Society of Naturalists. Geological Department 92 (5), 3-14 (in Russian) [Хотылев А.О., Тевелев Ал.В., Мосейчук В.М., Бычков А.Ю., Девишева Н.Б. Суимский и кургасский рифейские дайковые комплексы: состав и петрологические особенности (Южный Урал, Башкирский меган-тиклинорий) // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2017. Т. 92. № 5. С. 3-14].
Kovalev S.G., 2008. Late Precambrian Rifting in the Geological History of the Western Slope of the South Urals. Geo-tectonics 42 (2), 137-146. https://doi.org/10.1134/s001 6852108020040.
Kovalev S.G., 2011. New Geochemical Data and Conditions of Formation of Diabase-Picritic Magmatism in the Southern Urals Western Slope. Lithosphere (2), 68-83 (in Russian) [Ковалев С.Г. Новые данные по геохимии диа-баз-пикритового магматизма западного склона Южного Урала и условия его формирования // Литосфера. 2011. № 2. С. 68-83].
Kovalev S.G., Vysotsky S.I., Kovalev S.S., 2015. Petrogeo-chemistry of Igneous Complexes of the Western Slope of the Southern Urals and the East of the East European Platform. In: V.N. Puchkov, R.F. Abdrakhmanov, I.B. Seravkin (Eds), Geological Collection 10. Information Materials. Svoe Publishing House, Saint Petersburg, p. 117-137 (in Russian) [Ковалев С.Г., Высоцкий С.И., Ковалев С.С. Петро-геохимия магматических комплексов западного склона Южного Урала и востока Восточно-Европейской платформы // Геологический сборник / Ред. В.Н. Пучков, Р.Ф. Абдрахманов, И.Б. Серавкин. СПб.: Свое издательство, 2015. № 15. С. 117-137].
Kozlov V.I., Makushin A.A., Shalaginov V.V., 2001. Geological Map of the Russian Federation and the Adjacent Territory of the Republic of Kazakhstan N-40 (41) (Ufa). New Series. Map of Pre-Quaternary Formations. Scale 1:100000. Ed. VI. Kozlov. VSEGEI, Saint Petersburg (in Russian) [Козлов В.И., Макушин А.А., Шалагинов В.В. Геологическая карта Российской Федерации и сопредельной территории Республики Казахстан N-40 (41) (Уфа). Новая серия. Карта дочетвертичных образований. Масштаб 1:100000 / Ред. В.И. Козлов. СПб.: ВСЕГЕИ, 2001].
Krasnobaev A.A., Kozlov V.I., Puchkov V.N., Busharina S.V., Sergeeva N.D., Paderin I.P., 2013. Zircon Geochronology of the Mashak Volcanic Rocks and the Problem of the Age of the Lower-middle Riphean Boundary (Southern Urals). Stratigraphy and Geological Correlation 21 (5), 465-481. https://doi.org/10.1134/S0869593813050055.
Krasnobaev A.A., Puchkov V.N., Sergeeva N.D., Shokal-ski S.P., Busharina S.V., 2017. Polychronous Zirconology of Syenites from the Avashla Intrusion in the Kurgass Anticline (Southern Urals). Doklady Earth Sciences 473 (1), 323328. https://doi.org/10.1134/S1028334X1703014X.
Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Shatsillo A.V, Golovano-va I.V., Danukalov K.N., Meert J., 2012. The Age of Detrital Zircons from Asha Group, Southern Ural - Verification of Idea about the Spatial Conjugation of Baltica and Australia within the Rodinia Supercontinent (a Positive Test of
the «Australia Upside Down Conception»). Litosfera (Lithosphere) (4), 59-77 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Рома-нюк Т.В., Шацилло А.В., Голованова И.В., Данукалов К.Н., Меерт Дж. Возраст детритных цирконов из ашинской серии Южного Урала - подтверждение пространственной сопряженности Уральского края Балтики и Квинс-лендского края Австралии в структуре Родинии («Australia Upside Down conception») // Литосфера. 2012. № 4. С. 59-77].
Lennykh V.I., Petrov VI., 1978. Diabases of the Taratash Complex and its Framing. In: V.I. Lennykh, A.I. Belkovsky (Eds), Volcanism, Metamorphism and Ferruginous Quar-tzites in the Framing of the Taratash Complex. Ural SC of the USSR Acad. Sci., Sverdlovsk, p. 59-67 (in Russian) [Ленных В.И., Петров В.И. Диабазы тараташского комплекса и его обрамления // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса / Ред. В.И. Ленных, А.И. Белковский. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 59-67].
Ludwig K.R., 2001. Squid 1.02: A User Manual. Berkeley Geochronological Center Special Publication No. 2. Berkeley, USA, 19 p.
Ludwig K.R., 2003. User's Manual for Isoplot/EX, Version 3.00. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication No. 4. Berkeley, USA, 71 p.
Nosova A.A., Sazonova L.V, Kargin A.V., Larionova Y.O., Go-rozhanin, VM., Kovalev S.G., 2012. Mesoproterozoic Within-Plate Igneous Province of the Western Urals: Main Petroge-netic Rock Types and their Origin. Petrology 20 (4), 356390. https://doi.org/10.1134/s086959111204008x.
Puchkov V.N., 2012. Dike Swarms and Related Igneous Complexes in the Urals. Geotectonics 46 (1), 37-46. https:// doi.org/10.1134/s0016852112010050.
Puchkov V.N., 2013. Plumes in the Geological History of the Urals. Bulletin of the Moscow Society of Naturalists. Geological Department 88 (4), 64-73 (in Russian) [Пучков В.Н. Плюмы в геологической истории Урала // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2013. Т. 88. № 4. С. 64-73].
Puchkov V.N., Bogdanova S.V., Ernst R.E., Kozlov V.I., Krasnobaev A.A., Soderlund U., Sergeeva N.D., 2013. The ca. 1380 Ma Mashak Igneous Event of the Southern Urals. Lithos 174, 109-124. https://doi.org/10.1016/j.lithos.20 12.08.021.
Puchkov V.N., Kozlov V.I., Krasnobaev A.A., 2011. Paleozoic U-Pb SHRIMP Dating of Igneous Rocks of the Bashki-rian Meganticlinorium. In: V.N. Puchkov, R.F. Abdrakhma-nov, I.B. Seravkin (Eds), Geological Collection 9. Anniversary Issue. Information Materials. Ufa, p. 36-43 (in Russian) [Пучков В.Н., Козлов В.И., Краснобаев А.А. Палеозойские U-Pb SHRIMP-датировки магматических пород Башкирского мегантиклинория // Геологический сборник. № 9. Юбилейный выпуск. Информационные материалы / Ред. В.Н. Пучков, Р.Ф. Абдрахманов, И.Б. Серавкин. Уфа, 2011. С. 36-43].
Puchkov V.N., Krasnobaev A.A., Sergeeva N.D., 2014a. The New Data on Stratigraphy of the Riphean Stratotype in the
Southern Urals, Russia. Journal of Geoscience and Environment Protection 2 (3), 108-116. https://doi.org/10.4236/ gep.2014.23015.
Puchkov V.N., Krasnobaev A.A., Sergeeva N.D., Bushari-na S.V., Rodionov N.V., Bayanova T.B., 2014b. Archean Metabasic Rocks at the Base of the Riphean of the Bashkirian Meganticlinorium (Southern Urals). Doklady Earth Sciences 457 (1), 835-841. https://doi.org/10.1134/S1028334 X14070083.
Puchkov V.N., Sergeeva N.D., Krasnobaev A.A., 2017. Stra-tigraphic Diagram of the Riphean Stratotype of the Southern Urals. In: Geology. News of the Department of Earth Sciences and Natural Resources, Academy of Sciences of the Republic of Bashkortostan, No. 23, p. 3-26 (in Russian) [Пучков В.Н., Сергеева Н.Д., Краснобаев А.А. Стратиграфическая схема стратотипа рифея Южного Урала // Геология. Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов Академия наук Республики Башкортостан. 2017. № 23. С. 3-26].
Ring U., 2014. The East African Rift System. Austrian Journal of Earth Science 107 (1), 132-146.
Rogers J.J.W., Santosh M., 2002. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic Supercontinent. Gondwana Research 5 (1), 5-22. https://doi.org/10.1016/s1342-937x (05)70883-2.
Ronkin Y.L., Tichomirowa M., Maslov A.V., 2016. The Southern Urals Large Igneous Province with an Age of Approximately 1380 Ma: Precision U-Pb ID-TIMS Constraints. Doklady Earth Sciences 468 (2), 587-592. https://doi.org/ 10.1134/S1028334X16060210.
Rubatto D., 2017. Zircon: The Metamorphic Mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 83 (1), 261-295. https://doi.org/10.2138/rmg.2017.83.9.
Rumyantseva N.A., 1963. Volcanism of the Western Slope of the Middle and Southern Urals. In: Magmatism, Meta-morphism and Metallogeny of the Urals. Ural Branch of the USSR Acad. Sci., Sverdlovsk, Vol. 2, p. 123-130 (in Russian) [Румянцева Н.А. Вулканизм западного склона Среднего и Южного Урала // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск: УФАН СССР, 1963. Т. 2. С. 123-130].
Sazonova L.V., Nosova A.A., Larionova Yu.O., Kargin A.V., Kovalev S.G., 2011. Mesoproterozoic Picrites of the Eastern Margin of the East European Platform and the Bashkirian Meganticlinorium: Petrogenesis and Major- and Trace-Element Composition of Olivine and Clinopyroxene. Lithosphere (3), 64-83 (in Russian) [Сазонова Л.В., Носова А.А., Ларионова Ю.О., Каргин А.В., Ковалев С.Г. Мезопротеро-зойские пикриты восточной окраины Восточно-Европейской платформы и Башкирского мегантиклинория: петрогенезис и особенности составов оливина и кли-нопироксена // Литосфера. 2011. № 3. С. 64-83].
Shvetsov P.N., Kraev Yu.P., Shumikhin E.A., Yamaev F.A., 1976. Magmatic Formations of the Central Ural Uplift (Within the Territory of Bashkiria). In: Magmatism, Metamorphism and Metallogeny of the Western Slope of the Urals. Bash-kirian Branch of the USSR Acad. Sci, p. 23-31 (in Russian) [Швецов П.Н., Краев Ю.П., Шумихин Е.А., Ямаев Ф.А.
Магматические формации Центрально-Уральского поднятия (в пределах Башкирии) // Магматизм, метаморфизм, металлогения западного склона Урала. Уфа: БФАН СССР, 1976. С. 23-31].
Sindern S., Ronkin Yu.L., Kramm U., Maslov A.V., Lepikhi-na O.P., 2003. Isotope Geochronology in Solving the Problems of Geodynamics and Ore Genesis. In: Materials of the II Russian Conference on Geochronology. Institute of Pre-cambrian Geology and Geochronology, Saint Petersburg, p. 461-465 (in Russian) [Синдерн С., Ронкин Ю.Л., Крамм У., Маслов А.В., Лепихина О.П. Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза // Материалы II Российской конференции по геохронологии. Спб.: ИГГД РАН, 2003. С. 461-465].
Stacey J.S., Kramers J.D., 1975. Approximation of Terrestrial Lead Isotope Evolution by a Two-stage Model. Earth and Planetary Science Letters 26 (2), 207-221. https://doi. org/10.1016/0012-821x(75)90088-6.
Stratigraphic Code of Russia, 2019. Third Edition, Revised and Supplemented. VSEGEI, Saint Petersburg, 96 p. (in Russian) [Стратиграфический кодекс России. Издание третье, исправленное и дополненное. СПб.: ВСЕГЕИ, 2019. 96 с.].
Sun S.-S., McDonough W.F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society, London, Special Publications 42 (1), 313-345. https://doi.org/10. 1144/gsl.sp.1989.042.01.19.
Tevelev Al.V, Kosheleva I.A., Khotylev A.O., Tevelev ArkV, Prudnikov I.A., 2014. Peculiarities of the Structure and Evolution of the Riphean Ai Volcanic Complex, South Urals. Moscow University Geology Bulletin 69 (5), 289-298. https://doi. org/10.3103/S0145875214050111.
Travin A.V., Yudin D.S., Vladimirov A.G., Khromykh S.V., Volkova N.I., Mekhonoshin A.S., Kolotilina T.B., 2009. Ther-mochronology of the Chernorud Granulite Zone, Ol'khon Region, Western Baikal Area. Geochemistry International 47 (11), 1107-1124. https://doi.org/10.1134/s0016702 909110068.
Upton B.G.J., Ramo O.T., Heaman L.M., Blichert-Toft J., Kalsbeek F., Barry T.L., Jepsen H.F., 2005. The Mesoprotero-zoic Zig-Zag Dal Basalts and Associated Intrusions of Eastern North Greenland: Mantle Plume-lithosphere Interaction. Contributions to Mineralogy and Petrology 149, 40-56. https:// doi.org/10.1007/s00410-004-0634-7.
Wetherill G.W., 1956. Discordant Uranium-lead Ages, I. Transactions, American Geophysical Union 37 (3), 320326. https://doi.org/10.1029/tr037i003p00320.
Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., Von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W., 1995. Three Natural Zircon Standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, Trace Element and REE Analyses. Geostandards Newsletter 19 (1), 1-23. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.1995.tb00147.x.
Williams I.S., 1998. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. In: M.A. McKibben, W.C. Shanks III, W.I. Ridley (Eds), Applications of Microanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes. Reviews in Economic Geology, Vol. 7, p. 1-35.
Yakubchuk A., 2010. Restoring the Supercontinent Columbia and Tracing Its Fragments after Its Breakup: A New Configuration and a Super-Horde Hypothesis. Journal of Geodynamics 50 (3-4), 166-175. https://doi.org/10.1016/ j.jog.2010.03.001.
Yang K.-F., Fan H.-R., Santosh M., Hu F.-F., Wang K-Y., 2011. Mesoproterozoic Mafic and Carbonatitic Dykes from the Northern Margin of the North China Craton: Implications for the Final Breakup of Columbia Supercontinent. Tectono-physics 498 (1-4), 1-10. https://doi.org/10.1016/j.tecto. 2010.11.015.
Zhang S., Li Z.-X., Evans D.A.D., Wu H., Li H., Dong J., 2012. Pre-Rodinia Supercontinent Nuna Shaping up: A Global Synthesis with New Paleomagnetic Results from North China. Earth and Planetary Science Letters 353-354, 145155. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2012.07.034.
Zhao G., Sun M., Wilde S.A., Li S., 2004. A Paleo-Meso-proterozoic Supercontinent: Assembly, Growth and Breakup. Earth-Science Reviews 67 (1-2), 91-123. https://doi. org/10.1016/j.earscirev.2004.02.003.
ALEXEY O. KHOTYLEV
Candidate of Geology and Mineralogy M.V. Lomonosov Moscow State University 1 Leninskie Gory, GSP-1, Moscow 119991, Russia e-mail: akhotylev@gmail.com ORCID: 0000-0002-5409-5012
АЛЕКСЕЙ ОЛЕГОВИЧ ХОТЫЛЕВ
канд. геол.-мин. наук
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1, Россия
ALEXANDER V. TEVELEV
Doctor of Geology and Mineralogy M.V. Lomonosov Moscow State University 1 Leninskie Gory, GSP-1, Moscow 119991, Russia e-mail: atevelev@rambler.ru ORCID: 0000-0002-1059-7598
АЛЕКСАНДР ВЕНИАМИНОВИЧ ТЕВЕЛЕВ
докт. геол.-мин. наук
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1, Россия
YANA V. BYCHKOVA
Candidate of Geology and Mineralogy M.V. Lomonosov Moscow State University 1 Leninskie Gory, GSP-1, Moscow 119991, Russia ORCID: 0000-0002-0931-9101
ЯНА ВЯЧЕСЛАВОВНА БЫЧКОВА
канд. геол.-мин. наук
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1, Россия
ANTON V. LATYSHEV
Candidate of Geology and Mineralogy M.V. Lomonosov Moscow State University 1 Leninskie Gory, GSP-1, Moscow 119991, Russia Schmidt Institute of Physics of the Earth of the RAS 10-1 Bolshaya Gruzinskaya St, Moscow 123242, Russia e-mail: anton.latyshev@gmail.com ORCID: 0000-0003-1834-2095
АНТОН ВАЛЕРЬЕВИЧ ЛАТЫШЕВ
канд. геол.-мин. наук
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1, Россия Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН 123242, Москва, ул. Большая Грузинская, д. 10, стр. 1, Россия
MAIIA B. ANOSOVA
Post-graduate Student
M.V. Lomonosov Moscow State University
1 Leninskie Gory, GSP-1, Moscow 119991, Russia
e-mail: mai.anosova@yandex.ru
ORCID: 0000-0001-5279-7160
МАЙЯ БОРИСОВНА АНОСОВА
аспирант
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, д. 1, Россия
