CC BY
66
A.B. МасловВ.Г. Изотов2, М.В. Ишерская3, Ю.Л. Ронкин1, Г.А. Петров1, JJ.M. Ситдикова2, О.П. Лепихина1
'Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург -Казанских! университет, Казань -'Институт геологии УНЦ РАН, Уфа maslov @ igg.uran.ru
СИСТЕМАТИКА РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ПОРОДАХ КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО ФУНДАМЕНТА И БАЗАЛЬНЫХ ГОРИЗОНТОВ РИФЕЯ ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ ОБЛАСТИ
Изучение систематики РЗЭ кристаллических пород фундамента восточной части Восточно-Европейской платформы и тонкозернистых осадочных образований базальных уровней рифея (актанышская и можаровская свиты кырпинской серии нижнего рифея) Волго-Уральской области показало, что источниками кластики для них являлись, в основном, архейские и раннепротерозойские гранитоиды и ТТГ-ассоциации. Однако, значения Т для кристаллических пород фундамента существенно превосходят значения Nd модельного возраста, характерные для тонкообломочных пород базальных уровней типового разреза рифея Южного Урала. Это дает основания считать, что прямой размыв кристаллических пород не был ведущим фактором формирования рифейских и вендских осадочных последовательностей, известных в области сочленения ВЕП и Западной мега-зоны Урала, так как для последних столь древние Nd модельные возраста не характерны.
Имеющиеся в литературе данные о составе и геохимических особенностях пород цоколя Восточно-Европейс-кой платформы (ВЕП) получены преимущественно в середине 1970 - начале 1980 гг. и в настоящее время не могут быть эффективно использованы для решения проблемы реконструкции взаимосвязей состава палеоводосборов и сформированных за счет их эрозии осадочных последовательностей верхнего докембрия Волго-Уральской области и Западной мегазоны Урала. В этой связи представляется весьма акту альным установление на базе современных прецизионных геохимических данных вклада дорифейс-ких кристаллических комплексов в формирование мощных осадочных последовательностей позднего докембрия, известных в области сочленения ВЕП и Урала.
Рифейскис отложения широко распространены на востоке ВЕП. где выполняют Камско-Бсльский и Серноводс-ко-Абдулинский прогибы (авлакогены) и залегают на склонах Татарского, Оренбу ргского и Пермско-Башкирского сводов. Мощность их закономерно увеличивается по направлению к Уралу7 от первых десятков и сотен метров до 13 км и более (Иванова и др.. 1969; Алиев идр., 1977;Пост-никова, 1977;Лозин, 1994; Романов и Ишерская. 1998;Стра-тиграфическая..., 2000; Белоконьидр.. 2001 идр).
Строение базальных уровней рифея. Нижнерифейс-кие отложения вскрыты глубокими скважинами, в основном, по восточной периферии Татарского свода - на северном борту Серноводско-Абдулинского авлакогена и в северо-западных районах Камско-Бельского авлакогена.
В Стратиграфической схеме рифейских и вендских отложений Волго-Уральской области, принятой на совещании в г. Уфе в 1999 г. (Стратиграфическая.... 2000). нижний рифей Камско-Бельского авлакогена расчленен на кара-чевскую и кырпинскую серии. Первая из них состоит из кузякинской и курмашевской свит, вторая, в свою очередь, включает прикамскую и орьебашскую подсерии. Прикам-ская подсерия объединяет петнурскую, норкинскую. рот-ковекую и минаевскую свиты; в состав орьебашской под-ссрии входят калтасинская и надеждинская свиты. В осно-
вании кырпинской серии присутствует базальная сара-пульская свита. Примечательно, что столь сложной «конструкции» (2 серии, 2 подсерии, 11 свит), созданной на основании данных по весьма ограниченному числу скважин, в типовом разрезе рифея Башкирского мегантиклинория отвечают всего три свиты - айская, саткинская и бакальская.
В. А. Романов и М.В. Ишерская (1998.2001) расчленяют нижнерифейские образования Камско-Бельского авлакогена и Серноводско-Абдулинского авлакогена более просто, выделяя в разрезе кырпинской серии снизу вверх актаныш-скую. можаровскую, калтасинскую и надеждинекую свиты. Этой схемы мы и придерживаемся ниже при изложении фактического материала и обсуждении резу льтатов.
Актанышская свита является базальным подразделением кырпинской серии и по результатам бурения на Мензелино-Акганышской и Арланской площадях подразделяется на азякульскую и норкинску ю подсвиты.
Азякульская подсвита наиболее полно представлена в скв. 20005 Карачовская (инт. 3387-3770 м). Здесь породы подсвиты несогласно залегают на глубоко размытых образованиях кристаллического фундамента и согласно, с постепенным переходом, перекрыты породами норкинской подсвиты. Азякульская подсвита объединяет серые и розовато-серые. преимущественно мелко- и среднезернис-тые. реже крупнозернистые, кварцевые и полевошпато-кварцевые (в основном в верхней части разреза) песчаники. среди которых иногда можно видеть маломощные прослои алевролитов. Мощность подсвиты варьирует от 383 м (скв. 20005) до 90 м (скв. 203).
Норкинская подсвита (инт. 2650-3387 м в скв. 20005 Карачовская и 2834-3435 м в скв. 203 Мензелино-Актанышская) сложена в основном грубо- и тонкопереслаивакнцимися бу-ровато-фиолетовыми. розовато-коричневыми и реже зелено-вато-серыми глинистыми сланцами и алевролитами, среди которых присутствуют прослои мелю- и среднезернистых. полевошпато-кварцевых и аркозовых песчаников, а также песчанистых доломитов. Мощность отложений подсвиты в скв. 20005 и 203 составляет соответственно 737 и 601 м.
|— научно-технический журнал
ЖИЖ Георесурсы К24>
Общая мощность отложений актанышской свиты в скв. 20005 и 183 составляет 1120 м и 692 м. По данным сейсморазведки МОГТ, мощность названного литостра-тиграфического подразделения увеличивается к северу и юго-востоку от Мснзслино-Актанышской площади, и в осевой зоне Камско-Бельского авлакогена составляет от 900 до 1200, а иногда и 1500 м (Романов и Ишерская. 1998, 2001; Маслов и Ишерская, 1998).
В пределах Камско-Бельского авлакогена отложения актанышской свиты почти повсеместно перекрыты породами можаровской свиты. В то же время в ряде мест (Серно-водсю-Абдулинский авлакоген, юго-восточный склон Татарского и северный склон Оренбургского сводов) породы можаровской свиты или одновозрастныс ей образования1 несогласно перекрывают кристаллический фундамент и являются базальной толщей всей рифсйской мега-последовательности (Романов и Ишерская. 1997).
Можаровская свита объединяет преимущественно красноцветные породы: кварц-полевошпатовые и аркозо-вые гравелиты, песчаники, алевролиты и глинистые сланцы с прослоями песчанистых доломитов и доломитовых мергелей, а также линзами мелкогалечных конгломератов. Наиболее полно отложения свиты представлены на территории платформенного Башкортостана. Здесь и в прилежащих районах Татарстана в ее составе выделяются рот-ковская (нижняя) и минаевская (верхняя) подсвиты.
Ротковская подсвита (инт. 3780-4241 м в скв. 7000 Ар-ланская, инт. 2030-2650 м в скв. 20005 Карачовская и инт. 2150-2834 м в скв. 203 Мензслино-Актанышская) слагается розовато- и буровато-красными, а также розовато-се-рыми разнозернистыми полевошпато-кварцевыми, кварцевыми и аркозовыми песчаниками с рассеянной галькой и гравийными зернами. В виде маломощных прослоев и линз среди них встречаются мелкогалечные конгломераты, гравелиты, глинистые сланцы и алевролиты. Мощность ротковской подсвиты изменяется в широких пределах. На юго-восточном склоне Татарского свода она составляет всего 13-31 м, на северном склоне Оренбургского свода увеличивается до 124 м, в пределах Серноводско-Абдулин-ского авлакогена с запада на восток мощность отложений ротковской подсвиты растет от 44 до 178 м (а к югу до 266 м). В Камско-Бельском авлакогене в скв. 20005 мощность ротковской подсвиты равна 620 м, а в скв. 7000 - 461 м.
Минаевская подсвита вскрыта глубокими скважинами на юго-восточном склоне Татарского свода, в северной прибортовой полосе Камско-Бельского авлакогена, а также на северном склоне Оренбургского свода. Мощность отложений подсвиты в скв. 7000 Арланская составляет 277 м (инт. 3503-3780 м), в скв. 20007 Сулинская- 160 м (3042-3202 м), в скв. 20005 Карачовская - 100 м (2030-1930 м) ив скв. 203 Мензелино-Актанышская-185 м (1965-2150 м). Сложена она преимущественно карбонатно-терриген-ными отложениями, окрашенными в буровато-красные, реже светло-, розовато-серые тона (Романов и Ишерская, 1998). В Камско-Бельском авлакогене минаевская подсвита представлена полевошпато-кварцевыми алевролитами и аргиллитами с прослоями шоколадно-коричневых доломитов, мергелей и буровато-розовых кварц-полевошпа-
1 По мнению В.А. Романова и М.В. Ишерской (1998), на территории Самарской области это боровская свита, на юге Татарстана -троицкая и мизтиревская свиты, на востоке Татарстана зияшев-ская, а в пределах Удмуртии и Пермской области - прикамская.
Рис.1. Кврац-плагиоклазовый амфиболит. Скв.678, Тлянчи-Тамакская, инт. 2257,0 - 2262,0 м.
товых, реже кварцевых песчаников, гравелитов и мелкогалечных конгломератов. В Серноводско-Абдулинском авлакогене и на склонах Татарского (ТС) и Оренбургского (ОС) сводов в разрезах подсвиты преобладают пестроц-ветные и красноцветные кварц-полевошпатовые и арко-зовые алевролиты и глинистые сланцы с прослоями кварцевых, полевошпато-кварцевых и полимикговых разнозер-нистых песчаников и гравелитов. Общая мощность отложений можаровской свиты, по данным бурения, составляет от 50-90 м на склонах ТС до ~ 250 м на северном склоне ОС, и от 430 м в Серноводско-Абдулинском авлакогене до 740-860 м на северо-западе Камско-Бельского авлакогена. В центральной части Камско-Бельского авлакогена, по данным сейсморазведки МОГТ (Романов и Ишерская, 1998), мощность отложений свиты увеличивается до 1200-1500 м. Практически повсеместно отложения можаровской свиты согласно перекрыты доломитами калтасинской свиты.
Петрографические данные об источниках сноса. По данным минералого-петрографических исследований (Иванова и др., 1969; Алиев и др., 1977: Лагутенкова, Чепикова, 1982 и др.), размыву в областях сноса в начале рифея подве-гались преимущественно гранито-гнейсы и биотитовые гнейсы Татарского свода и других высту пов кристаллического фундамента.
Рис. 2. Нормированные на хондрит спектры распределения РЗЭ в кристаллических породах фундамента ВЕП. 1 - дистен-амфибол-био-титовые и биотит-гранат-силлиманито-вые плагиогнеисы; 2 биотитовые плагиогнеисы; 3 - амфибол-био-титовые и гиперстен-биотит-амфиболовые плагиогнеисы; 4 - пла-гиограниты и гранито-гнейсы; 5 монцодио-риты, диориты и гра-нодиориты; 6 - породы основного состава (анортозиты, амфиболиты и долериты); 7 -кристаллосланцы; 8 -лампрофиры.
1000-
10
-Фф, -Фффф* , ■- + + + #-,, 'ФФФФ .ФФФФФФФ,,
" 'Ньфффффф^ ..
" НФ+Ф++»-, . ..
'»■ФФФФФФФФФ*,, - ' "ффф
La Pr Sm Gd Dy Er Yb
p- научно-технический журнал
i(24)2oo8 I еоресурсы
Геохимические данные об источниках сноса. Реконструкция состава пород в источниках сноса по геохимическим данным основана на ряде принципиальных моментов. Среди них значительную роль играет величина коэффициента распределения микроэлементов в морской воде и верхней коре. Элементы с высокими значениями указанного коэффициента (щелочные, щелочно-земельные, U и др.) сохраняются в растворенном виде в морской воде весьма долго. Напротив, для Ti, Zr, Hf, Al, Ga, редкоземельных элементов (РЗЭ), Y, Sc. Th, Nb и др. время пребывания в морской воде весьма мало и «... следовательно, эти элементы переходят в обломочные осадочные породы практически в тех же концентрациях, в которых они были в коре, и предоставляют нам ценную информацию о содержании их в исходных породах» (Тейлор и МакЛеннан. 1988. с. 41). Наиболее приемлемыми для реконструкции состава источников сноса и их мониторинга являются РЗЭ, Th. Sc и ряд высокозарядных элементов; особенности их распределения в породах источников сноса в подавляющем большинстве случаев сохраняются и в осадочных породах (Wronkiewicz & Condie, 1987.1990; McLennan, 1989; Nesbitt, 1979;McLennanetal., 1993; Cullers, 1995 идр.).
Для анализа характера распределения РЗЭ в породах фундамента нами использована коллекция из более чем 20 образцов различных по минеральному составу плагиог-нейсов, плагиогранитов, гнейсов и гранито-гнейсов. крис-таллосланцев, пород основного состава, диоритов и грано-диоритов, отобранных как из керна скв. 2000 Туймазская (эта коллекция передана авторам Т.В. Ивановой и РХ. Ма-сагутовым, г. Уфа, ООО «Геопроект»), так и из керна скважин №№205, 678,752,2223,20000 и 20011 (коллекция В.Г. Изотова и J1.M. Ситдиковой, Казанский университет), вскрывших породы фундамента в пределах Татарского свода.
Образцы глинистых сланцев и мелкозернистых алевролитов, представляющие базальные горизонты рифея, отобраны из разрезов норкинской подсвиты актанышской свиты (скв. 20005 и 203) и минаевской подсвиты можаровской свиты (скв. 20007). Определение содержаний элементов-примесей в породах кристаллического фундамента и тонкозернистых обломочных породах выполнено в ИГГ УрО РАН под рук. Ю.Л. Ронкина и Е.С. Шагалова методом ICP-MS.
Скважиной Туймазинской 2000 вскрыты магматические и метаморфические образования. Первые из них слагают дайки и небольшие массивы в метаморфическом обрамлении. Среди них выделяются биотит-амфиболовые К-Na гранодиориты, биотитовые малокалиевые граниты, ам-фиболовые монцодиориты, кварцевые диориты, диориты и габбро-диориты, долериты. Вторые образованы частью
^ Рис. 3. Нормирован-
ные на хондрит спектры распределения РЗЭ в тонкозернистых обломочных породах актанышской и можаровской свит кырпинской серии нижнего рифея. 1 -тонкозернистые терригенные образования норкинской подсвиты, скв. 20005 Карачовская; 2 - то же, скв. 203 Мензели-но-Актанышская; 3 - глинистые сланцы и мелкозернистые алевролиты минаевской подсвиты, скв. 20007 Сулинская.
100
по интрузивным породам, а частью - по проблематичному субстрату (аркозы, граувакки, кислые вулканиты) и включают микроклин-содержащие биотитовые гнейсы, гиперстен-биотит-амфиболовые плагиогнейсы, а также ам-фибол-биотитовые, биотит-амфиболовые и дистен-амфи-бол-биотитовые их разности.
Выполненное нами изучение 8т-№ систематики рого-юобманково-биотитовыхгранодиоритов, вскрытых скв. 2000 Туймазинской на глубинах 3090 и 3755 м, показало, что величина № модельного возраста (Тсм) для них составляет соответственно 2429 и 2811 млн. лет. Это подтверждает сделанные ранее выводы относительно присутствия в нижней части разреза скв. 2000 архейских образований (Гаррис и др., 1966).
Скважинами 205,678,752,2223,20000 и 20011 в пределах Татарского свода вскрыты биотит-микроклиновые лей-кограниты, биотитовые плагиограниты, биотит-амфиболовые кварцевые диориты, плагиомигматиты, мезократо-вые плагиоклазовые амфиболиты (Рис. 1), биотит-гранат-силлиманитовые, биотит-амфиболовые и биотитовые плагиогнейсы, двупироксен-плагиоклазовые, двупироксен-биотит-амфиболовые гранулиты и эндербиты.
Все описанные выше диабазы, лампрофиры, габброи-ды и гранитоиды принадлежат К-Ыа нормально-щелочным и субщелочным ассоциациям, составы которых на дискриминационных диаграммах попадают в поля остро-водужных и синколлизионных пород (Петров и др., 2007).
Значения основных параметров (Гам/УЪк, Ьах/8шх. Сс^/ УЬМ, Ьах/УЬх). определяющих форму нормированных на хондрит спектров РЗЭ в породах кристаллического фундамента и осадочных породах базальных уровней рифея, приведены в Табл. 1, а сами спектры показаны на Рис. 2.
Анализ РЗЭ-систематики пород фундамента показывает, что величина отношения Еа^./УЬ,^ в имеющейся у нас
Рис. 4. Положение фигуративных точек составов тонкозернистых обломочных пород актанышской и можаровской свит (красный контур) и ряда модельных геохимических объектов на диаграммах ¥Ь^-Ьа^1Ъы (а) и Ьа/Ит-Еи/Еи* (б). 1 -дистен-амфибол-био-титовые и биотит-гранат-силлиманито-вые плагиогнейсы; 2 -биотитовые плагиогнейсы; 3 - амфибол-биотитовые и гипер-стен-биотит-амфи-боловые плагиогнейсы; 4 - плагиограниты и гранитогнейсы; 5 - лампрофиры; б - кристаллосланцы; 7 - анортозиты, амфиболиты, долериты; 8 - монцодиорищы, кварцевые диориты и биотитовые гранодиориты; 9 - тонкозернистые терригенные породы минаевской подсвиты 'ЖоЫеаровской свиты, скв. 20007 Сулинская; 10 - то же, норкинскЬя подсвита актанышской свиты, скв. 20005 Карачовская; 11 - то же, скв. 203 Мен-зелино-Актанышская; 12-17-модельные геохимические объекты, по (СопсИе, 1993): 12 - архейские ТТГ-ассоциации; 13 -протерозойские ТТГ-ассоциации; 14 - архейские гранитоиды; 15 - то же, протерозойские; 16 - позднеархейские базальты и коматииты; 17 - то же, раннепротерозойские.
3,0-
X
♦ 1
■ 2
A3
х 4
ж 5
• О + 7 -8
X ■ 9 ♦ 10 • 11
• + - ▲ 12
X Д13 • 14
Ol5 ■ 16 □ 17
10 15 20 25 La/Sm
^■научно-техническии журнал
Георесурсы
1 (24) 2008
выборке различается почти на 2 порядка. Так, кварц-пла-гиоклазовые амфиболиты характеризуются величиной La^/Ybx -1.39, тогда как в биотитовых плагиогнейсах этот параметр составляет почти 118. Столь высокие значения LaN/YbN присущи, как известно, преимущественно породам архейских тоналит-трондьемит-гранитных (ТТГ) ассоциаций (Martin. 1986). Величина отношения K/Rb в грани-тоидах составляет от 25 до 140, что предполагает присутствие в составе продуцировавших их магм значительной доли корового вещества.
Величина отношения La^./Sn^ имеет разброс значений в пределах порядка (от 1.22-1.38 в амфиболитах и биотит-амфибол-кварцевых диоритах до ~ 13.8 в биотит-кварц-плагиоклаз-микроклиновых гнейсах).
Для более 75 % образцов из проанализированной нами выборки пород кристаллического фундамента свойственно деплетирование тяжелых редких земель (пределы изменения величины отношения Gd./Yb.. составляют от 2.20
N N
до более 11), что, по данным С. Тейлора и С. МакЛеннана (1988), является характерной особенностью позднеархей-ских калиевых гранитоидов.
По величине европиевой аномалии (Eu/Eu*) имеющиеся в нашей коллекции образцы могут быть разделены на ряд групп. К первой из них. весьма немногочисленной, принадлежат биотитовые плагиогнейсы с весьма значительной отрицательной европиевой аномалией (0.47-0.55). Вторая группа объединяет дистен-амфибол-биотитовые плагиогнейсы и двупироксеново-плагиокла зовые кристаллослан-цысо значениями Eu/Eu* ~ 0.74-0.78. Третью группу образуют породы, в которых европиевая аномалия отсутствует (0.92 < Eu/Eu* < 1.10). В состав данной группы входят как биотит-гранат-силлиманитовые и гипсрстен-биотит-амфи-боловые плагиогнейсы, так и флогопит-амфиболовые породы (лампрофиры?) или биотит-амфибол-кварцевые диориты. Наконец, в состав четвертой группы входят разнообразные интрузивные образования - биотитовые граниты, анортозиты, монцодиориты и биотитовые гра-нодиориты. Величина Eu/Eu* достигает в ряде образцов этой группы 2.35-4.35.
Тонкозернистые обломочные породы актанышской и можаровской свит кырпин-ской серии характеризуются несколько иными параметрами распределения РЗЭ (Табл. 2). Так, величина отношения LaN/ Ybx в глинистых сланцах и мелкозернистых алевролитах норкинской подсвиты актанышской свиты, вскрытых скв. 203 (Мензелино-Актанышская), варьирует от 7.55 до 13.32. Деплетирование ТРЗЭ не наблюдается (1.22 < G<yYbN < 1.58). Наклон левой, в области легких РЗЭ, части спектров достаточно крутой (3.31 < LaN/SmN <4.47) (Рис. 3). Величина отрицательной европиевой аномалии составляет от 0.57 до 0.73, что в принципе сопоставимо со значениями Ей/ Eu* в таких модельных составах обычных осадочных пород, как средний австралийский постархейский сланец (PAAS), составная проба североамериканских глинистых сланцев (NASC) и генеральная проба гли- ja(~n j •]гипения нистыхпород фанерозоя Русскойплатфор- пределения РЗ'.) в
мы (RPSC) (Тейлор и МакЛеннан, 1988; Gromet et al., 1984; Мигдисов и др., 1994). В скв. 20005 (Карачовская) породы этого же литостратиграфического уровня несколько меньшими значениями отношения La4./Yb,. (6.95-10.10), более узкими рамками вариаций отношений La^Sn^ и Eu/Eu*, тогда как пределы изменения значений параметра Gd,./Ybx несколько шире (1.19-1.64). Таким образом, породы норкинской подсвиты, вскрытые скв. 20005 и 203. по спектрам РЗЭ полностью сопоставимы между собой.
Тонкозернистые терригенные образования минаевской подсвиты и.меют, по сравнению с породами норкинского уровня, в целом несколько более высокие значения LaN/ YbN (10.35 -15.15). Параметр LaN/SmN. варьирует здесь в более широких пределах (2.95- 6.23) и, следовательно, форма левых ветвей нормированных на хондрит спектров РЗЭ здесь несколько более изменчива, чем в породах норкинской подсвиты. Деплетирование ТРЗЭ также не наблюдается, а величина отрицательной европиевой аномалии несколько выше (0.68 - 0.77). В целом, спектры РЗЭ в тонкозернистых алюмосиликокластических породах актанышской и можаровской свит практически не отличаются друг от друга.
На диаграмме Yb. -La. /Yb. (Рис. 4. а) фигуративные точки составов тонкозернистых терригенных пород актанышской и можаровской свит локализованы в области достаточно низких значений как YbN„ так и LaN/YbN, что позволяет предполагать заметную роль в их формировании архейских ТТГ-ассоциаций. На диаграмме La/Sm-Eu/ Eu* точки глинистых сланцев и мелкозернистых алевролитов обоих свит расположены, благодаря типичным для них умеренным значениям отрицательной европиевой аномалии, между модельными составами архейских и протерозойских ТТГ-ассоциаций, с одной стороны, и архейских и протерозойских гранитоидов, с другой (Рис. 4, б); значения же отношения La/Sm в тех и других достаточно близки.
я основных параметров нормированных на хондрит спектров рас-в породах кристаллического фундамента.
№ обр. № скв., площадь Краткая характеристика LaN/Yb\ LaN/SmN GdN/YbN Eu/Eu*
277м 2000, Туймазинская Дистен-амфибол-биотитовый плагиогнейс 20.51 4.26 3.37 0.77
Зк 678, Тлянчи-Тамакская Биотит-гранат-силлима-нитовый плагиогнейс 9.91 4.52 1.78 0.98
8к 752, Черемшанская Биотитовый плагиогнейс 31.40 5.72 3.97 0.47
9к 752, Черемшанская Биотитовый плагиогнейс 117.68 7.10 11.11 0.55
252м 2000, Туймазинская Амфибол-биотитовый плагиогнейс 9.88 2.70 2.22 0.96
214м 2000, Туймазинская Гиперстен-биотит-амфиболовый плагиогнейс 14.71 4.00 2.49 1.10
49м 2000, Туймазинская Биотитовый плагиогранит 40.49 8.3t) 3.24 2.35
191м 2000, Туймазинская Биотит-кварн-плагиоклаз-микроклиновый гнейс 76.71 13.79 4.63 4.32
Пк 2223, Сотниковская Двупирокссново-двуполс-вошпатовый гранитогнейс 92.87 8.91 5.92 1.03
67 м 2000, Туймазинская Флогопит-амфибол овая порода (лампрофир?) 10.08 1.89 3.54 1.00
10к 2223, Сотниковская Двупирокссново-плагио-клазовый кристаллосланец Биотит-амфибол-двупи- 19.52 3.28 3.59 0.74
1 Зк 20011, Бавлинская роксеново-плагиоклазовыг кристаллосланец 18.64 6.07 2.41 1.18
128м 2000, Туймазинская Анортозит 5.19 2.02 2.20 1.37
4к 678. Тлянчи-Тамакская Кварц-плагиоклазовый амфиболит 1.39 1.22 1.04 0.94
236м 2000, Туймазинская Офитовый долерит 1.47 1.54 0.94 0.92
15м 2000. Туймазинская Монцодиорит 6.34 4.48 1.25 1.37
433м 2000, Туймазинская Биотит-амфибол-кварцевый диорит 7.05 1.38 3.36 1.03
1 Ом 2000. Туймазинская Биотитовый гранодиорит 39.78 5.56 4.39 1.46
№ образца Скважина, свита, подсвита LaN/YbN LaN/SmN GdN/YbK Eu/Eu*
ПБ-51 13.14 4.82 1.43 0.68
ПБ-17 20007 Сулинская, 10.78 3.88 1.54 0.67
ПБ-22 ПБ-16 можаровская свита, минаевская 14.72 10.35 6.23 2.95 1.37 1.75 0.70 0.73
ПБ-47 подсвита 14.16 6.06 1.31 0.73
ПБ-18 15.15 5.77 1.37 0.77
ПБ-37 ПБ-43 20005 Карачовская, азякульская 9.31 6.95 3.49 3.48 1.49 1.1° 0.69 0.62
ПБ-50 ПБ-15 свита, норкинская подсвита 10.09 10.03 3.56 3.48 1.64 1.61 0.62 0.69
ПБ-21 13.32 4.47 1.52 0.67
ПБ-23 ПБ-24 203 Мензелино- Актанышская, азякульская 12.99 9.16 4.04 3.55 1.58 1.44 0.68 0.73
ПБ-25 ПБ-26 свита, норкинская подсвита 8.92 8.81 3.48 4.23 1.34 1.22 0.72 0.67
ПБ-27 7.55 3.31 1.32 0.57
Табл. 2. Значения основных параметров нормированных на хондрит спектров распределения РЗЭ в тонкозернистых обломочных породах базальных уровней рифея.
Таким образом, сравнение РЗЭ-систематики крис гал-лических пород фундамента и тонкозернистых обломочных образований базальных горизонтов рифея Волго-Уральской области обнаруживает заметное отличие между ними. Так. значения LaN/YbN в последних варьируют в заметно меньших пределах, чем это типично для кристаллических образований, не характерны для них и предельно низкие (~ 1.4-1.5) величины рассматриваемого параметра. Пределы вариаций отношения La. /Sm, в обломочных образованиях примерно в 2 раза меньше, чем в кристаллических; не характерно для первых и деплетирование тяжелых РЗЭ. а величина европиевой аномалии во всех проанализированных нами образцах глинистых сланцев и мелкозернистых алевролитов примерно соответствует значениям Eu/Eu* в модельных постархейских глинистых сланцах. Исходя из характерных для тонкозернистых обломочных пород основания рифея значений Ybv LaN/Ybv La/Sm и Eu/Eu* можно высказать предположение о заметном вкладе в их формирование пород ТТГ-ассоциаций архея и раннего протерозоя. В то же время значения Nd модельных возрастов кристаллических пород фундамента по первым прикидкам существенно превосходят те оценки данного параметра, что были получены для тонкообломочных пород базальных уровней типового разреза рифея Южного Урала (Маслов и др., 2003). Это дает определенные основания считать, что прямой размыв выходящих на до-вендский эрозионный срез кристаллических пород фундамента ВЕП не был ведущим фактором формирования ри-фейских и вендских осадочных последовательностей, известных в области сочленения ВЕП и Западной мегазоны Урала, так как для последних столь древние Nd модельные возраста не характерны. Однако оценить степень достоверности данного предположения можно только установив значения Т для обломочных пород базальных горизонтов рифея Волго-Уральской области, что является первоочередной задачей наших дальнейших исследований.
Работа выполнена при частичной финансовой поддержке Программы ОНЗ РАН Ne 8 «Изотопные системы и изотопное фракционирование в природных процессах».
Литература
Алиев М.М., Морозов С.Г., Постникова И.Е. и др. Геология и нефтегазоносность рифейских и вендских отложений Волго-Уральской провинции. М. Недра. 1977.
Белоконь Т.В.. Горбачев В.И., Балашова М.М. Строение и нефтегазоносность рифейско-веноских отложений востока Русской платформы. Пермь: ИПК «Звезда». 2001.
Гаррис М.Л. Постников Д.В., Попов Ю.Н. и др. Результаты изучения разреза и керна по опорной скважине 2000 (район г. Туй-мазы). Глубинное строение Урала. М. Наука. 1968. 295-305.
Иванова З.П., Веселовская М.М. и др. Нефтегазоносные и перспективные комплексы центральных и восточных областей Русской платформы. Т. I. ДоорОовикские отложения центральных и восточных областей Русской платформы. JI. Недра. 1969.
JIai утенкова Н.С., Чепикова И.К. Верхнедокембрийские отложения Волго-Уральской области и перспективы их нефтега-■¡о"ясности. М. Наука. 1982.
Лозин Е.В. Тектоника и нефтеносность платформенного Башкортостана. Ч. I. М. ВНИИОЭНГ. 1994.
Маслов А.В., Ишерская М.В. Осаоочные ассоциации рифея Волго-Уральской области (условия формирования и лнтофаци-алъная зональность). Екатеринбург. ИГГ УрО РАН. 1998.
Маслов А.В.. Ронкин Ю.Л. и др. Источники сноса рифейских бассейнов седиментации области сочленения Русской платформы и Южного Урала: синтез петрографических, петро- и геохимических данных. Доклады АН. 2003. Т. 389. № 2. 219-222.
Мигдисов АЛ.. Балашов Ю.Л. и др. Распространенность редкоземельных элементов в главных литологических типах пород осадочного чехла Русской платформы. Геохимия. 1994. № 6. 789-803.
Петров Г.А., Ронкин Ю.Л., Маслов А.В. и др. Sm-Nd систематика кристаллических пород фундамента востока Русской платформы как ключ к реконструкции источников сноса для верхнедо-кембрийскихо садочных ассоциаций Западного Урала: первые результаты исследований. VIII Ме.жс). конференция «Новые идеи в науках о Земле». Доклады. Т. 1. М.: РГГРУ 2007. 254-257.
Постникова И.Е. Верхний докембрий Русской плиты и его нефтеносность. М. Недра. 1977.
Романов В.А., Ишерская М.В. Базальный комплекс рифея платформенного Башкортостана и сопредельных территорий. Современные проблемы шарья.ж'но-надвиговой тектоники. Уфа: АН РБ. 1997. 85-87.
Романов В.А., Ишерская М.В. Стратиграфия рифея платформенного Башкортостана. Уфа: ИГ УНЦ РАН. 1998.
Романов В.А.. Ишерская М.В. Рифей платформенного Eaui-кортостана: стратиграфия, тектоника и перспективы неф-тегазоносности. Уфа: Гилем. 2001.
Стратиграфическая схема рифейских и вендских отложений Вол-го-Уральской области. Е.М. Аксенов, В,И. Козлов. Объяснит, записка. Уфа: ИГ УНЦ РАН, ЦНИИГеолнеруд. БашНИПИНефть. 2000.
Тейлор С.Р., МакЛеннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М. Мир. 1988.
Cullers R.L. The control on the major- and trace-element evolution of shales, siltstones and sandstones of Ordovician to Tertiary age in the Wet Mountains region, Colorado, U.S.A. Chem. Geol. 1995. V. 123. 107-131.
Gromet L P, Dymek R.F., Haskm R.A.. Korotev R.L. The «North ■American Shale Composite»: Its compilation, major and trace element characteristics. Geochem. Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. 2469-2482.
Martin H. Effect of steeper Archean geothermal gradients on geochemistry of subduction-related magmas. Geology. 1986. V. 4. 753-756.
McLennan S.M. Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary processes. Geochemistry and mineralogy of rare earth elements. Reviews in Mineralogy. 1989. V. 21. 169-200.
McLennan S.M., Hemming S.R., McDaniel D.K., Hanson G.N. Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tectonics. Processes controlling the composition of clastic sediments. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 1993. V. 284. 21-40.
Nesbitt H.W. Mobility and fractionation of rare elements during weathering of a granodiorite. Nature. 1979. V. 279. 206-210.
Wronkiewicz D.J., Condie K.C. Geochemistry of Archean shales from the Witwatersrand Supergroup, South .Africa: source-area weathering and provenance. Geochim. Cosmochim. Acta. 1987. V. 51. 2401-2416.
Wronkiewicz D.J., Condie K.C. Geochemistry and mineralogy of sediments from the Ventersdorp and Transvaal Supergroups, South Africa: cratonic evolution during the early Proterozoic. Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. V. 54. 343-354.
— научно-технический журнал
ЖШ. Георесурсы igloos
