ИСТИНА

В ходе работы были изучены многочисленные дайки базитов, располагающиеся в протерозойско-архейских образованиях Тараташского выступа, в рифейских толщах его обрамления, а также вулканиты айской свиты нижнего рифея. Работами многих исследователей, изучавших эту территорию, показано, что здесь присутствуют дайки и силлы основного и ультраосновного состава, отвечающие не менее чем трем или четырем сильно разнесенным во времени этапам рифтогенеза [2]. В связи с этим нами была сделана попытка разделить опробованные тела базитов по петрологическим и геохимическим данным. По петрографическим особенностям изученные объекты уверенно разделяются на три группы: 1. Вулканические породы айской свиты с характерной неполнокристаллической порфировой структурой. 2. Габбро и долериты сильно хлоритизированные с реликтами пироксена. 3. Долериты и габбро-долериты с характерной гранофировой структурой. По площади это разделение не прослеживается – дайки типов 2 и 3 расположены хаотично и в архейских, и в протерозойских породах. Петрографическая характеристика. Вулканиты айской свиты представлены в основном порфировидными офитовыми долеритами, участками с четко выраженной долеритовой структурой, иногда миндалекаменной или хаотичной текстурой. Порода состоит из идиоморфных удлиненно-призматических кристаллов плагиоклаза размером до 2 мм (55-60%), и тонких игольчатых (до 1-1,2 мм) или изометричных (до 0,5 мм) выделений магнетита (10-12%). Весь остальной объем породы занят сильно измененной, плохо диагностируемой массой глинистых минералов, которая образовалась, по-видимому, при замещении стекла. Иголки рудного также, вероятно, сформировались при разложении пироксенов в основной массе, хотя никаких непосредственных признаков их присутствия не обнаружено. В целом, порода явно претерпела сильный метасоматоз, плагиоклаз практически полностью соссюритизирован и эпидотизирован, основная масса разложена. Безпироксеновые габбро и долериты также представляют собой метасоматически сильно преобразованные породы. В породе неотчетливо диагностируется реликтовая офитовая структура. Около 55-60% охвачено хлоритизацией, листочки хлорита размером до 0,2 мм. Реликты кристаллов плагиоклаза размером до 0,2х0,05 мм (25-30%) сильно деформированы, соссюритизированы. Из-за вторичных изменений определить номер плагиоклаза возможно лишь в единичных случаях – An10-30. Эпидот (10-12%) присутствует в виде мельчайших изометричных выделений размером менее 0,01 мм, а также образует жилки мощностью до 0,2 мм. Рудный минерал, представленный, по-видимому, магнетитом, образует скелетные кристаллы и крестообразные срастания, несомненно, кубической сингонии. Очень значительно от двух описанных разностей отличаются гранофировые габбро и долериты. Порода полнокристаллическая, гранофировая, участками с долеритовой структурой. Она состоит из субидиоморфных призматических, практически неизмененных кристаллов плагиоклаза (60%) размером 0,4-0,6 мм, редко достигающих 1 мм. Кристаллы пироксена мелкие с квадратными или удлиненными сечениями, размером 0,2-0,3 мм (20-25%). Плеохроизм очень специфический: в слабых розоватых тонах, есть дисперсия оптических осей. Вероятнее всего, его можно отнести к слабо титанистому авгиту. На пироксене наблюдается кайма вторичного шпинель-тремолитового агрегата. Рудный минерал присутствует в количестве 5% – это либо массивные выделения 0,08 мм, либо скелетные кристаллы в форме крестов и елочек. Гранофировая структура образована микропегматитовыми срастаниями кварца и полевого шпата в форме елочек размером до 1-1,3 мм, их количество достигает 15-20%. Такие образования указывают на равновесность кварца с расплавом – весьма вероятно, что в камере произошло отделение оливинового куммулата. При этом кварц не успел прореагировать с оливином и сформировал такие выделения. Подобные гранофировые габброиды и габбро-диориты известны в расслоенных телах шуйдинского и ряда других базит-ультрабазитовых комплексов Башкирского мегантиклинория [1]. Среди наших образцов они преобладают. Это свидетельствует о том, что опробованные тела вероятно срезаны эрозией на некотором едином уровне внутри гранофировой зоны. Геохимическая характеристика и особенности пород. Все изученные породы располагаются на диаграмме TAS достаточно плотным облаком на границе полей нормальнощелочных габбро, габбродиоритов и габбромонцонитов, монцонитов. На диаграмме AFM они попадают в поле известково-щелочной серии. Что касается редкоземельных элементов (рис. 1), то в целом наблюдается слабое неравномерное обогащение легкими редкими землями. Непосредственно по формам трендов уверенно можно выделять две группы – с крутым (базиты типа №1) и более пологим трендами (базиты типа №2). Для первого характерны нормированные количества La 85-115, а для второй группы – 15-40. В области тяжелых редких земель обе группы сливаются в единое поле в интервале 8-15. Аномалия европия не очень значительная у части образцов первой группы, а слабая положительная, наоборот наблюдается для второй группы. Для единичных трендов есть не очень сильная отрицательная аномалия церия. В целом, следует отметить, что не наблюдается четкого разделения по геохимическим данным айской свиты и прочих базитов территории. Это позволяет предполагать, что внедрение дайковых тел, поставлявших расплав для эффузивов айской свиты, происходило также и по всей территории тараташского выступа. Примечательно, что деление на две группы по трендам редких земель совпадает с разделением на две группы на диаграммах Zr/Y-Zr (рис. 2) – базиты №2 обособляются в группу с более низкими Zr и Zr/Y соответственно. Интервал, разграничивающий два поля, приходится на 45-60 ppm Zr. При этом, так же как и на диаграмме Zr-Zr/Y, породы типа №1 больше тяготеют к полям внутриплитных базальтов (WBP), а габброиды типа №2 – к островодужным базальтам (IAT). Если наложить на диаграмму данные по другим телам близкого возраста [3], то обнаружится, что они целиком ложатся в поле №1 (Zr > 55 ppm). Также два поля, отвечающих этим группам можно выделить на диаграмме Ti-Zr-Y. Интересно, что вулканиты айской свиты не образуют единой группы, а оказываются также сильно разнесены по всей диаграмме. Причем это касается и трендов редкоземельных элементов и всех остальных диаграмм. Видимо такая ситуация объясняется тем, что в строении айской свиты также участвуют если не разновозрастные образования, то как минимум претерпевшие несколько различные процессы дифференциации или позднейших преобразований. На это указывают и весьма расходящиеся датировки по айским вулканитам. Обсуждение результатов и выводы. Изученные нами тела основных пород можно достаточно уверенно разделить на две группы, различные по геохимическим и петрографическим особенностям. Базиты типа №1 характеризуются более высокими содержаниями Zr и легких редкоземельных элементов относительно базитов типа №2. Таким образом, они либо могут являться более поздними дифференциатами расплавов, сформировавших базиты типа №2, либо образовывались в отдельный самостоятельный этап магматической активизации. Вулканиты айской свиты не обосабливаются, а попадают в поля обеих групп, что указывает на то, что среди дайковых тел, не связанных непосредственно с айской свитой, есть и образования этого этапа магматизма. И, вероятно, формирование айских вулканитов также могло происходить в несколько стадий. Литература 1. Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. Дифференцированные интрузии западного склона Урала. Уфа: Гилем, 2003. 171 с. 2. Ковалев С.Г. Позднедокембрийский рифтогенез в истории развития западного склона Южного Урала // Геотектоника. 2008. №2, С. 68–79. 3. Носова А.А., Сазонова Л.В., Каргин А.В., Ларионова Ю.О., Горожанин В.М., Ковалев С.Г. Мезопротерозойская внутриплитная магматическая провинция Западного Урала: основные петрогенетические типы пород и их происхождение // Петрология. 2012. Т. 20. №4, С. 392–428.