Происхождение и эволюция интрузивных пород зоны Главного Уральского разлома по данным петрогеохимии и термодинамического моделирования (Балбукский ареал, Южный Урал)

Магнитогорская мегазона (ММЗ) является хорошо сохранившимся реликтом Магнитогорской энси-матической островной дуги, активно развивавшейся в девонское время и включающей в себя разнообразные по составу и металлогеническому потенциалу магматические образования как субдукционной, так и постсубдукционной стадии (Салихов, Митрофанов, 1994; Салихов и др., 2019; Ферштатер, 2013). Мегазона простирается с севера на юг примерно на 400 км и находится в центральной части Южного Урала между двумя сутурными зонами — зоной Главного Уральского разлома (ГУР) на западе и Уйско-Новооренбургской шовной зоной на востоке (рис. 1). Мегазона обладает высоким потенциалом на колчеданное, золотое и железное оруденение (Косарев, 2014).

Зона Главного Уральского разлома (Вознесенско-Присакмарская зона) является самой западной частью Магнитогорской мегазоны и палеокеанического сектора Урала. Она простирается на расстояние около 500 км от зоны сочленения Тагильской и Магнитогорской ме-

Рис. 1. Обзорная карта геологического строения: а — Южного Урала (Ферштатер, 2013), b — монцонитоидного ареала северного замыкания Магнитогорской мегазоны (Аулов и др., 2015): 1 — рифей, 2 — меланж Главного Уральского разлома, 3 — карбон Магнитогорско-Богдановского грабена, 4 — нижне- и среднедевонские вулканогенно-осадочные толщи, 5 — вмещающие породы Восточно-Уральской мегазоны, 6 — габбро, 7 — монцониты, 8 — гранитоиды; c — Миасская группа массивов (Аулов и др., 2015): 9 — сакмарский дунит-гарцбургитовый комплекс, 10 — меланжевый войкаро-кемпирсайский комплекс, 11 — поляковская свита, 12 — карамалыташская и улутауская свита объединённые, 13 — кизильская свита, 14 — точки пробоотбора.

Условные обозначения: БМА — Башкирский мегантиклинорий, УТ — антиклинорий Уралтау, ММЗ — Магнитогорская мегазона, в составе которой ГУР — Главный Уральский разлом (Вознесенско-Присакмарская зона) и МБГ — Магнитогорско-Богдановский грабен, ВУМ — Восточно-Уральская мегазона. Интрузивные ареалы: I — Ахуново-Петропавловский ареал, II — Верхнеуральский ареал, III — Магнитогорская габбро-гранитная серия.

Рельефные карты были построены в программе QGis (v.3.42 Munster), использовались цифровые модели рельефа ALOS World 3D с разрешением 30 метров, с дальнейшей перепроекцией до 20 метров и построением теневого рельефа (hillshade) Fig. 1. Overview map of the geological structure: a — Southern Urals (Fershtater, 2013), b — monzonitoid area of the northern closure of the Magnitogorsk megazone (Aulov et al., 2015): 1 — Riphean, 2 — mélange of the Main Uralian Fault, 3 — Carboniferous of the Magnitogorsk-Bogdanov graben, 4 — Lower-Middle Devonian volcanogenic-sedimentary strata, 5 — host rocks of the East Ural megazone, 6 — gabbro, 7 — monzonites, 8 — granitoids; c — Miass group of massifs (Aulov et al., 2015): 9 — Sakmara dunite-harzburgite complex, 10 — mélange Voikaro-Kempirsay complex, 11 — Polyakov suite, 12 — combined Karamalytash and Ulutau suites, 13 — Kizil suite, 14 — sampling points.

Legend: БМА — Bashkir megaanticlinorium, УТ — Uraltau anticlinorium, ММЗ — Magnitogorsk megazone, which includes ГУР — Main Ural fault (Voznesensk-Prisakmar zone) and МБГ — Magnitogorsk-Bogdanov graben, ВУМ — East Ural megazone. Intrusive areas: I — Akhunovo-Petropavlovsk area, II — Verkhneuralsk area, III — Magnitogorsk gabbro-granite series.

Relief maps were created in QGis (v.3.42 Munster) using ALOS World 3D digital elevation models with a resolution of 30 meters with subsequent reprojection up to 20 meters and construction of hillshade газон у г. Карабаш на севере до хр. Мугоджар на юге и имеет мощность от 3 до 20 километров (Косарев, 2015). Зона представлена полифациальным комплексом, имеет сложные геолого-структурные очертания, в ней развиты блоки разнообразных по составу, условиям происхождения и возрасту пород: фрагменты мантийной и коровой частей разреза офиолитов, включая осадочные породы, океанические базальты и туфобазальты, кремни, глубоководные известняки, а также вулкано-4

генно-осадочные толщи островодужной стадии. Также в ней развиты габбро-монцонит-гранитные ассоциации пород, объединяемые в самостоятельные красно-хтинский комплекс с возрастом 357 ± 8 млн лет (40Ar/39Ar) (Рязанцев и др., 2019) и балбукский комплекс с возрастом 354.2 ± 1.4 млн лет (Rb-Sr) (Рахимов и др., 2024, 2025).

Балбукский ареал площадью ~1000 км2 расположен на стыке ММЗ и зоны Главного Уральского разлома. Он включает множество относительно мелких

Рис. 2. Детальная карта пробоот-бора: a — рой штоков у Миасского пруда, b — Факультетское тело, с — Пекинская дайка; 1 — серпенти-зированные гипербазиты Главного Уральского разлома, 2 — вулканиты поляковской свиты, 3 — вулканиты карамалыташской свиты, 4 — интрузивные образования, 5 — железные, автомобильные и прочие дороги, 6 — точки пробоотбора Fig. 2. Detailed sampling map: a — swarm of stocks near the Miass pond, b — Fakultetskoe body, c — Pekinskaya dike; 1 — serpentinized hyperbasites of the Main Ural Fault, 2 — volcanics of the Polyakov suite, 3 — volcanics of the Karamaly-tash suite, 4 — intrusive formations, 5 — railways, highways and other roads, 6 — sampling points интрузий трахиандезибазальтового, габбрового, монцонитового, сиенитового и риолитового состава, сформировавшихся в несколько дискретных этапов (Рахимов и др., 2025). Ранее всё многообразие интрузий по морфологии и петрографии сводилось к единому многофазному балбукскому комплексу (Салихов и др., 2019). Однако результаты наших последних исследований показали, что объединение монцонитов и риолитов в единый балбукский комплекс невалидно, поскольку они имеют большие различия по геохимии и Rb-Sr-изотопному возрасту (Рахимов и др., 2019). В результате балбукский комплекс представлен лишь монцонитами Балбукского массива (петротип) и, вероятно, субвулканитами шариповской группы, которая включает в себя более десятка мелких тел, локализованных к северо-востоку от с. Шарипово в серпентинитовом меланже войкаро-кемпирсайского комплекса.

Интрузивы магнитогорской габбро-гранитной серии расположены в центральной части Магнитогорской мегазоны в пределах Магнитогорско-Богдановского грабена (рис. 1) и залегают с резкими контактами в ко-магматичных вулканитах визейского возраста (Фершта-тер, 2013). Возраст пород серии от 340 до 330 млн лет (U-Pb, Sm-Nd) при первичном отношении ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.7031) и _ε Nd (+5.8) (Ронкин и др., 2006; Ферштатер, 2013). Монцониты Балбукского ареала отождествляются с мосовским комплексом из состава магнитогорской габбро-гранитной серии и считаются его формационным аналогом (Аулов и др., 2015).

Исследуемые образования, представленные дио-рит-порфиритами, диоритами, монцодиоритами и монцонит-порфирами, расположены в северной части зоны ГУР и иногда отождествляются с балбукским комплексом (Макагонов и др., 2013), однако на настоящий момент нет однозначной трактовки отнесения тел к тому или иному комплексу. Наиболее крупные тела (с юга на север): Пекинская дайка, Факультетская дайка, рой штоков у Миасского пруда. Пекинская дайка сложена диоритами и монцодиоритами, Факультетская дайка — монцонит-порфирами, а рой штоков у Миасского пруда — диоритами с подчинённым количеством диорит-порфиритов (рис. 2). Тела имеют тектонические контакты с вмещающими породами, входящими в состав разнородных и разновозрастных блоков, — серпентинитовым меланжем, базальтами поляковской свиты, вулканогенно-осадочными образованиями девона. Некоторые контакты сопровождаются зонами нефритизации (Макагонов и др., 2013).

Актуальность и новизна исследования состоит в том, что на данный момент, несмотря на имеющиеся данные о минеральном составе и изотопии пород, слагающих рассматриваемые интрузии (Архиреев и др., 2012; Макагонов и др., 2013), отсутствуют пет-рогеохимические исследования по этим интрузивным телам, данная статья призвана восполнить этот пробел. Цель работы — выявить правомерность отнесения диоритов, диорит-порфиритов, монцодиори-тов и монцонит-порфиров, расположенных на западном берегу Миасского пруда, к балбукскому комплексу и представить петрогенетическую модель их формирования.

Методика исследований

Полевые геологические исследования с отбором штуфных проб (рис. 1, 2) проведены нами в 2023 г. Отобрано 14 образцов с целью определения в породах содержаний петрогенных элементов и элементов-примесей. Из образцов были изготовлены шлифы, которые исследованы методами оптической микроскопии на микроскопе Zeiss Axioskop 40.

Химический состав пород определён методами рентгенофлуоресцентного анализа (РФА) и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS). Методом РФА определены содержания петрогенных элементов на спектрометре X-Calibur (Израиль) в ИГ УФИЦ РАН. Пределы обнаружений для элементов составляли от 0.01 до 0.02 мас. %, для V, Ni и Cr — в диапазоне 5— 10 г/т. Для построения калибровочных графиков использовались аттестованные государственные образцы магматических пород. Определение микроэлементного состава выполнено на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Agilent 7500cx, Agilent Technologies (США) в ТРЦКП (Томск).

В настоящей работе применена программа RhyoliteMELTS v.1.2.0, которая оптимизирована для пород cреднего состава. Численные модели кристаллизации минералов из расплава базируются на алгоритмах (Ghiorso and Sack, 1995; Asimow and Ghiorso, 1998), которые позволяют рассчитать последовательность кристаллизации минеральных фаз из расплава заданного состава и оценить эволюцию остаточного расплава в условиях равновесной или фракционной кристаллизации.

Результаты

Краткая петрографическая характеристика пород

Магматические породы изучаемых интрузивных тел условно подразделяются на два пространственно родственных типа: 1) диориты и диорит-порфириты; 2) монцодиориты и монцонит-порфиры.

Диориты имеют массивную текстуру и порфировидную структуру (рис. 3, а, b). Порфировидные выделения представлены лейстами и табличками плагиоклаза размером от 0.5 × 0.1 до 1 × 1 мм, а также зернами амфибола размерами до 0.2 мм. Основная масса сложена зернами плагиоклаза, амфибола, эпидота размером от 0.02 до 0.1 мм. Породы подверглись вторичным преобразованиям, в них широко проявлена серицитизация и эпидотизация. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и магнетитом.

Диорит-порфириты характеризуются массивной текстурой и порфировой структурой, порфировые вкра- пленники размером от 0.5 до 1.5 мм представлены клинопироксеном, плагиоклазом и амфиболом (рис. 3, с, d). Тонкокристаллическая основная масса сложена зернами клинопироксена, плагиоклаза, амфибола и эпидота размером до 0.1 мм. Акцессорные минералы — титанит и апатит.

Монцодиориты обладают массивной текстурой и неравномерно-зернистой структурой (рис. 3, e, f), размер зерен минералов основной массы — около 0.5 мм, а величина более крупных вкрапленников, представленных плагиоклазом, от 0.8 × 0.5мм до 2.2 × 1.8 мм. Темноцветные минералы претерпели полную хлоритизацию. В небольших количествах присутствует биотит в виде листочков размером до 0.2 мм. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, титанитом.

Для монцонит-порфиров типична массивная текстура и порфировая структура. Порфировые вкрапленники представлены субизометричными зёрнами плагиоклаза размером от 1.5 × 1 до 2.5 × 1.5 мм, полностью замещённого серицитом, эпидотом и альбитом; частично пелитизированным калиевым полевым шпатом размером от 0.7 × 0.5 до 1.3 × 1 мм; а также призматическими выделениями амфибола размером от 1 × 0.2 до 1.5 × 0.5 мм (рис. 3, g, h). Основная масса сложена плагиоклазом (альбитом), амфиболом, эпидотом и калиевым полевым шпатом, размер минералов основной массы от 0.01 до 0.1 мм. Акцессорные минералы представлены большим количеством призматических зерен апатита размером до 0.2 мм, цирконом, ильменитом и магнетитом.

Рис. 3. Петрографические особенности интрузивных пород Миасского округа: I (a, b) — диорит-порфирит, II (c, d) — диорит, III (e, f) — монцодиорит, IV (g, h) — монцонит-порфир. Изображения получены на поляризационном микроскопе с введенным анализатором (a, c, e, g) и без анализатора (b, d, f, h). Условные обозначения: Pl — плагиоклаз, Amp — амфибол, Сpx — клинопироксен, Kfs — калиевый полевой шпат

Fig. 3. Petrographic features of intrusive and subvolcanic rocks of the Miass District: I (a, b) — diorite-porphyry, II (c, d) — diorite, III (e, f) — monzodiorite, IV (g, h) — monzonite-porphyry. Images were obtained with a polarizing microscope with analyzer (a, c, e, g) and without analyzer (b, d, f, h). Legend: Pl — plagioclase, Amp — amphibole, Cpx — clinopyroxene, Kfs — alkali feldspar

Петрохимическая характеристика пород

Диориты и диорит-порфириты содержат 54.74— 58.90 мас. % кремнезёма, умеренное количество TiO2 (0.40—0.52 мас. %) и глинозёма (15.05—17.07 мас. %) (табл. 1). Сумма щелочей варьирует от 3.61 до 5.63 мас. %. Породы относятся к низкокалиевой серии (рис. 4, b) и характеризуются натриевым типом щелочности: K2O/Na2O — около 0.02, за исключением одного образца (U23-17), где величина этого отношения 0.27. Магнезиальное число 0.49—0.57.

Фигуративные точки состава монцодиоритов на TAS-диаграмме расположены в поле монцонитов и диоритов (рис. 4, а). Несмотря на попадание в область монцонитов, правомерно употреблять в отношении этих пород термин «монцодиориты», поскольку для относения к монцонитам необходимо содержание K2O > 2.6 мас. %. Породы содержат от 57.42 до 61.03 мас. % кремнезёма и характеризуются умеренными концентрациями TiO2 — 0.42— 0.54 мас. % (табл. 2). Сумма щелочей в них равна 5.86— 7.97 мас. %. Породы относятся к умеренно калиевой серии (рис. 4, b) и характеризуются натриевым и калиево-натриевым типами щелочности: K2O/Na2O в среднем составляет в них около 0.3.

Монцонит-порфиры (обр. U23-28) Факультетской дайки содержат K2O > 2.6 мас. % (табл. 2). По величине K2O/Na2O, равной 0.72, их тип щелочности определяется как калиево-натриевый. Породы обладают умеренной магнезиальностью (Mg#м = Mg/(Mg + Fe2+) — 0.40. Монцодиориты и монцонит-порфиры частично перекрываются с составами петротипа балбукского комплекса (Балбукский массив) и с шариповской группой (рис. 4).

Несмотря на некоторые петрохимические различия, фигуративные точки состава диоритов, диорит-порфиритов, монцодиоритов и монцонит-порфиров образуют единые петрохимические тренды (рис. 4, с—e). На диаграмме Шенда обе группы попадают в область металюминиевых пород и согласуются с составами монцонитов Балбукского массива и субвулканитов шариповской группы (рис. 4, f). По соотношению AFM (Na2O + K2O – FeOt – MgO) обе группы пород расположены в области состава пород известково-щелочных серий. Часто для оценки сериальной принадлежности пользуются соотношениями высокозарядных элементов, поскольку они менее подвижны при вторичных процессах (Winchester, Floyd, 1986; Pearce, 2014). В данном случае обе группы пород имеют отношение Zr/Y > 4.5 и расположены в области известково-щелочных пород (MacLean, Barrett, 1993).

На диаграммах «SiO2 — несовместимые элементы» фигуративные точки состава диорит-порфиритов, диоритов, монцодиоритов и монцонит-порфиров образуют единые тренды (рис. 5).

Геохимическая характеристика пород

Тренды распределения содержаний элементов-примесей на мультиэлементных спайдер-диаграммах демонстрируют обогащение монцодиортов и мон-цодирит-порфиров крупноионными литофильными элементами (LILE) — Rb, Ba, Th, U (кроме Cs) — и положительные аномалии свинца и стронция. Присут-

Таблица 1. Химический состав диоритов и диорит-порфиритов (мас. % и ppm) Table 1. Chemical composition of diorites and diorite-porphyries (wt.% and ppm)

U23-12 U23-13 U23-14 U23-17 U23-18 SiO2 56.94 55.42 58.90 54.74 54.35 TiO2 0.49 0.42 0.45 0.52 0.40 Al2O3 17.07 15.90 16.65 17.03 15.05 Fe2O3 7.68 5.94 6.90 8.33 5.62 MnO 0.18 0.14 0.17 0.20 0.14 MgO 4.00 3.99 3.79 4.12 3.61 CaO 5.72 9.25 4.20 6.60 13.38 Na2O 4.10 4.32 5.58 3.42 3.60 K2O 0.13 0.01 0.04 0.93 0.01 P2O5 0.15 0.10 0.17 0.16 0.13 Sобщ 0.01 0.11 0.11 0.08 0.01 ппп / LOI 2.68 3.76 2.56 3.51 2.91 сумма / total 99.16 99.37 99.53 99.62 99.22 Na2O + K2O 4.23 4.33 5.63 4.34 3.61 K2O/Na2O 0.03 0.00 0.01 0.27 0.00 Co 78 59 374 56 42 Cr 54 47 67 56 39 Sc 15 23 — — — Nb 5 6 6 5 6 Zr 98 57 93 109 124 Y 16 12 18 19 14 Sr 519 31 414 676 779 Rb 18 17 16 18 16 Zn 76 65 74 83 67 Cu 82 91 38 399 51 V 10 11 25 22 13 Ba 250 138 237 242 180 ствуют отрицательные аномалии высокозарядных элементов (HFSE) — Nb, Ta, Ti (рис. 6, а). Такой тип графика характерен для магматических пород, сформированных в надсубдукционных обстановках (Скляров и др., 2001). В целом форма спектров согласуется с формой графиков распределения содержаний элементов-примесей, характерных для монцонитов Балбукского массива и субвулканитов шариповской группы.

Для монцодиоритов и монцодиорит-порфиров типичны невысокие суммарные содержания редких земель — 67—95 ppm. Форма спектра распределения редких земель наклонная, переходящая в U-образную, соотношения индикаторных элементов: Lan/Ybn = 3.48— 4.14; Lan/Gdn = 3.87—10.12; Gdn/Ybn = 0.86—1.53. На графиках аномалии Eu не выражены, Eu/Eu* составляет 1—1.01 (рис. 6, b), что свидетельствует об окисленном состоянии расплава или его флюидо-насыщенности (Richards et al., 2012). Спектр имеет более пологий вид сравнительно с графиками петротипа и шариповской группы и более низкое соотношение Lan/Ybn, что указывает на относительно более низкую степень фракционирования. U-образный график характерен для субстрата, богатого амфиболом.

Таблица 2. Химический состав монцодиоритов и монцонит-порфиров (мас. % и ppm)

Table 2. Chemical composition of monzodiorites and monzonite-porphyry (wt. % and ppm)

	P23-3	P23-5	P23-6	P23-7	U23-1	U23-2	U23-6	U23-7	U23-28
SiO 2	57.42	58.78	58.08	57.91	60.05	61.03	61.01	58.98	60.44
TiO 2	0.54	0.47	0.53	0.53	0.53	0.49	0.47	0.54	0.42
Al2O3	18.64	17.67	18.63	17.33	17.43	16.00	14.73	16.01	16.39
Fe 2 O 3	6.51	6.17	6.43	6.97	6.24	6.63	6.31	6.28	6.65
MnO	0.22	0.22	0.28	0.24	0.22	0.23	0.21	0.20	0.17
MgO	2.64	2.16	2.34	2.47	2.19	2.43	2.25	2.27	3.01
CaO	4.19	5.84	5.75	5.45	4.93	4.83	5.93	6.82	4.37
Na2O	6.35	5.34	4.86	5.28	5.56	4.39	5.24	4.89	3.72
K 2 O	1.62	2.10	1.62	1.54	1.54	1.48	1.55	1.71	2.68
P 2 O 5	0.25	0.22	0.24	0.26	0.23	0.21	0.17	0.18	0.32
общ	0.07	0.01	0.08	0.01	0.01	0.01	0.11	0.01	0.08
ппп / LOI	2.08	1.24	1.73	2.07	1.71	2.28	1.35	1.44	1.77
cумма / total	100.53	100.21	100.58	100.08	100.63	100.00	99.34	99.32	100.00
Na2O + K2O	7.97	7.44	6.48	6.82	7.10	5.86	6.79	6.60	6.39
K 2 O/Na 2 O	0.26	0.39	0.33	0.29	0.28	0.34	0.29	0.35	0.72
Co	40	174	600	121	207	21	18	17	13
Cr	28	37	44	61	41	25	40	23	38
Sc	11	15	5	5	13	12	16	18	12
Nb	9	5	7	6	6	7	5	7	8
Zr	92	106	119	108	118	99	109	106	170
Y	20	24	22	19	22	20	23	21	17
Sr	478	634	748	624	698	551	639	588	1357
Rb	20	29	23	17	20	21	18	15	52
Zn	79	77	80	81	80	88	80	67	74
Cu	13	32		21	19	—	—	73	88
V	28	29	23	35	15	35	30	31	54
Ba	697	871	816	652	787	1094	956	1036	697

Обсуждение результатов

Типизация субщелочных пород

Предшественниками монцониты балбукского комплекса определялись как гранитоды А-типа ввиду высокого содержания некогерентных элементов и высокого суммарного содержания РЗЭ (120—230 ppm). Монцодиориты Миасского округа обладают относительно низкими содержаниями высокозарядных (Nb, Y, Zr, Ga) (рис. 7, а, b) и редкоземельных элементов, не отвечающими составу гранитоидов А-типа. На диаграммах (Misra, Sarkar, 1991) они целиком расположены в поле гранитоидов M-типа (рис. 7, с, d). Гранитоиды M-типа характеризуются низким отношением K2O/ Na2O и отсутствием калиевого полевого шпата в породах, их происхождение связывают либо с дифференциацией базитовых по составу магм, либо с частичным плавлением метасоматизированной (флогопитовой) мантии в зонах субдукции (Скляров и др., 2001).

Происхождение и эволюция исследуемых образований

На рис. 8 приведены результаты численного моделирования в программном пакете Rhyolite-Melts. Синяя линия представляет собой эволюционный тренд остаточного расплава диорит-порфирита (U23-17). Этот 8

образец был выбран, поскольку является наименее изменённым из представленных образцов. Жёлтая линия — эволюция cреднего по составу монцодиорита. Моделирование проводилось при следующих условиях: фракционная кристаллизация при изобарическом давлении 1 кБар и в условиях кислородного буфера QFM; давление было выбрано в связи с предполагаемой глубиной кристаллизации, а кислородный буфер QFM является стандартным для магматических интрузивных пород.

На (рис. 8, а—d) численные кривые диорит-порфи-рита и среднего монцодиорита соприкасаются при единых термобарических условиях (около 1015—1025 °C) и затем практически неотрывно друг от друга продолжают свою эволюцию, имея одинаковый характер. Некоторые отклонения состава расплавов до первых мас. % предположительно могут являться результатом их дифференциации.

Таким образом, результаты численного моделирования подтверждают единство происхождения ди-орит-порфиритов и монцодиоритов. Диорит-порфириты являются продуктом более ранней генерации магмы, расплав в дальнейшем эволюционировал до субщелочного.

В настоящее время общепризнано, что происхождение монцонитоидов связывается с частичным плав-

Рис. 4. Петрохимические особенности интрузивных пород Миасского округа: a — TAS-диаграмма (по Middlemost, 1985), b — SiO₂–K₂O (по Peccerillo, Taylor, 1976); с—е — бинарные диаграммы; f — A/CNK–A/NK (по Maniar, Piccoli, 1989). Синие точки — диориты и диорит-порфириты, жёлтые точки — монцодиориты и монцонит-порфиры

Fig. 4. Petrochemical features of intrusive rocks of the Miass district: a — TAS diagram (after Middlemost, 1985), b — SiO₂–K₂O (after Peccerillo, Taylor, 1976); c—e — binary diagrams; f — A/CNK–A/NK (after Maniar, Piccoli, 1989). Blue dots — diorites and diorite-porphyries, yellow dots — monzodiorite and monzonite-porphyry

лением метасоматизированной литосферной мантии (флогопитовых перидотитов) (Conceicao, Green, 2004; Carvalho et al., 2014; Gahlan et al., 2016; Носова и др., 2019) или с гибридными расплавами, полученными при взаимодействии коровых и мантийных расплавов (Jung et al., 2005; Peng et al., 2008; Lopez de Luchi et al., 2017).

Изотопные метки _ε Nd (+6.3) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.703987) (Макагонов, 2013; Архиреев, 2012), характерные для рассматриваемых монцодиоритов и монцонит-пор-фиров, а также геохимические признаки (высокие содержания в этих породах Sr, Ba, Nb, Zr, Y, FeOt и Mg) (рис. 9, а, b) указывают на мантийный источник вещества (Laurent et al., 2014), за счёт частичного плавле-

Рис. 5. Бинарные диаграммы SiO₂ — микроэлементы

Fig. 5. SiO₂ vs trace elements binary diagrams

Рис. 6. Мультиэлементные спайдер-диаграммы для монцодиоритов и монцонит-порфиров (а) и спектры распределения РЗЭ (b). Содержания элементов нормированы к составу примитивной мантии (Lyubetskay, Korenaga, 2007) (a) и хондрита СI (Lodders, Fegley, 1998) (b)

Fig. 6. Multielement spider-diagram for monzodiorites and monzonite-porphyries (a) and REE spectra (b). Contents of the elements are normalized to primitive mantle (Lyubetskaya, Korenaga, 2007) (a) and to chondrite C1 (Lodders, Fegley, 1998) (b)

Таблица 3. Содержание микроэлементов в монцодиоритах и монцонит-порфирах (ppm) Table 3. Content of microelements in onzodiorites and monzonite-porphyry (ppm)

P23-3 P23-5 P23-6 U23-28 Li 5.3 4.1 5.1 9.6 Be 0.75 0.6 0.69 1.11 Sc 12 10 9.8 27 Ti 2200 2400 2380 1850 V 80 90 72 162 Cr 30 40 35 12.3 Mn 1490 1515 1501 1135 Co 7.9 7.4 7.6 11.9 Ni 19 17.5 18.1 19 Cu 22 13 10.7 55 Zn 71 60 63 81 Ga 11.4 10.8 11.3 11.1 Rb 30 36 21 43 Sr 815 756 615 1062 Y 18 26 20 10.5 Zr 54 50 52 58 Nb 3.1 2.9 2.7 4.6 Mo 0.2 0.29 0.22 0.14 Cs 0.21 0.22 0.18 0.42 Ba 660 690 675 617 La 14 15 12.3 30 Ce 28 25 26 33 Pr 3 2.8 2.5 4.1 Nd 13 12 10.6 17.2 Sm 3 3 2.9 3.3 Eu 0.92 0.91 0.94 0.99 Gd 2.5 2.8 2.7 2.5 Tb 0.51 0.55 0.49 0.34 Dy 2.9 3 2.8 1.5 Ho 0.6 0.71 0.65 0.34 Er 1.8 2.01 1.9 0.99 Tm 0.22 0.29 0.5 0.25 Yb 2.3 2.6 2.4 1.3 Lu 0.3 0.43 0.32 0.18 Hf 1.2 1.1 1.3 1.3 Ta 0.2 0.15 0.14 0.25 Tl 0.12 0.17 0.15 0.22 Pb 10 11 8.2 15.3 Th 2.6 2.5 2.4 3.5 U 1.1 1 0.9 1.3 Lan/Ybn 3.49 15.71 4.14 3.93 Lan/Gdn 3.88 10.21 4.77 4.56 Gdn/Ybn 0.90 1.54 0.87 0.86 Sm/Yb 1.21 2.54 1.30 1.15 La/Nb 4.56 6.52 4.52 5.17 Th/Yb 1.00 2.69 1.13 0.96 ния (рис. 9, с) которого произошёл расплав. Низкие величины Sm/Yb < 2.65 и Gdn/Ybn (0.86—1.53) указывают на отсутствие граната в источнике магм (Coban, 2007). Высокое отношение La/Nb > 2 (рис. 9, d) характерно для литосферного источника (Kempton et al., 1991; De Paolo, Daley, 2000; Putirka, Busby, 2007). Вероятнее всего, источником расплава, из которого кристаллизовались рассматриваемые породы, являются шпинелевые перидотиты литосферной мантии.

Диаграммы Ba–Nb/Y и Ba/Nb–Nb (рис. 9, e, f) свидетельствуют о насыщенности расплава субдукци-онным флюидом. Отсутствие дефицита европия (Eu/Eu* = 1—1.01) и обилие роговой обманки в породах также свидетельствуют о флюидонасыщенности расплава (Richards et al., 2012, Рахимов, Вишневский, 2023).

Судя по величинам Ta/Yb в исследованных породах, расплав предположительно образовался из субстрата, близкого по составу к примитивной мантии, а повышенные значения Th/Yb отражают вклад суб-дукционного компонента в его формирование (рис. 10, а). По соотношению Nb/Y миасские монцо-нитоиды сопоставимы с габбро, монцонитами и гра-нитоидами магнитогорской габбро-гранитной серии (рис. 10, b), для которых также характерны мантийные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и _ε Nd (Ферштатер, 2013). Мы предполагаем, что основным петрогенетическим процессом при кристаллизации изученных нами пород, как и в случае формирования пород магнитогорской серии, является фракционирование амфибола (рис. 10, с). На рис. 10, с тренды дифференциации минералов рассчитаны по формуле: С_i = F^(Kd-1)*C₀, где C_i — искомая концентрация элемента в расплаве, C₀ — исходная концентрация элемента в расплаве, F — степень фракционирования, Kd — коэффициент распределения, взятый для средних расплавов из работ (Philpotts, Schnetzler, 1970; Matsui и др., 1977; Bacon, Druitt, 1988), исходные значения вычислены для наиболее примитивных пород с наименьшим содержанием Sr и кремнезёма.

Связь исследуемых пород с балбукским комплексом и другими центрами монцонитового магматизма

Монцонит-порфиры и монцодиориты Факультетской дайки сформировались 339 ± 24 млн лет (Sm-Nd), 353 ± 7.7 млн лет назад (Rb-Sr) (Макагонов и др., 2013). Магматиты Пекинской дайки были сформированы 339 ± 4.7 млн лет назад (U-Pb) (Архиреев и др., 2012; Макагонов и др., 2013). Близкими датировками в диапазоне 355—330 млн лет обладает магнитогорская габбро-гранитная серия: возраст габбро в них 352 ± 4 млн лет, гранодиоритов — 338 ± 6 млн лет, монцонитов — 339 ± 6 млн лет (U-Pb) (Ферштатер и др., 2007); возраст мосовского комплекса, который слагает массивы Магнитогорского, Верхнеуральского ареалов, а также Петропавловский массив (Ахуново-Петро-павловский ареал), составляет 336 ± 17 млн лет (Ронкин и др., 2006). Монцонитоиды балбукского комплекса расположены в зоне Главного Уральского разлома, они были сформированы в схожей геодинамической обстановке и в одно время с исследуемыми образованиями. Шариповская группа интрузий образовалась 354 ± 2.2 млн лет назад (Rb-Sr) (Рахимов и др., 2024, 2025). Возраст Балбукского массива — петротипи- 11

Таблица 4. Cостав диорит-порфирита и монцодиорита, выбранных для моделирования

Table 4. Composition of basaltic andesite porphyrite and monzodiorite selected for modelling

Порода / Rocks	SiO 2	TiO 2	Al2O3	Fe 2 O 3 t	MgO	CaO	Na2O	K 2 O	P 2 O 5	H 2 O
Диорит-порфирит Diorite-porphyrite	54.74	0.52	17.03	8.33	4.12	6.60	3.42	0.93	0.16	3.51
Монцодиорит Monzodiorite	59.30	0.50	16.98	6.46	2.42	5.35	5.07	1.76	0.23	1.74

Рис. 7. Типизация монцодиоритов и монцонит-порфиров: а — по Whalen et al., 1987, b — по Misra, Sarkar, 1991

Fig. 7. Typification of monzodiorites and monzonite-porphyry: a — after Whalent et al., 1987, b — after Misra, Sarkar, 1991

а	А-type granites
Other granites (1, S, М)

b	A-type granites
-      Other granites
(I, S, M)

ческого массива балбукского комплекса — 317 ± 32 млн лет (Rb-Sr) (Горожанин, 1998). Временной промежуток 350—330 млн лет знаменует собой проявление широкого спектра монцонитоидного магматизма на всём протяжении Магнитогорской мегазоны, он связан с тектономагматической активизацией региона вследствие коллизии типа «континент — континент» ввиду столкновения Восточно-Европейского континента с Казахстанским микроконтинентом (Салихов и др., 2014).

Численное моделирование эволюции расплавов проводилось при условиях фракционной кристаллизации, изобарическом давлении 1 кБар, кислородном буфере QFM. Исходя из данных, изложенных в разделе «Эволюция и происхождение», принято, что диорит-порфирит (U23-17) является более ранней частью расплава, который в дальнейшем эволюционировал до субщелочных разностей и потому в контексте данного раздела условно принят как «исходный расплав». Численные кривые по всем петрогенным оксидам демонстрируют большую разницу в поведении (рис. 11). Наибольшая разница в поведении наблюдается по K₂O, 12

Fe2O3, CaO, MgO. Для формирования таких монцонитов, которые характерны для петротипического массива балбукского комплекса, и для интрузий шари-повской группы необходим субстрат с более высоким содержанием калия и пониженными концентрациями железа, кальция и магния, чем у «исходного расплава» миасских монцодиоритов. В разделе «Эволюция и происхождение» показано, что предполагаемым источником расплава, из которого кристаллизовались рассматриваемые породы, слагающие интрузивные тела в пределах Миасского округа, была метасомати-зированная надсубдукционная верхняя мантия, тогда как по нашим данным (Рахимов и др., 2025) монцониты балбукского комплекса сформировались в результате частичного плавления метабазитов нижней коры.

Таким образом, изученные монцодиориты Миасского округа сформировались в одну эпоху с каменноугольными монцонитами Магнитогорской мегазоны, в том числе и с относящимися к балбукскому комплексу, однако исследуемые образования не имеют прямого отношения к этому комплексу.

Рис. 8. Результаты численного моделирования. Синяя линия — тренд эволюции диорит-порфирита, жёлтая линия — тренд эволюции монцодиорита. Ромбы — петрохимический состав монцодиоритов

Fig. 8. Numerical modelling results. The blue line shows the evolutionary trend of diorite-porphyry, the yellow line shows the evolutionary trend of monzodiorite. Diamonds show the petrochemical composition of monzodiorite

Рис. 9. Точки состава монцодиоритов и монцонит-порфиров на графиках: a, b — по Laurent et al., 2014, c — по Peltonen, 1996, d — по Putirka, Busby, 2007, e — по Kepezhinskas et al., 1997, f — по Abratis, 1998

Fig. 9. Points of monzodiorites and monzonite-porphyry composition on graphs: a, b — after Laurent et al., 2014, c — after Peltonen, 1996, d — after Putirka, Busby, 2007, e — after Kepezhinskas et al., 1997, f — after Abratis, 1998

Таблица 5. Cостав диорит-порфирита миасского округа, монцонита Балбукского массива, трахиндезит-порфира шариповской группы, выбранных для моделирования

Table 5. The composition of the diorite-porphyrite of the Miass district, monzonite of the Balbuk petrotype, trachyandesite-porphyrite of the Sharipovo group selected for modeling

Порода / Rocks	SiO 2	TiO 2	Al2O3	Fe 2 O 3 t	MgO	CaO	Na2O	K 2 O	P 2 O 5	H 2 O
Диорит-порфирит Diorite-porphyrite	54.74	0.52	17.03	8.33	4.12	6.60	3.42	0.93	0.16	3.51
Монцонит Балбукского массива Monzonite of the Balbuk massif	60.76	0.59	17.78	4.29	2.04	3.34	4.65	4.36	0.39	1.51
Трахиандезит-порфир шарипов-ской группы Trachyandesite-porphyry of the Sharipov group	60.86	0.48	16.82	4.21	4.26	3.08	6.37	2.76	0.30	1.33

Рис. 10. Петрогенетические процессы: a — по Pearce, 1983, b — диаграмма Nb/Y, с — тренды фракционирования минералов

Fig. 10. Petrogenetic processes: a — after Pearce, 1983, b — Nb/Y diagram, c — mineral fractionation trends

Рис. 11. Результаты моделирования эволюции расплавов и сопоставление численных кривых миасских диорит-пор-фиритов и монцонитоидов балбукского комплекса

Fig. 11. Results of modelling the evolution of melts and comparison of numerical curves of Miass diorite-porphyrites and monzonitoids of the Balbuk complex

Заключение

Изложенные результаты позволяют сделать следующие основные выводы:

– монцодиориты, монцонит-порфиры, диориты и диорит-порфириты Миасского округа являются генетически родственными образованиями с общей историей, сформированными из единого источника;

– исследованные породы образовались из расплава, возникшего при частичном плавлении метасома-тизированной надсубдукционной мантии; основным дальнейшим петрогенетическим процессом было фракционирование амфибола;

– исследованные образования не имеют прямого отношения к балбукскому комплексу, поскольку резко отличное содержание калия предполагает иной источник для формирования монцонитового расплава, но они вместе с «балбукидами» являются проявлениями магнитогорского ранне- и среднекаменноугольного монцонитоидного магматизма;

– изученные породы сформировались в диапазоне 350—335 млн лет, аналогичный возраст имеют габ-броиды и монцониты магнитогорской габбро-гранит-ной серии, Верхнеуральско-Кассельского ареала, Ахуново-Карагайского ареала (Петропавловский массив), балбукского комплекса. Данный этап связан с тектоно-магматической активизацей в связи с коллизией Восточно-Европейского континента и Казахстанского микроконтинента.

Автор выражает благодарность Д. Н. Салихову и И. Р. Рахимову за ценные консультации по геологии Балбукского ареала и Магнитогорской мегазоны.

Работа выполнена в рамках госзадания ИГ УФИЦ РАН FMRS-2025-0015