ПЕТРОГЕНЕЗИС ПОСТАККРЕЦИОННЫХ ГРАНИТОВ КИЗИЛЬСКОГО КОМПЛЕКСА ЮЖНОГО УРАЛА: ГЕОХИМИЯ, Sr-Nd ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ, U-Pb ВОЗРАСТ

1. ВВЕДЕНИЕ

Ранний карбон на Южном Урале ознаменован завершающей стадией коллизии Магнитогорской островной дуги и Лавруссии, возникшей при слиянии палеоконтинентов Балтика и Лаврентия [Puchkov, 2010]. В результате этого возникла Западно-Магнитогорская зона (ЗМЗ), а наиболее магмопроницаемой ее частью была Худолазовская мульда, пронизанная сотнями разнообразных по морфологии и вещественному составу интрузий, отнесенных к нескольким комплексам – басаевскому, худолазовскому и др. [Salikhov et al., 2019]. Однако в южноуральской серии геологических карт нового поколения масштаба 1:200000 все интрузии отнесены к единому худолазовскому многофазному комплексу раннего карбона. В пределах ЗМЗ наиболее многочисленны маломощные силло-дайковые габброидные тела и мелкие хонолиты дифференцированного состава, в небольшом количестве развиты и гранитоидные тела. Большая часть последних Д.Н. Салиховым с соавторами [Salikhov et al., 2019] на основании геолого-геохимических данных отнесена к кизильскому гранитоидному комплексу.

Отмеченные габброидные и гранитоидные интрузии имеют важное значение для палеогеодинамической реконструкции ЗМЗ, поскольку они являются примером контрастного постостроводужного (постаккреционного) магматизма [Salikhov et al., 2013, 2019]. Их отличительной особенностью является приуроченность к разрывным нарушениям, заложенным на коре зрелой островной дуги, и смешанность геохимических характеристик пород надсубдукционных и внутриплитных обстановок [Salikhov et al., 2019]. Формирование гранитоидов в этой зоне, по всей видимости, фиксирует начальную стадию развития коры континентального типа, заложенной на базе островодужного террейна, а их изучение дает возможность определить ключевые геолого-геохимические признаки данного процесса. В статье представлены результаты геологических, минералого-геохимических и изотопно-геохимических исследований гранитоидов кизильского комплекса, оценен U-Pb возраст пород, обсуждены условия их кристаллизации и источники магм. Впервые приведены результаты комплексного исследования петрогенезиса кизильских гранитоидов и предлагается тектоническая модель их формирования.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И ПРОБООТБОР

Кизильский комплекс был выделен Д.Н. Салиховым в виде даек риолит-порфиров [Salikhov et al., 2019], но на геологических картах нового поколения [State Geological Map…, 2015] они изображены как вторая фаза худолазовского дифференцированного комплекса. В худолазовский комплекс, датированный по циркону и бадделеиту 325–329 млн лет [Salikhov, Berdnikov, 1985; Salikhov et al., 2019], включали многочисленные мелкие хонолиты, дайки, силлы и штоки пород от ультрамафитового до кислого состава. Однако факты пересечения даек гранитоидов базитовыми интрузиями (рис. 1, в), а также обнаружение нами ксенолитов гранитоидов в габброидах силлов свидетельствуют о самостоятельности комплекса кислых пород. По нашим данным кизильский комплекс представлен не только дайками, но и силлами тонкозернистых гранит-порфиров. Видимая мощность интрузий варьируется от 1.5 до 50 м в разных телах. Четкие контакты с другими интрузиями нами не обнаружены.

Большинство интрузий кизильского комплекса выявлено в Худолазовской мульде, расположенной в центральной части Западно-Магнитогорской зоны. Худолазовская синклиналь, вмещающая огромное множество мелких интрузивных тел разного состава, представляет собой асимметричную мульду с наклоном западного крыла 20–30°, а восточного – 30–40° [Salikhov, Pshenichny, 1984]. Она зажата между брахиантиклиналями – Юлдашевской с севера, Бакр-Узякской с востока, Карамалыташской и Сибайской с юга, а с запада ограничена Ирендыкской антиклинальной зоной. Размеры мульды около 40×20 км. Ее слагают девонские вулканогенно-осадочные комплексы, формировавшиеся во время надсубдукционной стадии развития Южного Урала. Ее центральная часть (ядро) выполнена глинисто-терригенными породами зилаирской свиты (D₃fm), далее к западу развиты туфы базальтов, андезитов, дацитов, туфогравелиты, туфопесчаники биягодинской свиты (D₃f), глинисто-кремнистые толщи мукасовской свиты (D₃f), терригенные породы улутауской свиты (D_2–3zv–f), базальтовые порфириты ирендыкской свиты (D₁em). Подошва мульды, по разным оценкам находящаяся на глубине от 2.0 до 4.5 км [Zakharov, Tkachev, 1984; State Geological Map…, 2015], подстилается силурийско-раннедевонскими вулканогенно-осадочными породами, ниже которых находятся раннепалеозойские офиолиты Палеоуральского океана (обнажены в зоне Главного Уральского разлома (ГУР) в 15 км к западу от мульды), еще ниже – рифейские осадочно-метаморфические породы окраины палеоконтинента Лавруссия [Znamensky, 2009; Puchkov, 2010].

В западном крыле Худолазовской мульды маломощные силлы гранитоидов кизильского комплекса тянутся параллельно и пространственно ассоциируют с долеритовыми силлами худолазовского комплекса. В одном из долеритовых силлов были обнаружены ксенолиты гранитоидов кизильского типа. Здесь же в одном из шурфов удалось задокументировать контакт силла гранитоидов с вмещающими песчаниками (рис. 2, обр. K₂₃-21), где выражена тонкая зона закалки, угол падения 15°, азимут падения 130°. Простирание даек и силлов обычно меняется от ЗСЗ 340° до ССЗ 355°, реже встречается СВ 30°. Нередко тела извилисты.

Гранитоиды кизильского типа также обнаружены нами и за пределами Худолазовской мульды. Так, несколько маломощных силлов субмеридионального простирания таких же по геологическим и петрографическим особенностям гранитоидов обнаружены нами в Чебаркульской моноклинальной структуре в 30 км к северу от мульды (см. рис. 1, б). Все они локализованы вдоль Кизильского регионального разлома, но на геологических картах старого и нового поколения они не отображены. Крупнейший из силлов, протяженностью не менее 3.5 км и видимой мощностью до 15 м, был опробован (обр. K₂₃-71, -72, -75, -76). Чебаркульская моноклинальная структура, ограниченная с востока Кизильским разломом и с запада Кушеевским разломом, имеет ширину 4–5 км и сложена карбонатно-терригенными отложениями бугодакской (D₃f) и зилаирской (D₁fm) свит. В районе развития гранитоидных силлов осадочные породы зилаирской свиты имеют простирание ССЗ 355°, падение крутое восточное с углом до 75°. Восточнее Кизильского разлома залегают карбонатные отложения березовской свиты (C₁t), но степень их обнаженности в этом районе крайне слабая, кизильские гранитоиды нами в них не обнаружены.

3. МЕТОДИКА

Полевое геологическое изучение комплекса проведено в 2018 и 2023 гг. Собрана коллекция из 26 образцов, включая пробу для выделения циркона с целью датирования.

Петрографические и минералогические исследования проведены с использованием методов оптической (поляризационные микроскопы Altami Polar 3 и Carl Zeiss A1) и электронной (сканирующие электронные микроскопы Tescan Vega Compact и Tescan Mira 3, оснащенные ЭДС-детекторами Oxford Energy) микроскопии в ИГ УФИЦ РАН (г. Уфа) и ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Рентгеноспектральные микроанализы проводились при напряжении 20 кВ и токе зонда 3.7–4.0 нА.

Валовый состав пород определен рентгенофлуоресцентным методом в ИГ УФИЦ РАН на энергодисперсионном спектрометре X-Calibur (Израиль). Пределы обнаружений для петрогенных элементов составляли от 0.01 до 0.02 мас. %. Для построения калибровочных графиков использовались аттестованные государственные образцы магматических пород. Содержания примесных элементов измерены с помощью масс-спектрометрического анализа с индуктивно связанной плазмой (масс-спектрометр Perkin Elmer NexION 300S, США) после микроволнового растворения в смеси кислот HCl+HNO₃+HF в блоке чистых помещений (класс 6 и 7 по ГОСТ Р ИСО 14644-1-2017) в ЦКП «Геоаналитик» (ИГГ УрО РАН, г. Екатеринбург).

Измерения изотопных отношений Rb и Sr, Sm и Nd выполнены на термоионизационном масс-спектрометре Triton Plus (Thermo Finnigan, США) также в ЦКП «Геоаналитик». Для контроля инструментальной стабильности и краткосрочной воспроизводимости использовали изотопный стандарт стронция NIST SRM 987 с результирующим значением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr на период измерений 0.710250±11 (1SD, N=6). Содержания Sr и Rb в пробе холостого опыта составили 0.30 и 0.05 нг соответственно. Изотопные отношения были нормализованы по отношению ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr=8.3752. Для контроля измерения изотопные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd определялись в стандартном образце BCR-2 (все отношения нормализованы к ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219). Детально применяемые методы пробоподготовки и измерений описаны в работах [Vishnevskaya, 2018; Azovskova et al., 2020]. При расчете величин εNd_(t) использованы значения CHUR по [Bouvier et al., 2008]: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512630, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.1960; DM по [Blichert-Toft, Puchtel, 2010]: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.2135. В качестве современного отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_UR принято 0.7050 [Faure, 1989].

Определение возраста циркона проведено U-Pb методом TIMS по стандартной процедуре в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты). Выделение акцессорных цирконов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей, а их химическое разложение и выделение U и Pb – по методике Т.Е. Кроу [Krogh, 1973]. Геохронологические исследования (обр. К₁₈-18) проводились на масс-спектрометре Finnigan-MAT-262. Холостое загрязнение полного анализа составляло менее 0.10–0.08 нг для свинца и 0.01–0.04 нг для урана. Погрешности определений изотопного состава свинца составляли 0.025 % на стандартах SRM-982. Координаты точек и параметры изохрон вычислялись по программам «PbDAT» [Ludwig, 1991] и «ISOPLOT» [Ludwig, 2012]. Расчет возраста проведен по принятым величинам констант распада урана [Steiger, Jäger, 1977]. Ошибки приведены на уровне 2σ.

4. РЕЗУЛЬТАТЫ

4.1. Петрография и минералогия пород

Породы кизильского комплекса имеют обычно желтовато-светло-серую окраску. Текстура массивная, структура мелко- и среднезернистая, варьируется от порфировидной до равномерно-зернистой. Вкрапленники представлены в основном короткопризматическим идиоморфным плагиоклазом (0.5–1.0 мм, редко до 2 мм) и/или кварцем (до 0.3 мм) (рис. 3, a–г). Макроскопически, судя по характерным поперечным и продольным сечениям (рис. 3, ж), в отдельных образцах в качестве вкрапленников присутствовал амфибол (нацело замещенный хлоритом). Основная масса имеет гранит-офитовую структуру и сложена преимущественно полевыми шпатами и кварцем, спорадически встречается биотит (обр. К₁₈-15). Породы сильно изменены. Полевые шпаты пелитизированы, серицитизированы и альбитизированы – методом ЭДС установлены каолинит и серицит, а на классификационной диаграмме An-Ab-Ort практически все точки составов полевых шпатов попадают в поле альбита с незначительной тенденцией в сторону олигоклаза и анортоклаза (рис. 3, з). Темноцветные минералы целиком замещены агрегатом из карбоната, лейкоксена и хлорита в разных соотношениях. Биотит также замещен мусковитом.

Характерные акцессорные минералы – апатит, циркон, рутил (игольчатые кристаллы), титанит, монацит, ксенотим. Часто присутствуют ксеноморфные рыже-черные пятна (рис. 3, д, е) небольших размеров (первые миллиметры), обусловленные неравномерным распределением агрегатов вторичных окислов железа и связанные с окислением рассеянно вкрапленного пирита.

В западном борту Худолазовской мульды, наряду с силлами гранитоидов, был обнаружен параллельный им силл, сложенный метасоматизированными диоритами (обр. K₂₃-17), петрографически отличающимися от гранитоидов более высоким содержанием хлорита (до 15 об. %), предположительно заместившего амфибол, и отсутствием кварца во вкрапленниках. Эта интрузия, предположительно, также относится к кизильскому комплексу.

4.2. Геохимия пород

Содержания петрогенных и редких элементов, а также ключевые геохимические отношения приведены в табл. 1. Петрографические исследования показали значительную степень вторичных изменений пород, поэтому к составам были применены критерии измененности по [Large et al., 2001], допустимые к использованию для субвулканических пород. На диаграмме AI – CCPI (рис. 4, a) точки исследуемых пород сдвинуты из области «малоизмененных пород» в сторону области альбитизированных пород, что подтверждается петрографическими исследованиями и диаграммой на рис. 4, б. Однако смещение роя точек в область метаморфических преобразований (рис. 4, a), предполагающих субизохимический характер изменений, позволяет нам принять степень измененности пород удовлетворительной для геохимических исследований и последующей петрологической интерпретации.

По петрохимическим характеристикам (табл. 1; рис. 5) и минеральному составу (при пересчете составов пород алгоритмом CIPW [Hutchison, 1974, 1975], кварца в среднем 25 %, темноцветов менее 10 %, плагиоклаз (>50 %) преобладает над щелочным полевым шпатом (<15 %)) гранитоиды кизильского комплекса относятся к кислым породам нормальной щелочности – плагиогранитам. Породы отличаются низкой калиевостью (отношение Na₂O/K₂O=2.5–55.7, среднее 11), где содержание K₂O варьируется от 0.2 до 2.4 мас. %, что скорее всего связано с массовой альбитизацией, подтвержденной петрографическими данными. С учетом этих фактов предполагаемый вынос калия при метасоматозе мог обусловить сдвиг первичных гранитов в область формальных плагиогранитов, поэтому породы кизильского комплекса можно считать метасоматизированными гранитами с субщелочным уклоном. По соотношению Fe# (от 0.66 до 0.92) и SiO₂ точки составов попадают в поле как магнезиальных, так и железистых гранитоидов (рис. 6, a). На диаграмме MALI – SiO₂ (рис. 6, б) породы варьируются от щелочных до известково-щелочных, в основном располагаясь в поле щелочно-известковистых гранитоидов. По отношению глинозема к щелочам (ASI – A/NK, рис. 6, в) и нормативному корунду (до 7 %) породы варьируются от плюмазитовых до метаглиноземистых.

На бинарных графиках хорошо видна обратная корреляция содержаний кремнезема с TiO₂, Fe₂O₃, MgO (см. рис. 5). Диорит по составу существенно отличается от гранитоидов не только по содержанию SiO₂, но и по другим петрогенным элементам: TiO₂, Fe₂O₃, MgO. Содержание Al₂O₃ в диорите приближено к содержаниям глинозема в худолазовских гранитах (см. рис. 5).

Большинство исследуемых образцов гранитоидов имеет схожие по форме графики распределения нормированных содержаний микроэлементов. На мультиэлементных спектрах (рис. 7, a) наблюдается вариативность содержаний LIL элементов (Rb, Ba, Sr, Eu), стабильно проявленная во всех образцах отрицательная аномалия Nb, Ta, Ti. Породы имеют относительно высокие суммарные содержания РЗЭ (от 117 до 347 г/т). Спектры распределения РЗЭ (рис. 7, б) фракционированы от слабой до умеренной степени ([La/Yb]_n=2.0–6.5), преимущественно в области легких РЗЭ ([La/Sm]_n=(1.3–3.8)) в сравнении с тяжелыми РЗЭ ([Gd/Yb]_n=(0.9–1.3)). Пониженные содержания средних и начальных тяжелых РЗЭ обусловливают относительно плоский вид спектров нормированных содержаний лантаноидов в исследуемых породах и схожие отношения [La/Yb]_n=(2.0–6.5) и [La/Gd]_n=(1.8–7.5). Отрицательная европиевая аномалия проявляется от отчетливой (Eu/Eu*=0.03) до слабой (обр. K₂₃-17: Eu/Eu*=0.99).

При общей петрографической схожести гранитоиды Худолазовской и Чебаркульской площадей имеют ряд существенных геохимических различий. На харкеровских диаграммах (см. рис. 5) гранитоиды Чебаркульской площади отличаются более высокими содержаниями TiO₂, Fe₂O₃, P₂O₅ и более низкими – Al₂O₃ при аналогичном SiO₂. В них по мере увеличения кремнезема уменьшается количество Fe₂O₃ при одинаково высокой железистости (0.92), и монотонно увеличивается содержание K₂O и содержания всех редких элементов (в среднем в два раза). Также гранитоиды Чебаркульской площади имеют более высокие суммарные содержания РЗЭ для трех образцов, кроме наименее фракционированного (табл. 1; рис. 7), и меньшее [La/Yb]_n отношение (2–3). Графики микроэлементов для гранитоидов Чебаркульской площади обладают менее выраженной отрицательной аномалией Eu, Ta, Nb и значительно большей отрицательной аномалией по Sr и крупноионным элементам – Rb, Ba.

Образец K₂₃-17, несмотря на схожий с гранитоидами минеральный состав, имеет определенные геохимические отличия. На TAS-диаграмме точка попадает в поле монцодиорита, а на других бинарных петрохимических диаграммах он характеризуется значительно более высокими содержаниями TiO₂, Fe₂O₃, P₂O₅ по сравнению с гранитоидами (см. рис. 5, a–д). Также диорит имеет сравнительно плоский спектр РЗЭ (La/Yb=2.27), низкие по сравнению с гранитами содержания легких РЗЭ. В целом его спектр лежит в поле спектров гранитов и имеет схожие аномалии (отрицательные по Nb, Ta, Ti). Различие заключается в отчетливой небольшой положительной аномалии по Sr и отсутствии аномалии по Eu.

Принимая во внимание вероятное присутствие в породах нескольких популяций циркона, в том числе ксеногенных, и низкие концентрации Ti в минерале, для геотермометрии мы использовали метод, предложенный в статье [Watson, Harrison, 1983]. Расчет температур в данном методе производится на основе степени насыщения породы цирконием по формуле T (°C)=12900/(2.95+0.85·M+ln(D(Zr_mineral/melt))–273.15, где M=(Na+K–2·Ca)/Al·Si (в мольных долях), а D(Zr_mineral/melt) – коэффициент распределения Zr между расплавом и цирконом. Результаты приведены в табл. 1. Диапазон рассчитанных температур довольно широк, но ясно различается для плагиогранитов Худолазовской и Чебаркульской площадей: 772–925 и 895–975 °С соответственно. Учитывая разные популяции циркона, эти данные можно считать предварительной оценкой температур образования породообразующих расплавов.

4.3. Изотопные U-Pb данные по циркону из гранитов кизильского комплекса

Образец K₁₈-18 (метасоматизированный порфировидный гранит), выбранный для выделения циркона в целях изотопного датирования, отобран из довольно крупной линейной интрузии, локализованной в восточной части Худолазовской мульды в толще терригенных отложений зилаирской свиты (см. рис. 1). Из пробы было выделено четыре популяции циркона, отличающиеся цветом, габитусом и степенью корродированности поверхности. Первый тип представлен длиннопризматическими (коэффициент удлинения Ку=2.8) полупрозрачными кристаллами желтого цвета с корродированной поверхностью и жирным блеском. Средние размеры – 140×50 мкм. Второй тип представлен полупрозрачными обломками ярко-желтого цвета с жирным блеском и средними размерами 125×70 мкм. Третий тип – длиннопризматические (Ку=3) прозрачные кристаллы и их обломки светло-желтого цвета со стеклянным блеском и слабо корродированной поверхностью. Средние размеры – 125×40 мкм. Четвертый тип – обломки кристаллов светло-желтого цвета со стеклянным блеском. Средние размеры – 125×70 мкм. Результаты U-Pb геохронологического исследования приведены в табл. 2 и на рис. 8.

Для выделенных типов циркона получены следующие ²³⁸U/²⁰⁶Pb датировки: 303±14, 315±8, 345±6 и 371±7 млн лет. Отметим, что геологической ситуации наиболее удовлетворительно отвечает датировка 345±6 млн лет, о чем более подробно говорится ниже в Разделе 5.

4.4. Sr-Nd изотопия

По валовым пробам гранитов кизильского комплекса (К₁₈-13 и К₁₈-69) изучен состав Nd- и Sr-изотопных систем (табл. 3). Значения εNd₍₃₄₅₎, рассчитанные на оцененный U-Pb методом возраст 345 млн лет, составили +5.86 и +6.00. Значения модельного возраста по изотопному составу Nd двух образцов близки между собой и составляют 629 и 640 млн лет. Величины первичных отношений изотопов стронция ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₃₄₅₎ варьируются от 0.705119 до 0.704118. На диаграмме εNd₍₃₄₅₎ – ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₃₄₅₎ точки изучаемых гранитов смещены вправо от линии мантийной последовательности (рис. 9). Для сравнения также приведены изотопные соотношения (по авторским неопубликованным данным) для туфопесчаников биягодинской свиты, вмещающих исследуемые гранитоиды на западе Худолазовской мульды. В отличие от кизильских гранитов они практически лежат на линии мантийной последовательности.

5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

5.1. Проблема возраста кизильского комплекса

Время формирования кизильского комплекса ранее определялось лишь по структурно-геологическим признакам как C₁. Верхняя граница фиксировалась пересечением гранитоидов базитами худолазовского комплекса, а также обнаружением ксенолитов гранитов в габброидах. Возраст базитов датирован U-Pb методом по цирконам и бадделеиту 325–329 млн лет [Salikhov et al., 2019]. Нижняя граница определяется возрастом вмещающих вулканогенно-осадочных биягодинской (фран – фамен) и зилаирской (фамен) свит для гранитов Худолазовской и Чебаркульской площадей соответственно [Maslov, Artyushkova, 2010]. Согласно этим данным возрастной интервал формирования кизильского комплекса составляет около 360–330 млн лет.

Обособленный характер положения эллипсов на U-Pb диаграмме (см. рис. 8) и пересечение большинства из них конкордией позволяют предположить несколько популяций циркона с разным возрастом, в том числе ксеногенной. Так, датировка 4-й группы 371±7 млн лет соотносится с возрастом вмещающей граниты вулканогенно-осадочной биягодинской свиты (франский век) [Maslov, Artyushkova, 2010]. Наиболее молодые датировки 1 и 2-й группы (2 – дискордантный возраст), возможно, связаны с метасоматическими событиями, вызванными формированием крупного дайкового роя долеритов, особенно плотно развитого в Худолазовской мульде и имеющего датировки от 300 до 321 млн лет (U-Pb и Sm-Nd) ([Salikhov et al., 2019] и наши неопубликованные данные). Датировка 345±6 млн лет, полученная для 3-й группы циркона, наиболее удовлетворительно отвечает геологической истории региона и полевым наблюдениям интрузивных взаимоотношений. В отсутствие других данных именно эту датировку мы пока предлагаем считать возрастом кизильского комплекса.

5.2. Источники и условия образования гранитоидов кизильского комплекса

Между гранитами, опробованными на Худолазовской и Чебаркульской площадях, присутствуют систематические различия в петро- и геохимических характеристиках, представленные на диаграммах (см. рис. 5, 7; см. табл. 1). Так, чебаркульские граниты существенно отличаются низкими содержаниями глинозема (12.8 против 17.1 мас. % в среднем), в среднем более высокими содержаниями РЗЭ (247 против 154 г/т) и менее выраженным Ta-Nb минимумом.

Различие в содержании глинозема может быть связано с различным составом исходного расплава, а также с фракционированием полевого шпата. Петрографические исследования и пересчеты CIPW не выявили существенных отличий в минеральном составе, кроме заметного обогащения чебаркульских гранитов оксидами Fe и Ti. Тем не менее более глубокий Sr минимум на мультиэлементной диаграмме (см. рис. 7, a) позволяет предположить участие процесса фракционирования плагиоклаза в снижении глиноземистости чебаркульских гранитов. Монотонное снижение содержаний TiO₂, Fe₂O₃ и увеличение абсолютных содержаний рассеянных элементов по мере роста SiO₂, вероятно, указывают на фракционирование рудных минералов и амфибола.

Сходные мультиэлементные и РЗЭ-спектры (см. рис. 7), а также близкие абсолютные содержания редких элементов позволяют предположить, что источник для гранитов Худолазовской и Чебаркульской площадей был геохимически однотипным, поэтому некоторые различия в их составах могут быть связаны с различием в температурах кристаллизации. Оценки температур образования породообразующих расплавов по насыщению Zr показали 838 °С для Худолазовской площади, а для Чебаркульской выше – 934 °С. Известно, что присутствие воды в системе снижает температуру плавления/кристаллизации и влияет на стабильность рутила в рестите, а значит, увеличивает глубину Ta-Nb и Ti аномалии на мультиэлементных спектрах [Xiong et al., 2005]. Также увеличение воды в системе увеличивает и растворимость Al₂O₃ [Acosta-Vigil et al., 2003], что согласуется с более высокой глиноземистостью худолазовских гранитов.

В исследуемых породах пологие спектры РЗЭ (La_n/Yb_n варьируется от 2.0 до 4.8) могут указывать на деплетированный характер источника. Спектры РЗЭ демонстрируют пониженные содержания средних РЗЭ и начальных членов тяжелых РЗЭ, в связи с чем отношения La_n/Gd_n (3.0–5.7), La_n/Yb_n (2.00–4.88) для большинства пород идентичны. Также для всех гранитов характерна отрицательная европиевая аномалия – от слабо проявленной (Eu/Eu*=0.63–0.95) до существенной (Eu/Eu*=0.03–0.48). Наличие этой аномалии и дефицит средних РЗЭ (и первых членов тяжелых РЗЭ), судя по всему, обусловливаются присутствием в рестите плагиоклаза и амфибола, имеющего высокую совместимость со средними и тяжелыми РЗЭ [Rollinson, 1993; Schnetzler, Philpotts, 1968, 1970].

Изученный образец диорита (K₂₃-17) Худолазовской площади геохимически довольно близок к гранитам, характеризуется чуть более низкими содержаниями легких РЗЭ, меньшей отрицательной аномалией по Ti, отсутствием Eu-аномалии и положительной аномалией по Sr. В нем низкое La_n/Yb_n=2.3, спектр РЗЭ практически плоский. Можно предположить, что диорит мог быть ранним дифференциатом единой магмы либо кумулятивной фазой (обогащенной ранним амфиболом и кальциевым плагиоклазом) по отношению к худолазовским гранитам.

Согласно публикациям предыдущих исследователей (например [Puchkov, 2010], а также материалы геолого-съемочных отчетов), состав коры Западно-Магнитогорской зоны на момент образования кизильского комплекса был весьма разнообразен и включал рифейские метаморфизованные осадки континентальной окраины, раннепалеозойские породы офиолитового комплекса и надвинутые на них силурийско-девонские вулканогенно-осадочные породы островной дуги. Наиболее подходящим источником магм, с учетом геотектонического развития исследуемой территории, могли выступать амфиболизированные базитовые породы офиолитового комплекса, имеющие мантийные изотопно-геохимические характеристики. Отметим, что в амфиболитах южноуральских офиолитовых массивов (например, Крака) отмечается Sr максимум, Nb-Ta минимум и другие признаки надсубдукционных офиолитов [Rakhimov, Samigullin, 2024]. Учитывая структурно-геологическое положение пород кизильского комплекса, историю развития региона и полученные определения возрастов по циркону, следует полагать, что формирование расплавов происходило на постсубдукционном этапе. В качестве источника тепла, инициирующего плавление с образованием палингенных магм, можно предположить поднимающиеся мантийные (базитовые) расплавы, при этом не исключается их плюмовое происхождение [Salikhov et al., 2019]. Помимо вероятного воздействия астеносферного диапира, существенное тепловое влияние могло оказать также коровое утолщение, следующее за постколлизионной декомпрессией [Sylvester, 1989].

Изотопный состав Nd и Sr подтверждает, что кизильские граниты могут быть связаны с амфиболитами из подстилающих островодужные комплексы офиолитов зоны ГУР. Так, в координатах εNd₍₃₄₅₎ – ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₍₃₄₅₎ точки исследуемых пород находятся в поле составов амфиболитов Миндякского массива с возрастом образования 480 млн лет (рис. 9). Это также согласуется со спектрами распределения РЗЭ в гранитах. Массив Миндяк располагается в 90 км к северу от Худолазовской мульды и является типичным примером офиолитовых массивов зоны ГУР [Scarrow et al., 2000]. Отметим, что туфопесчаники биягодинской свиты, вмещающие кизильские граниты, также имеют положительные значения εNd. Это свидетельствует о незрелости коры в исследуемом регионе на момент становления кизильского комплекса. Повышенные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в одной из проб гранитов (смещение от линии мантийной последовательности вправо), возможно, связаны с влиянием наложенных вторичных процессов либо с воздействием корового контаминанта, который пока не удалось определить.

Для оценки состава источника использовалась диаграмма Eu – Yb (рис. 10), позволяющая по результатам экспериментальных данных сопоставить изучаемые породы с вероятным типом субстрата. Точки составов гранитов Чебаркульской площади образуют единый тренд, характеризующий связь с реститом состава Pl±Cpx, а худолазовские граниты более вариативны, однако основная часть точек также образует скопление между реститами состава Hbl+Pl±Cpx и Pl±Cpx. Эти данные не противоречат гипотезе частичного плавления амфиболизированных базитов – амфиболитов офиолитовой ассоциации как главного источника кизильских гранитов.

5.3. Тектоническая позиция и геодинамическая модель

Размещение интрузий кизильского комплекса контролируется той же системой разломов, что и интрузии худолазовского дифференцированного комплекса. С учетом более древнего возраста первого развитие худолазовского комплекса, вероятно, происходило по реактивированным разломам, заложенным еще при магматизме «кизильского этапа». По данным [Salikhov, Berdnikov, 1985] эта система разломов субмеридионального простирания тянется на многие десятки километров, пересекая всю Худолазовскую мульду. Поскольку абсолютное большинство интрузий кизильского комплекса обнаружено и опробовано внутри мульды, далее обсуждается именно ее тектоническое развитие. В работах [Seravkin et al., 2001; Znamensky, 2009] структура рассматривается как главная часть Худолазовского мегадуплекса, образовавшегося между Западно-Ирендыкским взбросом (с запада) и Кизильским надвигом (с востока) при реактивированных левосторонних движениях в условиях сжатия северо-западной ориентировки. Согласно [Znamensky, 2009] S-образный изгиб некоторых долеритовых и гранитных силлов Худолазовской мульды мог быть обусловлен внедрением интрузий во время пластических деформаций магмоконтролирующих субвертикальных срывов. Формирование мегадуплекса С.Е. Знаменским связывалось с коллизией Восточно-Европейского и Казахстанского континентов в среднем карбоне [Znamensky, 2009]. На наш взгляд, формирование Худолазовской структуры и магматизм кизильского комплекса могут быть связаны с коллизией Магнитогорского островодужного террейна с окраиной палеоконтинента Лавруссия, произошедшей в течение D₃fm–C₁t [Puchkov, 2010; Salikhov et al., 2013]. На рис. 11, а, представлена схема геодинамического режима Южного Урала на время (D₃fm–C₁t), в течение которого произошло причленение Магнитогорского островодужного террейна к окраине Лавруссии с формированием аккреционно-коллизионного орогена. Зона субдукции закрылась, но влияние субдуцированного слэба на магматизм региона не прекращалось, вероятно, вплоть до позднего карбона [Rakhimov, Samigullin, 2024]. Представленная схема отражает возможность участия мантийных выплавок (к примеру, обогащенных флюидами за счет плавления слэба) в качестве термического агента, спровоцировавшего частичное плавление амфиболизированных базитов офиолитовой ассоциации. Косая коллизия с надвиганием Западно-Магнитогорской зоны на край континента по зоне Главного Уральского разлома стала причиной формирования Худолазовской синклинали с последующим развитием серии косых разрывов, контролировавших размещение гранитов (рис. 11, б, в).

Дискриминационные геохимические диаграммы не дают однозначного понимания для интерпретации геодинамического режима гранитов кизильского комплекса. В целом большинство фигуративных точек распределяются в полях гранитов вулканических дуг (рис. 12). Часть точек попадает в поля внутриплитных гранитов и гранитов спрединга, в особенности чебаркульские пробы. Однако другие их геохимические особенности не отражают близость к океаническим гранитам (например, уровень концентраций LILE, РЗЭ и др.). По сравнению с худолазовскими в чебаркульских гранитах выше содержания TiO₂, Nb и Ta, т.е. более выражены внутриплитные геохимические признаки. Отметим, что, например, среди амфиболитов Крака, в целом бедных TiO₂, Nb и Ta, встречаются и резко обогащенные этими элементами разности пород [Rakhimov, Samigullin, 2024]. Такие особенности, с одной стороны, не противоречат модели частичного плавления амфиболитов из надсубдукционных офиолитов, а с другой – отражают как локальные различия самого источника, так и вероятные различия в условиях выплавления и кристаллизации магм чебаркульских и худолазовских гранитов.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Кизильский комплекс даек и силлов гранитов изучен в центральной части Западно-Магнитогорской зоны Южного Урала. По структурно-геологическому положению и петрогеохимическим особенностям выделяются породы Худолазовской мульды и Чебаркульской площади. Проведенные исследования показали, что обе группы пород представлены интенсивно метасоматизированными гранитами, которые заметно различаются по содержаниям Al₂O₃ и менее значительно – по Fe₂O₃, TiO₂, Nb, Ta, ∑РЗЭ, но имеют сходные содержания SiO₂, MgO, Na₂O+K₂O и отношения La_n/Yb_n (2.0–6.5), что наряду с близким минеральным составом позволило предположить для них единый тип источника, но несколько разные условия кристаллизации. Худолазовские граниты образовались из более водонасыщенной магмы при меньшей температуре (838 °С), чем чебаркульские (934 °С), претерпевшие более выраженное фракционирование плагиоклаза в расплаве. Состав диорита одного из силлов Худолазовской площади позволяет предположить, что он мог быть кумулятивной фазой по отношению к расплавам, формировавшим граниты. Характер распределения РЗЭ, в особенности Eu и Yb, а также изотопный состав Nd (εNd_t=5.9–6.0) и Sr (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(t)=0.7041–0.7051) согласуются с базитовым источником магм кизильского комплекса, которым могли быть амфиболиты офиолитовой ассоциации нижней коры.

По ID TIMS U-Pb датированию получены четыре датировки циркона, из которых возраст 345±6 млн лет наиболее удовлетворительно отвечает структурно-геологическим условиям. Остальные значения возраста могут быть связаны как с наличием захваченного из вмещающих пород циркона, так и с интенсивными метасоматическими преобразованиями пород. Образование кизильских гранитов, по всей видимости, фиксирует начальную стадию формирования коры континентального типа в Западно-Магнитогорской зоне в постаккреционных (пост- или синколлизионных) условиях.