НОВЫЕ ИЗОТОПНЫЕ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ПО РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНОМУ БЕРЕЗОВСКОМУ КОМПЛЕКСУ МАГНИТОГОРСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНЫЙ УРАЛ). СТАТЬЯ 1. ИЗОТОПНЫЕ ДАТИРОВКИ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ

Н. В. Правикова; А. Ю. Казанский; А. В. Тевелев; Е. В. Коптев; П. А. Шестаков; Е. А. Володина; А. А. Тихвинская

doi:10.5800/GT-2025-16-6-0862

НОВЫЕ ИЗОТОПНЫЕ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ПО РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНОМУ БЕРЕЗОВСКОМУ КОМПЛЕКСУ МАГНИТОГОРСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНЫЙ УРАЛ). СТАТЬЯ 1. ИЗОТОПНЫЕ ДАТИРОВКИ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ

Н. В. Правикова, А. Ю. Казанский, А. В. Тевелев, Е. В. Коптев, П. А. Шестаков, Е. А. Володина, А. А. Тихвинская

https://doi.org/10.5800/GT-2025-16-6-0862

EDN: XRWUQK

Полный текст:

PDF (Rus) HTML XML

сгенерировать QR код

Содержание

Перейти к:

Аннотация

В цикле статей приведены первые изотопные и палеомагнитные данные для пород раннекаменноугольного березовского комплекса Магнитогорской зоны. Целью работы являлась разработка кинематических реконструкций на время его формирования. Для этого в районе с. Богдановского была отобрана серия ориентированных образцов в девяти сайтах (93 пробы), а также пробы на геохимические (8 проб) и изотопно-геохронологические (3 пробы) исследования. В статье 1 приводятся первые данные по изотопному возрасту кислых вулканитов березовского комплекса: риодациты – 348.5±3.1 млн лет; флюидальные риолиты – 350.7±2.9 млн лет; дацитовые игнимбриты – 340.6±2.8 млн лет, а также геохимические характеристики пород. Вещественный состав изученных вулканитов идентичен типичным породам березовского комплекса. Согласно новым датировкам, раннекаменноугольный вулканизм начался примерно одновременно в пределах всей южной части Восточно-Магнитогорской зоны, причем в ее восточной части раньше, чем это считалось ранее по палеонтологическим данным. Новые данные позволяют утверждать, что в этом регионе активный вулканизм начался в режевское время раннего турне.

Ключевые слова

Южный Урал, ранний карбон, вулканизм, петромагнетизм, палеомагнетизм, изотопный возраст, U-Pb датирование

Для цитирования:

Правикова Н.В., Казанский А.Ю., Тевелев А.В., Коптев Е.В., Шестаков П.А., Володина Е.А., Тихвинская А.А. НОВЫЕ ИЗОТОПНЫЕ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ПО РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНОМУ БЕРЕЗОВСКОМУ КОМПЛЕКСУ МАГНИТОГОРСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНЫЙ УРАЛ). СТАТЬЯ 1. ИЗОТОПНЫЕ ДАТИРОВКИ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ. Геодинамика и тектонофизика. 2025;16(6):862. https://doi.org/10.5800/GT-2025-16-6-0862. EDN: XRWUQK

For citation:

Pravikova N.V., Kazansky A.Yu., Tevelev A.V., Koptev E.V., Shestakov P.A., Volodina E.A., Tikhvinskaya A.A. NEW ISOTOPIC AND PALAEOMAGNETIC DATA ON THE EARLY CARBONIFEROUS BEREZOVKA COMPLEX OF THE MAGNITOGORSK ZONE (SOUTHERN URALS). ARTICLE 1. ISOTOPIC DATES AND GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS. Geodynamics & Tectonophysics. 2025;16(6):862. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2025-16-6-0862. EDN: XRWUQK

1. ВВЕДЕНИЕ

Раннекаменноугольный рифтогенез Южного Урала, произошедший непосредственно после отмирания Магнитогорской палеоостровной дуги, привел к формированию ряда осадочных прогибов и мощных вулканических толщ в пределах ее осевой части [Puchkov, 2000; Tevelev et al., 2003; Salikhov et al., 2014; и др.]. Наиболее ранним проявлением рифтогенеза в пределах Магнитогорской мегазоны является березовский вулканический комплекс, включающий в себя одноименную свиту и многочисленные субвулканические тела, сложенные базальтами, габбро-долеритами, дацитами и риолитами. Геохимические особенности березовского комплекса изучены достаточно хорошо [Pravikova et al., 2023; и ссылки в этой работе]. При этом изотопный возраст вулканитов, который, по сути, отражает время перехода от конвергентных обстановок к режиму растяжения в пределах орогена, является дискуссионным вопросом [Salikhov et al., 2014]. Данная статья открывает цикл работ по комплексному изучению пород березовского комплекса и содержит в себе новые данные об изотопном возрасте и составе рифтогенных вулканитов Южного Урала.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Березовский вулканический комплекс включает в себя одноименную свиту и многочисленные мелкие субвулканические тела преимущественно базальтов, габбро-долеритов, дацитов и риолитов. Первоначально березовская свита была выделена Л.С. Либровичем в 1932 г. у пос. Березовского. Свита слагает крупные синклинальные складки субмеридионального простирания с крутыми крыльями, осложненными многочисленными продольными и косыми разрывами. Березовский комплекс представлен бимодальной серией вулканитов с преимущественным распространением трахибазальтов, базальтов, риодацитов, риолитов и дацитов. Возраст березовской свиты обоснован находками органических остатков, в основном фораминифер, из прослоев известняков [Salikhov, Yarkova, 1992]. Наиболее устойчиво подошва березовской свиты прослеживается с кизеловского горизонта верхнего турне, а кровля фиксируется по перекрыванию ее греховской или кизильской свитой. В дальнейшем различные аспекты строения и истории формирования березовской свиты изучались многими учеными, в том числе и авторами настоящей статьи [Tevelev et al., 2003; Rudakova et al., 2007; Salikhov et al., 2014, 2019; Pravikova et al., 2023]. В качестве одного из выводов отмечалось омоложение ее подошвы, т.е. начало активного вулканизма, с запада на восток [Pravikova et al., 2023; Mizens, Dub, 2024] и с севера на юг [Chaiko, 1971]. Активный вулканизм в южной части Магнитогорско-Богдановского грабена продолжался в кизеловское время [Salikhov et al., 2014].

В литературных данных встречается две датировки каменноугольных вулканитов Южного Урала. В работе [Salikhov et al., 2016] упомянута датировка вулканитов, вмещающих Чекинский массив, – 335 млн лет. Однако методика и точность датирования в работе не приведены.

Значительно севернее, в бассейне р. Исеть, правда уже в Восточно-Уральской мегазоне [Chervyakovskiy et al., 2021], определен U-Pb изотопный возраст андезитов – 311.4±2.0 млн лет. Однако авторы делают вывод о том, что эта датировка отражает время преобразования циркона, а сами андезиты имеют более древний возраст, скорее всего отвечающий концу раннекаменноугольной эпохи.

В районе проведения настоящих работ (рис. 1) березовский комплекс сложен стратифицированными базальтами, дацитами, трахидацитами, риолитами, трахириолитами и их туфами с прослоями известняков, а также несколькими субвулканами базальтов, габбро-долеритов и риолитов. Березовская свита перекрыта вулканитами греховской свиты. Структуры имеют главным образом меридиональное простирание, но в северо-восточной и юго-западной части участка вулканиты слагают периклинали с относительно крутыми углами погружения шарниров (30–40°) в южных румбах.

Рис. 1. Схематическая геологическая карта района исследования (по [State Geological Map…, 2018], с изменениями и дополнениями).

1–2 – геологические границы: 1 – согласные и интрузивные (а), фациальные (б), 2 – разрывы: Карабулакский взбросо-сдвиг (а), прочие (б); 3–10 – вулканиты березовской свиты (C₁br): 3 – туфопесчаники, 4 – игнимбриты, 5 – базальты, 6 – трахибазальты, 7 – дациты и их туфы, 8 – трахидациты, 9 – риолиты и их туфы, 10 – трахириолиты; 11 – базальты субвулканические (βC₁br); 12 – риолиты субвулканические (λC₁br); 13 – базальты греховской свиты (C₁gr); 14 – умеренно щелочные габбро богдановского комплекса (ενC₂b); 15 – щелочные гранитоиды малочекинского комплекса (ΕγT₂mč); 16–17 – элементы залегания: 16 – слоистости, 17 – плоскопараллельных текстур; 18 – маркирующие горизонты известняков (а), флюидальных риолитов (б); 19 – точки отбора: Т-1 – пробы 703, 704, 705, Т-2 – пробы 706; Б – Богдановский массив; К – Карабулакский взбросо-сдвиг. На врезке: 1 – главные разрывы, 2 – триасовые осадочные комплексы, 3 – главные интрузивы Восточно-Уральской мегазоны, 4 – расположение района исследований; ВЕП – Восточно-Европейская платформа, ГУР – Главный Уральский разлом, ММЗ – Магнитогорская мегазона, УНЗ – Уйско-Новооренбургская зона, ВУМ – Восточно-Уральская мегазона, ЧГ – Челябинский грабен, ЗУМ – Зауральская мегазона.

Fig. 1. General geological map of the study area (after [State Geological Map…, 2018], revised).

1–2 – geological boundaries: 1 – conformable and intrusive (a), facial (б), 2 – faults: Karabulak reverse-slip fault (a), others (б); 3–10 – volcanites of the Berezovka formation (C₁br): 3 – tuffaceous sandstones, 4 – ignimbrites, 5 – basalts, 6 – trachybasalt, 7 – dacites and dacitic tuffs, 8 – trachydacites, 9 – rhyolites and rhyolitic tuffs, 10 – trachyrhyolites; 11 – subvolcanic basalts (βC₁br); 12 – subvolcanic rhyolites (λC₁br); 13 – basalts of the Grekhovka formation (C₁gr); 14 – moderately alkaline gabbros of the Bogdanovka complex (ενC₂b); 15 – alkaline granitoids of the Malaya Cheka complex (ΕγT₂mč); 16–17 – structural attitude: 16 – bedding, 17 – plane-parallel structures; 18 – marker horizons of limestones (a), fluidal rhyolites (б); 19 – sampling locations: T-1 – samples 703, 704, 705, T-2 – sample 706; Б – Bogdanovka pluton; К – Karabulak reverse-slip fault. Inset: 1 – main faults, 2 – Triassic sedimentary complexes, 3 – main intrusions of the East Ural megazone, 4 – location of the study area; ВЕП – East European Platform, ГУР – Main Ural Fault, ММЗ – Magnitogorsk megazone, УНЗ – Uisk-Novoorenburg zone, ВУМ – East Ural megazone, ЧГ – Chelyabinsk graben, ЗУМ – Trans-Ural megazone.

Березовская свита прорвана многочисленными мелкими телами умеренно щелочных габброидов раннекаменноугольного богдановского комплекса. Наиболее крупный массив – Богдановский – с востока ограничен Карабулакским правосторонним взбросо-сдвигом, имеющим амплитуду до 6 км. Субпараллельно ему имеется множество разрывов, основные из которых показаны на схематической геологической карте (рис. 1). Практически все они имеют сдвиговую компоненту [Tevelev, 2012].

Карабулакский взбросо-сдвиг разделяет Богдановскую и Новоершовскую подзоны Восточно-Магнитогорской зоны. В пределах Богдановской подзоны преимущественно распространены базальты березовской свиты, в меньшей степени – кислые породы. Вулканиты прорваны массивами (до 10 км²) умеренно щелочных габбро богдановского и массивами щелочных гранитоидов малочекинского комплекса (до 20 км²). В Новоершовской подзоне преобладают кислые вулканиты, прорванные мелкими телами габброидов богдановского комплекса. Кроме того, в пределах подзоны располагаются многочисленные мелкие субвулканические тела риолитов и габбро-долеритов березовского вулканического комплекса.

3. МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Полевые исследования. Всего отобраны образцы в девяти точках, в том числе базальты (т. 703, 703-2), пиллоу-базальты (т. 706-1), габбро-долериты (т. 705, 706-2), риодациты (т. 704), флюидальные риолиты (т. 706), дацитовые игнимбриты (т. 706-3) и туфопесчаники (т. 703-3). Точки 703, 704 и 705 (рис. 1, рис. 2, Т-1) попадают в Новоершовскую, а т. 706 (см. рис. 1, Т-2) – в Богдановскую подзону Восточно-Магнитогорской зоны.

Рис. 2. Фото выходов березовской свиты в районе впадения р. Караганка в р. Урал.

(а) – туфопесчаники (проба 703-3) и базальты (проба 703); (б) – базальты (проба 703); (в) – риодациты (проба 704).

Fig. 2. Photographs of the Berezovka formation exposed near the outlet of the Karaganka River into the Ural River.

(a) – tuffaceous sandstones (sample 703-3) and basalts (sample 703); (б) – basalts (sample 703); (в) – rhyodacites (sample 704).

На участке отбора проб 703–705 в районе впадения р. Караганка в р. Урал (см. рис. 1, Т-1) конкретные точки отбора расположены незакономерно по площади, а на участке отбора серии проб 706 к югу от с. Богдановского (см. рис. 1, Т-2) точки отбора расположены вдоль короткого профиля (рис. 3).

Рис. 3. Разрез (а) и фото (б, в) фрагмента березовской свиты.

1 – флюидальные риолиты; 2 – пиллоу-базальты; 3 – габбро-долериты; 4 – туфопесчаники; 5 – игнимбриты; 6 – точки отбора керновых палеомагнитных проб; 7 – точки отбора штуфовых палеомагнитных проб; 8 – точки отбора изотопных и геохимических проб; 9 – разрывное нарушение. На фото флюидальные риолиты (б) и пиллоу-базальты (в).

Fig. 3. Cross-section (a) and photographs (б, в) of a fragment of the Berezovka formation.

1 – fluidal rhyolites; 2 – pillow-basalts; 3 – gabbro-dolerites; 4 – tuffaceous sandstones; 5 – ignimbrites; 6 – locations of sampling for paleomagnetic cores; 7 – locations of paleomagnetic sampling; 8 – locations of isotopic and geochemical sampling; 9 – faults. Photographs: fluidal rhyolites (б) and pillow-basalts (в).

Здесь, в восточном борту грунтовой дороги залегает тело флюидальных риолитов (ширина выхода ~30 м, т. 706). В западном борту дороги описан небольшой разрез: пачка пиллоу-базальтов (т. 706-1) с четким горячим контактом в подошве одного из потоков (п. 1, ~25 м) перекрывается пачкой вулканогенно-осадочных пород (п. 2, ~20 м) с прослоями дацитовых игнимбритов (т. 706-3) мощностью 0.4–0.5 м. В центральной части породы прорваны силлом порфировых габбро-долеритов (т. 706-2). В тальвеге оврага вдоль грунтовой дороги, предположительно, проходит разрывное нарушение.

Петрографическое описание шлифов производилось на геологическом факультете МГУ им. М.В. Ломоносова с использованием стереомикроскопа Olympus SZX16, приобретенного по программе развития МГУ.

Определение породообразующих элементов проводилось методом мокрой химии в лаборатории ИМ УрО РАН (г. Миасс) по стандартным методикам:

1 – № 138-Х «Определение породообразующих элементов в горных породах и рудах ускоренными фотометрическим и титриметрическим методами»; 2 – № 50-Х «Определение оксида железа (II) в силикатных горных породах, силикатных и сульфидных минералах титриметрическим бихроматным методом»; 3 – № 172-С «Определение кремния, титана, алюминия, железа, кальция, магния, марганца в горных породах, рудном и нерудном минеральном сырье, объектах окружающей среды пламенным атомно-абсорбционным методом»; 4 – № 502-С «Определение калия и натрия в горных породах атомно-эмиссионным методом»; 5 – № 118-Х «Определение потери при прокаливании (ппп) в бокситах, в некоторых силикатных и карбонатных породах гравиметрическим методом»; 6 – № 120Х «Определение гигроскопической и связной воды в горных породах гравиметрическим методом»; 7 – № 197-Х «Определение массовой доли фосфора в горных породах и рудах фотометрическим методом в виде восстановленного фосфоро-молибденового комплекса».

Элементный геохимический анализ горных пород проводился в Институте минералогии УрО РАН (г. Миасс). Пробы горных пород разлагали в микроволновой системе (SpeedWave 3, Berghof, Германия). Для анализа 0.07 г измельченного материала пробы разлагали с использованием смеси растворов концентрированных кислот в автоклавах (HF+HNO₃+HCl). Программа микроволнового вскрытия выполнялась в течение 15 мин при 145 °C и 20 мин при 200 °C, время удержания 15 мин с последующим процессом охлаждения в течение 10 мин. После упаривания остаток разбавляли и процесс повторяли несколько раз. Кислотные экстракты фильтровали через мембранные фильтры из ацетата целлюлозы с размером пор 0.45 мм и анализировали на 45 элементов с помощью масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS: Agilent Technologies 7700x, Япония).

Многоэлементные стандартные растворы (Agilent) обычно анализировались как средства контроля качества. Качество аналитических процедур оценивалось с помощью соответствующих внешних стандартов, включая материал российских стандартов СГД-2а (габбро эссекситовое) и СКД-1 (кварцевый диорит), у которых есть сертифицированные/ рекомендуемые значения. Относительное стандартное отклонение (RSD) было ниже 8 %. Воспроизводимость при анализе стандартных образцов составляла 91–112 %.

U-Pb датирование циркона осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II (Secondary Ion Mass-Spectrometry by Sensitive High-Resolution Ion Micro Probe) в Центре изотопных исследований Института Карпинского. Представительные зерна циркона, отобранные вручную под микроскопом, были имплантированы в эпоксидную смолу (шайба диаметром 2.5 см) вместе с зернами международных цирконовых стандартов TEMORA и 91500, затем сошлифованы приблизительно наполовину своей толщины и отполированы. На препарат наносилось токопроводящее золотое покрытие в установке катодно-вакуумного распыления в течение одной минуты при силе тока 20 мА. В дальнейшем зерна циркона документировались с использованием сканирующего электронного микроскопа CamScan МХ2500 с системой CLI/QUA2 для получения катодолюминесцентных (CL) и BSE изображений, отражающих внутреннюю структуру и зональность циркона. Рабочее расстояние составляло 25–28 мм, ускоряющее напряжение – 20 кВ, ток практически полностью сфокусированного пучка на цилиндре Фарадея – 4–6 нА. Ток зонда варьировался с целью достижения максимального контраста CL изображения и минимизации коррозии поверхности шайбы в результате локального разогрева.

Измерения U-Pb отношений проводились по адаптированной в ЦИИ методике [Schuth et al., 2012], описанной в работе [Williams, 1998]. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, размер кратера пробоотбора – 20×25 мкм при глубине до 2 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с помощью программы SQUID [Ludwig, 2001]. U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416.75±0.24 млн лет [Black et al., 2003]. Стандарт циркона 91500 с содержанием урана 81.2 г/т и возрастом по ²⁰⁶Pb/²³⁸U 1062 млн лет [Wiedenbeck et al., 1995] использовался как концентрационный стандарт. Растровая одноминутная очистка прямоугольного (50×65 мкм) участка минерала перед датированием позволяла минимизировать поверхностное загрязнение. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1 %, погрешности вычисленных возрастов, в том числе конкоpдантныx, приводятся на уровне 2 %. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX [Ludwig, 2003]. Коррекция на нерадиогенный свинец проводилась по измеренному ²⁰⁴Pb и современному изотопному составу свинца в модели Стейси – Крамерса [Stacey, Kramers, 1975].

4. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Описание шлифов. Риолиты (рис. 4, а, б) и риодациты представлены как порфировыми, так и афировыми разностями с массивной или флюидальной текстурой. Афировые разности микрокристаллические, массивные с нечеткой флюидальностью, состоят из кварца (15–20 %), полевого шпата (75–80 %), биотит и рудные минералы занимают первые проценты породы. Порфировые риолиты имеют вкрапленники (до 25–30 % породы) размером от 0.5 до 3–5 мм, представленные призматическим полевым шпатом, иногда оскольчатым и зональным. Мелкие вкрапленники, чаще всего призматические, ориентированы параллельно флюидальности. Основная масса заполнена рудной пылью и микролитами полевого шпата. Породы вторично эпидотизированы.

Рис. 4. Микрофотографии шлифов.

(а, б) – риолиты, шл. 706 ((а) – николи –, (б) – николи +); (в, г) – дацитовые игнимбриты, шл. 706-3 ((в) – николи –, (г) – николи+); (д, е) – базальты, шл. 703 ((д) – николи –, (е) – николи +); (ж, з) – габбро-долериты, шл. 706-2 ((ж) – николи –, (з) – николи +); (и, к) – туфоалевролиты, шл. 706-5 ((и) – николи –, (к) – николи +).

Fig. 4. Micrographs of thin sections.

(а, б) – rhyolites, TS 706 ((а) – in plane-polarized light, (б) – with crossed polars); (в, г) – dacite, ignimbrite, 706-3 ((в) – nicol minus, (г) – nicol plus); (д, е) – basalts, TS 703 ((д) – nicol minus, (е) – nicol plus); (ж, з)– gabbro-dolerites, TS 706-2 ((ж) – nicol minus, (з) – nicol plus); (и, к) – tuffaceous siltstones, 706-5 ((и) – nicol minus, (к) – nicol plus).

Дацитовые игнимбриты (рис. 4, в, г) имеют четко выраженную флюидальность, сложены микрокристаллической массой с аморфными либо пылеватыми массами темноцветных минералов. По флюидальности расположены многочисленные преимущественно мелкие (50–100 мкм) линзовидные, округлые, ленточные или неправильной формы литофизы (фьямме) с редкими более крупными размером до 1–2 мм.

Базальты (рис. 4, д, е) порфировые, во вкрапленниках средним размером 1–2 мм – пироксен и плагиоклаз, часто – в гломеропорфировых сростках. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза и пироксена примерно в равных соотношениях.

Габбро-долериты (рис. 4, ж, з) порфировые, во вкрапленниках средним размером 2–7 мм, занимающих около 20 % породы, преимущественно плагиоклаз и, реже, клинопироксен. Основная масса полнокристаллическая, сложена вытянутыми лейстами плагиоклаза и табличками пироксена в соотношении 60/40.

Туфопесчаники и туфоалевролиты (рис. 4, и, к) имеют мелко-, тонкозернистую структуру, слабодирективную текстуру. Состоят из полимиктового окатанного осадочного матрикса с обломками вулканического генезиса, представленными преимущественно витрокластами в виде угловатых обломком вулканического стекла и, реже, кристаллокластами преимущественно плагиоклаза, имеющими размерность от 0.3 мм до нескольких миллиметров.

Геохимия вулканитов. Основной задачей проведения геохимических исследований в данной работе была необходимость сравнить составы изучаемых пород с составами вулканитов березовского комплекса из собранной нами ранее базы данных по раннекаменноугольным вулканическим комплексам Южного Урала [Pravikova et al., 2023]. Были проанализированы все восемь проб, отобранные для палеомагнитных и изотопных исследований. Полученные данные (Прил. 1, табл. 1.1) коррелируют с выводами авторов [Pravikova et al., 2023] по геохимии березовского комплекса и отражают его контрастный характер. На диаграмме TAS фигуративные точки вулканитов располагаются в полях трахибазальтов-базальтов и дацитов-риолитов (рис. 5), что типично для вулканитов Магнитогорской зоны [Pravikova et al., 2023].

Рис. 5. Диаграмма TAS для вулканитов березовского комплекса, поля TAS по [Sharpenok et al., 2013].

Результаты анализов пересчитаны на сухой остаток. Вулканические и субвулканические породы: зеленый цвет – основные, красный – кислые, синий – вулканогенно-осадочные породы. Ромбы – стратифицированные образования: 706-1 – пиллоу-базальты, 703 – базальты, 706-3 – игнимбриты, 704 – лавы риодацитов, 706 – флюидальные риолиты; треугольники – субвулканические образования: 706-2 и 705 – габбро-долериты; кружок – туфопесчаники – 703-3.Голубая пунктирная линия – область распрострастранения фигуративных точек березовского комплекса по [Pravikova et al., 2023].

Fig. 5. TAS diagram for volcanics of the Berezovka complex after [Sharpenok et al., 2013].

Analysis results were recalculated on a dry matter basis. Volcanic and subvolcanic rocks: green – mafic, red – felsic; blue – volcanogenic-sedimentary rocks. Diamond-shaped symbols – stratified formations: 706-1 – pillow basalts, 703 – basalts, 706-3 – ignimbrites, 704 – rhyodacitic lavas, 706 – fluidal rhyolites; triangles – subvolcanic formations: 706-2 and 705 – gabbro-dolerites; circle – tuffaceous sandstones – 703-3. A blue dotted line is a distribution area of the figurative points of the Berezovka complex after [Pravikova et al., 2023].

Распределение РЗЭ в вулканитах березовского комплекса (рис. 6) отражает петрохимические особенности вулканитов. Графики базитов имеют пологий отрицательный тренд без особенностей. Базальты пробы 706 имеют слабо выраженный Eu максимум (Eu*=1.05–1.36). Графики кислых пород имеют чуть более крутой наклон и выраженный Eu-минимум.

Рис. 6. Диаграмма распределения РЗЭ в вулканитах березовского комплекса.

Нормировано по хондриту С1 [Sun, McDonough, 1989]. Зеленые линии – основные вулканиты, красные линии – кислые вулканиты, синяя линия – вулканогенно-осадочные породы. Сплошные линии – субвулканические образования: 706-2 и 705 – габбро-долериты; штриховые линии – стратифицированные образования: 706-1 – пиллоу-базальты, 703 – базальты, 706-3 – игнимбриты, 704 – лавы риодацитов, 706 – флюидальные риолиты, 703-3 – туфопесчаники. Заштрихованные области – поля распределения линий анализов березовского комплекса по [Pravikova et al., 2023]: желтые – основных, сиреневые – кислых вулканитов.

Fig. 6. Diagram of REE distribution in volcanics of the Berezovka complex.

Chondrite C1-normalized after [Sun, McDonough, 1989]. Green lines – mafic volcanics, red lines –felsic volcanics, blue line – volcanogenic-sedimentary rocks. Solid lines – subvolcanic bodies: 706-2 and 705 – gabbro-dolerites; dashed lines – stratified formations: 706-1 – pillow basalts, 703 – basalts, 706-3 – ignimbrites, 704 – rhyodacitic lavas, 706 – fluidal rhyolites, 703-3 – tuffaceous sandstones. Shaded areas are distribution fields of the analysis lines of the Berezovka complex after [Pravikova et al., 2023]: yellow – mafic, lilac – felsic volcanics.

В распределении рассеянных элементов в вулканитах березовского комплекса имеется несколько особенностей (рис. 7). Во-первых, для базитов характерно повышенное содержание бария, которое сочетается с Ta-Nb минимумом, а также небольшими максимумами Pb и Sr в базальтах и пиллоу-базальтах. Во-вторых, в кислых разностях присутствуют отчетливо выраженные минимумы Nb, Ta, Sr, Eu. Тантал-ниобиевый минимум характеризует участие островодужных комплексов в источниках как основных, так и кислых расплавов, что согласуется с геодинамической схемой, представленной нами в работе [Pravikova et al., 2023].

Рис. 7. Спайдерграмма распределения рассеянных элементов в вулканитах березовского комплекса. Нормировано по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989].

Fig. 7. Spidergram showing trace element distribution in volcanics of the Berezovka complex. Primitive mantle-normalized [Sun, McDonough, 1989].

На обоих графиках распределения редких и рассеянных элементов (см. рис. 6; рис. 7) линии полученных анализов в целом попадают в области типичных пород березовского вулканического комплекса.

Изотопный возраст. Из риодацитов пробы 704 (Новоершовская подзона) выделено 30 зерен циркона, из которых проанализировано 11 зерен (рис. 8). Это целые кристаллы и их обломки размером 100–200 мкм. Кристаллы имеют короткопризматический габитус (К_удл<2), светлые на катодолюминесцентных изображениях, с четкой осцилляционной зональностью.

Рис. 8. Катодолюминесцентные снимки зерен циркона из риодацитов березовского комплекса (проба 704).

Fig. 8. Cathodoluminescent images of zircon grains from rhyodacites of the Berezovka complex (sample 704).

В них умеренное содержание U и Th (примерно 200–500 г/т). Это очень однородная популяция, интервал значений возраста в которой плавно изменяется от 343 до 361 млн лет (Прил. 1, табл. 1.2). По десяти зернам получен конкордантный возраст 348.5±3.1 млн лет при СКВО=0.017 и вероятности конкордантности = 0.90 (рис. 9).

Рис. 9. Диаграмма ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U с конкордией для риодацитов березовского комплекса (проба 704).

Fig. 9. ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U concordia plot for rhyodacites of the Berezovka complex (sample 704).

В пробе есть одно хорошо ограненное мелкое зерно (около 50 мкм) с темной внутренней зоной. Оно отличается от остальных, но, к сожалению, не датировано. В пробе также есть два захваченных зерна: раннесилурийское (2.1–437 млн лет) и кембрийское (9.1–519.4 млн лет), они исключены из расчетов.

Из флюидальных риолитов пробы 706 (Богдановская подзона) выделены 50 зерен циркона двух популяций (рис. 10). Первая представлена зернами циркона, которые по своим характеристикам отличаются от зерен циркона пробы 704 только чуть меньшим размером в 100–150 мкм. Всего проанализировано девять зерен, возраст которых изменяется от 337 до 363 млн лет; конкордантный возраст составляет 350.7±2.9 млн лет при СКВО=0.33 и вероятности конкордантности 0.57 (Прил. 1, табл. 1.3; рис. 11). Вторая популяция резко отличается от первой – это мелкие (около 50 мкм), хорошо ограненные кристаллы (К_удл=1.1–1.5) с темными внутренними зонами и повышенным содержанием U и Th (таких кристаллов много, но проанализировано только два зерна (344 и 351 млн лет, что целиком находится в интервале возрастов циркона первой популяции)). Удивительно, но совершенно разные по морфологии и составу зерна циркона имеют одинаковый возраст.

Рис. 10. Катодолюминесцентные снимки зерен циркона из флюидальных риолитов березовского комплекса (проба 706).

Fig. 10. Cathodoluminescent images of zircon grains from fluidal rhyolites of the Berezovka complex (sample 706).

Рис. 11. Диаграмма ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U с конкордией для флюидальных риолитов березовского комплекса (проба 706).

Fig. 11. ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U concordia plot for fluidal rhyolites of the Berezovka complex (sample 706).

В дацитовых игнимбритах пробы 706-3 (Богдановская подзона) выделено 45 зерен; преобладают целые кристаллы и их обломки (К_удл=1.5–2.0) с четкой осцилляционной зональностью и умеренным содержанием U и Th, т.е. циркон аналогичен первой популяции из пробы 706. Проанализировано 14 таких зерен (рис. 12). Их возраст меняется в интервале 330.7–353.0 млн лет (Прил. 1, табл. 1.4); конкордантный возраст = 340.6±2.8 млн лет при СКВО=0.14 и вероятности конкордантности = 0.71 (рис. 13), причем одно зерно из них (2.1) относится, скорее, ко второй популяции пробы 706 (высокий U и Th, темная центральная зона).

Рис. 12. Катодолюминесцентные снимки зерен циркона из дацитовых игнимбритов березовского комплекса (проба 706-3).

Fig. 12. Cathodoluminescent images of zircon grains from dacitic ignimbrites of the Berezovka complex (sample 706-3).

Рис. 13. Диаграмма ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U с конкордией для дацитовых игнимбритов березовского комплекса (проба 706-3).

Fig. 13. ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U concordia plot for dacitic ignimbrites of the Berezovka complex (sample 706-3).

Еще один кристалл (1.1) отличается от остальных по морфологии. Он длинный (К_удл=3), а кроме того, высокоурановый и высокоториевый, однако тоже имеет раннекаменноугольный изотопный возраст (330.7±3.8 млн лет), правда, он самый молодой в пробе, его возраст отвечает уже границе визейского и серпуховского веков.

5. ОБСУЖДЕНИЕ

В результате проведенных работ в кислых вулканитах березовской свиты выявлены, по крайней мере, две популяции циркона с раннекаменноугольным изотопным возрастом, которые хорошо различаются и морфологически, и по составу. Представители первой популяции – короткопризматические, с умеренным содержанием U и Th при Th/U<1.0 и с выраженной осцилляционной зональностью. Они часто представлены обломками, осколками более крупных кристаллов. Индивиды второй популяции – хорошо ограненные короткопризматические, до бипирамидальных, с повышенным содержанием U и Th при Th/U>1.0 и со слабо выраженной осцилляционной зональностью. Зерна циркона первой популяции преобладают и датированы во всех пробах, зерна второй популяции также присутствуют во всех трех пробах, но датированы только в пробах Богдановской подзоны. При этом значения возраста зерен циркона разных популяций практически совпадают. Причина появления циркона двух одновозрастных популяций в пробах не очень ясна. Циркон кристаллизуется на протяжении всех стадий развития магматического очага – от высоко- до низкотемпературных. Появление короткопризматических до бипирамидальных кристаллов циркона обычно связывают с повышенной щелочностью и относительно низкой температурой расплава (около 600 °C) [Spiridonov, 2025]. Однако максимальное количество таких кристаллов оказалось в пробе именно низкощелочных риолитов (проба 706). Скорее всего, решающую роль в данном случае все-таки играет температурный фактор, и мелкие короткопризматические, до бипирамидальных, кристаллы циркона кристаллизуются на заключительной стадии формирования магматического очага.

На диаграмме Th – U (рис. 14) фигуративные точки (при исключении явного выброса) образуют непрерывный тренд, который хорошо аппроксимируется линейной функцией с очень высоким коэффициентом корреляции Пирсона – 0.971, что удовлетворяет вероятности 99.9 % того, что все фигуративные точки относятся к одной генеральной совокупности. Вместе с тем очевидно, что разброс точек относительно линии аппроксимации несколько возрастает при содержании урана больше 500 г/т.

Рис. 14. Диаграмма Th – U для измеренных зерен циркона из проб кислых вулканитов березовского комплекса.

Fig. 14. Th – U diagram for measured zircon grains from samples of felsic volcanics from the Berezovka complex.

Полученные значения возраста риодацитов и флюидальных риолитов из разных подзон (350.7±2.9 и 348.5±3.1 млн лет) отвечают раннему турне, их доверительные интервалы перекрываются. Вместе с тем значения возраста находящихся очень близко, но расположенных в разных крыльях разлома флюидальных риолитов (проба 706) и дацитовых игнимбритов (проба 706-3) различаются почти на 10 млн лет, т.е. игнимбриты (340.6±2.8 млн лет) формально имеют уже визейский возраст. Таким образом, две изотопные датировки кислых вулканитов в Богдановской подзоне охватывают интервал от раннего турне до визе, а в Новоершовской есть только одна – раннетурнейская – датировка. Разумеется, это не означает, что в Новоершовской подзоне нет вулканитов с более молодым возрастом.

Вместе с тем ожидаемое омоложение начала вулканической деятельности в раннем карбоне с запада на восток в пределах Южного Урала [Salikhov, Yarkova, 1992; Pravikova, 2006], предполагавшееся на основании фаунистической характеристики разрезов, не подтверждается изотопными данными в Магнитогорской зоне. Более того, изотопные данные, с одной стороны, подтверждают турне-ранневизейский возраст березовского вулканического комплекса, а с другой – показывают, что вулканическая активность началась раньше, чем считалось по палеонтологическим данным, согласно которым вулканиты впервые появились в разрезе нижнего карбона в першинское время позднего турне [Chaiko, 1971; Salikhov, Yarkova, 1992]. По новым изотопным данным вулканизм начался уже в режевское время раннего турне (рис. 15).

Рис. 15. Сводные стратиграфические колонки для Магнитогорской зоны (по [Salikhov, Yarkova, 1992; Pravikova et al., 2023], с изменениями и дополнениями).

1–2 – базальты: 1 – лавы, 2 – туфы; 3 – лавы трахибазальтов; 4–5 – дациты и риолиты: 4 – лавы, 5 – туфы; 6 – известняки; 7 – терригенные породы; 8 – ShRIMP-датировки из настоящей работы; 9 – изначальное положение подошвы березовской свиты; 10 – новые границы березовской свиты. Геохронологическая шкала по [Cohen et al., 2025].

Fig. 15. Summary stratigraphic columns for the Magnitogorsk zone (modified and supplemented after [Salikhov, Yarkova, 1992; Pravikova et al., 2023]).

1–2 – basalts: 1 – lavas, 2 – tuffs; 3 – trachybasalt lavas; 4–5 – dacites and rhyolites: 4 – lavas, 5 – tuffs; 6 – limestones; 7 – terrigenous rocks; 8 – ShRIMP dates from this study; 9 – original position of the base of the Berezovka formation; 10 – new boundaries of the Berezovka formation. Stratigraphic chart after [Cohen et al., 2025].

Геохимические характеристики проанализированных пород в целом не выходят за рамки геохимических характеристик всего березовского вулканического комплекса, т.е. сделанные выводы об изотопном возрасте можно распространить на весь комплекс.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые получены U-Pb датировки для кислых вулканитов березовской свиты Магнитогорско-Богдановского рифта: риодациты – 348.5±3.1 млн лет; флюидальные риолиты – 350.7±2.9 млн лет; дацитовые игнимбриты – 340.6±2.8 млн лет. Они уточняют возраст нижней границы свиты, которая по изотопным данным смещается в режевский горизонт нижнего турне.

В кислых вулканитах березовской свиты выявлены две популяции циркона. Представители первой популяции – короткопризматические, с умеренным содержанием U и Th при Th/U<1.0 и с выраженной осцилляционной зональностью. Индивиды второй популяции – хорошо ограненные короткопризматические, до бипирамидальных, с повышенным содержанием U и Th при Th/U>1.0 и со слабо выраженной осцилляционной зональностью. Циркон обеих популяций имеет раннекаменноугольный возраст.

Результаты геохимических исследований подтверждают сделанные нами ранее выводы о формировании березовского комплекса в условиях постколлизионного растяжения. Вещественный состав пород идентичен типичному составу пород березовского комплекса [Pravikova et al., 2023].

7. БЛАГОДАРНОСТИ

Работа выполнена с использованием стереомикроскопа Olympus SZX16, приобретенного по программе развития МГУ.

Авторы признательны доктору геолого-минералогических наук В.Н. Удачину за помощь в проведении аналитических работ, В.Ю. Водовозову за помощь в подготовке проб. Авторы благодарят рецензентов за ценные замечания.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Н.В. Правикова, А.Ю. Казанский, А.В. Тевелев – по 20 %; Е.А. Володина, А.А. Тихвинская, Е.В. Коптев, П.А. Шестаков – по 10 %.

N.V. Pravikova, A.Yu. Kazansky, A.V. Tevelev – 20 % each; E.A. Volodina, A.A. Tikhvinskaya, E.V. Koptev, P.A. Shestakov – 10 % each.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this article. The authors read and approved the final manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1

Таблица 1.1. Результаты силикатного анализа (мас. %) и анализа на редкие и рассеянные элементы (г/т) для пород березовского вулканического комплекса. Eu*=Eu_n/(Sm_n/2+Gd_n/2)

Table 1.1. Results of silicate (wt. %) and rare-earth and trace element (ppm) analyses for the Berezovka volcanic complex. Eu*=Eu_n/(Sm_n/2+Gd_n/2)

№ обр.	703	703-3	704	705	706	706-1	706-2	706-3
Название породы	Базальт	Туфопесчаник	Риодацит	Габбро-долерит	Риолит	Пиллоу-базальт	Габбро-долерит	Игнимбрит
SiO₂	46.23	65.03	72.16	49.28	76.18	43.52	43.94	62.94
TiO₂	1.67	0.90	0.51	3.08	0.22	4.34	1.23	0.46
Al2O₃	16.63	14.67	14.62	14.58	11.36	14.64	18.67	14.38
Fe₂O₃	3.21	2.23	1.20	5.74	1.83	2.47	3.20	1.58
FeO	7.18	2.66	1.92	7.36	2.15	5.67	5.66	2.44
MnO	0.13	0.08	0.03	0.21	0.07	0.18	0.11	0.16
MgO	6.30	1.38	0.84	4.26	0.82	6.13	8.36	1.40
CaO	8.80	2.43	0.47	7.92	0.34	12.37	7.99	4.57
Na₂O	2.70	5.75	6.70	3.45	5.30	3.48	2.52	3.28
K₂O	0.80	1.48	0.42	1.34	0.13	0.04	0.84	3.10
P₂O₅	0.26	0.22	0.11	0.45	<0.05	0.22	0.18	0.10
H₂O-	0.10	0.12	0.12	0.20	0.28	0.22	0.38	0.22
ппп	5.60	2.88	1.10	1.92	1.20	6.88	6.52	5.36
Сумма	99.61	99.83	100.20	99.79	99.88	100.16	99.60	99.99
Sc	30.86	10.95	8.69	33.08	3.48	25.86	28.11	6.76
V	236.09	68.18	31.25	331.55	2.20	199.68	196.59	4.89
Cr	120.34	46.33	8.65	23.50	24.19	189.67	156.21	12.49
Co	37.32	10.23	3.17	34.13	1.41	37.79	36.32	1.52
Ni	58.05	30.17	5.96	12.17	5.18	137.81	73.45	15.05
Rb	28.11	16.15	6.40	15.40	1.67	0.71	11.11	56.24
Sr	412	184	72	324	53	275	321	265
Y	29.17	31.38	34.17	42.26	63.57	22.21	17.49	41.29
Zr	127.79	231.06	177.69	168.91	409.03	80.77	91.12	260.43
Hf	2.89	5.05	3.79	3.92	8.68	2.17	1.96	5.62
Ta	0.28	0.46	0.19	0.57	0.72	0.19	0.15	0.99
Pb	8.27	21.57	2.02	4.04	3.32	2.68	1.31	15.31
Th	1.19	6.09	6.85	1.41	8.53	0.58	0.34	7.76
U	0.20	2.04	1.56	0.50	2.79	0.46	0.16	1.70
Nb	3.28	5.99	3.90	8.80	13.20	2.76	2.25	18.15
Ba	2989	1098	76	395	71	827	899	306
La	8.90	14.93	26.87	13.95	31.78	6.39	4.82	46.56
Ce	24.15	35.50	54.62	38.45	68.48	13.39	10.67	94.28
Pr	3.14	4.10	6.25	5.04	7.96	2.57	2.02	11.01
Nd	15.03	17.30	25.07	23.75	32.53	11.80	10.43	42.48
Sm	4.28	4.28	6.04	6.63	7.90	3.27	3.04	9.37
Eu	2.06	1.27	0.85	2.22	1.12	1.37	1.28	1.40
Gd	4.97	4.82	6.40	7.72	8.96	4.79	3.52	9.03
Tb	0.82	0.80	1.11	1.23	1.57	0.65	0.60	1.25
Dy	5.14	5.14	6.59	7.65	10.19	3.81	3.56	7.14
Ho	1.02	1.07	1.22	1.50	2.11	0.76	0.66	1.33
Er	2.96	3.35	3.34	4.20	6.34	2.39	2.04	4.00
Tm	0.40	0.50	0.46	0.55	0.92	0.29	0.24	0.56
Yb	2.62	3.34	2.93	3.44	6.02	1.74	1.38	3.81
Lu	0.37	0.51	0.41	0.46	0.87	0.26	0.19	0.53
La_n/Yb_n	2.44	3.20	6.57	2.91	3.79	2.63	2.50	8.76
Eu*	1.36	0.85	0.41	0.94	0.41	1.05	1.19	0.46

Таблица 1.2. Результаты U-Pb изотопных исследований зерен циркона из риодацитов березовского комплекса (проба 704)

Table 1.2. Results of U-Pb isotopic studies of zircon grains form rhyodacites of the Berezovka complex (sample 704)

№ анализа	% ²⁰⁶Pb_c	Содержание, г/т			²³²Th/²³⁸U	Возраст, млн лет				D, %	Изотопные отношения, ±% (1σ)						Изотопные отношения, ±% (1σ)						Rho
№ анализа	% ²⁰⁶Pb_c	г/т U	г/т Th	г/т ²⁰⁶Pb*	²³²Th/²³⁸U	²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb		D, %	²³⁸U/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±%	²³⁸U/²⁰⁶Pb^*	±%	²⁰⁷Pb^/²⁰⁶Pb^	±%	²⁰⁷Pb^*/²³⁵U	±%	²⁰⁶Pb^*/²³⁸U	±%	Rho
704-1.1	0.26	520	349	24.9	0.69	348.9	±4.6	329	±79	–6	17.94	1.3	0.0551	2.5	17.98	1.3	0.053	3.5	0.406	3.7	0.05561	1.3	0.359
704-2.1	0.24	570	362	34.4	0.66	437	±5.2	474	±61	9	14.22	1.2	0.0585	2.1	14.26	1.2	0.0566	2.8	0.547	3.0	0.07014	1.2	0.407
704-3.1	0.64	394	431	18.8	1.13	346.5	±4.6	295	±140	–15	17.99	1.3	0.0574	3.5	18.11	1.4	0.0522	6.3	0.398	6.5	0.05523	1.4	0.212
704-4.1	0.00	330	206	15.5	0.64	343.4	±4.6	431	±71	26	18.28	1.4	0.0555	3.2	18.28	1.4	0.0555	3.2	0.418	3.5	0.05471	1.4	0.398
704-5.1	0.19	368	364	17.8	1.02	351.7	±4.6	316	±81	–10	17.8	1.4	0.0542	3.0	17.84	1.4	0.0527	3.6	0.407	3.8	0.05607	1.4	0.356
704-5.2	1.86	127	61	6.31	0.50	355.7	±7.0	93	±410	–74	17.3	1.8	0.063	4.9	17.63	2.0	0.0479	17.0	0.374	18.0	0.0567	2.0	0.116
704-6.1	0.27	291	239	13.9	0.85	347.8	±5.2	339	±120	–2	17.99	1.5	0.0554	4.4	18.04	1.5	0.0532	5.2	0.407	5.4	0.05543	1.5	0.280
704-7.1	0.00	309	202	14.5	0.68	344.1	±4.7	339	±78	–1	18.24	1.4	0.0532	3.4	18.24	1.4	0.0532	3.4	0.402	3.7	0.05482	1.4	0.380
704-8.1	0.39	353	194	16.9	0.57	347.9	±4.7	326	±110	–6	17.96	1.4	0.0561	3.1	18.03	1.4	0.0529	4.8	0.405	5.0	0.05546	1.4	0.279
704-9.1	0.25	372	684	26.9	1.90	519.4	±6.6	486	±68	–6	11.89	1.3	0.0589	2.4	11.92	1.3	0.0569	3.1	0.658	3.4	0.0839	1.3	0.391
704-10.1	1.33	320	341	16.0	1.10	360.9	±5.2	323	±190	–10	17.13	1.4	0.0636	3.4	17.37	1.5	0.0529	8.4	0.42	8.5	0.05759	1.5	0.173
704-11.1	0.29	289	220	13.7	0.79	344.2	±4.9	344	±100	0	18.18	1.4	0.0557	3.5	18.24	1.5	0.0534	4.6	0.403	4.8	0.05484	1.5	0.301

Примечание. ²⁰⁶Pb_c и ²⁰⁶Pb* – содержание обыкновенного и радиогенного свинца соответственно; изотопные отношения и значения возраста скорректированы по измеренному ²⁰⁴Pb; D – дискордантность: D=100[возраст (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)/возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U)–1]; Rho – коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U.

Note. ²⁰⁶Pb_c и ²⁰⁶Pb* – normal and radiogenic lead contents, respectively; isotopic ratios and ages are corrected for measured ²⁰⁴Pb; D – discordancy: D=100[age (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)/age (²⁰⁶Pb/²³⁸U)–1]; Rho – coefficient of correlation between determination errors in isotopic ratios ²⁰⁶Pb/²³⁸U and ²⁰⁷Pb/²³⁵U.

Таблица 1.3. Результаты U-Pb изотопных исследований зерен циркона из флюидальных риолитов березовского комплекса (проба 706)

Table 1.3. Results of U-Pb isotopic studies of zircon grains form fluidal rhyolites of the Berezovka complex (sample 706)

№ анализа	²⁰⁶Pb_c, %	Содержание, г/т			²³²Th/²³⁸U	Возраст, млн лет				D, %	Изотопные отношения, ±% (1σ)						Изотопные отношения, ±% (1σ)						Rho
№ анализа	²⁰⁶Pb_c, %	г/т U	г/т Th	г/т ²⁰⁶Pb*	²³²Th/²³⁸U	²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb		D, %	²³⁸U/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁶Pb^*/²³⁸U	±%	²³⁸U/²⁰⁶Pb*	±%	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁶Pb^*/²³⁸U	±%	Rho
706-1.1	0.41	237	166	11.2	0.73	345.6	±5.3	423	±150	22	18.08	1.6	0.0586	5.0	0.05508	1.6	18.16	1.6	0.0553	6.5	0.42	6.7	0.236
706-2.1	1.00	197	126	9.38	0.66	345.2	±5.8	285	±240	–17	18.00	1.6	0.0601	4.2	0.055	1.7	18.18	1.7	0.052	10	0.394	10.0	0.166
706-3.1	1.35	193	93	9.37	0.50	350.3	±6.1	480	±240	37	17.67	1.6	0.0675	4.0	0.05584	1.8	17.91	1.8	0.0567	11	0.437	11.0	0.162
706-4.1	0.00	447	425	21.7	0.98	354.4	±4.6	320	±69	–10	17.69	1.3	0.0528	3.0	0.05652	1.3	17.69	1.3	0.0528	3.0	0.411	3.3	0.406
706-5.1	1.51	254	227	12.6	0.92	357.0	±5.7	317	±280	–11	17.29	1.5	0.0649	5.9	0.05695	1.6	17.56	1.6	0.0527	12.0	0.414	12.0	0.134
706-6.1	2.03	631	764	32.0	1.25	362.6	±4.7	347	±170	–4	16.93	1.3	0.0698	2.1	0.05786	1.3	17.28	1.3	0.0534	7.4	0.426	7.5	0.178
706-7.1	0.00	821	1457	39.5	1.83	351.1	±4.2	325	±49	–7	17.86	1.2	0.0529	2.2	0.05598	1.2	17.86	1.2	0.0529	2.2	0.408	2.5	0.493
706-8.1	0.35	179	124	8.92	0.71	362.3	±5.9	340	±130	–6	17.24	1.7	0.0561	4.5	0.0578	1.7	17.3	1.7	0.0533	5.7	0.424	5.9	0.284
706-8.2	0.34	322	261	15.4	0.84	347.4	±4.9	345	±150	–1	18.00	1.4	0.0561	5.4	0.05538	1.5	18.06	1.5	0.0534	6.5	0.408	6.6	0.220
706-9.1	0.24	278	272	12.9	1.01	337.4	±4.9	348	±100	3	18.57	1.5	0.0554	3.8	0.05373	1.5	18.61	1.5	0.0535	4.4	0.396	4.7	0.320
706-10.1	0.24	280	170	13.5	0.63	351.7	±5.1	365	±96	4	17.79	1.5	0.0558	3.6	0.05607	1.5	17.83	1.5	0.0539	4.3	0.416	4.5	0.327
706-11.1	0.58	806	1009	38.2	1.29	344.1	±4.9	320	±89	–7	18.13	1.4	0.0575	2.1	0.05483	1.5	18.24	1.5	0.0528	3.9	0.399	4.2	0.350

Примечание. См. Прил. 1, табл. 1.2.

Note. See App. 1, Table 1.2.

Таблица 1.4. Результаты U-Pb изотопных исследований зерен циркона из дацитовых игнимбритов березовского комплекса (проба 706-3).

Table 1.4. Results of U-Pb isotopic studies of zircon grains form dacitic ignimbrites of the Berezovka complex (sample 706-3).

№ анализа	²⁰⁶Pb_c, %	Содержание, г/т			²³²Th/²³⁸U	Возраст, млн лет				D, %	Изотопные отношения, ±% (1σ)						Изотопные отношения, ±% (1σ)						Rho
№ анализа	²⁰⁶Pb_c, %	г/т U	г/т Th	г/т ²⁰⁶Pb*	²³²Th/²³⁸U	²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb		D, %	²³⁸U/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁶Pb^*/²³⁸U	±%	²³⁸U/²⁰⁶Pb*	±%	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±%	²⁰⁶Pb^*/²³⁸U	±%	Rho
706-3-1.1	0.09	1008	1243	45.6	1.27	330.7	±3.8	344	±48	4	18.98	1.2	0.054	1.9	19.0	1.2	0.0534	2.1	0.3873	2.4	0.05264	1.2	0.490
706-3-2.1	0.00	905	884	43.3	1.01	349.3	±4.1	355	±46	2	17.96	1.2	0.0536	2.0	17.96	1.2	0.0536	2	0.4116	2.4	0.05568	1.2	0.510
706-3-3.1	0.67	186	129	8.82	0.71	343.5	±5.6	432	±160	26	18.15	1.6	0.0609	4.3	18.27	1.7	0.0555	7	0.419	7.2	0.05473	1.7	0.232
706-3-4.1	1.70	128	102	5.92	0.82	332.6	±6.8	353	±390	6	18.56	1.9	0.0673	8.9	18.89	2.1	0.0536	17	0.391	17.0	0.0529	2.1	0.120
706-3-5.1	0.63	342	313	16.2	0.94	343.0	±5.0	232	±160	–32	18.18	1.4	0.0559	3.5	18.3	1.5	0.0508	7	0.383	7.1	0.05465	1.5	0.209
706-3-6.1	1.05	259	215	12.2	0.86	340.9	±5.4	316	±240	–7	18.22	1.5	0.0611	5.6	18.41	1.6	0.0527	10	0.395	11.0	0.05431	1.6	0.153
706-3-7.1	0.00	263	188	12.2	0.74	338.8	±5.0	345	±91	2	18.53	1.5	0.0534	4.0	18.53	1.5	0.0534	4	0.397	4.3	0.05396	1.5	0.356
706-3-8.1	0.52	260	123	12.4	0.49	346.1	±5.2	264	±150	–24	18.04	1.5	0.0557	3.9	18.13	1.5	0.0515	6.4	0.392	6.5	0.05515	1.5	0.237
706-3-9.1	0.46	218	145	10.2	0.69	340.4	±5.4	260	±200	–24	18.35	1.6	0.0552	6.9	18.44	1.6	0.0514	8.7	0.385	8.9	0.05423	1.6	0.185
706-3-10.1	0.23	415	389	18.8	0.97	330.7	±4.5	306	±91	–8	18.95	1.4	0.0544	3.2	19.0	1.4	0.0525	4	0.381	4.2	0.05264	1.4	0.328
706-3-11.1	1.20	163	86	7.84	0.55	347.1	±6.3	159	±310	–54	17.86	1.7	0.0589	5.4	18.08	1.9	0.0492	13	0.376	13.0	0.0553	1.9	0.139
706-3-12.1	1.80	94	60	4.61	0.67	353	±8.5	151	±400	–57	17.45	2.3	0.0637	6.0	17.77	2.5	0.0491	17	0.381	17.0	0.0563	2.5	0.143
706-3-13.1	1.60	129	102	6.16	0.81	342.9	±7.0	105	±430	–69	18.01	1.9	0.0611	7.1	18.3	2.1	0.0481	18	0.362	18.0	0.0546	2.1	0.115
706-3-14.1	0.52	194	137	9.09	0.73	340.1	±5.7	269	±160	–21	18.36	1.7	0.0558	4.5	18.46	1.7	0.0516	7	0.386	7.2	0.05418	1.7	0.236
706-3-15.1	1.68	155	119	7.51	0.80	347.9	±6.6	216	±320	–38	17.73	1.8	0.0641	4.7	18.03	1.9	0.0505	14	0.386	14.0	0.0554	1.9	0.140

Примечание. См. Прил. 1, табл. 1.2.

Note. See App. 1, Table 1.2.

Список литературы

1. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M., Aleinikoff J.N., Davis D.W., Korsch R.J., Foudoulis C., 2003. TEMORA 1: A New Zircon Standard for U-Pb Geochronology. Chemical Geology 200 (1–2), 155–170. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(03)00165-7.

2. Чайко Г.И. О самых ранних проявлениях вулканизма в карбоне Магнитогорского синклинория // Тезисы докладов к первому симпозиуму по вулканизму Южного Урала. Миасс: УНЦ АН СССР, 1971. С. 58–59.

3. Червяковский В.С., Слободчиков Е.А., Червяковская М.В., Волчек Е.Н. Особенности геологического строения и первые результаты изотопного датирования вулканических пород в бассейне р. Исеть, Восточно-Уральская мегазона // Известия Уральского государственного горного университета. 2021. Вып. 1. С. 55–64. https://doi.org/10.21440/2307-2091-2021-1-55-64.

4. Cohen K., Harper D., Gibbard Ph., Car N., 2025. The ICS International Chronostratigraphic Chart This Decade. Episodes 48 (1), 105–115. https://doi.org/10.18814/epiiugs/2025/025001.

5. Ludwig K.R., 2001. Squid 1.02: A User Manual. Berkeley Geochronological Center Special Publication 2, 19 p.

6. Ludwig K.R., 2003. ISOPLOT/Ex: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Version 3.00. Berkeley Geochronology Center Special Publication 4, 74 p.

7. Мизенс Г.А., Дуб С.А. Рифтогенные бассейны на аккреционно-коллизионной стадии развития складчатого пояса: восточный склон Южного и Среднего Урала в карбоне // Литосфера. 2024. Т. 24. № 5. С. 785–809. https://doi.org/10.24930/2500-302X-2024-24-5-785-809.

8. Правикова Н.В. Этапы проявления вулканической и плутонической деятельности в раннем карбоне на Южном Урале (Магнитогорская и Восточно-Уральская зоны) // Вестник Московского университета. Серия 4: Геология. 2006. № 4. С. 57–61.

9. Pravikova N.V., Tikhomirov P.L., Tevelev A.V., Kosheleva I.A., Surin T.N., 2023. Magma Chemistry and Tectonic Controls of Volcanic Activity in the Southern Ural Area During Early Carboniferous Time. Minerals 13 (2), 258. https://doi.org/10.3390/min13020258.

10. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Гилем, 2000. 146 с.

11. Рудакова А.В., Правикова Н.В., Тевелев А.В. Строение, химизм и условия формирования березовского вулканического комплекса южной части Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) // Вестник МГУ. Серия 4. Геология. 2007. № 1. С. 47–52.

12. Салихов Д.Н., Холоднов В.В., Осипова Т.А., Рахимов И.Р. Каменноугольно-пермский магматизм и связанное с ним оруденение (Магнитогорская и Восточно-Уральская мегазоны Южного Урала) // Литосфера. 2016. № 5. С. 35–57.

13. Салихов Д.Н., Холоднов В.В., Пучков В.Н., Рахимов И.Р. Магнитогорская зона Южного Урала в позднем палеозое: магматизм, флюидальный режим, металлогения, геодинамика. М.: Наука, 2019. 392 с.

14. Салихов Д.Н., Мосейчук В.М., Холоднов В.В., Рахимов И.Р. Каменноугольный вулкано-интрузивный магматизм Магнитогорско-Богдановского грабена в свете новых геолого-геохимических данных // Литосфера. 2014. № 5. C. 33–56.

15. Салихов Д.Н., Яркова А.В. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. 138 с.

16. Schuth S., Gornyy V.I., Berndt J., Shevchenko S.S., Sergeev S.A., Karpuzov A.F., Mansfeldt T., 2012. Early Proterozoic U-Pb Zircon Ages from Basement Gneiss at the Solovetsky Archipelago, White Sea, Russia. International Journal Geosciences 3 (2), 289–296. https://doi.org/10.4236/ijg.2012.32030.

17. Шарпенок Л.Н., Костин А.Е., Кухаренко Е.А. TAS-диаграмма суммы щелочей – кремнезем для химической классификации и диагностики плутонических пород // Региональная геология и металлогения. 2013. № 56. С. 40–50.

18. Спиридонов Э.М. Генетическая минералогия. Открытые видеолекции учебных курсов МГУ. Available from: https://teach-in.ru/course/genetic-mineralogy-spiridonov (Last Accessed August 25, 2025).

19. Stacey J.S., Kramers I.D., 1975. Approximation of Terrestrial Lead Isotope Evolution by a Two-Stage Model. Earth and Planetary Science Letters 26 (2), 207–221. https://doi.org/10.1016/0012-821X(75)90088-6.

20. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Серия Южно-Уральская. Масштаб 1:200000. Лист N-40-XXXVI (Кваркено): Объяснительная записка. М.: МФ ВСЕГЕИ, 2018. 226 с.

21. Sun S.-S., McDonough W.F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society of London Special Publications 42 (1), 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19.

22. Tevelev A.V., 2012. Peculiarities of the Kinematics of the South Uralian Suture Zones as a Cause of the Formation of the Convergent Structure of the East Uralian Megazone. Moscow University Geology Bulletin 67 (3), 157–167. https://doi.org/10.3103/S0145875212030076.

23. Тевелев Ал.В., Дегтярев К.Е., Кошелева И.А., Правикова Н.В. Раннекаменноугольный вулканизм Южного Урала и Зауралья (проблемы геодинамической интерпретации) // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы: Материалы XXXVI Тектонического совещания (4–7 февраля 2003 г.). М.: ГЕОС, 2003. T. 2. С. 226–230.

24. Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W., 1995. Three Natural Zircon Standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, Trace Element and REE Analyses. Geostandards and Geoanalytical Research 19 (1), 1–23. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.1995.tb00147.x.

25. Williams I.S., 1998. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. In: M.A. McKibben, W.C. Shanks III, W.I. Ridley (Eds), Applications of Microanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes. Reviews in Economic Geology. Vol. 7. SEG, p. 1–35. https://doi.org/10.5382/Rev.07.01.

Об авторах

Н. В. Правикова

Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
Россия

119991, Москва, Ленинские горы, 1

Конфликт интересов: