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.

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.

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.

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.

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).

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].

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.

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].

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.

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].

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 (Кудл<2), светлые на катодолюминесцентных изображениях, с четкой осцилляционной зональностью.

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).

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 (Кудл=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.

В дацитовых игнимбритах пробы 706-3 (Богдановская подзона) выделено 45 зерен; преобладают целые кристаллы и их обломки (Кудл=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).

Еще один кристалл (1.1) отличается от остальных по морфологии. Он длинный (Кудл=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.

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.

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).

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.

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].

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.

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.

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.