Сиенитовые интрузии являются примером проявлений щелочного магматизма. В большинстве случаев сиенитовый магматизм связывается c проявлениями мантийной активности. Помимо крупных сиенитовых массивов, ассоциирующих с щелочными базитами и карбонатитами в пределах кратонов, сиенитовые интрузии встречаются и в пределах складчатых поясов, где их появление может быть как следствием пост-орогенного внутриплитного магматизма [Nédélec et al., 1995; Yang et al., 2006; Moroz et al., 2026], так и результатом сдвиговых или раздвиговых тектонических движений на активных континентальных окраинах или в коллизионных зонах [Riishuus et al., 2005; Kubes et al., 2022; Volkert et al., 2025]. В пределах крупных внутриконтинентальных складчатых поясов, известным примером которых является Центрально-Азиатский складчатый пояс, часто оказываются совмещены магматические ассоциации различного возраста и различной геодинамической природы, поэтому исследование геологической позиции, возраста и состава сиенитовых интрузий в пределах складчатых систем может помочь идентифицировать этапы мантийной активности в их сложной геологической истории. В настоящей статье изложены результаты исследования щелочных пород массива Абай, расположенного в пределах Чингиз-Тарбагатайской зоны Восточного Казахстана.

Чингиз-Тарбагатайская зона расположена в Восточном Казахстане и относится к геологическим структурам западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Она является восточным фрагментом Бощекуль-Чингизской складчатой системы, входящей в состав более сложной геотектонической структуры, сформированной в раннем – среднем палеозое в результате аккреционно-коллизионных процессов и известной под названием Казахстанский ороклин или Казахстанский составной континент [Windley et al., 2007; Levashova et al., 2009; Degtyarev, 2012]. Основные черты геологической структуры Чингиз-Тарбагатайской зоны были сформированы в раннем и среднем палеозое в результате аккреции друг с другом нескольких островодужных террейнов, сформированных в пределах Палеоазиатского океана. В силурийском периоде в Чингиз-Тарбагатайской зоне были сформированы многочисленные диорит-гранодиорит-гранитные интрузии (сарыкольский комплекс S2), имеющие геохимические характеристики гранитоидов I-типа, источником которых являлись нижнекоровые субстраты раннепалеозойских островодужных систем; этот магматизм свидетельствует о их преобразовании в кору континентального типа, и с конца силурийского – начала девонского периода Чингиз-Тарбагатайскую зону следует рассматривать как террейн с континентальной корой [Degtyarev, 2012; Degtyarev et al., 2015].

В девонский и каменноугольный периоды Чингиз-Тарбагатайский континентальный террейн взаимодействовал с океаническими пространствами Джунгаро-Балхашского океана в режиме субдукции с юго-запада на северо-восток в современных координатах [Degtyarev, 2012; Samygin, Kheraskova, 2019] и Иртыш-Зайсанского (Обь-Зайсанского) океана, вероятно, в таком же режиме [Penkina et al., 2024]. К концу раннекаменноугольной эпохи (серпухов) произошли процессы сближения континентальных масс Казахстана и Сибири, сопряженные с закрытием Джунгаро-Балхашского и Иртыш-Зайсанского бассейнов [Filippova et al., 2001; Vladimirov et al., 2003; Liu et al., 2017; Xu et al., 2022], и начиная со среднекаменноугольного периода территория Восточного Казахстана развивалась преимущественно во внутриконтинентальном режиме. В ранней перми на территории всего Восточного Казахстана был проявлен масштабный гранитоидный и базитовый магматизм, обусловленный, вероятно, как посторогеническим растяжением, так и активностью Таримского мантийного плюма [Khromykh et al., 2019; Khromykh, 2022]. К пермскому этапу традиционно относились и небольшие сиенитовые интрузии, формирующие цепочку в северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайской зоны (рис. 1). Они прорывают вулканогенно-осадочные толщи раннего палеозоя и интрузии силурийских гранитоидов; при этом сиениты не имеют каких-либо взаимоотношений с каменноугольными и пермскими гранитоидами.

По существующим представлениям сиенитовые интрузии рассматриваются в составе раннепермского кши-ординского комплекса нефелиновых и щелочных сиенитов [Klepikov et al., 2012]. Вместе с тем недавно проведенные геохронологические исследования U-Pb по цирконам из сиенитов этих массивов показали девонский возраст их формирования в диапазоне от 401 до 372 млн лет [Khromykh et al., 2026].

Наиболее крупной сиенитовой интрузией является массив Абай (известный также как массив Кши-Орда, по [Zyryanov, 1969]). Он расположен к северу от с. Карааул, административного центра района Абай [Nurylbaev, 1973]. Массив представляет собой субизометричное тело площадью около 9 км² (рис. 2). Породы массива прорывают граниты и гранодиориты массива Бакшокы, отнесенного к сарыкольскому комплексу (S2), а также терригенные и вулканогенные породы доненжальской свиты (S1-2) и кислые вулканиты машанской свиты (D1-2). К югу от массива закартированы выходы известняков с прослоями алевролитов и песчаников, отнесенных к фаменскому и турнейскому ярусам, однако их взаимоотношения с породами Абайского массива не выяснены.

Детальное исследование внутреннего строения и геолого-петрографическое картирование массива было выполнено в 60–70-е годы ХХ в. [Nurylbaev, 1973]. Было выделено шесть интрузивных фаз и установлено, что массив имеет концентрически-зональное строение и коническую форму с падением контактов от периферии к центру. Внешняя часть массива сложена щелочными сиенитами крупнокристаллического и пегматоидного облика. Внутренняя часть массива характеризуется сложнопятнистым строением и сложена породами разных фаз, которые можно разделить на фельдшпатоидные и щелочные по присутствию нефелина и либенерита. Нефелиновые сиениты распространены преимущественно в западной части массива, хотя их выходы в виде либенеритизированных разностей есть и в восточной части. Щелочные сиениты занимают преимущественно восточную и южную часть массива (рис. 2).

Изучение разнообразия пород проводилось по прозрачным покрытым шлифам с использованием петрографических поляризационных микроскопов Carl Zeiss AxioLab A1 c фотокамерой Canon PowerShot A590 и Carl Zeiss Axio Scope A1 с фотокамерой Canon EOS 650D.

Анализ состава минералов проводился на электронном сканирующем микроскопе MIRA 3 LMU (Tescan Orsay Holding) с системой микроанализа Aztech (Oxford Instruments Nanoanalysis Ltd.) в ИГМ СО РАН. Обработка полученных данных проводилась в Microsoft Excel.

Выделение акцессорных зерен циркона выполнялось с помощью магнитной сепарации и тяжелых жидкостей из дробленой фракции размерностью менее 0.2 мм. Отбор зерен циркона для исследования осуществлялся вручную под бинокулярным микроскопом. Зерна циркона были имплантированы в шашки из эпоксидной смолы и приполированы на половину толщины. Внутреннее строение зерен циркона было изучено методом катодолюминесценции на сканирующем электронном микроскопе LEO-1430VP, оснащенном катодолюминесцентной приставкой в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ЦКП МИИ СО РАН, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). U-Pb датирование циркона из нефелиновых сиенитов проводилось в НОЦ геотермохронологии ИГиНГТ Казанского федерального университета (ИГиНГТ КФУ, г. Казань) с помощью квадрупольного масс-спектрометра ThermoScientific iCAP Q с эксимерной системой лазерной абляции 193 нм Analyte Excite. Датирование циркона из щелочных сиенитов проведено в ЦКП МИИ СО РАН с помощью масс-спектрометра высокого разрешения Thermo Scientific Element XR с эксимерной системой лазерной абляции 193 нм Analyte Excite. При датировании использовались изотопные отношения цирконов-стандартов: TEMORA-2 [Black et al., 2004], Plešovice [Sláma et al., 2008] для нормировки полученных U-Pb изотопных отношений. Диаграммы с конкордией построены при помощи программы Isoplot 4.15 [Ludwig, 2003]. Погрешности единичных анализов (отношений, возрастов) приведены на уровне 1σ (в ЦКП МИИ СО РАН) и 1σ (в ИГиНГТ КФУ), погрешности вычисленных конкордантных возрастов – на уровне 2σ. Расчет возраста проводился методом рассмотрения U-Pb (²⁰⁷Pb/²³⁵U – ²⁰⁶Pb/²³⁸U) системы на конкордии.

Определение содержаний петрогенных элементов проводилось методом рентгенофлуоресцентного анализа на спектрометре ARL-9900XP (Thermo Fisher Scientific, Германия) в ЦКП МИИ СО РАН согласно методике [Karmanova, Karmanov, 2011]. Определение содержаний редких элементов проводилось методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП-МС) в ЦКП МИИ СО РАН на масс-спектрометре высокого разрешения Finnigan Element (Thermo Fisher Scientific, Германия) согласно методике [Nikolaeva et al., 2012].

Определение изотопного состава Nd выполнено по валовой пробе в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты) на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262; измерения изотопных отношений проводили в статическом режиме с использованием двухленточных источников ионов, значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте La Jolla составляло 0.511851±17 (2σ), погрешность изотопного анализа неодима в пробах не превышала 0.003 % (2σ). Определение изотопного состава Sr выполнено по валовой пробе в ЦКП МИИ СО РАН на твердофазном мультиколлекторном масс-спектрометре МИ-1201-АТ с использованием двухленточных источников ионов; правильность определения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr контролировалась параллельным измерением стандарта ИСГ-1 (содержания Rb 145 г/т, Sr 227 г/т, изотопное отношение стронция 0.71732±10), первичные изотопные отношения стронция рассчитаны с использованием λ(⁸⁷Rb)=1.42∙10⁻¹¹ лет⁻¹.

Анализ изотопного состава кислорода выполнялся в ЦКП «Геоспектр» (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ) с помощью масс-спектрометра Finnigan-MAT 253 с установкой лазерной абляции MIR 10-30 CO2-лазер, позволяющей осуществлять эффективную экстракцию кислорода из твердых фаз.

Исследованная нами коллекция из 24 образцов позволила выделить следующие петрографические разновидности.

Нефелиновые сиениты. Это преимущественно среднезернистые реже – крупнозернистые породы с массивной текстурой (рис. 3, а). До 25–30 об. % занимают изометричные субидиоморфные зерна нефелина, который практически повсеместно замещается вторичными либенеритом и реже – цеолитом и содалитом. До 60 об. % занимают полевые шпаты – плагиоклаз и калишпат, примерно в равных соотношениях. Плагиоклаз представлен удлиненными субидиоморфными зернами, а калишпат – относительно крупными зернами неправильной формы с пертитовыми структурами. Темноцветные минералы занимают до 15 об. % и представлены клинопироксеном и амфиболом, формирующими ксеноморфные зерна, занимающие интерстиции между ранними зернами полевых шпатов и нефелином. Амфибол преобладает (до 10 об. %), формирует удлиненные зерна, плеохроирующие от бурого до буро-зеленого. Клинопироксен (до 5 об. %) формирует субизометричные зерна, плеохроирующие от светло-зеленого до темно-зеленого. Акцессорные минералы представлены ильменитом, апатитом и цирконом.

Полнокристаллические щелочные сиениты. Это преимущественно среднезернистые, реже – крупнозернистые породы с массивной текстурой и аллотриоморфно-зернистой структурой (рис. 3, б). Нефелин, его реликты или следы его замещения в этих породах не обнаружены. Около 50 об. % занимает калишпат, формирующий крупные пертитовые зерна с неправильными очертаниями. Плагиоклаз (до 35 об. %) образует вытянутые зерна с неявными границами. Темноцветы занимают до 15 об. %, представлены клинопироксеном и амфиболом и так же, как и в нефелиновых сиенитах, формируют ксеноморфные зерна в интерстициях между ранними зернами полевых шпатов. Амфибол преобладает (до 10 об. %), плеохроирует от бурого до буро-зеленого, клинопироксен (до 5 об. %) плеохроирует от светло-зеленого до темно-зеленого. В двух образцах полнокристаллических сиенитов мы не встретили клинопироксен, однако в одном из них наблюдалось до 5 об. % биотита, формирующего вместе с амфиболом зерна неправильной формы в интерстициях.

Порфировидные щелочные сиениты и щелочные сиенит-порфиры. Эти породы имеют выраженную порфировидную (рис. 3, в) или порфировую (рис. 3, г) структуру, различия между ними заключаются в соотношениях размеров зерен ранних и поздних минералов. В обеих разновидностях ранние порфировые субидиоморфные зерна представлены калиевым полевым шпатом, занимающим до 50 об. %. В порфировидных разностях встречены также достаточно крупные удлиненные зерна плагиоклаза, в порфировых разностях ранние субидиоморфные зерна сложены только калишпатом. В большинстве образцов плагиоклаз формирует мелкие лейсты в основной массе. Темноцветные минералы – пироксен и амфибол – представлены в двух генерациях: 1) немногочисленные относительно крупные субидиоморфные зерна, 2) преобладающие мелкие субидиоморфные зерна в основной массе.

Большинство калиевых полевых шпатов имеют пертитовое строение и сложены комбинацией ортоклаза и альбита, при этом в нефелиновых сиенитах встречены только эти разности, а в щелочных сиенитах встречены твердые растворы калинатрового полевого шпата (рис. 4, а). Плагиоклаз в порфировидных щелочных сиенитах представлен также олигоклазом, содержащим до 12 мол. % анортитового минала. Два типа пироксенов обнаружено в породах Абайского массива – натриевые и кальциевые. Натриевые пироксены преобладают во всех породах, и их составы формируют непрерывный тренд из области эгирина в область эгирин-авгита (рис. 4, б). Кальциевые пироксены встречены в полнокристаллических среднезернистых сиенитах и сложены геденбергитом с железистостью f=72–85 (рис. 4, в). Амфиболы по составу также разделяются на два типа: в нефелиновых сиенитах и сиенит-порфирах они относятся к Ca-Na разностям и соответствуют катофориту (рис. 4, г), а в полнокристаллических щелочных сиенитах – к Na разностям и соответствуют экерманиту-глаукофану (рис. 4, д).

Во всех типах пород встречено достаточное количество акцессорного магматического циркона. Для геохронологических исследований были выбраны нефелиновые сиениты (проба К21-87, 49°09'15" с.ш., 79°23'00" в.д.) и полнокристаллические щелочные сиениты (проба Х-1243, 49°09'30" с.ш., 79°22'19" в.д.). Результаты измерения изотопных отношений приведены в Прил. 1, табл. 1.1.

В нефелиновых сиенитах было встречено две группы зерен циркона. Зерна первой группы (их относительно меньше) представлены относительно крупными кристаллами и обломками кристаллов. Внутри них часто встречаются имеющие субкристаллическое очертание ядра, окруженные каймой с заметной осцилляционной зональностью. Вторая группа зерен (их больше) представлена относительно мелкими субидиоморфными кристаллами, имеющими преимущественно однородное строение, без каких-либо ядер; для большинства зерен этой группы заметна осцилляционная зональность. Результаты измерения изотопных отношений позволили определить разные значения возраста: для зерен первой группы значение возраста, рассчитанное по десяти экспериментальным точкам, составило 420±4 млн лет (рис. 5, а), а для зерен второй группы – рассчитанное по 29 точкам составило 401±3 млн лет (рис. 5, б). Различия в морфологии и измеренных изотопных U-Pb отношениях позволяют предполагать, что зерна первой группы являются ксеногенными и были захвачены магмой нефелиновых сиенитов из вмещающих гранитов массива Бакшокы, возраст которых оценивается как позднесилурийский. По характеристикам зерен второй группы можно предположить, что они кристаллизовались непосредственно из магмы нефелиновых сиенитов.

В полнокристаллических щелочных сиенитах выделена монофракция зерен циркона одного типа. Зерна относительно мелкие, слабо удлиненные, имеют однородное внутреннее строение со слабо выраженной зональностью осцилляционного типа. Результаты измерения изотопных отношений позволили определить значение возраста в 398±2 млн лет (рис. 5, в). Это значение в пределах ошибки совпадает с возрастом, полученным по нефелиновым сиенитам. Таким образом, можно оценить время кристаллизации сиенитовых магм массива Абай в 401–398 млн лет, что соответствует эмской эпохе раннего девона.

Результаты химических анализов изученных проб приведены в Прил. 1, табл. 1.2.

Все исследованные породы Абайского массива по соотношению кремнезема и щелочей соответствуют щелочным сиенитам и фоидовым сиенитам (рис. 6, а). Они содержат от 5 до 7 мас. % K2O и относятся к шошонитовой серии (рис. 6, б). Породы по соотношению железа и магния являются железистыми (рис. 6, в), по соотношению щелочей и кальция соответствуют щелочным разностям (рис. 6, г) согласно классификации [Frost et al., 2001]. По соотношениям глинозема, кремнезема и щелочей изученные породы являются метаглиноземистыми и недосыщенными кремнеземом (рис. 6, д, е) согласно классификации [Frost B.R., Frost C.D., 2008].

В целом, для изученных пород не наблюдается значительных вариаций кремнезема, его содержание варьируется от 58.3 до 61.9 мас. %. Тем не менее порфировидные щелочные сиениты и щелочные сиенит-порфиры характеризуются меньшим содержанием SiO2, а полнокристаллические щелочные сиениты – бóльшим (рис. 7). Для порфировидных сиенитов и сиенит-порфиров, по сравнению с полнокристаллическими сиенитами, наблюдаются повышенные содержания TiO2, FeO, MnO, MgO, CaO, P2O5 и пониженные – Al2O3, Na2O и K2O (рис. 7). Это подчеркивает то, что в сиенит-порфирах содержится больше мафических минералов (пироксен и амфибол), в то время как состав полнокристаллических сиенитов является следствием фракционирования мафических минералов, что видно по трендам поведения FeO, MnO, MgO и CaO (рис. 7, в–е).

Поведение редких элементов во всех разновидностях пород аналогичное. Все породы демонстрируют обогащение легкими лантаноидами, хорошо выраженный европиевый минимум и субгоризонтальное распределение тяжелых лантаноидов (рис. 8, а). На мультиэлементной диаграмме для всех типов пород наблюдаются хорошо выраженные минимумы в концентрациях Ba, Sr, Eu, Ti; максимумы в концентрациях Nb, Ta, Zr, Hf (рис. 8, б). Необходимо отметить, что породы массива Абай демонстрируют высокие концентрации редкоземельных (La – до 192, Ce – до 428, Nd – до 182, Sm – до 31, Y – до 80 г/т) и высокозарядных элементов (Nb – до 243, Zr – до 1416, Hf – до 27) (Прил. 1, табл. 1.2).

Изотопный состав Nd и Sr был определен для полнокристаллических щелочных сиенитов (обр. Х-1243). Результаты измерений приведены в Прил. 1, табл. 1.3.

Результаты измерения изотопных отношений стронция указывают на соответствие сиенитов характеристикам верхней континентальной коры; однако это вызывает сомнения, поскольку противоречит петрографическим и геохимическим наблюдениям. Скорее всего, высокое ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение обусловлено высокими концентрациями Rb и низкими – Sr и, вероятно, отражает не характеристику исходных магм, а результат фракционирования полевых шпатов. При этом измеренное ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение может быть и верным, но расчет первичного отношения может не иметь смысла из-за высокого ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr отношения, так как рассчитанное ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение крайне чувствительно к нарушению ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr отношения и даже к незначительным погрешностям определения возраста.

Сиенит массива Абай обогащен радиогенным неодимом и имеет изотопные характеристики, свойственные для пород, произошедших из умеренно деплетированного мантийного источника. Подобные изотопные метки, без следов участия зрелого вещества континентальной коры, являются весьма характерными для магматических пород западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса, подчеркивая ювенильный характер коры и формирование большинства складчатых сооружения при аккреции и коллизии относительно молодых островных дуг и фрагментов океанических бассейнов, примером которых является и Чингиз-Тарбагатайская зона [Kovalenko et al., 2004; Degtyarev et al., 2015].

Из нефелиновых сиенитов (обр. К21-87) были выделены монофракции амфибола и калиевого полевого шпата для исследований изотопного состава кислорода. Для амфибола было получено значение δ¹⁸O=0.3 ‰, для калиевого полевого шпата – значение δ¹⁸O=5.2 ‰. Низкие относительно мантийных (+5.7±0.5 ‰) значения δ¹⁸O для амфибола могут быть объяснены влиянием метеорных вод (для них характерны низкие значения δ¹⁸O), проникших в магму при ее становлении в магматической камере. В то же время, согласно результатам исследований изотопного состава кислорода в магматических породах [O’Neil et al., 1977; Harris et al., 1997], пониженные значения δ¹⁸O (до +8 ‰) характерны для пород, образованных из мантийных источников, а повышенные (от +8 ‰ и выше) – для пород корового генезиса. Это косвенно подтверждает участие мантийного вещества в петрогенезисе изученных пород.

Образование сиенитовых интрузий до сих пор является одним из дискуссионных вопросов петрологии. Согласно существующим представлениям, сиенитовые магмы могут формироваться различными способами. Ведущей гипотезой является представление о фракционировании щелочно-мафических или щелочно-ультрамафических магм, образованных при частичном плавлении метасоматизированной литосферной мантии [Brown, Becker, 1986; Arzamastsev et al., 2001; Kogarko, 2006; Shellnutt et al., 2024]. Альтернативной точкой зрения, особенно для миаскитовых сиенитов, являются предположения о частичном плавлении нижнекоровых высококалиевых субстратов при высоком давлении, что приводит к образованию первичных сиенитовых магм [Huang, Wyllie, 1975; Lubala et al., 1994; Litvinovsky et al., 2002, 2015]. Наконец, еще одна группа моделей предполагает, что происхождение сиенитов является результатом смешения основных и кислых расплавов и последующей дифференциации гибридных магм [Barker et al., 1975; Sheppard, 1995; Zhao et al., 1995; Riishuus et al., 2005].

Для обсуждения модели формирования сиенитов массива Абай принципиальным является обоснование состава первичной магмы. В целом, все изученные породы массива не отличаются значительным разнообразием, и все соответствуют преимущественно щелочным сиенитам; сходное поведение демонстрируют редкие элементы. Кроме того, составы породообразующих минералов также сходны для всех разновидностей. Эти факты свидетельствуют в пользу того, что все породы массива Абай были сформированы при эволюции единой первичной магмы. Сиенит-порфиры и порфировидные сиениты демонстрируют меньшую кремнекислотность, и это, наряду с порфировой структурой, позволяет считать эти породы наиболее близкими по составу к первичной магме. По соотношению кремнезема и щелочей в сиенит-порфирах и порфировидных сиенитах (см. рис. 6, а) такая магма могла соответствовать щелочным сиенитам или монцонитам, это предположение также подтверждается относительно повышенным содержанием мафических компонентов (TiO2, FeO, MnO, MgO, CaO) (см. рис. 7, а, в–е).

Судя по набору вкрапленников в сиенит-порфирах, из монцонитовой магмы могли кристаллизоваться пироксен, амфибол и калиевый полевой шпат. Сиенит-порфиры, вероятно, являются производными монцонитовой магмы и относительно обогащены вкрапленниками калиевого полевого шпата, т.е. представляют верхнюю часть магматической камеры, где происходила кристаллизация монцонитовой магмы. Кристаллизация калиевого полевого шпата в сиенит-порфирах могла привести к повышению во фракционированном расплаве содержания натрия и глинозема, что обусловило формирование нефелиновых сиенитов. Дальнейшая эволюция сиенитовой магмы, вполне вероятно, сопровождалась фракционированием мафических минералов (пироксен, амфибол, ильменит), что привело к образованию полнокристаллических щелочных сиенитов, обедненных мафическими компонентами и обогащенных салическими компонентами и щелочами. Аналогичная модель формирования нефелиновых и щелочных сиенитов предложена недавно для Нарынского массива, Западный Сангилен [Moroz et al., 2026].

Монцонитовая или щелочно-сиенитовая магма, вероятнее всего, является производной более примитивной щелочно-базитовой магмы. К сожалению, каких-либо доказательств присутствия базитовых магм, например в виде даек основного состава, на современном эрозионном срезе Абайского массива не обнаружено. В то же время некоторые геохимические и петрографические данные свидетельствуют о контаминации исходной магмы веществом вмещающих пород. Во-первых, в нефелиновых сиенитах встречены зерна циркона силурийского возраста, захваченные из вмещающих гранитоидов. Во-вторых, в приконтактовых зонах массива, среди крупнокристаллических сиенитов были встречены породы, содержащие заметные количества кварца (до 10 об. %) и биотит в качестве преобладающего темноцветного минерала. Это свидетельствует о контаминации первично более основной магмы (предположительно щелочно-базитовой) веществом вмещающих пород (гранитоидов сарыкольского комплекса).

Проявление щелочно-базитового магматизма и его производных традиционно считается признаком внутриплитных или рифтогенных геодинамических обстановок, которые так или иначе приводят к реализации режимов растяжения в литосфере. Вместе с тем внутриплитный режим на территории Восточного Казахстана установился только с середины каменноугольного периода, когда закрылся Зайсанский океанический бассейн и Чингиз-Тарбагатайская зона (как окраина Казахстанского континента) оказалась консолидирована в единый блок с Зайсанской складчатой областью и Рудно-Алтайской окраиной Сибирского континента [Zonenshain et al., 1990; Vladimirov et al., 2003; Khromykh, 2022]. Масштабный внутриплитный магматизм, который связывается с активностью Таримской крупной изверженной провинции, проявился здесь только в ранней перми [Khromykh et al., 2019; Khromykh, 2022]. Проведенные нами геохронологические исследования доказывают девонский возраст формирования Абайского массива. Для девонского периода, согласно результатам комплексного исследования геологических формаций Казахстана [Degtyarev, 2012], в этом регионе характерно формирование протяженного Казахстанского вулканоплутонического пояса на юго-западной (в современных координатах) окраине Чингиз-Тарбагатайского террейна; формирование этого вулканоплутонического пояса являлось результатом субдукции океанической коры Джунгаро-Балхашского бассейна. Однако вещественные характеристики сиенитовых интрузий не несут никаких признаков, характерных для магм, формирующихся в субдукционных обстановках; кроме того, Абайский массив располагается в северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайской зоны, на достаточном удалении от девонских вулканитов (см. рис. 1). Проявление магматизма, связанного с частичным плавлением мантийных субстратов вследствие режимов растяжения, в таком случае возможно в тыловых частях субдукционных зон на активных континентальных окраинах, вдали от зоны погружения океанической плиты. Примеры мафического магматизма в тыловой части зоны субдукции зафиксированы для современных субдукционных обстановок, при этом в качестве тектонических факторов, ответственных за частичное плавление мантийных субстратов, предлагаются как процессы растяжения, связанные со сдвигами [McKenzie, Bickle, 1988; Wang et al., 2009; Branquet et al., 2012; Konopelko et al., 2017], так и процессы, связанные с отрывом субдуцирующей океанической литосферы (слэба) и появлением астеносферных окон [D’Orazio et al., 2001; Maheo et al., 2002; Gorring et al., 2003; Niu, 2017]. Таким образом, Абайский массив является примером магматизма в тыловой части субдукционной системы, проявившегося в раннем девоне на северо-востоке Чингиз-Тарбагатайской зоны. В этой же зоне известны раннедевонские интрузии гранитоидов с геохимическими характеристиками А-типа [Kotler et al., 2024], что свидетельствует о значительном масштабе магматизма в тыловой части зоны субдукции.

Впервые современными геохронологическими методами установлен раннедевонский возраст сиенитов Абайского массива, который ранее считался пермским. Исследования состава минералов и пород массива позволили установить, что они сформировались при дифференциации единой родоначальной магмы, отвечавшей щелочным сиенитам или монцонитам. Эта магма, вероятнее всего, является производной более примитивных щелочно-базитовых магм.

Проявление щелочного мантийного магматизма в Чингиз-Тарбагатайской зоне в раннем девоне, очевидно, связано с режимом растяжения в тыловой части субдукционной зоны при погружении литосферы Джунгаро-Балхашского океана.

Авторы благодарят В.В. Алексеева за помощь в экспедиционных работах; Н.Г. Карманову, И.В. Николаеву – за получение высококачественных аналитических результатов.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.