Введение Магнитогорская мегазона (ММЗ) является хорошо сохранившимся реликтом Магнитогорской энсиматической островной дуги, активно развивавшейся в девонское время и включающей в себя разнообразные по составу и металлогеническому потенциалу магматические образования как субдукционной, так и постсубдукционной стадии (Салихов, Митрофанов, 1994; Салихов и др., 2019; Ферштатер, 2013). Мегазона простирается с севера на юг примерно на 400 км и находится в центральной части Южного Урала между двумя сутурными зонами — зоной Главного Уральского разлома (ГУР) на западе и Уйско-Новооренбургской шовной зоной на востоке (рис. 1). Мегазона обладает высоким потенциалом на колчеданное, золотое и железное оруденение (Косарев, 2014).Зона Главного Уральского разлома (Вознесенско-Присакмарская зона) является самой западной частью Магнитогорской мегазоны и палеокеанического сектора Урала. Она простирается на расстояние около 500 км от зоны сочленения Тагильской и Магнитогорской мегазон у г. Карабаш на севере до хр. Мугоджар на юге и имеет мощность от 3 до 20 километров (Косарев, 2015). Зона представлена полифациальным комплексом, имеет сложные геолого-структурные очертания, в ней развиты блоки разнообразных по составу, условиям происхождения и возрасту пород: фрагменты мантийной и коровой частей разреза офиолитов, включая осадочные породы, океанические базальты и туфобазальты, кремни, глубоководные известняки, а также вулканогенно-осадочные толщи островодужной стадии. Также в ней развиты габбро-монцонит-гранитные ассоциации пород, объединяемые в самостоятельные краснохтинский комплекс с возрастом 357 ± 8 млн лет (40Ar/39Ar) (Рязанцев и др., 2019) и балбукский комплекс с возрастом 354.2 ± 1.4 млн лет (Rb-Sr) (Рахимов и др., 2024, 2025).Балбукский ареал площадью ~1000 км2 расположен на стыке ММЗ и зоны Главного Уральского разлома. Он включает множество относительно мелких интрузий трахиандезибазальтового, габбрового, монцонитового, сиенитового и риолитового состава, сформировавшихся в несколько дискретных этапов (Рахимов и др., 2025). Ранее всё многообразие интрузий по морфологии и петрографии сводилось к единому многофазному балбукскому комплексу (Салихов и др., 2019). Однако результаты наших последних исследований показали, что объединение монцонитов и риолитов в единый балбукский комплекс невалидно, поскольку они имеют большие различия по геохимии и Rb-Sr-изотопному возрасту (Рахимов и др., 2019). В результате балбукский комплекс представлен лишь монцонитами Балбукского массива (петротип) и, вероятно, субвулканитами шариповской группы, которая включает в себя более десятка мелких тел, локализованных к северо-востоку от с. Шарипово в серпентинитовом меланже войкаро-кемпирсайского комплекса.Интрузивы магнитогорской габбро-гранитной серии расположены в центральной части Магнитогорской мегазоны в пределах Магнитогорско-Богдановского грабена (рис. 1) и залегают с резкими контактами в комагматичных вулканитах визейского возраста (Ферштатер, 2013). Возраст пород серии от 340 до 330 млн л?? (ет (U-Pb, Sm-Nd) при первичном отношении 87Sr/86Sr (0.7031) и eNd (+5.8) (Ронкин и др., 2006; Ферштатер, 2013). Монцониты Балбукского ареала отождествляются с мосовским комплексом из состава магнитогорской габбро-гранитной серии и считаются его формационным аналогом (Аулов и др., 2015).Исследуемые образования, представленные диорит-порфиритами, диоритами, монцодиоритами и монцонит-порфирами, расположены в северной части зоны ГУР и иногда отождествляются с балбукским комплексом (Макагонов и др., 2013), однако на настоящий момент нет однозначной трактовки отнесения тел к тому или иному комплексу. Наиболее крупные тела (с юга на север): Пекинская дайка, Факультетская дайка, рой штоков у Миасского пруда. Пекинская дайка сложена диоритами и монцодиоритами, Факультетская дайка — монцонит-порфирами, а рой штоков у Миасского пруда — диоритами с подчинённым количеством диорит-порфиритов (рис. 2). Тела имеют тектонические контакты с вмещающими породами, входящими в состав разнородных и разновозрастных блоков, — серпентинитовым меланжем, базальтами поляковской свиты, вулканогенно-осадочными образованиями девона. Некоторые контакты сопровождаются зонами нефритизации (Макагонов и др., 2013).Актуальность и новизна исследования состоит в том, что на данный момент, несмотря на имеющиеся данные о минеральном составе и изотопии пород, слагающих рассматриваемые интрузии (Архиреев и др., 2012; Макагонов и др., 2013), отсутствуют петрогеохимические исследования по этим интрузивным телам, данная статья призвана восполнить этот пробел. Цель работы — выявить правомерность отнесения диоритов, диорит-порфиритов, монцодиоритов и монцонит-порфиров, расположенных на западном берегу Миасского пруда, к балбукскому комплексу и представить петрогенетическую модель их формирования. Методика исследованийПолевые геологические исследования с отбором штуфных проб (рис. 1, 2) проведены нами в 2023 г. Отобрано 14 образцов с целью определения в породах содержаний петрогенных элементов и элементов-примесей. Из образцов были изготовлены шлифы, которые исследованы методами оптической микроскопии на микроскопе Zeiss Axioskop 40.Химический состав пород определён методами рентгенофлуоресцентного анализа (РФА) и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS). Методом РФА определены содержания петрогенных элементов на спектрометре X-Calibur (Израиль) в ИГ УФИЦ РАН. Пределы обнаружений для элементов составляли от 0.01 до 0.02 мас. %, для V, Ni и Cr — в диапазоне 5—10 г/т. Для построения калибровочных графиков использовались аттестованные государственные образцы магматических пород. Определение микроэлементного состава выполнено на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Agilent 7500cx, Agilent Technologies (США) в ТРЦКП (Томск).В настоящей работе применена программа Rhyolite-MELTS v.1.2.0, которая оптимизирована для пород cреднего состава. Численные модели кристаллизации минералов из расплава базируются на алгоритмах (Ghiorso and Sack, 1995; Asimow and Ghiorso, 1998), которые позволяют рассчитать последовательность кристаллизации минеральных фаз из расплава заданного состава и оценить эволюцию остаточного расплава в условиях равновесной или фракционной кристаллизации.  РезультатыКраткая петрографическая характеристика породМагматические породы изучаемых интрузивных тел условно подразделяются на два пространственно родственных типа: 1) диориты и диорит-порфириты; 2) монцодиориты и монцонит-порфиры.Диориты имеют массивную текстуру и порфировидную структуру (рис. 3, а, b). Порфировидные выделения представлены лейстами и табличками плагиоклаза размером от 0.5 × 0.1 до 1 × 1 мм, а также зернами амфибола размерами до 0.2 мм. Основная масса сложена зернами плагиоклаза, амфибола, эпидота размером от 0.02 до 0.1 мм. Породы подверглись вторичным преобразованиям, в них широко проявлена серицитизация и эпидотизация. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и магнетитом.Диорит-порфириты характеризуются массивной текстурой и порфировой структурой, порфировые вкрапленники размером от 0.5 до 1.5 мм представлены клинопироксеном, плагиоклазом и амфиболом (рис. 3, с, d). Тонкокристаллическая основная масса сложена зернами клинопироксена, плагиоклаза, амфибола и эпидота размером до 0.1 мм. Акцессорные минералы — титанит и апатит.Монцодиориты обладают массивной текстурой и неравномерно-зернистой структурой (рис. 3, e, f), размер зерен минералов основной массы — около 0.5 мм, а величина более крупных вкрапленников, представленных плагиоклазом, от 0.8 × 0.5мм до 2.2 × 1.8 мм. Темноцветные минералы претерпели полную хлоритизацию. В небольших количествах присутствует биотит в виде листочков размером до 0.2 мм. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, титанитом.Для монцонит-порфиров типична массивная текстура и порфировая структура. Порфировые вкрапленники представлены субизометричными зёрнами плагиоклаза размером от 1.5 × 1 до 2.5 × 1.5 мм, полностью замещённого серицитом, эпидотом и альбитом; частично пелитизированным калиевым полевым шпатом размером от 0.7 × 0.5 до 1.3 × 1 мм; а также призматическими выделениями амфибола размером от 1 × 0.2 до 1.5 × 0.5 мм (рис. 3, g, h). Основная масса сложена плагиоклазом (альбитом), амфиболом, эпидотом и калиевым полевым шпатом, размер минералов основной массы от 0.01 до 0.1 мм. Акцессорные минералы представлены большим количеством призматических зерен апатита размером до 0.2 мм, цирконом, ильменитом и магнетитом.Петрохимическая характеристика породДиориты и диорит-порфириты содержат 54.74—58.90 мас. % кремнезёма, умеренное количество TiO2 (0.40—0.52 мас. %) и глинозёма (15.05—17.07 мас. %) (табл. 1). Сумма щелочей варьирует от 3.61 до 5.63 мас. %. Породы относятся к низкокалиевой серии (рис. 4, b) и характеризуются натриевым типом щелочности: K2O/Na2O — около 0.02, за исключением одного образца (U23-17), где величина этого отношения 0.27. Магнезиальное число 0.49—0.57.Фигуративные точки состава монцодиоритов на TAS-диаграмме расположены в поле монцонитов и диоритов (рис. 4, а). Несмотря на попадание в область монцонитов, правомерно употреблять в отношении этих пород термин «монцодиориты», поскольку для относения к монцонитам необходимо содержание K2O > 2.6 мас. %. Породы содержат от 57.42 до 61.03 мас. % кремнезёма и характеризуются умеренными концентрациями TiO2 — 0.42—0.54 мас. % (табл. 2). Сумма щелочей в них равна 5.86—7.97 мас. %. Породы относятся к умеренно калиевой серии (рис. 4, b) и характеризуются натриевым и калиево-натриевым типами щелочности: K2O/Na2O в среднем составляет в них около 0.3. Монцонит-порфиры (обр. U23-28) Факультетской дайки содержат K2O > 2.6 мас. % (табл. 2). По величине K2O/Na2O, равной 0.72, их тип щелочности определяется как калиево-натриевый. Породы обладают умеренной магнезиальностью (Mg#м = Mg/(Mg + Fe2+) — 0.40. Монцодиориты и монцонит-порфиры частично перекрываются с составами петротипа балбукского комплекса (Балбукский массив) и с шариповской группой (рис. 4). Несмотря на некоторые петрохимические различия, фигуративные точки состава диоритов, диорит-порфиритов, монцодиоритов и монцонит-порфиров образуют единые петрохимические тренды (рис. 4, с—e). На диаграмме Шенда обе группы попадают в область металюминиевых пород и согласуются с составами монцонитов Балбукского массива и субвулканитов шариповской группы (рис. 4, f). По соотношению AFM (Na2O + K2O – FeOt – MgO) обе группы пород расположены в области состава пород известково-щелочных серий. Часто для оценки сериальной принадлежности пользуются соотношениями высокозарядных элементов, поскольку они менее подвижны при вторичных процессах (Winchester, Floyd, 1986; Pearce, 2014). В данном случае обе группы пород имеют отношение Zr/Y > 4.5 и расположены в области известково-щелочных пород (MacLean, Barrett, 1993).На диаграммах «SiO2 — несовместимые элементы» фигуративные точки состава диорит-порфиритов, диоритов, монцодиоритов и монцонит-порфиров образуют единые тренды (рис. 5). Геохимическая характеристика породТренды распределения содержаний элементов-примесей на мультиэлементных спайдер-диаграммах демонстрируют обогащение монцодиортов и монцодирит-порфиров крупноионными литофильными элементами (LILE) — Rb, Ba, Th, U (кроме Cs) — и положительные аномалии свинца и стронция. Присутствуют отрицательные аномалии высокозарядных элементов (HFSE) — Nb, Ta, Ti (рис. 6, а). Такой тип графика характерен для магматических пород, сформированных в надсубдукционных обстановках (Скляров и др., 2001). В целом форма спектров согласуется с формой графиков распределения содержаний элементов-примесей, характерных для монцонитов Балбукского массива и субвулканитов шариповской группы.Для монцодиоритов и монцодиорит-порфиров типичны невысокие суммарные содержания редких земель — 67—95 ppm. Форма спектра распределения редких земель наклонная, переходящая в U-образную, соотношения индикаторных элементов: Lan/Ybn = 3.48—4.14; Lan/Gdn = 3.87—10.12; Gdn/Ybn = 0.86—1.53. На графиках аномалии Eu не выражены, Eu/Eu* составляет 1—1.01 (рис. 6, b), что свидетельствует об окисленном состоянии расплава или его флюидонасыщенности (Richards et al., 2012). Спектр имеет более пологий вид сравнительно с графиками петротипа и шариповской группы и более низкое соотношение Lan/Ybn, что указывает на относительно более низкую степень фракционирования. U-образный график характерен для субстрата, богатого амфиболом. Обсуждение результатов Типизация субщелочных породПредшественниками монцониты балбукского комплекса определялись как гранитоды А-типа ввиду высокого содержания некогерентных элементов и высокого суммарного содержания РЗЭ (120—230 ppm). Монцодиориты Миасского округа обладают относительно низкими содержаниями высокозарядных (Nb, Y, Zr, Ga) (рис. 7, а, b) и редкоземельных элементов, не отвечающими составу гранитоидов А-типа. На диаграммах (Misra, Sarkar, 1991) они целиком расположены в поле гранитоидов M-типа (рис. 7, с, d). Гранитоиды M-типа характеризуются низким отношением K2O/Na2O и отсутствием калиевого полевого шпата в породах, их происхождение связывают либо с дифференциацией базитовых по составу магм, либо с частичным плавлением метасоматизированной (флогопитовой) мантии в зонах субдукции (Скляров и др., 2001). Происхождение и эволюция исследуемых образованийНа рис. 8 приведены результаты численного моделирования в программном пакете Rhyolite-Melts. Синяя линия представляет собой эволюционный тренд остаточного расплава диорит-порфирита (U23-17). Этот образец был выбран, поскольку является наименее изменённым из представленных образцов. Жёлтая линия — эволюция cреднего по составу монцодиорита. Моделирование проводилось при следующих условиях: фракционная кристаллизация при изобарическом давлении 1 кБар и в условиях кислородного буфера QFM; давление было выбрано в связи с предполагаемой глубиной кристаллизации, а кислородный буфер QFM является стандартным для магматических интрузивных пород.На (рис. 8, а—d) численные кривые диорит-порфирита и среднего монцодиорита соприкасаются при единых термобарических условиях (около 1015—1025 °C) и затем практически неотрывно друг от друга продолжают свою эволюцию, имея одинаковый характер. Некоторые отклонения состава расплавов до первых мас. % предположительно могут являться результатом их дифференциации.Таким образом, результаты численного моделирования подтверждают единство происхождения диорит-порфиритов и монцодиоритов. Диорит-порфириты являются продуктом более ранней генерации магмы, расплав в дальнейшем эволюционировал до субщелочного.В настоящее время общепризнано, что происхождение монцонитоидов связывается с частичным плавлением метасоматизированной литосферной мантии (флогопитовых перидотитов) (Conceicao, Green, 2004; Carvalho et al., 2014; Gahlan et al., 2016; Носова и др., 2019) или с гибридными расплавами, полученными при взаимодействии коровых и мантийных расплавов (Jung et al., 2005; Peng et al., 2008; Lopez de Luchi et al., 2017).Изотопные метки  eNd (+6.3) и 87Sr/86Sr (0.703987) (Макагонов, 2013; Архиреев, 2012), характерные для рассматриваемых монцодиоритов и монцонит-порфиров, а также геохимические признаки (высокие содержания в этих породах Sr, Ba, Nb, Zr, Y, FeOt и Mg) (рис. 9, а, b) указывают на мантийный источник вещества (Laurent et al., 2014), за счёт частичного плавления (рис. 9, с) которого произошёл расплав. Низкие величины Sm/Yb < 2.65 и Gdn/Ybn (0.86—1.53) указывают на отсутствие граната в источнике магм (Coban, 2007). Высокое отношение La/Nb > 2 (рис. 9, d) характерно для литосферного источника (Kempton et al., 1991; De Paolo, Daley, 2000; Putirka, Busby, 2007). Вероятнее всего, источником расплава, из которого кристаллизовались рассматриваемые породы, являются шпинелевые перидотиты литосферной мантии. Диаграммы Ba–Nb/Y и Ba/Nb–Nb (рис. 9, e, f) свидетельствуют о насыщенности расплава субдукционным флюидом. Отсутствие дефицита европия (Eu/Eu* = 1—1.01) и обилие роговой обманки в породах также свидетельствуют о флюидонасыщенности расплава (Richards et al., 2012, Рахимов, Вишневский, 2023).Судя по величинам Ta/Yb в исследованных породах, расплав предположительно образовался из субстрата, близкого по составу к примитивной мантии, а повышенные значения Th/Yb отражают вклад субдукционного компонента в его формирование (рис. 10, а). По соотношению Nb/Y миасские монцонитоиды сопоставимы с габбро, монцонитами и гранитоидами магнитогорской габбро-гранитной серии (рис. 10, b), для которых также характерны мантийные значения 87Sr/86Sr и eNd (Ферштатер, 2013). Мы предполагаем, что основным петрогенетическим процессом при кристаллизации изученных нами пород, как и в случае формирования пород магнитогорской серии, является фракционирование амфибола (рис. 10, с). На рис. 10, с тренды дифференциации минералов рассчитаны по формуле: Сi = F(Kd-1)*C0, где Ci — искомая концентрация элемента в расплаве, C0 — исходная концентрация элемента в расплаве, F — степень фракционирования, Kd — коэффициент распределения, взятый для средних расплавов из работ (Philpotts, Schnetzler, 1970; Matsui и др., 1977; Bacon, Druitt, 1988), исходные значения вычислены для наиболее примитивных пород с наименьшим содержанием Sr и кремнезёма. Связь исследуемых пород с балбукским комплексом и другими центрами монцонитового магматизмаМонцонит-порфиры и монцодиориты Факультетской дайки сформировались 339 ± 24 млн лет (Sm-Nd), 353 ± 7.7 млн лет назад (Rb-Sr) (Макагонов и др., 2013). Магматиты Пекинской дайки были сформированы 339 ± 4.7 млн лет назад (U-Pb) (Архиреев и др., 2012; Макагонов и др., 2013). Близкими датировками в диапазоне 355—330 млн лет обладает магнитогорская габбро-гранитная серия: возраст габбро в них 352 ± 4 млн лет, монцонитов — 339 ± 6 млн лет (U-Pb) (Ферштатер и др., 2007); возраст мосовского комплекса, который слагает массивы Магнитогорского, Верхнеуральского ареалов, а также Петропавловский массив (Ахуново-Петропавловский ареал), составляет 336 ± 17 млн лет (Ронкин и др., 2006). Монцонитоиды балбукского комплекса расположены в зоне Главного Уральского разлома, они были сформированы в схожей геодинамической обстановке и в одно время с исследуемыми образованиями. Шариповская группа интрузий образовалась 354 ± 2.2 млн лет назад (Rb-Sr) (Рахимов и др., 2024, 2025). Возраст Балбукского массива — петротипического массива балбукского комплекса — 317 ± 32 млн лет (Rb-Sr) (Горожанин, 1998). Временной промежуток 350—330 млн  лет знаменует собой проявление широкого спектра монцонитоидного магматизма на всём протяжении Магнитогорской мегазоны, он связан с тектономагматической активизацией региона вследствие коллизии типа «континент — континент» ввиду столкновения Восточно-Европейского континента с Казахстанским микроконтинентом (Салихов и др., 2014).Численное моделирование эволюции расплавов проводилось при условиях фракционной кристаллизации, изобарическом давлении 1 кБар, кислородном буфере QFM. Исходя из данных, изложенных в разделе «Эволюция и происхождение», принято, что диорит-порфирит (U23-17) является более ранней частью расплава, который в дальнейшем эволюционировал до субщелочных разностей и потому в контексте данного раздела условно принят как «исходный расплав». Численные кривые по всем петрогенным оксидам демонстрируют большую разницу в поведении (рис. 11). Наибольшая разница в поведении наблюдается по K2O, Fe2O3, CaO, MgO. Для формирования таких монцонитов, которые характерны для петротипического массива балбукского комплекса, и для интрузий шариповской группы необходим субстрат с более высоким содержанием калия и пониженными концентрациями железа, кальция и магния, чем у «исходного расплава» миасских монцодиоритов. В разделе «Эволюция и происхождение» показано, что предполагаемым источником расплава, из которого кристаллизовались рассматриваемые породы, слагающие интрузивные тела в пределах Миасского округа, была метасоматизированная надсубдукционная верхняя мантия, тогда как по нашим данным (Рахимов и др., 2025) монцониты балбукского комплекса сформировались в результате частичного плавления метабазитов нижней коры.Таким образом, изученные монцодиориты Миасского округа сформировались в одну эпоху с каменноугольными монцонитами Магнитогорской мегазоны, в том числе и с относящимися к балбукскому комплексу, однако исследуемые образования не имеют прямого отношения к этому комплексу.ЗаключениеИзложенные результаты позволяют сделать следующие основные выводы:– монцодиориты, монцонит-порфиры, диориты и диорит-порфириты Миасского округа являются генетически родственными образованиями с общей историей, сформированными из единого источника;– исследованные породы образовались из расплава, возникшего при частичном плавлении метасоматизированной надсубдукционной мантии; основным дальнейшим петрогенетическим процессом было фракционирование амфибола;– исследованные образования не имеют прямого отношения к балбукскому комплексу, поскольку резко отличное содержание калия предполагает иной источник для формирования монцонитового расплава, но они вместе с «балбукидами» являются проявлениями магнитогорского ранне- и среднекаменноугольного монцонитоидного магматизма; – изученные породы сформировались в диапазоне 350—335 млн лет, аналогичный возраст имеют габброиды и монцониты магнитогорской габбро-гранитной серии, Верхнеуральско-Кассельского ареала, Ахуново-Карагайского ареала (Петропавловский массив), балбукского комплекса. Данный этап связан с тектоно-магматической активизацей в связи с коллизией Восточно-Европейского континента и Казахстанского микроконтинента.Автор выражает благодарность Д. Н. Салихову и И. Р. Рахимову за ценные консультации по геологии Балбукского ареала и Магнитогорской мегазоны.Работа выполнена в рамках госзадания ИГ УФИЦ РАН FMRS-2025-0015