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 исследований

Полевые 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.

Результаты

Краткая петрографическая характеристика пород

Магматические 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 пород

Диориты 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 пород

Тренды 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: La_n/Yb_n = 3.48—4.14; La_n/Gd_n = 3.87—10.12; Gd_n/Yb_n = 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 La_n/Yb_n, что указывает на относительно более низкую степень фракционирования. U-образный график характерен для субстрата, богатого амфиболом.

Обсуждение результатов

Типизация субщелочных пород

Предшественниками 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 образований

На 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 Gd_n/Yb_n (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: С_i = F^(Kd-1)*C₀, где C_i — 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 магматизма

Монцонит-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.

Заключение

Изложенные 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

1. Архиреев И. Е., Макагонов Е. П., Беляцкий Б. В., Масленников В. В. О возрасте нефритоносных даек Узункырского пояса (Южный Урал): локальный изотопный U-Pb-анализ циркона и изотопные Sr-Nd-данные породообразующих минералов // Доклады Академии наук. 2012. Т. 442. № 1. С. 90—95.

2. Аулов Б. Н., Владимирцева Ю. А., Гвоздик Н. И., Королькова З. Г., Левин Ф. Д., Липаева А. В., Поташова М. Н., Самозванцев В. А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Издание второе. Серия Южно-Уральская. Лист N-40-XII. Златоуст. Объяснительная записка. М.: МФ ВСЕГЕИ (Министерство природных ресурсов РФ ФГУНПП «Аэрогеология», ВСЕГЕИ), 2015, 300 с.

3. Горожанин В. М. Первичный изотопный состав стронция в магматических комплексах Южного Урала // Магматизм и геодинамика / Гл. ред. В. А. Коротеев. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. С. 98—108.

4. Косарев А. М. Геология и геохимические особенности раннепалеозойских вулканитов Сакмарской и Вознесенско-Присакмарской зон на Южном Урале // Литосфера. 2015. № 2. С. 40—64.

5. Косарев А. М., Серавкин И. Б., Холоднов В. В. Геодинамические и петролого-геохимические аспекты зональности Магнитогорской колчеданоносной мегазоны на Южном Урале // Литосфера. 2014. № 2. С. 3—25.

6. Макагонов Е. П., Архиреев И. Е., Беляцкий Б. В. Дайки субщелочных пород в гипербазитах северной части Узункырского пояса (Южный Урал) // Литосфера. 2013. № 4. С. 73—87.

7. Носова А. А., Возняк А. А., Богданова С. В., Савко К. А., Лебедева Н. М., Травин А. В., Юдин Д. С., Пейдж Л., Ларионов А. Н., Постников А. В. Раннекембрийский сиенитовый и монцонитовый магматизм на юго-востоке Восточно-Европейской платформы: петрогенезис и тектоническая обстановка формирования // Петрология. 2019. Т. 27(4). С. 357—400.

8. Рахимов И. Р., Вишневский А.В. Роговая обманка в ультрамафит-мафитах худолазовского комплекса Южного Урала: условия кристаллизации и петрологические следствия // Литосфера. 2023. № 5. С. 766—784. DOI:https://doi.org/10.24930/1681-9004-2023-23-5-766-784

9. Рахимов И. Р., Самигуллин А. А., Холоднов В. В., Шагалов Е. С. Петрогенезис и геодинамический режим монцонитовых и гранитовых массивов Балбукского ареала (Южный Урал) по данным валовой геохимии, Sr-Nd-изотопии и Rb-Sr-геохронологии // Литосфера. 2025. № 5. С. 1074—1103. DOI:https://doi.org/10.24930/2500-302X-2025-25-5-1074-1103

10. Рахимов И. Р., Самигуллин А. А., Холоднов В. В., Шагалов Е. С. Этапы проявления монцонитового и гранитового магматизма Балбукского ареала (Южный Урал) по данным Rb-Sr-геохронологии // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий. 2024. № 15. С. 184—187.

11. Ронкин Ю. Л., Семенов И. В., Лепихина О. П., Попова О. Ю. Интрузивы Магнитогорской раннекаменноугольной рифтогенной структуры: Sr-Nd-изотопные ограничения // Ежегодник-2005. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 314—318.

12. Рязанцев А. В., Новиков И. А., Разумовский А. А. Каменноугольный окраинно-континентальный мафит-ультрамафитовый комплекс параллельных даек Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал) // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 2019. № 3. С. 42—50. DOI:https://doi.org/10.32454/0016-7762-2019-3-42-50

13. Салихов Д. Н., Митрофанов В. А. Интрузивный магматизм верхнего девона — нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал). Уфа: УНЦ РАН, 1994. 142 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. С. 33—56.

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

16. Скляров Е. В., Гладкочуб Д. П., Донская Т. В., Иванов А. В., Летникова Е. Ф., Миронов А. Г., Бараш И. Г., Буланов В. А., Сизых А. И. Интерпретация геохимических данных. М.: Интермет инжиниринг, 2001. 287 с.

17. Ферштатер Г. Б., Краснобаев А. А., Беа Ф. Этапы палеозойского интрузивного магматизма Уральского орогена и их геохимическая интерпретация // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2007. С. 88—120.

18. Ферштатер Г. Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2013. 368 с.

19. Abratis M. Geochemical variations in magmatic rocks from southern Costa Rica as a consequence of Сocos Ridge subduction and uplift of the Cordillera de Talamanca // Ph. D. thesis. Göttingen, University of Göttingen. 1998. 136 p.

20. Asimow P. D., Ghiorso M. S. Algorithmic Modifications Extending MELTS to Calculate Subsolidus Phase Relations // American Mineralogist. Vol. 83. P. 1127—1131.

21. Bacon C. R., Druitt T. H. Compositional evolution of the zoned calcalkaline magma chamber of Mount Mazama, Crater Lake, Oregon // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. Vol. 98. P. 224—256.

22. Carvalho B. B., Janasi V. D. A., Henrique-Рinto R. Geochemical and Sr-Nd-Pb isotope constraints on the petrogenesis of the K-rich Pedra Branca Syenite: Implications for the Neoproterozoic post-collisional magmatism in SE Brazil // Lithos. 2014. Vol. 205. P. 39—59.

23. Chappell B. J., White A. J. R. Two Contrasting Granite Types // Pac. Geol. 1974. No. 8. P.173—174.

24. Coban H. Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extension provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia // Earth Sci. Rev. 2007. Vol. 80. P. 219—239. DOI:https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2006.08.006

25. Conceicao R. V., Green D. H. Derivation of potassic (shoshonitic) magmas by decompressionmelting of phlogopite+pargasite lherzolite // Journal of Geology. 2004. Vol. 72. P. 209—229.

26. DePaolo D. J., Daley E. E. Neodymium isotopes in basalts of the southwest Basin and Range and lithosphere thinning during continental extension // Chemical Geology. 2000. Vol. 169. P. 157—185. DOI:https://doi.org/10.1016/S0009– 2541(00)00261–8

27. Gahlan H., Azer M., Asimow P., Al-Kahtany K. Late Ediacaran post-collisional A-type syenites with shoshonitic affinities, northern Arabian-Nubian Shield: a possible mantle-derived A-type magma // Arab. J. Geosc. 2016. Vol. 9. No. 603.

28. Ghiorso M. S., Sack R. O. Chemical Mass Transfer in Magmatic Processes. IV.A Revised and Internally Consistent Thermodynamic Model for the Interpolation and Extrapolation of Liquid-Solid Equilibria in Magmatic Systems at Elevated Temperatures and Pressures // Contributions to Mineralogy and Petrology. Vol. 119. P. 197—212.

29. Jung S., Hoernes S., Hoffer E. Petrogenesis of cogenetic nepheline and quartz syenites and granites (northern Damara orogen, Namibia): enriched mantle versus crustal contamination petrogenesis of cogenetic nepheline and quartz syenites and granites (Northern Damara orogen, Namibia): enriched mantle versus crustal contamination // J. Geol. 2005. V. 113. P. 651—672.

30. Jung S., Romer R. L., Pfänder J.A., Berndt J. Petrogenesis of early syn-tectonic monzonite-granodiorite complexes — Crustal reprocessing versus crustal growth // Precambrian Research. 2020. V. 351. P. 105967. DOhttps://doi.org/10.1016/j.precamres.2020.105957.

31. Kempton P.D., Fitton J.G., Hawkesworth C.J., Ormerod D.S. Isotopic and trace element constraints on the composition and evolution of the lithosphere beneath the southwestern United States // Journal of Geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 13,713—13,735.

32. Kepezhinskas P., McDermott F., Defant M.J., Hochstaedter A., Drummond M.S., Hawkesworth C.J., Koloskov A., Maury R.C., Bellon H. Trace element and Sr-Nd-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka Arc petrogenesis // Geochimica et Cosmochim. Acta. 1997. Vol. 61. P. 577—600.

33. Laurent O., Martin H., Moyen J.F., Doucelance R. (2014) The diversity and evolution of late-Archean granitoids: Evidence for the onset of ‘modern-style’ plate tectonics between 3.0 and 2.5 Ga. Lithos, Vol. 205, P. 208—235.

34. Lodders K., Fegley B. The Planetary Science Companion, Oxford Univ. Press, New York, 1998.

35. Lopez de Luchi M., Siegesmund S., Wemmer K., Nolte K. Petrogenesis of the postcollisional Middle Devonian monzonitic to granitic magmatism of the Sierra de San Luis, Argentina // Lithos. 2017. Vol. 288. P. 191—213.

36. Lyubetskaya T., Korenaga J. Chemical composition of earth’s primitive mantle and its variance // Journal of geophysical research. 2007. V. 112. P. 1—21. DOI: 10.1029/ 2005JB004224

37. MacLean W. H., Barrett T. J. Lithochemical techniques using immobile elements // Journal of. Geochemical Exploration. Vol. 48. P. 109—133. DOI:https://doi.org/10.1016/0375-6742(93)90002-4

38. Maniar P. D., Piccoli P. M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol.Soc.Am.Bull. 1989. Vol. 101. P. 635—643.

39. Matsui Y., Onuma N., Nagasawa H., Higuchi H., Banno S. Crystal structure control in trace element partition between crystal and magma // Bull. Soc. Fr. Mineral Crystallogr. 1977. Vol. 100. P. 315—324.

40. Middlemost E. A. 1985. Magmas and Magmatic Rocks. An Introduction to Igneous Petrology. x + 266 pp. London, New York: Longman. ISBN 0 582 30080 0.3. 1985. Volume 123 Issue 1 - T. J. B. H.

41. Misra S., Sarkar S. S. Linear discrimination among M-, I-, S- and A-granites // Indian J. Earth Sci. 1991. Vol. 18. P. 84—93.

42. Pearce J. A. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: C. J. Hawkesworth and M. J. Norry (eds.) // Continental basalts and mantle xenoliths. Cambridge, Massachusetts. Shiva Publications. 1983. P. 230—249.

43. Pearce J. A. Immobile Element Fingerpriting of Ophiolites // Elements. 2014. Vol. 10. P. 101—108. DOI:https://doi.org/10.2113/gselements.10.2.101

44. Peccerillo A., Taylor S. R. Geochemistry of Eocene Calc-Alkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern Turkey // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1976. Vol. 58. P. 63—81.

45. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1.95 Ga Jormua Ophiolite, northeastern Finland // Journal of Petrology. 1996. Vol. 37. P. 1359—1383.

46. Peng P., Zhai M. I., Guo J., Zhang H., Zhang Y. Petrogenesis of Triassic post-collisional syenite plutons in the Sino-Korean craton: an example from North Korea // Geol. Magaz. 2008. Vol. 145. P.637—647.

47. Putirka K., Busby C. The tectonic significance of high-K2O volcanism in the Sierra Nevada, California // Geology. 2007. Vol. 35(10). P. 923—926. DOI:https://doi.org/10.1130/G23914A.1

48. Philpotts J. A., Schnetzler C. C. Phenocryst-matrix partition coefficients for K, Rb, Sr and Ba with application to anorthosite end basalt genesis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1970. Vol. 34. P. 307—322.

49. Richards J.P., Spell T., Rameh E., Razique A., Fletcher T. High Sr/Y magmas reflect arc matyrity, high magmatic water content, and porphyry Cu ± Mo ± Au potential: examples from the Tethyan arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan // Economic Geology. 2012. Vol. 107. P. 295—332. DOI:https://doi.org/10.2113/econgeo.107.2.295

50. Winchester J. A., Floyd P. A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chemical Geology. Vol. 20(4), P. 325—343. DOI:https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2

51. Whalen J. B., Currie K. L., Chappell B. W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1987. Vol. 95(4). P. 407—419.