Вестник МГТУ, 2026, Т. 29, № 2.

Введение Тоналиты, гранодиориты, трондьемиты, адамеллиты и биотитовые граниты широко распространены в различных складчатых поясах, чаще всего проявляясь в син- и постколлизионных тектонических обстановках (Прибавкин и др., 2011; Kumar, 2020; Холодное и др., 2021; Yang et al., 2025), или окраинно-континентальной обстановке (Ферштатер, 1994; Ферштатер и др., 1996; Прибавкин, 2000). В качестве их источников обычно рассматриваются либо породы верхней мантии, либо нижней части континентальной коры. В этих гранитоидных массивах практически всегда и нередко в большом количестве встречаются мафические включения, представленные гранодиоритами, диоритами, монцонитами и даже габбро, клинопироксенитами и горнблендитами (Прибавкин и др., 1998). Такие включения имеют различную морфологию (от мелких угловатых и округлых сантиметровых фрагментов до крупных многометровых блоков или жил) и поэтому интерпретируются по-разному. Их рассматривают как ксенолиты, автолиты, продукты магматического минглинга (Chen et al., 1990; Прибавкин и др., 1998; Lindline et al., 2004; Валуй, 2012; Каллистов и др., 2017; Владимиров и др., 2019). Таким образом, генезис мафических включений в гранитоидах рассматривается с разных петрологических позиций, даже в отношении однотипных включений. В статье рассматриваются однотипные угловатые и округлые мелкие и средние по размерам (сантиметровые и в десятки сантиметров) мафические включения (из семейства диоритов) из трех разных массивов Урала и Альп (Адамелло, Ахуновский и Шабровский) с целью интерпретации их происхождения по результатам исследования их минерального и химического составов (рис. 1, а-г). Региональная геология Массив Адамелло Массив (батолит площадью ~670 км2) приурочен к зоне сочленения синколлизионных региональных разломов Тонале (Периадриатический) и Южная Джудикария (Relvini et al., 2022), размещаясь в вулканитах, парагнейсах, сланцах и доломитах раннего кайнозоя. В строении этого крупного массива (рис. 1, в ) выделяют как минимум 4 тоналитовых плутона (с севера на юг - Пресанелла, Авио, Адамелло, Ре ди Кастелло) и 2 ультрамафит-габбровых комплекса (Валь Фредда и Блюмоне) (Schoene et al., 2012). Иногда от Ре ди Кастелло отделяют самостоятельный плутон Корно Альто (Relvini et al., 2022). Все тоналиты объединены в комплекс Лаго делла Вакка. Возрастные ограничения для пород массива Адамелло получены Rb-Sr изохронным методом (по биотиту и мусковиту) (Schoene et al., 2012) и U-Pb методом по циркону (Relvini et al., 2022): наиболее древним является плутон Корно Альто - 43 млн лет, далее плутон Ре ди Кастелло - 42-39 млн лет, затем плутон Адамелло - 38-36 млн лет и, наконец, плутон Авио - 36-34 млн лет. Внедрение этих тоналитов связывают с тектонической перестройкой региона, когда син-субдукционное растяжение сменилось синколлизионным сжатием (Relvini et al., 2022). Ахуново-Карагайский массив Массив имеет грушевидную в плане форму (площадь ~260 км2) и расположен в западной части крупного габбро-гранитного Ахуново-Петропавловского батолита (рис. 1, г ). В структурном отношении приурочен к Гумбейской подзоне Магнитогорского островодужного террейна, сложенной вулканогенно­ осадочными породами среднего девона. Северо-западный контакт Ахуновского массива тектонический, отвечающий надвигу с восточным падением (Жданов и др., 2003). Часто северная и южная части рассматриваются как отдельные Ахуновский (северный) и Карагайский (южный) массивы, но принадлежащие к единому двухфазному ахуново-карагайскому гранитоидному комплексу (Холоднов и др., 2021). По данным этих авторов, Ахуновский массив (вероятно, правильнее называть Ахуновским плутоном в составе единого Ахуново-Карагайского массива) представлен адамеллитами, гранодиоритами и плагиогранитами, тогда как Карагайский (плутон) - биотитовыми гранитами и адамеллитами. Возраст гранодиоритов и адамеллитов Ахуновского плутона определен U-Pb методом по циркону 310 ± 2 и 308 ± 4,4 млн лет (Холоднов и др., 2021). Шабровский массив Массив имеет полукруглую в плане форму (площадь ~50 км2), окружен вулканогенно-осадочными и метаморфическими толщами кунгурковской свиты нижнего девона и находится в контакте с Уктусским габбро-гипербазитовым массивом (рис. 1, б). Западный контакт Шабровского массива с вмещающими толщами тектонический, а восточный - интрузивный, сопровождаемый приконтактовыми роговиками. По данным ( Прибавкин, 2000 ) матричные породы массива достаточно однородны и сложены порфировидными гранодиоритами и гранитами, но распределение и разнообразие мафических включений в них неоднородно (Прибавкин и др., 1998). Возраст пород Шабровского массива определялся K-Ar изохронным методом и U-Pb конкордантным методом по циркону (Прибавкин и др., 2011): K-Ar - 229-288 млн лет для гранитоидов и 264-334 млн лет для мафических включений; U-Pb - 300-306 млн лет для гранитоидов и 305-306 млн лет для мафических включений. По результатам изучения вещественного состава и радиологического возраста сделан вывод о синколлизионной природе Шабровского массива (Прибавкин и др., 2011).