1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 66, № 8, 2021

Геохимия, 2021, T. 66, № 8, стр. 694-708

Эволюция литосферной мантии в районе Накынского кимберлитового поля по данным изучения гранатов из ксенолитов мантийных перидотитов трубок Нюрбинская и Ботуобинская

А. Л. Рагозин a, b, *, А. М. Агашев a, Д. А. Зедгенизов a, b, А. А. Денисенко b

a Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
630090 Новосибирск, просп. Коптюга, 3, Россия

b Новосибирский государственный университет
630090 Новосибирск, ул. Пирогова, 1, Россия

* E-mail: ragoz@igm.nsc.ru

Поступила в редакцию 07.10.2020
После доработки 11.12.2020
Принята к публикации 04.01.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе представлены результаты изучения гранатов из коллекции серпентинизированных ксенолитов перидотитов из кимберлитовых трубок Нюрбинская и Ботуобинская Накынского кимберлитового поля. Для гранатов определены содержания главных и редких элементов, выявлены особенности их состава и генетические причины их вариаций. По содержаниям и форме нормированных на хондрит спектров распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) гранаты разделены на два типа. Для первого типа характерно синусоидальное распределение РЗЭ ((Sm/Er)n > 1), для второго типа характерно “нормальное” распределение ((Sm/Er)n < 1). По соотношению содержаний Y, Zr, Ti и Eu, а также форме нормированных на хондрит спектров распределения РЗЭ все гранаты из ксенолитов Накынского кимберлитового поля соответствуют гранатам метасоматизированных перидотитов, за исключением одного образца, попадающего в поле гранатов из деплетированных гарцбургит-дунитовых пород литосферной континентальной мантии. Геохимические характеристики гранатов соответствуют участию двух типов метасоматических агентов, карбонатитового/флюидного в случае гранатов первого типа и силикатного/расплавного в случае гранатов второго типа. Карбонатитовый метасоматический агент спровоцировал кристаллизацию гранатов гарцбургитового парагенезиса и при дальнейшем воздействии изменил их состав до лерцолитовых. Силикатный метасоматоз, приведший к формированию спектров РЗЭ гранатов типа 2 мог проходить по двум разным исходным составам гранатов, и изменение их составов соответствует двум эволюционным трендам. Это могло быть как наложение на реститовые деплетированные гранаты, так и на гранаты типа 1, которые ранее подвергались карбонатитовому метасоматозу. Низкие содержания Y и Ti, в сочетании с низкими отношениями Ti/Eu в гранатах позволяют говорить об умеренной проработке перидотитов литосферной мантии силикатными расплавами, что согласуется с высокой алмазоносностью кимберлитов Накынского поля.

Ключевые слова: гранат, перидотит, верхняя мантия, РЗЭ, Сибирский кратон, мантийный метасоматоз

ВВЕДЕНИЕ

Литосферная мантия под архейскими континентальными блоками (кратонами) простирается до глубины примерно 220–250 км (Rudnick, Nyblade, 1999; Eaton et al., 2009), и состоит, в основном, из пород ультраосновного состава и менее распространенных эклогитов и пироксенитов (Соболев, 1974). Эти породы доступны для изучения только как ксенолиты, вынесенные на поверхность кимберлитами, лампроитами и иногда другими глубинными магмами (лампрофировыми или щелочно-базальтовыми). Как известно, кимберлиты являются высоко-K и низко-Na ультраосновными, богатыми оливином (~50 мод. %) породами, образованными магмами мантийного происхождения с высокими содержаниями СО2 и Н2О, которые возникают в результате частичного плавления мантии на глубинах более 200 км (Pearson et al., 2019). Кимберлиты представляют собой сложные гибридные породы, содержащие значительное количество обломков мантийного происхождения, в первую очередь оливина с редкими алмазами, заключенных в матрицу по существу магматического происхождения. (Mitchel et al., 2019). Мантийные ксенолиты в кимберлитовых трубках на протяжении многих лет являются важным источником информации о наиболее глубинных горизонтах литосферной мантии, доступных непосредственному изучению. Ксенолиты перидотитов, имеющих отчетливые признаки влияния мантийного метасоматоза, зафиксированы в кимберлитах практически во всех регионах распространения этих пород (например, Pearson et al., 2003; Bell et al., 2005; Grégoire et al., 2008; Arndt et al., 2009; Agashev et al., 2013; Howarth et al., 2014; Похиленко и др., 2015).

На Сибирском кратоне хорошо изучена литосферная мантия в районе трубки Удачная благодаря обилию крупных и исключительно свежих, практически не затронутых процессами вторичных изменений ксенолитов (Shatsky et al., 2008; Ionov et al., 2010, 2017; Doucet et al., 2012; Agashev et al., 2013; Howarth et al., 2014). В работе (Похиленко и др., 2015) на основании данных по составу гранатов из перидотитов трубки Удачная предложена обобщенная модель метасоматической эволюции перидотитов литосферной мантии Сибирского кратона, выделены составы метасоматических агентов, основные этапы метасоматоза и их последовательность.

В 1990-х в центральной части Мархинского террейна, входящего в состав Анабарской тектонической провинции на востоке Сибирского кратона, были открыты алмазоносные трубки Нюрбинская и Ботуобинская, входящие в состав Накынского кимберлитового поля (рис. 1). В непосредственной близости от этих трубок также обнаружены дайка Мархинская и тело Майское (Толстов и др., 2009). Изохронный Rb–Sr возраст кимберлитов составляет 364 ± 5 млн лет для трубки Нюрбинская и 364 ± 9 млн лет для трубки Ботуобинская (Agashev et al., 2001; Агашев и др., 2004). Для трубки Нюрбинская, возраст внедрения в интервале 384–374 Ma был определен по стратиграфическим критериям (Киселев и др., 2014). Оба определения соответствуют среднепалеозойскому эпизоду формирования многих других алмазоносных трубок Сибирского кратона (Sun et al., 2014; Agashev et al., 2020). По ряду минералогических и геохимических признаков кимберлиты Накынского поля близки к кимберлитам группы II (слюдистым оранжеитам) Южной Африки (Agashev et al., 2001; Похиленко и др., 2000). К настоящему времени, данных по мантийным ксенолитам из кимберлитов Накынского поля очень мало. В кимберлитах из трубки Нюрбинская ранее описаны алмаз-содержащие микроксенолиты, отобранные на обогатительной фабрике, и зачастую представляющие из себя сростки гранатов с алмазами (Spetsius et al., 2008; Malkovets et al., 2008). По химическому составу подавляющее большинство гранатов относятся к эклогитовому и пироксенитовому парагенезисам, в небольшом количестве присутствуют гранаты гарцбургитовой и неразделенной лерцолит-верлитовой ассоциаций. По широкой вариации состава изотопов кислорода в эклогитовых гранатах сделан вывод об их субдукционном происхождении вместе с алмазами (Spetsius et al., 2008). Гранаты перидотитового парагенезиса наиболее устойчивы к процессам вторичного изменения и их реликты могут быть использованы для характеристики состава и расшифровки метасоматических преобразований литосферной мантии (Griffin et al., 1999а). В настоящей работе получены новые данные о составе главных и редких элементов гранатов из ксенолитов перидотитов из кимберлитовых трубок Нюрбинская и Ботуобинская, которые позволяют определить состав и особенности формирования мантийных субстратов данного региона.

Рис. 1.

Схема тектонического строения фундамента Сибирской платформы по (Розен и др., 2006; Koreshkova et al., 2011). Серым цветом обозначены выходы докембрийских пород фундамента кратона, белые области представляют собой пострифейский осадочный чехол, диагональной штриховкой обозначены фанерозойские мобильные пояса. Звезда – Накынское кимберлитовое поле.

ОБРАЗЦЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В настоящей работе использована коллекция из 37 ксенолитов перидотитов из кимберлитовых трубок Нюрбинская (12 образцов) и Ботуобинская (25 образцов). Ксенолиты как правило имеют форму эллипсоида от первых сантиметров до 8 см по длинной оси. Ксенолиты значительно подвергнуты вторичным изменениям и практически полностью серпентинизированы. Из первичных мантийных минералов в ксенолитах сохранились только гранаты и отдельные глобулы акцессорных сульфидов. Гранаты от 0.5 до 8 мм обычно имеют изометричную округлую форму, в ряде случаев с сохранившимися элементами кристаллографической огранки. В большинстве извлеченных зерен на периферии и вдоль секущих трещин фиксировались келифитовые (реакционные) каймы, которые составляли до 10% объема зерен (рис. 2)

Рис. 2.

Взаимоотношения гранатов с продуктами вторичного замещения в ксенолитах перидотитов (а–б – проходящий свет, в–г – изображение в режиме обратно-рассеянных электронов; Grt – гранат; Tlc – тальк, Srp – серпентин).

Из ксенолитов механическим способом были извлечены 181 зерно гранатов характерного красно-лилового и розово-фиолетового цветов. Состав главных элементов гранатов определялся на рентгеноспектральном микроанализаторе Jeol JXA-8100 в ИГМ СО РАН с использованием ускоряющего напряжения 15 кВ и силе тока 20 нА. В качестве стандартов использовали природные минералы и синтетические стекла. Полный протокол измерений, используемый в настоящей работе, приведен в работе (Лаврентьев и др., 2015).

Определение содержания редких элементов в гранатах проводилось методом масс-спектрометрии с использованием квадрупольного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой XSERIES2 (Thermo Scientific), объединенного с устройством лазерного пробоотбора с длиной волны 213 нм (New Wave Research, Nd:YAG твердотельный лазер), в НГУ. В качестве внешних стандартов использовались многоэлементные сертифицированные стандартные образцы стекла NIST 612 (номинальная концентрация элементов 50 ppm) и NIST 614 (номинальная концентрация элементов 1 ppm). В качестве внутреннего стандарта использовались определенные с помощью рентгеноспектрального микроанализа концентрации Ca. Дрейф чувствительности прибора контролировался съемкой NIST 610 в качестве неизвестного образца. Параметры масс-спектрометра, такие как настройка напряжения на ионных линзах, масс-калибровка и др., обеспечивающие максимальную чувствительность в полном диапазоне анализируемых масс, оптимизировались по раствору 10 мг/л Mg, In, Ce, Ba и U в 0.5% HNO3. Поток распыленного газа регулировался таким образом, чтобы соотношения СеО/Се и Ва2+/Ва+ было меньше 3%. Определение концентраций элементов в “сухом” аэрозоле, полученном на устройстве лазерного пробоотбора, проводилось на масс-спектрометре методом прыжков по вершинам пиков (peak jumping). Разрешение, измеряемое как ширина пика, устанавливалось на 0.7 а. е. м., и интенсивность пика для каждого исследуемого элемента измерялась как интенсивность сигнала в центральной точке диапазона масс, определенного для каждого элемента. Времена задержки (т.е. время измерения каждого изотопа за одну развертку квадруполя) устанавливались – 10 мс на каждую массу, один проход по всем массам за развертку. Время анализа составляло 90 с на точку, включая 30 с для определения фоновых значений. Сигнал определялся одновременно в импульсном (подсчет количества попавших на детектор ионов) и аналоговом режимах. Данные накапливались в режиме временного разрешения (TRA – time resolved analysis) в виде “временных срезов” с целью определения изменения концентрации элемента во времени. Анализируемые изотопы определялись одновременно по массе и по времени достижения максимума во “временном срезе”. Через каждые 10 образцов проводилось измерение стандартов NIST 612.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Химический состав гранатов: главные элементы

Состав исследованных гранатов из ксенолитов значительно варьирует по содержанию главных элементов (табл. 1). В отдельных ксенолитах и в пределах индивидуальных зерен состав гранатов существенно не различается. Диапазон вариаций пиропового (Prp) компонента в изученных гранатах составляет от 58 до 85 мол. %, гроссулярового (Gross) компонента от 6 до 25 мол. %, и альмандинового (Alm) от 12 до 20 мол. % (рис. 3). По соотношению этих компонентов большинство гранатов соответствует полю составов гранатов из ксенолитов перидотитов из многих других кимберлитовых месторождений Сибирской платформы, в частности, трубки Удачная (Taylor, Anand, 2004).

Таблица 1.  

Содержания главных элементов (мас. %) в гранатах ксенолитов перидотитов из кимберлитов Накынского поля

Образец n SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O Сумма
Bt1/16 2 40.2 0.094 16.4 8.58 7.81 0.351 18.1 6.34 0.044 97.9
σ   0.1 0.007 0.0 0.03 0.02 0.004 0.0 0.01 0.002 0.05
Bt2/16 9 43.0 0.114 22.8 0.83 7.73 0.421 21.1 3.89 0.038 99.9
σ   0.1 0.008 0.3 0.11 0.03 0.008 0.1 0.02 0.022 0.3
Bt2/16ko 1 42.8 0.101 22.0 1.67 8.90 0.478 19.8 4.31 0.023 100.1
Bt6/16ko 3 41.7 0.167 17.9 7.15 6.67 0.332 20.0 5.46 0.059 99.3
σ   0.5 0.020 0.3 0.25 0.06 0.040 0.1 0.13 0.005 0.8
Bt6/16 8 41.8 0.165 22.2 1.39 8.68 0.464 20.8 4.05 0.056 99.6
σ   0.1 0.031 0.1 0.10 0.23 0.018 0.2 0.11 0.019 0.1
Bt8/16 5 41.4 0.399 17.8 6.85 5.90 0.286 19.5 6.28 0.082 98.4
σ   0.2 0.016 0.2 0.09 0.04 0.004 0.1 0.03 0.008 0.4
Bt10/16 1 41.3 0.254 21.7 1.50 9.79 0.479 19.9 4.33 0.083 99.3
Bt10/16ko 1 41.3 0.129 19.2 4.90 7.61 0.404 20.7 5.03 0.023 99.3
Bt10/16-1 1 41.6 0.234 22.4 0.86 9.63 0.442 20.6 3.84 0.093 99.8
Bt10/16-2 8 41.4 0.244 22.2 0.88 10.61 0.443 19.6 4.14 0.076 99.7
σ   0.1 0.026 0.1 0.05 0.08 0.014 0.1 0.08 0.014 0.1
Bt10/16-2ko 4 41.3 0.059 20.9 3.19 9.07 0.541 20.0 4.46 0.038 99.5
σ   0.1 0.014 0.2 0.15 0.13 0.010 0.2 0.04 0.019 0.2
Bt10/16/A-1ko 1 42.7 0.435 20.6 3.07 7.33 0.376 20.9 4.22 0.102 99.8
Bt11/16 5 41.5 0.240 17.3 7.33 7.08 0.296 19.9 5.01 0.053 98.8
σ   0.4 0.013 0.1 0.07 0.05 0.005 0.1 0.05 0.004 0.1
Bt11/16ko 1 41.3 0.068 20.1 3.94 9.70 0.483 18.4 4.79 0.033 98.8
Bt11/16-2 2 42.1 0.222 21.1 2.23 7.95 0.439 19.7 5.60 0.079 99.4
σ   0.1 0.003 0.2 0.28 0.01 0.015 0.2 0.11 0.004 0.1
Bt11/16-2ko 2 42.2 0.214 21.6 1.63 7.80 0.418 20.1 5.23 0.066 99.2
σ   0.0 0.009 0.0 0.01 0.01 0.005 0.0 0.05 0.005 0.05
Bt11/16-3 4 42.6 0.053 21.7 2.60 6.17 0.281 22.5 3.23 0.038 99.2
σ   0.2 0.009 0.2 0.11 0.14 0.002 0.1 0.03 0.002 0.6
Bt12/16 4 41.0 0.423 17.9 6.33 7.19 0.314 19.6 5.38 0.098 98.3
σ   0.4 0.007 0.1 0.12 0.06 0.006 0.0 0.05 0.014 0.6
Bt12/16-1 1 41.6 0.074 20.0 4.40 8.43 0.403 19.8 4.23 0.039 98.9
Bt13/16-1 3 41.2 0.179 20.9 2.92 7.48 0.349 20.2 4.68 0.072 98.0
σ   0.4 0.043 0.4 0.24 0.06 0.012 0.2 0.04 0.005 0.7
Bt13/16-2 3 42.0 0.032 20.4 4.24 7.73 0.379 22.0 2.27 0.041 99.1
σ   0.1 0.006 0.1 0.28 0.01 0.006 0.1 0.09 0.010 0.3
Bt13/16-4ko 1 42.1 0.458 19.7 3.72 7.01 0.379 21.1 4.49 0.100 99.1
Bt14/16 2 41.8 0.200 19.5 5.00 7.11 0.319 20.0 5.06 0.079 99.0
σ   0.0 0.130 1.9 2.79 0.30 0.041 0.2 0.33 0.009 1.2
Bt15/16 8 41.6 0.072 20.8 3.36 8.42 0.419 19.9 4.31 0.039 98.9
σ   0.2 0.007 0.2 0.12 0.15 0.013 0.2 0.03 0.004 0.4
Bt-карьер 2 41.3 0.172 20.4 3.32 9.63 0.526 20.6 3.23 0.086 99.3
σ   0.1 0.005 0.4 0.04 0.03 0.014 0.1 0.02 0.012 0.2
AH2/16 29 41.7 0.217 21.8 1.46 9.76 0.467 19.8 4.32 0.058 99.5
σ   0.6 0.026 0.1 0.05 0.07 0.008 0.2 0.04 0.014 0.3
AH3/16ko 1 41.9 0.056 21.4 1.61 7.21 0.259 17.1 9.84 0.015 99.5
АН7/16 19 41.6 0.050 20.8 3.24 9.09 0.431 19.3 4.27 0.040 98.8
σ   0.2 0.010 0.2 0.16 0.22 0.024 0.2 0.05 0.005 0.3
AH8/16-1 5 41.3 0.209 19.1 5.11 8.12 0.330 19.6 4.89 0.050 98.6
σ   0.1 0.010 0.1 0.01 0.03 0.010 0.1 0.02 0.011 0.2
AH8/16-2 7 41.2 0.043 20.3 3.77 9.66 0.487 18.5 4.82 0.030 98.8
σ   0.4 0.009 0.3 0.20 0.14 0.014 0.2 0.13 0.009 0.7
σ   0.1 0.009 0.3 0.43 0.13 0.005 0.1 0.08 0.009 0.5
АН9/16 2 40.1 0.196 14.4 11.11 7.28 0.345 18.3 6.42 0.058 98.2
σ   0.2 0.008 0.0 0.13 0.02 0.012 0.0 0.06 0.008 0.4
AH10/16 3 42.4 0.211 22.1 1.51 9.78 0.478 19.4 4.33 0.042 100.2
σ   0.2 0.019 0.2 0.01 0.05 0.009 0.0 0.02 0.015 0.2
АН11/16 2 40.4 0.193 14.4 11.10 7.33 0.328 18.2 6.50 0.063 98.5
σ   0.0 0.011 0.0 0.06 0.04 0.002 0.0 0.10 0.006 0.05
AH20/16 22 41.5 0.061 21.4 2.61 8.02 0.461 21.0 4.15 0.038 99.3
σ   0.1 0.009 0.2 0.18 0.21 0.017 0.2 0.04 0.013 0.2
AH24/16ko 1 42.4 0.060 20.8 3.16 9.08 0.538 19.4 4.40 0.042 99.9

Примечание. n – количество проанализированных гранатов, σ – стандартное отклонение; Bt – трубка Ботуобинская, АН – трубка Нюрбинская.

Рис. 3.

Составы гранатов из ксенолитов перидотитов из кимберлитов Накынского поля на треугольной диаграмме пироп-альмандин-гроссуляр. Серым цветом показано поле включений гранатов ультраосновного парагенезиса в алмазах из кимберлитов Сибирской платформы (Taylor, Anand, 2004).

Все изученные гранаты имеют высокую магнезиальность (Mg# 76-87) и низкие содержания TiO2 (<0.46 мас. %) и MnO (0.26–0.54 мас. %). Содержание CaO варьирует в пределах 2.3–6.3 мас. %, за исключением образца AH-3/16ko, в котором гранат содержит 9.8 мас. % CaO. Содержание Cr2O3 изменяется от 0.7 до 11.2 мас. %. По содержанию Cr2O3 и CaO большинство исследованных гранатов (гранаты из 41 образца) демонстрируют положительную корреляцию, характерную для гранатов лерцолитового парагенезиса (рис. 4). Составы гранатов с уменьшением содержания CaO и Cr2O3 вдоль лерцолитового тренда указывают на буферизацию клинопироксеном (Griffin et al., 1999a; Kopylova et al., 2000). Гранаты из 6 образцов по химическому составу соответствуют гарцбургит-дунитовому парагенезису, но только один из них (АН8/16-3) соответствует алмазоносной ассоциации по (Sobolev et al., 1973). К пироксенитам может быть отнесен один ксенолит (AH3/16ko), гранат которого имеет высокое содержание СаО, что в сочетании с низким содержанием Cr2O3 позволяет отнести его к вебстеритовому парагенезису.

Рис. 4.

Гранаты перидотитов из кимберлитов Накынского поля на диаграмме Cr2O3–CaO (Sobolev et al., 1973).

Редкоэлементный состав гранатов

Исследованные в настоящей работе гранаты из ксенолитов перидотитов в кимберлитах Накынского поля имеют широкие вариации содержания редких и редкоземельных (РЗЭ) элементов (табл. 2). Содержание редких и РЗ элементов было проанализировано в центральной и периферийной частях зерен граната в каждом образце. Значительных вариаций как в пределах зерен граната, так и в пределах большинства отдельных образцов выявлено не было. По содержанию и форме спектра распределения РЗЭ, нормированных на состав хондрита (McDonough, Sun, 1995), гранаты были разделены на 2 типа.

Таблица 2.  

Содержания редких элементов (ppm) в гранатах ксенолитов перидотитов из кимберлитов Накынского поля

Образец n Cs Rb Ba Th U Nb Ta La Ce Pr Sr Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu
Bt1/16 2 н.п.о. н.п.о. 0.004 0.028 0.011 0.079 0.008 0.036 0.330 0.081 1.007 0.547 4.358 0.114 0.190 0.091 588 0.320 0.051 0.362 1.993 0.077 0.239 0.048 0.358 0.086
σ       0.004 0.003 0.001 0.012 0.003 0.005 0.007 0.010 0.020 0.026 0.089 0.004 0.001 0.005 1 0.007 0.003 0.036 0.005 0.001 0.020 0.000 0.056 0.001
Bt 2/16 9 н.п.о. 0.088 0.236 0.040 0.001 0.001 н.п.о. 0.003 0.043 0.027 0.064 0.452 11.64 0.214 0.618 0.353 726 1.638 0.368 3.060 18.65 0.722 2.357 0.386 2.965 0.482
σ     0.012 0.003 0.001 0.001 0.001 0.043 0.001 0.005 0.003 0.042 0.048 1.341 0.041 0.052 0.025 49 0.021 0.116 0.024 0.012 0.243 0.059 0.231 0.040 0.254
Bt 2/16ko 1 н.п.о. 0.043 0.002 0.004 0.004 0.011 0.001 0.014 0.143 0.069 0.079 1.076 10.04 0.128 1.173 0.536 458 2.461 0.514 4.114 23.90 0.899 2.657 0.358 2.386 0.329
Bt 6/16ko 2 н.п.о. 0.098 0.047 0.031 0.039 0.149 0.021 0.051 0.580 0.220 0.635 1.900 11.85 0.345 0.829 0.305 1121 1.002 0.155 1.121 6.045 0.230 0.678 0.101 0.811 0.145
σ       0.030 0.009 0.014 0.347 0.009 0.011 0.095 0.033 0.010 0.026 0.865 0.010 0.059 0.015 44 0.034 0.060 0.004 0.097 0.021 0.005 0.010 0.005 0.019
Bt 6/16 8 н.п.о. н.п.о. 0.014 0.016 0.016 0.183 0.018 0.026 0.371 0.195 0.801 2.116 17.79 0.503 1.192 0.413 1006 1.379 0.207 1.519 8.148 0.316 0.892 0.138 0.961 0.169
σ       0.007 0.004 0.008 3.014 0.050 3.180 1.977 0.055 0.056 0.131 1.515 0.037 0.044 0.021 294 0.022 0.079 0.013 2.186 0.082 0.023 0.096 0.021 0.196
Bt 8/16 3 0.029 0.024 0.004 0.004 0.010 0.084 0.016 0.015 0.208 0.105 0.505 1.192 59.67 1.711 0.761 0.360 2688 1.957 0.449 3.668 19.62 0.767 2.075 0.299 1.916 0.298
σ   0.006 0.033 0.003 0.002 0.003 0.001 0.002 0.006 0.047 0.015 0.095 0.086 0.754 0.046 0.056 0.015 34 0.024 0.017 0.015 0.165 0.007 0.040 0.006 0.076 0.010
Bt 10/16 1 н.п.о. 0.038 н.п.о. 0.005 0.012 0.422 0.043 0.009 0.154 0.073 0.175 0.730 59.34 0.645 0.543 0.308 1070 1.753 0.417 3.580 20.76 0.807 2.201 0.301 1.890 0.270
Bt 10/16ko 1 н.п.о. 0.038 0.011 0.021 0.028 0.049 0.002 0.032 0.233 0.065 0.252 0.499 6.117 0.118 0.299 0.165 3018 0.858 0.279 3.229 23.77 0.934 3.415 0.581 4.359 0.687
Bt 10/16-1 1 н.п.о. 0.016 0.000 0.005 0.007 0.004 0.000 0.004 0.043 0.032 0.063 0.473 31.95 0.424 0.657 0.421 1577 1.882 0.429 3.628 21.88 0.846 2.454 0.355 2.352 0.350
Bt 10/16-2 8 н.п.о. 0.031 0.048 0.044 0.032 0.023 0.002 0.044 0.089 0.025 0.170 0.433 20.23 0.336 0.832 0.469 1823 2.153 0.485 4.251 26.90 1.040 3.337 0.507 3.669 0.548
σ     0.015 0.006 0.111 0.057 0.779 0.020 0.116 0.149 0.009 0.064 0.022 0.769 0.015 0.025 0.012 103 0.011 0.085 0.016 0.327 0.164 0.030 0.086 0.015 0.069
Bt 10/16-2ko 4 н.п.о. 0.065 0.002 0.015 0.027 0.014 0.002 0.025 0.245 0.089 0.164 1.032 7.789 0.089 1.016 0.494 417 2.172 0.454 3.447 18.77 0.728 2.180 0.320 2.258 0.355
σ     0.012 0.002 0.007 0.020 2.026 0.035 0.015 0.103 0.032 0.040 0.338 0.677 0.039 0.204 0.029 81 0.038 0.049 0.020 0.060 0.165 0.044 0.116 0.016 0.122
Bt 10/16/A-1ko 1 н.п.о. 0.131 0.002 0.009 0.018 0.148 0.022 0.009 0.109 0.041 0.153 0.530 23.72 0.661 0.623 0.342 2542 1.916 0.448 3.907 22.15 0.927 2.871 0.439 3.259 0.525
Bt11/16 2 н.п.о. н.п.о. 0.666 0.030 0.065 0.485 0.046 0.053 0.663 0.262 0.978 2.524 22.21 0.540 1.268 0.451 1632 1.631 0.244 1.647 8.752 0.332 0.947 0.140 1.091 0.201
σ       0.027 0.008 0.013 0.315 0.008 0.010 0.086 0.030 0.009 0.024 0.787 0.009 0.054 0.014 40 0.030 0.055 0.003 0.088 0.019 0.004 0.009 0.005 0.018
Bt11/16ko 1 0.093 0.762 0.907 0.036 0.084 0.990 0.045 0.236 0.870 0.246 11.09 1.924 18.06 0.433 0.892 0.317 1166 1.112 0.179 1.112 6.345 0.226 0.642 0.107 0.796 0.131
Bt 11/16-2 2 н.п.о. н.п.о. 0.395 0.131 0.030 0.020 0.001 0.422 0.572 0.091 3.450 0.934 21.91 0.462 0.892 0.399 1556 1.584 0.323 2.786 17.70 0.685 2.305 0.359 2.713 0.424
σ       0.022 0.007 0.011 0.262 0.007 0.008 0.072 0.025 0.008 0.020 0.653 0.007 0.045 0.012 33 0.025 0.045 0.003 0.073 0.016 0.004 0.007 0.004 0.015
Bt 11/16-2ko 2 н.п.о. 0.171 1.156 0.014 0.015 0.022 0.001 0.365 0.696 0.111 14.77 0.906 12.45 0.252 0.724 0.326 979 1.160 0.227 1.826 11.31 0.425 1.391 0.221 1.645 0.257
σ     0.094 0.019 0.006 0.009 0.225 0.006 0.007 0.062 0.022 0.006 0.017 0.562 0.006 0.039 0.010 28 0.022 0.039 0.002 0.063 0.014 0.003 0.006 0.003 0.013
σ   0.067 0.020 0.002 0.001 0.001 0.001 0.002 0.001 0.008 0.006 0.012 0.081 0.996 0.029 0.069 0.017 11 0.070 0.004 0.042 0.135 0.002 0.041 0.007 0.045 0.005
Bt12/16 3 н.п.о. н.п.о. 0.003 0.014 0.022 0.227 0.055 0.035 0.532 0.202 0.803 1.758 35.93 0.951 1.058 0.425 2910 1.941 0.387 3.096 18.96 0.686 2.236 0.318 2.163 0.345
σ       0.001 0.006 0.005 0.034 0.003 0.012 0.040 0.018 0.041 0.065 0.756 0.047 0.040 0.024 94 0.088 0.024 0.096 0.273 0.020 0.099 0.013 0.015 0.014
Bt12/16-1 1 н.п.о. н.п.о. 0.003 0.006 0.016 0.026 0.002 0.015 0.240 0.156 0.137 1.642 5.289 0.120 0.373 0.117 432 0.225 0.044 0.335 3.490 0.110 0.521 0.126 1.138 0.244
Bt13/16-1 3 0.006 0.044 0.003 0.009 0.010 0.008 0.001 0.006 0.120 0.089 0.160 1.369 34.27 0.760 1.285 0.621 1278 2.714 0.501 3.019 13.69 0.507 1.200 0.159 1.173 0.217
σ   0.003 0.016 0.003 0.006 0.007 0.003 0.001 0.003 0.077 0.038 0.110 0.337 4.936 0.138 0.127 0.036 258 0.218 0.013 0.101 0.349 0.013 0.038 0.003 0.097 0.007
Bt13/16-2 3 0.176 0.114 0.015 0.009 0.227 0.106 0.007 0.165 4.028 2.892 4.481 25.61 14.35 0.313 3.818 0.727 232 1.689 0.105 0.381 1.476 0.052 0.102 0.019 0.289 0.092
σ   0.106 0.021 0.006 0.003 0.013 0.006 0.002 0.015 0.583 0.229 0.253 0.522 0.266 0.014 0.241 0.027 5 0.177 0.010 0.035 0.090 0.010 0.007 0.003 0.019 0.001
Bt 13/16-4ko 1 н.п.о. н.п.о. 0.016 0.009 0.008 0.042 0.002 0.166 0.479 0.110 0.266 1.168 11.64 0.160 1.128 0.524 613 2.498 0.552 4.746 31.39 1.166 3.934 0.643 4.898 0.783
Bt14/16 1 0.019 н.п.о. 0.005 0.004 0.002 0.002 0.000 0.004 0.035 0.041 0.029 1.067 26.14 0.467 1.367 0.644 813 3.026 0.571 3.313 14.54 0.550 1.253 0.172 1.185 0.228
Bt15/16 3 0.040 0.082 0.001 0.003 0.014 0.024 0.003 0.011 0.161 0.077 0.129 1.296 21.20 0.260 1.390 0.695 527 3.239 0.692 5.026 22.85 0.864 2.405 0.353 2.567 0.441
σ   0.029 0.024 0.000 0.000 0.007 0.008 0.001 0.003 0.078 0.006 0.018 0.044 1.198 0.022 0.061 0.040 27 0.050 0.021 0.106 0.255 0.026 0.049 0.001 0.103 0.032
Bt-карьер 2 н.п.о. 0.011 н.п.о. 0.002 0.005 0.448 0.040 0.001 0.041 0.017 0.063 0.154 108.9 1.057 0.334 0.331 1125 2.601 0.725 6.145 34.48 1.355 3.669 0.463 2.579 0.332
σ     0.052   0.002 0.001 0.018 0.070 0.000 0.000 0.001 0.016 0.018 0.584 0.067 0.027 0.017 49 0.006 0.201 0.008 0.002 0.112 0.053 0.011 0.010 0.001
AH 2/16 3 н.п.о. 0.044 0.003 0.004 0.014 0.008 0.001 0.005 0.074 0.034 0.075 0.455 17.13 0.293 0.586 0.345 1638 1.662 0.386 3.294 20.35 0.773 2.425 0.374 2.737 0.415
σ     0.016 0.003 0.006 0.006 0.003 0.001 0.003 0.075 0.037 0.107 0.329 4.817 0.134 0.124 0.035 112 0.213 0.012 0.099 0.341 0.012 0.037 0.003 0.095 0.007
AH 3/16ko 1 н.п.о. 0.041 0.022 0.002 0.002 0.001 0.003 0.012 0.051 0.037 0.191 0.875 6.059 0.076 1.853 1.025 723 4.977 1.064 8.300 46.16 1.759 5.202 0.758 5.397 0.755
АН7/16 4 0.025 0.023 0.002 0.012 0.009 0.009 0.001 0.019 0.168 0.071 0.144 0.857 7.731 0.072 1.021 0.469 365 2.388 0.513 3.900 21.94 0.844 2.502 0.381 2.638 0.416
σ   0.018 0.039 0.001 0.007 0.003 0.005 0.001 0.008 0.071 0.024 0.018 0.227 1.216 0.027 0.152 0.034 24 0.094 0.042 0.311 1.525 0.064 0.200 0.025 0.100 0.028
AH8/16-1 3 0.094 0.031 0.003 0.002 0.004 0.098 0.022 0.014 0.250 0.111 0.286 1.211 14.74 0.355 0.744 0.271 1426 1.076 0.183 1.420 8.840 0.320 1.068 0.178 1.355 0.249
σ   0.051 0.005 0.000 0.002 0.001 0.007 0.000 0.004 0.008 0.007 0.027 0.067 0.068 0.010 0.065 0.014 11 0.026 0.003 0.084 0.117 0.009 0.021 0.004 0.054 0.017
AH8/16-2 3 0.067 н.п.о. 0.002 0.005 0.000 0.005 0.000 0.005 0.069 0.047 0.082 0.753 3.487 0.068 0.684 0.235 295 0.846 0.126 1.028 8.037 0.289 1.086 0.184 1.625 0.299
σ   0.052 0.042 0.001 0.004 0.000 0.006 0.000 0.001 0.020 0.012 0.016 0.172 0.564 0.024 0.033 0.013 50 0.137 0.019 0.130 0.360 0.027 0.056 0.005 0.048 0.002
АН8/16-3 2 0.072 0.024 0.002 0.001 0.004 0.145 0.019 0.010 0.092 0.039 0.068 0.314 79.23 1.701 0.345 0.188 826 1.076 0.240 1.838 9.217 0.407 1.171 0.173 1.039 0.171
σ   0.026 0.008 0.001 0.001 0.001 0.004 0.001 0.000 0.001 0.008 0.048 0.050 1.919 0.049 0.016 0.005 20 0.043 0.007 0.124 0.722 0.006 0.118 0.022 0.088 0.010
АН9/16 2 0.069 0.042 0.003 0.040 0.032 0.177 0.026 0.053 0.820 0.426 0.737 4.687 50.85 1.252 2.748 0.872 1343 2.519 0.322 1.730 7.295 0.273 0.688 0.099 0.824 0.166
σ   0.093 0.012 0.001 0.037 0.016 0.015 0.008 0.036 0.584 0.254 0.239 1.902 4.503 0.106 0.082 0.126 1 0.307 0.036 0.174 0.464 0.023 0.031 0.007 0.036 0.001
AH 10/16 2 н.п.о. 0.102 н.п.о. 0.006 0.009 0.011 0.001 0.005 0.086 0.041 0.077 0.506 17.44 0.346 0.666 0.368 1692 1.738 0.427 3.548 20.39 0.836 2.625 0.408 2.919 0.454
σ     0.042   0.000 0.005 0.002 0.240 0.013 0.041 0.015 0.003 0.043 2.062 0.086 0.009 0.003 11 0.024 0.004 0.069 0.404 0.004 0.066 0.013 0.049 0.006
АН11/16 3 0.024 н.п.о. 0.003 0.030 0.026 0.200 0.031 0.054 0.696 0.375 0.778 4.554 51.48 1.323 2.758 0.859 1338 2.558 0.311 1.719 7.381 0.283 0.717 0.100 0.794 0.152
σ   0.021 0.015 0.001 0.015 0.012 0.023 0.002 0.037 0.396 0.150 0.148 1.186 2.353 0.047 0.104 0.064 13 0.247 0.021 0.157 0.275 0.006 0.031 0.005 0.018 0.006
AH 20/16 19 н.п.о. 0.068 0.002 0.013 0.014 0.011 0.002 0.019 0.219 0.077 0.145 0.866 16.32 0.170 1.100 0.609 425 2.736 0.533 3.908 21.80 0.841 2.524 0.387 2.869 0.456
σ       0.001 0.004 0.012 0.003 0.032 0.006 0.030 0.009 0.047 0.084 1.369 0.029 0.066 0.027 40 0.029 0.121 0.018 0.033 0.164 0.038 0.128 0.026 0.151
AH 24/16ko 1 н.п.о. 0.080 0.000 0.007 0.008 0.007 0.001 0.011 0.147 0.070 0.118 0.863 6.257 0.046 0.983 0.513 296 2.362 0.494 3.784 20.02 0.814 2.477 0.376 2.689 0.425

Примечание. н.п.о. – ниже предела обнаружения, n – количество проанализированных гранатов, σ – стандартное отклонение; Bt – трубка Ботуобинская, АН – трубка Нюрбинская.

Гранаты 1 типа имеют синусоидальный спектр распределения РЗЭ (рис. 5а) и характеризуются отношением (Sm/Er)n > 1 (n – нормализован на состав хондрита) и (Nd/Er)n >1 в случае граната из образца Bt-12/16-1. По составу главных элементов гранаты с таким распределением относятся как к лерцолитовому, так и к гарцбуритовому парагенезисам. Для такого спектра распределения характерно обогащение легкими и средними РЗЭ. Степень такого обогащения значительно варьирует в разных образцах. Синусоидальное распределение наиболее отчетливо выражено в гарцбургитовом гранате из образца Bt13/16-2 (Sm/Er)n = = 40.3 и (La/Yb)n = 0.4) и наименее проявлено в высоко-Сr гранатах лерцолитового парагенезиса из образцов Bt13/16-1 и Bt14/16 ((Sm/Er)n = 1.16–1.18 и (La/Yb)n = 0.002–0.004).

Рис. 5.

Типы спектров распределения РЗЭ, нормированные к хондриту CI (McDonough, Sun, 1995), в гранатах из перидотитов Накынского кимберлитового поля (а – трубка Ботуобинская (тип 1), б – трубка Ботуобинская (тип 2), в – трубка Нюрбинская (тип 1), г – трубка Нюрбинская (тип 2). На рис. (б) черной линией выделен гранат из образца Bt10/16ko с фракционированным спектром распределения РЗЭ, пунктирной линией гранат из образца Bt 1/16 с низким содержанием всех РЗЭ, характерном для гранатов распадного генезиса.

Гранаты 2 типа характеризуются обеднением легкими РЗЭ относительно хондрита и обогащением средними и тяжелыми РЗЭ (Sm/Er)n < 1, (La/Yb)n = 0.001–0.008 (рис. 4б). При этом для таких гранатов характерен плоский характер спектров распределения средних и тяжелых РЗЭ ((Yb/Sm)n < 5). По соотношениям концентраций CaO и Cr2O3 большинство гранатов этой группы соответствуют лерцолитовому парагенезису. Такое же распределение РЗЭ характерно и для граната вебстеритового парагенезиса с высоким содержанием CaO. Хотя, для гранатов алмазной ассоциации характерно синусоидальное распределение РЗЭ (Shchukina et al., 2017), в случае гарцбургитового граната из образца Ан 8/16-3 наблюдается нормальное распределение РЗЭ при сравнительно низких содержаниях средних и тяжелых РЗЭ.

Два образца имеют нетипичные формы спектров распределения РЗЭ (рис. 5б). Гранаты из образца Bt10/16ko имеют фракционированный спектр распределения РЗЭ с постоянным увеличением нормализованных значений ((La/Yb)n = = 0.005 и (Yb/Sm)n = 13.4). Гранат из образца Bt 1/16 имеет низкие содержания всех РЗЭ, характерные для гранатов, образованных в результате выделения твердого раствора граната из высокотемпературного ортопироксена (Shchukina et al., 2017).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Кимберлиты Накынского поля отличаются от известных к настоящему времени кимберлитов из других полей Сибирской платформы (Томшин и др., 1998; Agashev et al., 2001; Корнилова и др., 2001; Специус и др., 2006; Константинов и др., 2017). Прежде всего, это проявлено в высоком содержании флогопита, низких содержаниях несовместимых элементов по сравнению с типичными кимберлитами и в составе изотопов Sr и Nd, переходном между кимберлитами группы I и оранжеитами (кимберлитами группы II). Отмеченные отличия кимберлитов Накынского поля могут быть связаны с латеральной мантийной гетерогенностью и метасоматическими процессами, которые изменили геохимические характеристики верхней мантии соответствующего региона. Мантийный метасоматоз предполагает возможное участие разнообразных по составу мантийных флюидов/расплавов (Andersen, Neumann 2001; Klein-BenDavid et al., 2004; Tomlinson et al., 2006; Bussweiler et al., 2018; Zedgenizov et al., 2020). Признаки метасоматического воздействия могут проявляться в особенностях распределения редких элементов и РЗЭ в клинопироксенах и гранатах (Hoal et al., 1994; Griffin et al., 1999b; Agashev et al., 2013; Похиленко и др., 2015; Shchukina et al., 2017; Shchukina et al., 2019). Метасоматические агенты, действующие в литосферной мантии, обычно разделяют на два основных типа: силикатные расплавы и карбонатитовые расплавы/флюиды. В свою очередь по составу силикатного метасоматического агента существует несколько точек зрения. Это может быть силикатный расплав близкий к пикриту по составу элементов примесей (Shchukina et al., 2017; Агашев, 2019), непосредственно вмещающий кимберлит (Kargin et al., 2017) либо протокимберлитовый расплав, отвечающий составу закристаллизованной в мантии ранней порции кимберлита) (Bussweiler et al., 2018). В последнем случае предположено, что ксенолиты из кимберлитов, скорее, несут информацию не о строении литосферной мантии, а о строении мантийного канала, в котором застыли предыдущие порции кимберлитового расплава. Данная гипотеза представляется весьма сомнительной так как, экзотические ксенолиты, такие как ильменитовые перидотиты, верлиты, сильно метасоматизированные деформированные перидотиты, и особенно редкие мантийные породы MARID (Mica-Amphibole-Rutile-Ilmenite-Diopside) и PIC (Phlogopite-Ilmenite-Clinopyroxene) в совокупности составляют не более 10% от общего количества ксенолитов в кимберлитах (Соболев, 1974). Кроме того, логично было бы ожидать, что в виде ксенолитов в этом случае должен присутствовать материал наполнения этого канала, то есть застывший на глубине кимберлит.

Одним из главных доказательств метасоматического изменения пород литосферной мантии долгое время предполагалось наличие флогопита в мантийных перидотитах (Carswell, 1980; Grégoire et al., 2003; Harte, 1983; Hawkesworth et al., 1990; Kopylova et al., 1999). Так называемый “флогопитовый” (phlogopite) метасоматоз проявляется в мантии при относительно низких температурах (Т < 1100°C), что показано на примере перидотитов из трубки Весселтон (ЮАР) (Griffin et al., 1999b). Однако, по результатам изучения неизмененных ксенолитов перидотитов из трубки Удачная (Agashev et al., 2013; Doucet et al., 2013), было установлено, что метасоматическое обогащение минералов не обязательно связано с появлением модального флогопита, который либо совсем отсутствует, либо образует субмикронные фазы в интерстициях (Agashev et al., 2013). Кроме этого, был выделен так называемый “расплавный” (melt) метасоматоз, который происходит при более высоких температурах. По данным, приведенным в работах (Griffin et al., 1999b; Shchukina et al., 2017) содержания редких элементов, в частности Zr, Y и Ti, отражают особенности образования гранатов и несут в себе как признаки частичного плавления, так и метасоматического обогащения материнских пород мантии. В последнее десятилетие появилось много новых данных по геохимии гранатов литосферной мантии, и гранаты с четкими признаками метасоматического обогащения, в частности, с ярко выраженным синусоидальным распределением РЗЭ, попадают в поле деплетированных гранатов по классификации (Griffin et al., 1999b). Половина лерцолитовых гранатов из деформированных перидотитов трубки Удачная (Agashev et al., 2013), т.е. пород, однозначно подвергшихся интенсивному метасоматозу, и гарцбургитовые гранаты из этой трубки, испытавшие карбонатитовый метасоматоз, также попадают в поле гранатов из деплетированных пород в соответствии с классификацией (Griffin et al., 1999b). Поле составов гранатов из деплетированных пород, которые имеют геохимические признаки частичного плавления и могут представлять собой реститы плавления примитивной мантии, впервые выделено в работе (Щукина и др., 2015), и это поле только частично перекрывается с полем гранатов из деплетированных пород в соответствии с классификацией (Griffin, 1999b). Поэтому, для характеристики эволюции составов гранатов под влиянием метасоматических агентов в настоящей работе нами была использована классификация, предложенная в работах (Shchukina et al., 2017; Агашев и др., 2018).

По соотношению содержаний Zr и Y все гранаты из ксенолитов Накынского кимберлитового поля соответствуют метасоматизированным перидотитам по классификации (Griffin, 1999b), за исключением одного образца, попадающего в поле гранатов из деплетированных мантийных перидотитов (рис. 6). Большинство гранатов типа 1 попадают в область составов гранатов, обогащенных в результате кабонатитового/флюидного метасоматоза. В эту же область попадает гарбургитовый гранат алмазной ассоциации, отнесенный по форме спектров распределения РЗЭ к типу 2. Формирование гранатов типа 1 вероятно проходило в два этапа. Первым этапом была кристаллизация гарцбургитовых гранатов в результате реакции Opx + Sp = Ol + Grt (MacGregor, 1964). Появление ассоциации форстерита с гранатом, ортопироксеном и шпинелью обусловлено реакцией перехода шпинелевых перидотитов в гранатовые. Было показано, что эта реакция протекает в присутствии флюида с высоким отношением ЛРЗЭ/ТРЗЭ (Agashev et al., 2013; Chepurov et al., 2019). В системе MgO–Al2O3–SiO2 эта реакция моновариантна. Было показано, что поле шпинель-содержащей ассоциации в системе CaO–MgO–Al2O3–Cr2O3–SiO2 смещается в область высоких давлений пропорционально валовому количеству хрома (MacGregor, 1970). В четверной хромсодержащей системе с повышением вариантности линия равновесия преобразуется в поле сосуществования четырех фаз Grt + Ol + Opx + Sp (Туркин, Соболев, 2009).

Рис. 6.

Диграмма Y–Zr (модифицирована после (Griffin et al., 1999b)) для гранатов из перидотитов Накынского поля в сравнении с гранатами перидотитов трубки Удачная (Agashev et al., 2013; Похиленко и др., 2015). Поля составов гранатов и типов метасоматоза согласно (Агашев и др., 2018). Двойной линией выделено поле гранатов из деплетированных мантийных пород в соответствии с (Griffin et al., 1999b). 1 – тренд изменения составов гранатов вследствие влияния карбонатитового (флюидного) метасоматоза; 2 – тренд изменения составов гранатов вследствие влияния силикатного (расплавного) метасоматоза

Продолжающееся поступление и фракционная кристаллизация метасоматического агента с образованием граната и клинопироксена привели к обогащению гарцбургитовых гранатов Са, Y и тяжелыми РЗЭ (тренд 1 на рис. 6) и в конечном итоге переходу гарцбургитов в лерцолиты. Два граната типа 1 из трубки Ботуобинская имеют повышенное содержания Y (>12 ppm) что может быть следствием последующего наложения силикатного метасоматоза. Гранаты типа 2 вероятно подверглись влиянию силикатного метасоматоза и их составы попадают в соответствующую область на графике Zr–Y. Силикатный метасоматоз, приведший к формированию спектров РЗЭ гранатов типа 2 вероятно проходил по двум разным исходным составам гранатов. Это могло быть как наложение на гранаты из деплетированных пород (тренд 2 на рис. 6), так и наложение на гранаты типа 1, ранее испытавшие карбонатитовый метасоматоз (тренд 1). Образование гарцбургитовых гранатов, а также этапы и последовательность эволюции их составов вдоль тренда 1, хорошо согласуется с моделью метасоматической эволюции перидотитовых гранатов, предложенной в работе (Похиленко и др., 2015).

Образование гранатов и клинопироксенов в деформированных перидотитах трубки Удачная (Агашев и др., 2010) также связывается с влиянием карбонатитового и силикатного расплавов. При этом, воздействие карбонатитового расплава рассматривается как наиболее ранняя стадия мантийного метасоматоза (Zedgenizov et al., 2020), обуславливающая формирование гранатов с отчетливым синусоидальным характером спектров распределения РЗЭ. По данным включений в алмазах именно такие гранаты наиболее часто ассоциируют с алмазами (Stachel, Harris, 2008). Поэтому, гранаты с такими спектрами распределения РЗЭ можно относить к группе потенциально алмазоносных перидотитов. Лерцолитовые гранаты с неярко выраженным синусоидальным спектром распределения РЗЭ также встречаются в виде включений в алмазах кимберлитов мира (Stachel et al., 2004). Вероятнее всего, гранаты с менее выраженной синусоидальностью спектров имеют большую степень метасоматического изменения, что выражается, в обогащении гранатов тяжелыми и обеднении легкими РЗЭ.

Гранаты лерцолитового парагенезиса, имеющие нормальный спектр распределения РЗЭ, обычно не ассоциированы с алмазами (исключение район Бирим, Stachel et al., 2004), так как они равновесны с силикатным метасоматическим агентом, воздействие которого неблагоприятно для сохранности алмаза (Agashev et al., 2018b). Это, возможно, связано с тем, что метасоматический агент становится высокотемпературным с высоким отношением Fe3+/Feобщ (Щукина и др., 2015). В соответствии с экспериментальными данными, такие расплавы эффективно окисляют алмаз (Rohrbach, Schmidt, 2011; Bataleva et al., 2012) и при проникновении в литосферную мантию могут привести к полному уничтожению алмаза.

Отношения редких элементов позволяют оценить интенсивность метасоматической проработки литосферной мантии под Накынским кимберлитовым полем (рис. 7а, 7б). На рис. 7а показаны пути эволюции состава гранатов от гарцбургитовых, через лерцолитовые с синусоидальным распределением РЗЭ до нормальных лерцолитовых для гранатов из перидотитов тр. Удачная (тренд 1 Уд) и Накынского поля (тренд 1 Нк). Все гранаты Накынского поля, за исключением одного образца, имеют Ti/Eu отношение ниже 8000, что позволяет говорить об умеренной проработке перидотитов литосферной мантии силикатными расплавами по сравнению с мантией в районе трубки Удачная. Более того, ряд образцов с лерцолитовыми гранатами типа 2 имеют низкие отношения Ti/Eu (500–1300) и Zr/Y (0.1–0.7), что свидетельствует о весьма слабом метасоматическом воздействии на эти гранаты. Эти гранаты на диаграмме Zr–Y (рис. 6) расположены близко к полю деплетированных гранатов и, вероятно, образовались по реститовым гранатам при небольшой степени взаимодействия с силикатными метасоматическими агентами. Гранаты типа 1 обеих трубок имеют повышенные отношения (Sm/Er)n и Zr/Y, что является свидетельством карбонатитового/флюидного метасоматоза. Интенсивность этого типа метасоматоза в составе гранатов Накынского поля также проявлена в меньшей степени чем для гранатов трубки Удачная. Так, только 5 образцов имеют ярко выраженное синусоидальное распределение РЗЭ ((Sm/Er)n > 2) либо Zr/Y отношение выше 5, состав остальных гранатов этого типа соответствует завершающему этапу карбонатитового метасоматоза уже сильно фракционированным метасоматическим агентом, обедненным средними РЗЭ и обогащенным тяжелыми РЗЭ и Y. Полученные результаты свидетельствуют об умеренной метасоматической проработке литосферной мантии под Накынским кимберлитовым полем, что согласуется со слабым ранее установленным обогащением несовместимыми элементами кимберлитов Накынского поля по сравнению с типичными кимберлитами (Agashev et al., 2001).

Рис. 7.

Признаки метасоматических преобразований исследованных гранатов на диаграммах (Sm/Er)n–Ti/Eu (а) и Zr/Y – Ti/Eu (б). Показаны пути эволюции состава гранатов от гарцбургитовых, через лерцолитовые с синусоидальным распределением РЗЭ до нормальных лерцолитовых для гранатов перидотитов тр. Удачная (тренд 1 Уд) и Накынского поля (тренд 1 Нк). Условные обозначения как на рис. 6.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По химическому составу реликтов гранатов серпентинизированные ксенолиты перидотитов трубок Ботуобинская и Нюрбинская классифицируются как лерцолиты (30 образцов), гарцбургиты (6 образцов) и вебстериты (1 образец). По составу редких и редкоземельных элементов, а также по форме нормированных на состав хондрита спектров распределения РЗЭ гранаты разделены на два типа. Первый тип характеризуется синусоидальным спектром распределения РЗЭ с отношением (Sm/Er)n > 1, более выраженном в гарцбургитовых гранатах и менее в лерцолитовых. Второй тип гранатов, который имеет нормальное распределение РЗЭ и соответственно отношения (Sm/Er)n < 1, представлен лерцолитовыми гранатами, одним гарбургитовым и одним вебстеритовым. По соотношению редких элементов все гранаты из ксенолитов Накынского кимберлитового поля соответствуют метасоматизированным перидотитам (Агашев и др., 2018), за исключением одного образца, попадающего в поле деплетированных гранатов. Предполагается, что гранаты типа 1 сформировались при участии карбонатитового/флюидного метасоматоза, а гранаты типа 2 сформированы при участии силикатных метасоматических агентов.

Формирование гранатов типа 1 проходило в два этапа, первый – это кристаллизация гарцбургитовых гранатов в результате реакции перехода шпинелевых перидотитов в гранатовые. Было показано, что эта реакция в системе MgO–Al2O3–SiO2 имеет вид Opx + Sp = Ol + Grt, и протекает в присутствии флюида с высоким отношением ЛРЗЭ/ТРЗЭ. На втором этапе наложение карбонатитового метасоматоза на гарцбургитовые гранаты привело к формированию лерцолитовых гранатов с синусоидальным распределением РЗЭ. Метасоматоз, приведший к формированию спектров РЗЭ гранатов типа 2, мог идти по двум разным исходным составам гранатов: (1) как наложение на деплетированные гранаты, (2) наложение на гранаты типа 1, ранее подвергнутые карбонатитовому метасоматозу. Полученные результаты, однако, свидетельствуют об умеренной метасоматической проработке литосферной мантии под Накынским кимберлитовым полем, что согласуется со слабым обогащением несовместимыми элементами кимберлитов Накынского поля по сравнению с типичными кимберлитами и их высокой алмазоносностью.

Отбор материала, пробоподготовка, петрографическое описание и постановка анализа редких элементов поддержаны Российским научным фондом (16-17-10067). Определение состава гранатов проводилось при поддержке РФФИ (18-05-70064). В интерпретации результатов и написании статьи принимали участие все авторы.

Список литературы

  1. Агашев А.М. 2019. Геохимия мегакристаллов граната из кимберлитовой трубки Мир (Якутия) и природа протокимберлитового расплав. ДАН. 486(5), 583-587

  2. Агашев А.М., Орихаши Ю., Ватанабе Т., Похиленко Н.П., Серенко В.П. (2000) Изотопно-геохимическая характеристика кимберлитов Сибирской платформы в связи с проблемой их происхождения. Геология и геофизика. 41(1), 90-99.

  3. Агашев А.М., Похиленко Н.П., Толстов А.В., Поляничко В.В., Мальковец В.Г., Соболев Н.В. (2004) Новые данные о возрасте кимберлитов Якутской алмазоносной провинции. ДАН. 399(1), 95-99.

  4. Агашев А.М., Похиленко Н.П., Черепанова Ю.В., Головин А.В. (2010) Геохимическая эволюция пород основания литосферной мантии по результатам изучения ксенолитов деформированных перидотитов из кимберлитов трубки Удачная. ДАН. 432(4), 510-513.

  5. Агашев А.М., Серов И.В., Толстов А.В., Щукина Е.В., Рагозин А.Л., Похиленко Н.П. (2018а) Новая генетическая классификация гранатов литосферной мантии. Эффективность геологоразведочных работ на алмазы: прогнозно-ресурсные, методические, инновационно-технологические пути ее повышения. Мирный: НИГП АК “АЛРОСА” (ПАО), 339-341.

  6. Киселев А.И., Ярмолюк В.В., Иванов А.В., Егоров К.Н. (2014). Пространственно-временные отношения среднепалеозойских базитов и алмазоносных кимберлитов на северо-западном плече Вилюйского рифта (Сибирский кратон). Геология и геофизика. 55(2), 185-196.

  7. Константинов К.М., Яковлев А.А., Антонова Т.А., Константинов И.К., Ибрагимов Ш.З., Артемова Е.В. (2017) Петро- и палеомагнитные характеристики структурно-вещественных комплексов месторождения алмазов трубка Нюрбинская (Среднемархинский район, Западная Якутия). Геодинамика и тектонофизика. 8(1), 135-169.

  8. Корнилова В.П., Фомин А.С., Зайцев А.М. (2001) Новый тип алмазоносных кимберлитовых пород на Сибирской платформе. Региональная геология и металлогения. 13–14, 105-117.

  9. Лаврентьев Ю.Г., Карманов Н.С., Усова Л.В. (2015) Электронно-зондовое определение состава минералов: микроанализатор или сканирующий электронный микроскоп. Геология и геофизика. 56(8), 1473-1482.

  10. Похиленко Н.П., Агашев А.М., Литасов К.Д., Похиленко Л.Н. (2015) Взаимоотношения карбонатитового метасоматоза деплетированных перидотитов литосферной мантии с алмазообразованием и карбонатит-кимберлитовым магматизмом. Геология и геофизика. 56(1–2), 361-383.

  11. Похиленко Н.П., Агашев А.М., Литасов К.Д., Похиленко Л.Н. (2015). Взаимоотношения карбонатитового метасоматоза деплетированных перидотитов литосферной мантии с алмазообразованием и карбонатит-кимберлитовым магматизмом. Геология и геофизика. 56(1–2), 361-383.

  12. Похиленко Н.П., Соболев Н.В., Черный С.Д., Митюхин С.И., Яныгин Ю.Т. (2000) Пиропы и хромиты из кимберлитов Накынского поля (Якутия) и района Снэп-Лейк (провинция Слейв, Канада): свидетельства аномального строения литосферы. ДАН. 372(3), 356-360.

  13. Розен О.М., Невский Л.К., Журавлев Д.З., Ротман А.Я., Специус З.В., Макеев А.Ф., Зинчук Н.Н., Манаков А.В, Серенко В.П. (2006). Палеопротерозойская аккреция на северо-востоке Сибирского кратона: изотопное датирование Анабарской коллизионной системы. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 14(6), 3-24.

  14. Соболев Н.В. (1974) Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 264 с.

  15. Специус З.В., Иванов А.С., Митюхин С.И. (2006) Ксенолиты и мегакристы с алмазами из кимберлитовой трубки Нюрбинская (Накынское поле, Якутия). ДАН. 408(6), 810-814.

  16. Толстов А.В., Минин В.А., Василенко В.Б., Кузнецова Л.Г., Разумов А.Н. (2009) Новое тело высокоалмазоносных кимберлитов в Накынском поле Якутской кимберлитовой провинции. Геология и геофизика. 50(3), 227-240.

  17. Томшин М.Д., Фомин А.С., Корнилова В.П., Черный С.Д., Яныгин Ю.Т. (1998) Особенности магматических образований Накынского кимберлитового поля Якутской провинции. Геология и геофизика. 39(12), 1693-1703.

  18. Туркин А.И., Соболев Н.В. (2009). Пироп-кноррингитовые гранаты: обзор экспериментальных данных и природных парагенезисов. Геология и геофизика. 50(12), 1506-1523.

  19. Щукина Е.В., Агашев А.М., Костровицкий С.И., Похиленко Н.П. (2015) Метасоматические изменения литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба, Архангельская алмазоносная провинция. Геология и геофизика. 56(12), 2153-2172.

  20. Agashev A., Ionov D., Pokhilenko N., Golovin A., Cherepanova Y., Sharygin I. (2013) Metasomatism in lithospheric mantle roots: constraints from whole-rock and mineral chemical composition of deformed peridotite xenoliths from kimberlite pipe Udachnaya. Lithos. 160, 201-215.

  21. Agashev A., Watanabe T., Bydaev D., Pokhilenko N., Fomin A., Maehara K., Maeda J. (2001) Geochemistry of kimberlites from the Nakyn field, Siberia: evidence for unique source composition. Geology. 29(3), 267-270.

  22. Agashev A.M., Chervyakovskaya M.V., Serov I.V., Tolstov A.V., Agasheva E.V., Votyakov S.L. (2020). Source rejuvenation vs. re-heating: Constraints on Siberian kimberlite origin from U\Pb and Lu\Hf isotope compositions and geochemistry of mantle zircons. Lithos. 364–365, 105508.

  23. Agashev A.M., Nakai S.i., Serov I.V., Tolstov A.V., Garanin K.V., Kovalchuk O.E. (2018b) Geochemistry and origin of the Mirny field kimberlites, Siberia. Mineral. Petrol. 112(2), 597-608.

  24. Andersen T., Neumann E.-R. (2001) Fluid inclusions in mantle xenoliths. Lithos. 55(1), 301-320.

  25. Arndt N., Coltice N., Helmstaedt H., Gregoire M. (2009) Origin of Archean subcontinental lithospheric mantle: Some petrological constraints. Lithos. 109(1–2), 61-71.

  26. Bataleva Y.V., Palyanov Y.N., Sokol A.G., Borzdov Y.M., Palyanova G.A. (2012) Conditions for the origin of oxidized carbonate-silicate melts: Implications for mantle metasomatism and diamond formation. Lithos. 128–131, 113-125.

  27. Bell D.R., Gregoire M., Grove T., Chatterjee N., Carlson R., Buseck P. (2005) Silica and volatile-element metasomatism of Archean mantle: a xenolith-scale example from the Kaapvaal Craton. Contrib. Mineral. Petrol. 150(3), 251.

  28. Bussweiler Y., Pearson D.G., Stachel T., Kjarsgaard B.A. (2018). Cr-rich megacrysts of clinopyroxene and garnet from Lac de Gras kimberlites, Slave Craton, Canada–implications for the origin of clinopyroxene and garnet in cratonic lherzolites. Mineral. Petrol. 112(2), 583-596.

  29. Carswell D. (1980) Mantle derived lherzolite nodules associated with kimberlite, carbonatite and basalt magmatism: a review. Lithos. 13(2), 121-138.

  30. Chepurov A.A., Faryad S.W., Agashev A.M., Strnad L., Jedlicka R., Turkin A.I., Mihaljevic M., Lin V.V. (2019) Experimental crystallization of a subcalcic Cr-rich pyrope in the presence of REE-bearing carbonatite. Chem. Geol. 509, 103-114.

  31. Doucet L.S., Peslier A.H., Ionov D.A., Brandon A.D., Golovin A.V., Ashchepkov I.V. (2013) High water contents in the Siberian cratonic mantle: an FTIR study of Udachnaya peridotite xenoliths. AGUFM. 2013, T23A-2563.

  32. Eaton D.W., Darbyshire F., Evans R.L., Grütter H., Jones A.G., Yuan X. (2009) The elusive lithosphere–asthenosphere boundary (LAB) beneath cratons. Lithos. 109(1), 1-22.

  33. Grégoire M., Bell D., Le Roex A. (2003) Garnet lherzolites from the Kaapvaal Craton (South Africa): trace element evidence for a metasomatic history. J. Petrol. 44(4), 629-657.

  34. Grégoire M., Jégo S., Maury R., Polvé M., Payot B., Tamayo Jr.R., Yumul Jr.G. (2008) Metasomatic interactions between slab-derived melts and depleted mantle: Insights from xenoliths within Monglo adakite (Luzon arc, Philippines). Lithos. 103(3–4), 415-430.

  35. Griffin W., Fisher N., Friedman J., Ryan C., O’Reilly S. (1999a) Cr-pyrope garnets in the lithospheric mantle. I. Compositional systematics and relations to tectonic setting. J. Petrol. 40(5), 679-704.

  36. Griffin W.L., Shee S.R., Ryan C.G., Win T.T., Wyatt B.A. (1999b) Harzburgite to lherzolite and back again: metasomatic processes in ultramafic xenoliths from the Wesselton kimberlite, Kimberley, South Africa. Contrib. Mineral. Petrol. 134(2), 232-250.

  37. Harte B. (1983) Mantle peridotites and processes–the kimberlite sample. Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Hawkesworth C., Norry M.J. (Eds.), Shiva, Nantwich, 46-91.

  38. Hawkesworth C., Erlank A., Kempton P., Waters F. (1990) Mantle metasomatism: isotope and trace-element trends in xenoliths from Kimberley, South Africa. Chem. Geol. 85(1–2), 19-34.

  39. Hidas K., Guzmics T., Szabó C., Kovács I., Bodnar R.J., Zajacz Z., Nédli Z., Vaccari L., Perucchi A. (2010) Coexisting silicate melt inclusions and H2O-bearing, CO2-rich fluid inclusions in mantle peridotite xenoliths from the Carpathian–Pannonian region (central Hungary). Chem. Geol. 274(1–2), 1-18.

  40. Hoal K., Hoal B., Erlank A., Shimizu N. (1994) Metasomatism of the mantle lithosphere recorded by rare earth elements in garnets. Earth Planet. Sci. Lett. 126(4), 303-313.

  41. Howarth G.H., Barry P.H., Pernet-Fisher J.F., Baziotis I.P., Pokhilenko N.P., Pokhilenko L.N., Bodnar R.J., Taylor L.A., Agashev A.M. (2014) Superplume metasomatism: evidence from Siberian mantle xenoliths. Lithos. 184, 209-224.

  42. Ionov D.A., Bigot F., Braga R. (2017) The Provenance of the Lithospheric Mantle in Continental Collision Zones: Petrology and Geochemistry of Peridotites in the Ulten–Nonsberg Zone (Eastern Alps). J. Petrol. 58(7), 1451-1472.

  43. Ionov D.A., Doucet L.S., Ashchepkov I.V. (2010) Composition of the lithospheric mantle in the Siberian craton: new constraints from fresh peridotites in the Udachnaya-East kimberlite. J. Petrol. 51(11), 2177-2210.

  44. Ionov D.A., Doucet L.S., von Strandmann P.A.P., Golovin A.V., Korsakov A.V. (2017). Links between deformation, chemical enrichments and Li-isotope compositions in the lithospheric mantle of the central Siberian craton. Chemical Geology. 475, 105-121.

  45. Kargin, A.V., Sazonova, L.V., Nosova, A.A., Lebedeva, N.M., Tretyachenko, V.V., Abersteiner, A., 2017. Cr-rich clinopyroxene megacrysts from the Grib kimberlite, Arkhangelsk province, Russia: relation to clinopyroxene–phlogopite xenoliths and evidence for mantle metasomatism by kimberlite melts. Lithos. 292–293, 34-48.

  46. Klein-BenDavid O., Izraeli E.S., Hauri E., Navon O. (2004) Mantle fluid evolution—a tale of one diamond. Lithos. 77(1-4), 243-253.

  47. Koornneef J.M., Gress M.U., Chinn I.L., Jelsma H.A., Harris J.W., Davies G.R. (2017). Archaean and Proterozoic diamond growth from contrasting styles of large-scale magmatism. Nat. commun. 8(1), 1-8.

  48. Kopylova M., Russell J., Cookenboo H. (1999) Petrology of peridotite and pyroxenite xenoliths from the Jericho kimberlite: implications for the thermal state of the mantle beneath the Slave craton, northern Canada. J. Petrol. 40(1), 79-104.

  49. Kopylova M., Russell J., Stanley C., Cookenboo H. (2000) Garnet from Cr-and Ca-saturated mantle: implications for diamond exploration. J. Geochem. Explor. 68(3), 183-199.

  50. Koreshkova M.Y., Downes H., Levsky L.K., Vladykin N.V. (2011) Petrology and geochemistry of granulite xenoliths from Udachnaya and Komsomolskaya kimberlite pipes, Siberia J. Petrol. 52, 1857-1885.

  51. Macgregor I.D. (1970). The effect of CaO, Cr2O3, Fe2O3 and Al2O3 on the stability of spinel and garnet peridotites. Phys. Earth Planet. In. 3, 372-377.

  52. MacGregor I.D.(1964) The reaction 4 enstatite + spinel = = forsterit e+ pyrope. Carnegie Inst Wash Ybk. 63, 156-157.

  53. Malkovets V., Zedgenizov D., Griffin W., Dak A., O’Reilly S., Pokhilenko N., Mityukhin S. (2008) Diamondiferous microxenoliths and xenocrysts from the Nyurbinskaya kimberlite pipe, Yakutia. 9th International Kimberlite Conference Extended Abstract, No. 9IKC-A-00224.

  54. McDonough W.F., Sun S.-S. (1995) The composition of the Earth. Chem. Geol. 120(3–4), 223-253.

  55. Mitchell R.H., Giuliani A., O’Brien H. (2019). What is a kimberlite? Petrology and mineralogy of hypabyssal kimberlites. Elements. 15(6), 381-386.

  56. Pearson D.G., Canil D., Shirey S.B. (2003) Mantle samples included in volcanic rocks: xenoliths and diamonds. In Treatise on Geochemistry (Ed. Carlson R.W.), Elsevier, p. 171-275.

  57. Pearson D.G., Woodhead J., Janney P.E. (2019). Kimberlites as geochemical probes of Earth’s mantle. Elements. 15(6), 387-392.

  58. Rohrbach A., Schmidt M.W. (2011) Redox freezing and melting in the Earth’s deep mantle resulting from carbon–iron redox coupling. Nature. 472(7342), 209-212.

  59. Rudnick R.L., Nyblade A.A. (1999) The thickness and heat production of Archean lithosphere: constraints from xenolith thermobarometry and surface heat flow. In Mantle petrology: field observations and high pressure experimentation: a tribute to Francis R.(Joe) Boyd (Eds. Fei, Y., Bertka, C.M., Mysen, B.O.), The Geochemical Society, Special Publication 6, pp. 3-12.

  60. Shatsky V., Ragozin A., Zedgenizov D., Mityukhin S. (2008) Evidence for multistage evolution in a xenolith of diamond-bearing eclogite from the Udachnaya kimberlite pipe. Lithos. 105(3–4), 289-300.

  61. Shchukina E.V., Agashev A.M., Pokhilenko N.P. (2017) Metasomatic origin of garnet xenocrysts from the V. Grib kimberlite pipe, Arkhangelsk region, NW Russia. Geosci. Front. 8(4), 641-651.

  62. Shchukina E.V., Agashev A.M., Shchukin V.S. (2019) Diamond-Bearing Root beneath the Northern East European Platform (Arkhangelsk Region, Russia): Evidence from Cr-Pyrope Trace-Element Geochemistry. Minerals. 9(5), 261.

  63. Sobolev N.V., Lavrent’ev Y.G., Pokhilenko N.P., Usova L.V. (1973) Chrome-rich garnets from the kimberlites of Yakutia and their parageneses. Contrib. Mineral. Petrol. 40(1), 39-52.

  64. Spetsius Z.V., Taylor L.A., Valley J.W., Deangelis M.T., Spicuzza M., Ivanov A.S., Banzeruk V.I. (2008) Diamondiferous xenoliths from crustal subduction: garnet oxygen isotopes from the Nyurbinskaya pipe, Yakutia. Eur. J. Mineral. 20(3), 375-385.

  65. Stachel T., Aulbach S., Brey G.P., Harris J.W., Leost I., Tappert R., Viljoen K.F. (2004) The trace element composition of silicate inclusions in diamonds: a review. Lithos. 77(1–4), 1-19.

  66. Stachel T., Harris J.W. (2008) The origin of cratonic diamonds–constraints from mineral inclusions. Ore Geol. Rev. 34(1–2), 5-32.

  67. Sun, J., Liu, C., Tappe, S., Kostrovitsky, S.I.,Wu, F., Yakovlev, D., Yang, Y., Yang, J., 2014. Repeated kimberlite magmatism beneath Yakutia and its relationship to Siberian flood volcanism: Insights fromin situ U–Pb and Sr–Nd perovskite isotope analysis. Earth Planet. Sci. Lett. 404, 283-295.

  68. Taylor L.A., Anand M. (2004) Diamonds: time capsules from the Siberian Mantle. Chemie der Erde-Geochemistry. 64(1), 1-74.

  69. Tomlinson E., Jones A., Harris J. (2006) Co-existing fluid and silicate inclusions in mantle diamond. Earth Planet. Sci. Lett. 250(3–4), 581-595.

  70. Zedgenizov D.A., Skuzovatov S.Yu., Griffin W.L., Ragozin A.L., Kalinina V.V. (2020) Diamond-forming HDFs tracking episodic mantle metasomatism beneath Nyurbinskaya kimberlite pipe (Siberian craton). Contrib. Mineral. Petrol. 175(11), 1-21.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал