Петрология, 2021, T. 29, № 3, стр. 227-255

Мантийные ксенолиты

Детальная петрографическая характеристика изученных ксенолитов представлена в (Сазонова и др., 2015; Kargin et al., 2016, 2017a, 2017b; Носова и др., 2017; Каргин и др., 2020). Большая часть изученных ксенолитов имеет округлую форму и размеры от 2–3 до 10–15 см. Некоторые ксенолиты представляют собой ядра пирокластов. Ксенолиты гранатовых перидотитов характеризуются широкой вариацией количественного соотношения породообразующих минералов, по составу они варьируют от гранатовых гарцбургитов до гранатовых, реже до ильменит-гранатовых лерцолитов. Ксенолиты состоят из оливина, ортопироксена, клинопироксена, граната, флогопита и ильменита (в порядке уменьшения их содержания) и характеризуются неравномерно-зернистой, от средне- до крупнозернистой структурой, среди которых преобладают разновидности с размером минеральных зерен от 2 до 7 мм (рис. 3а–3г). Оливин, как правило, представлен в виде округлых зерен, интенсивно разбитых трещинами, ортопироксен образует редкие изометричные гипидиоморфные зерна (рис. 3a–3в). В большинстве случаев оливин и ортопироксен замещаются вторичными минералами группы серпентина, реже хлоритом и карбонатами, что затрудняет определение этих минералов и оценку их количества в измененных ксенолитах. Клинопироксен обычно встречается в виде удлиненных зерен, расположенных в промежутках между серпентинизированными зернами оливина и ортопироксена. Часто клинопироксен замещает ортопироксен и реже оливин по трещинам и краям зерен (рис. 3а–3г), что свидетельствует о формировании клинопироксена незадолго до захвата ксенолита кимберлитовым расплавом. При увеличении содержаний клинопироксена в гранатовых лерцолитах клинопироксен формирует ксеноморфные зерна или крупные изометричные зерна, которые могут встречаться в срастании с более поздним флогопитом (рис. 3в–3г). Гранат в ксенолитах мантийных перидотитов, как правило, образует округлые крупные зерна в равновесном срастании с оливином или ортопироксеном. Флогопит обнаружен в виде дискретных зерен, а также в виде скоплений мелких зерен вокруг крупных кристаллов граната, замещая последний (рис. 3д).

Рис. 3.

Микрофотографии образцов мантийных перидотитовых ксенолитов в обратно-рассеянных электронах. (а) – изометричные зерна оливина (Ol) и ортопироксена (Opx), а также вытянутые между зернами оливина и ортопироксена зерна клинопиркосена, обр. Gr1-754; (б) – вытянутые зерна клинопироксена (Cpx), развивающиеся между границ зерен оливина, также по трещинам в них, обр. Gr-3; (в, г) – постепенное увеличение количества клинопироксена и граната (Grt) в перидотитовых ксенолитах, где клинопироксен возникает как в виде крупных зерен, так и в виде вытянутых вдоль границ зерен оливина кристаллов, обр. Gr1-754 и Gr1-745; (д) – замещение граната флогопитом (Phl) и шпинелью (Spl); Serp – псевдоморфозы серпентина по оливину, обр. Gr1-634; (е) – зональное строение зерна граната, обр. Gr1-466.

Ксенолит деформированного гранатового лерцолита (рис. 2) обладает интенсивными пластическими деформациями, которые привели к формированию порфирокластической структуры: крупные порфирокласты оливина, ортопироксена и граната погружены в микрозернистую мозаичную массу, состоящую из необластов оливина и ортопироксена (рис. 4а, 4б). Клинопироксен замещает необласты и порфирокласты ортопироксена (рис. 4а), реже оливина (Kargin et al., 2017b), что указывает на его формирование после основного этапа деформаций и незадолго до захвата ксенолита кимберлитовым расплавом, поскольку сохраняются его неравновесные структуры. Порфирокласты граната обладают резко выраженной зональностью в обратно-рассеянных электронах (рис. 4б). В единичном количестве присутствуют изометричные зерна ильменита, размером до 0.6 мм.

Рис. 4.

Микрофотографии образцов деформированного лерцолита (а, б), ильменитовых перидотитов (в, г) и клинопироксен-флогопитовых ксенолитов (д, е) в обратно-рассеянных электронах. (а) – замещение клинопироксеном (Cpx) порфирокластов ортопироксена (Opx), реже оливина (Ol), обр. Gr106-644; (б) – зональное строение гранатовых порфирокластов (Grt) с резкими границами между зонами, обр. Gr106-644; (в, г) – фрагмент ильменитового прожилка в перидотитовом ксенолите, где ильменит (Ilm) представлен полигональными кристаллами, от основного прожилка отходят небольшие апофизы, которые цементируют серпентинизированные зерна оливина, обр. Gr1-536 и Gr1-639; (д) – гранобластовая структура клинопироксен-флогопитового ксенолита, а также развитие поздних прожилков, выполненных кальцитом (Cb), флогопитом (Phl), шпинелью и серпентином (Cb + Srp + Spl), обр. Gr1-715; (е) – округлые включения Mg-ильменита в клинопироксене, обр. Gr1-715.

Обогащенные ильменитом перидотитовые ксенолиты, как правило, состоят из ильменита, содержание которого варьирует в широких пределах (до 60–70 об. %), серпентинизированных зерен оливина и ортопироксена (?) (Каргин и др., 2020). Как правило, в изученных ксенолитах отсутствует гранат, несмотря на то что ильменит-гранатовые сростки широко распространены среди ксенолитов в кимберлитах трубки им. В. Гриба. Полное замещение силикатных минералов серпентином не позволяет достоверно отнести данные ксенолиты к перидотитам или дунитам. Ильменит обладает неправильной формой, часто формирует небольшие прожилки между силикатными минералами (рис. 4в). В таком случае агрегат ильменита состоит из полигональных зерен размером 100–500 мкм (рис. 4в–4г). Часто прожилки ильменита содержат округлые включения замещенного серпентином оливина (рис. 4г). Иногда от ильменитовых прожилков отходят небольшие апофизы, которые брекчируют зерна оливина. В целом структуры изученных ильменитовых ксенолитов схожи со структурами ксенолитов полимиктовых брекчий, широко распространенных среди кимберлитов Кимберли, Южной Африки (Giuliani et al., 2013, 2014), а также встречающихся среди ксенолитов в кимберлитах трубки Удачная, Якутия (Pokhilenko, 2009).

Клинопироксен-флогопитовые ксенолиты (Kargin et al., 2017a) обладают неравномерно-зернистой, от средне- к крупнозернистой, гранобластовой структурой (рис. 2). Эти породы состоят из клинопироксена, флогопита и в подчиненном количестве оливина, Cr-шпинели, ильменита, которые встречаются в виде включений в клинопироксене (рис. 4д, 4е). В некоторых ксенолитах доля оливина увеличивается, сохраняются крупные изометричные зерна граната, что позволяет классифицировать данные ксенолиты как флогопитовые верлиты или флогопит-гранатовые верлиты.

Большая часть изученных мантийных ксенолитов разбита многочисленными системами тонких трещин (до 0.2–0.3 мм), выполненных карбонатами, серпентином, флогопитом и шпинелью (рис. 4д). Вокруг прожилков происходит преобразование минералов ксенолитов: для клинопироксена характерно появление пористых структур, а гранат и флогопит, реже ортопироксен, характеризуются наличием тонких краевых зон, отчетливо различимых на изображениях в обратно-рассеянных электронах, что может свидетельствовать об изменении состава этих минералов. Часто на контакте с прожилками гранат испытывает замещение агрегатом флогопита, карбонатов и хромистой шпинели. В образцах с минимальными вторичными преобразованиями на контакте с гранатом также отмечаются новообразованные клинопироксен и ортопироксен, что может являться результатом взаимодействия мегакриста граната с кимберлитовым расплавом (Bussweiler et al., 2016). По всей вероятности, данные прожилки связаны с кимберлитовым расплавом, выносящим ксенолиты, а краевые зоны в минералах имеют реакционное происхождение.

Мегакристы

Мегакристы граната, клинопироксена, флогопита, ильменита, как правило, имеют округлую, вытянутую форму и размеры до 2–3 мм (рис. 2). Кимберлиты трубки им. В. Гриба в большом количестве содержат дезинтегрированные фрагменты мегакристов, размером менее 0.5 мм, а также их сростки, среди которых были изучены сростки ильменит-гранатового и ортопироксен-ильменит-гранатового состава. Мегакристы граната часто обладают интенсивной фрагментацией и часто содержат моно- и полиминеральные включения различного состава (Lebedeva et al., 2020b). Крупные мегакристы ильменита могут содержать небольшие (менее 0.5 мм) округлые включения серпентина, представленные фрагментами мантийных пород перидотитового состава (Каргин и др., 2020). Так же как и изученные мантийные ксенолиты, мегакристы разбиты многочисленными вторичными прожилками, выполненными карбонатами, серпентином и шпинелью, происхождение которых аналогично прожилкам в мантийных ксенолитах и связано с воздействием выносящего мегакристы кимберлитового расплава (Kargin et al., 2017b).

Главные элементы

Большая часть изученных минералов характеризуется широкой вариацией значений магнезиальности Mg# (Mg/(Mg + Fe²⁺)). При этом минералы гарцбургитового парагенезиса обладают более высокими значениями Mg# и низкими концентрациями TiO₂, тогда как минералы из парагенезиса деформированного лерцолита – низкими значениями Mg# и Cr₂O₃ на фоне высоких концентраций TiO₂. Минералы из ксенолитов гранатовых лерцолитов и мегакристовой ассоциации, как правило, имеют промежуточные значения Mg# и концентрации TiO₂.

Ортопироксен. Состав ортопироксена хорошо иллюстрирует выше указанный тренд (рис. 5): при переходе от гранатовых гарцбургитов к деформированным лерцолитам значение Mg# в ортопироксене изменяется от 0.94 до 0.90, а концентрация TiO₂ варьирует от 0.04 ± 0.03 до 0.17 ± 0.03 мас. % (n = 211). Помимо этого, для ортопироксена характерны широкие вариации концентраций Cr₂O₃ и Al₂O₃ (рис. 5б, 5в). Ортопироксен в ассоциации с гранатом и ильменитом показывает составы, близкие к необластам ортопироксена из ксенолитов деформированных лерцолитов (рис. 5а–5в). Краевые зоны ортопироксена, которые были переуравновешены с выносящим ксенолиты кимберлитовым расплавом, обладают самыми низкими значениями Mg#, а также высокими концентрациями TiO₂ и Cr₂O₃ на фоне низких Al₂O₃ (рис. 5а–5в). Наименее магнезиальные составы ортопироксена приближаются к составу ортопироксена из матрикса ксенолитов полимиктовых брекчий (рис. 5), которые представляют собой закристаллизовавшиеся на мантийных глубинах порции кимберлитового расплава (Pokhilenko, 2009; Giuliani et al., 2014).

Рис. 5.

Вариация состава ортопироксена из изученных мантийных ксенолитов трубки им. В. Гриба. Стрелки показывают тренд изменения состава ортопироксена в ходе мантийного метасоматоза (см. текст). Полями показаны составы ортопироксена из: ксенолитов полимиктовых брекчий (поле ПБ) из кимберлитов провинции Кимберли, Южная Африка (Giuliani et al., 2014), ксенолитов деформированных перидотитов (поле ДП) и гранатовых перидотитов (поле П) из трубки Удачная, Якутия (Ionov et al., 2010).

Клинопироксен. Как и в случае с ортопироксеном, при переходе от гранатовых гарцбургитов к деформированным лерцолитам в клинопироксене происходит уменьшение Mg# от 0.93 до 0.89 на фоне увеличения концентрации TiO₂ от 0.20 ± 0.03 до 0.35 ± 0.03 мас. % (n = 65) (рис. 6). При этом клинопироксены из деформированных перидотитов близки по составу к клинопироксенам из мантийных ксенолитов типа PIC, которые могут представлять собой продукт преобразования литосферной мантии под воздействием кимберлитовых расплавов (Fitzpayne et al., 2018b) и перекрываются по составу с наиболее магнезиальными клинопироксенами из ксенолитов деформированных перидотитов трубки Удачная, Якутия (Ionov et al., 2010).

Рис. 6.

Вариация состава клинопироксена из изученных мантийных ксенолитов и мегакристов трубки им. В. Гриба. Стрелки показывают тренд изменения состава клинопироксена в ходе мантийного метасоматоза (см. текст); пунктирная стрелка на рисунке (а) показывает изменение состава клинопироксена из поздних пузырчатых зон (Kargin et al., 2017a); розовая стрелка (верхняя) на рисунке (б) показывает изменение состава клинопироксена, развивающегося по трещинам в ортопироксене и оливине в ксенолитах гранатовых гарцбургитов. Полями показаны составы клинопироксена из: ксенолитов деформированных перидотитов (поле ДП) из трубки Удачная, Якутия (Ionov et al., 2010); ксенолитов флогопит-ильменит-клинопироксенового (поле PIC) и флогопит-амфибол-рутил-ильменит-клинопироксенового (поле MARID) состава из кимберлитов Южной Африки (Fitzpayne et al., 2018b); ксенолитов гранатовых перидотитов из трубки им. В. Гриба, испытавших силикатный (поле П1) и карбонатитовый (поле П2) метасоматоз, согласно (Щукина и др., 2015).

Крупные мегакристы клинопироксена отличаются от классических мегакристов за счет высоких значений Ca#, Mg# и более низких концентраций TiO₂ (Kargin et al., 2017a) и соотносятся по своему составу с высокохромистыми мегакристами (Pivin et al., 2009; Bussweiler et al., 2016). По составу они полностью перекрываются с клинопироксеном из клинопироксен-флогопитовых ксенолитов из трубки им. В. Гриба и характеризуются умеренными значениями Mg# (0.91–0.93) и пониженными концентрациями TiO₂ (менее 0.25 мас. %), а также близки к клинопироксенам из ксенолитов гранатовых перидотитов из некоторых кимберлитовых провинций (Nimis et al., 2009; Pivin et al., 2009). Клинопироксены, кристаллизующиеся вдоль границ ортопироксена и оливина, а также по трещинам в этих минералах, показывают широкий разброс концентрации Cr₂O₃ при постоянных значениях величины Mg#, тогда как клинопироксен, образующий крупные кристаллы, петрографически уравновешенные с другими минералами перидотитов, имеет менее вариативные концентрации Cr₂O₃ (рис. 6б). Клинопироксен из сростков с мегакристами граната и включения в них показывают промежуточный состав между клинопироксеном из ксенолитов деформированных перидотитов и крупных мегакристов трубки им. В. Гриба и перекрываются с составом клинопироксена из ксенолитов деформированных перидотитов других кимберлитовых объектов (рис. 6).

Клинопироксены с пористыми (губчатыми) микроструктурами отличаются от неизмененных частей кристаллов резким увеличением концентраций TiO₂ на фоне снижения Al₂O₃, Na₂O, Cr₂O₃ (рис. 6), что является типичным для мегакристов клинопироксена с подобными текстурами (Bussweiler et al., 2016). Поздние краевые зоны зональных кристаллов, которые были переуравновешены с выносящим ксенолиты кимберлитовым расплавом, характеризуются низкими значениями Mg# и высокими концентрациями TiO₂, что сближает их по составу с клинопироксеном из деформированных лерцолитов, но последние отличаются более низкими концентрациями Cr₂O₃ (рис. 6б). В некоторых ксенолитах гранатовых лерцолитов по границам зерен и трещинам отмечается увеличение концентраций Na₂O и Cr₂O₃ (рис. 6б, 6г). По всей видимости, такое изменение состава клинопироксена отражает взаимодействие ксенолита с поздним, обогащенным Na кимберлитовым расплавом.

Гранат. В отличие от пироксенов, гранат не показывает постепенного увеличения концентрации TiO₂ с уменьшением Mg# (рис. 7). Гранаты обладают широкой вариацией состава при содержании пиропового минала от 63 до 78 мол. %. На диаграмме CaO–Cr₂O₃ (рис. 7а) большая часть составов изученных гранатов попадает в поле граната из ксенолитов лерцолитового парагенезиса из кимберлитов Якутии (Sobolev, 1977), несмотря на то что часть гранатов была изучена из ксенолитов гранатовых гарцбургитов. Часть гранатов из ксенолитов гарцбургитов и верлитов обладает повышенными концентрациями CaO, что смещает их составы в область граната из ксенолитов верлитов. По содержанию TiO₂ все изученные гранаты могут быть разделены на две группы: (1) высокотитанистые гранаты (0.86 ± 0.13 мас. % TiO₂, n = = 252) из ксенолита деформированного лерцолита и мегакристы граната и их сростки с ильменитом с низкими концентрациями CaO и Cr₂O₃, что является типичным для состава граната из ассоциации низкохромистых мегакристов (Griffin et al., 1999; Grütter et al., 2004); (2) низкотитанистые гранаты (0.12 ± 0.07 мас. % TiO₂, n = 451) с широкими вариациями концентраций CaO и Cr₂O₃, распространенные среди гранатов из ксенолитов гарцбургитов и лерцолитов (Pivin et al., 2009; Ziberna et al., 2013).

Рис. 7.

Вариация состава граната из изученных мантийных ксенолитов и мегакристов трубки им. В. Гриба. Поля на классификационной диаграмме (а) обозначают составы граната, которые широко распространены в мантийных ксенолитах: В – верлитового, Л – лерцолитового и Г – алмазоносного гарцбургитового парагенезиса из кимберлитов Якутии (Sobolev, 1977). На рисунках (в, г) показаны поля состава граната из мантийных ксенолитов, претерпевших различный тип мантийного метасоматоза, согласно (Griffin et al., 1999), где стрелками показано изменение состава граната при переходе от центральных к краевым зонам. Серым полем (М) показаны составы мегакристов граната (серые точки) из (Kargin et al., 2016; Shchukina et al., 2017).

Отметим, что все изученные составы граната из ксенолитов гранатовых гарцбургитов не попадают в поле граната из подобных ксенолитов Якутской провинции (рис. 7а), а смещаются в поле граната из лерцолитов. Подобная эволюция состава граната отмечается в ксенолитах, претерпевших мантийный метасоматоз (Howarth et al., 2014). Последнее может указывать на то, что не всегда по составу отдельных дезинтегрированных зерен граната можно надежно диагностировать его мантийный источник.

Флогопит. Результаты детального изучения состава флогопита из различных мантийных ксенолитов и основной массы кимберлитов трубки им. В. Гриба показаны в работе (Kargin et al., 2019). В контексте данного обобщения выделим две основные группы флогопита (рис. 8а–8в): (1) высокомагнезиальные (Mg# = 0.93) флогопиты с низкими содержаниями TiO₂ (0.56 ± 0.06 мас. %, n = 137) и Cr₂O₃ (0.56 ± 0.11 мас. %, n = 137) и (2) низкомагнезиальные (Mg# = 0.91) с высокими содержаниями TiO₂ (2.67 ± 0.36 мас. %, n = 37) и Cr₂O₃ (1.49 ± ± 0.23 мас. %, n = 37). Флогопиты первой группы встречены в виде крупных дискретных зерен в ксенолитах гранатовых перидотитов, а также в ксенолитах клинопироксен-флогопитового состава и в виде крупных мегакристов. Флогопит второй группы обычно формирует краевые зоны высокомагнезиальных флогопитов и чаще всего встречается в ассоциации с высокотитанистыми гранатами. Данные флогопиты перекрываются по составу с флогопитами из ксенолитов полимиктовых брекчий, а также с высокотитанистыми флогопитами из кимберлитов других провинций (рис. 8). Флогопиты из матрикса кимберлитов и кимберлитовых оболочек пирокластов близки по составу к флогопитам из низкомагнезиальной группы и характеризуются уменьшением концентрации Cr₂O₃ на фоне увеличения содержаний Al₂O₃ (рис. 8в), FeO (рис. 8б), BaO (рис. 8г), что является типичным для флогопита, кристаллизующегося из кимберлитового расплава совместно с другими минералами кимберлитового матрикса (Mitchell, 1995).

Рис. 8.

Вариация состава флогопита из изученных мантийных ксенолитов и мегакристов трубки им. В. Гриба. Полями показаны составы флогопита из: ксенолитов флогопит-ильменит-клинопироксенового (поле PIC) и флогопит-амфибол-рутил-ильменит-клинопироксенового (поле MARID) состава из кимберлитов Южной Африки (Giuliani et al., 2016; Fitzpayne et al., 2018b); ксенолитов полимиктовых брекчий (поле ПБ) из кимберлитов провинции Кимберли, Южная Африка (Giuliani et al., 2014); составы низкохромистых флогопитов из основной массы кимберлитов (поле КМ) и состав высокотитанистых флогопитов (поле Ti-K) из кимберлитов Южной Африки (Giuliani et al., 2016). Пунктирной стрелкой показана эволюция состава флогопита из матрикса кимберлитов трубки им. В. Гриба, отражающая фракционирование кимберлитового расплава в ходе кристаллизации минералов матрикса (Kargin et al., 2019).

Ильменит. Мегакристы ильменита и ильменит из ксенолитов безгранатовых перидотитов имеют схожий состав и характеризуются высокими концентрациями MgO (14.35 ± 0.49 мас. %, n = 422) (рис. 9а) при вариациях Cr₂O₃ от 1.34 до 3.16 мас. % (среднее 2.22 ± 0.41 мас. %, n = 422), Al₂O₃ – 0.53 ± ± 0.13 мас. % и MnO – 0.24 ± 0.05 мас. % (n = 422). Дискретные зерна ильменита из ксенолитов гранатовых лерцолитов, в том числе со структурами деформаций, не отличаются по составу от ильменита из ильменитовых перидотитов. В целом интервал вариации состава ильменита из кимберлитов трубки им. В. Гриба перекрывается по составу с ильменитом из мантийных ксенолитов типа PIC и ксенолитов полимиктовых брекчий из кимберлитов провинции Кимберли, Южная Африка (Giuliani et al., 2013; Fitzpayne et al., 2018b).

Рис. 9.

Вариация состава ильменита из изученных мантийных ксенолитов и мегакристов трубки им. В. Гриба. Полями показаны составы флогопита из: ксенолитов флогопит-ильменит-клинопироксенового (поле PIC) и флогопит-амфибол-рутил-ильменит-клинопироксенового (поле MARID) состава из кимберлитов Южной Африки (Fitzpayne et al., 2018b); ксенолитов полимиктовых брекчий (поле ПБ) из кимберлитов провинции Кимберли, Южная Африка (Giuliani et al., 2013), из кимберлитов Кепинского поля (поле КЕП, трубки Степная и ЦНИГРИ-Архангельская), согласно (Каргин и др., 2020).

Редкие элементы

Было установлено несколько типов граната и клинопироксена, которые различаются по содержанию редкоземельных (РЗЭ) и других редких элементов-примесей (рис. 10). Дополнительные графики распределения нормированных к хондриту С1 и примитивной мантии редких элементов в изученных гранате и клинопироксене приведены в Supplementary, ESM_3.pdf.

Рис. 10.

Нормализованные к хондриту C1 и примитивной мантии (РМ) (McDonough, Sun, 1995) спектры распределения РЗЭ и редких элементов для средних составов граната, клинопироксена из различных мантийных ксенолитов и мегакристов. LREE – легкие РЗЭ.

Гранат. Среди изученных гранатов были выделены следующие типы:

(1) Мегакристы высокотитанистого граната и сростки граната с другими минералами мегакристной ассоциации обладают типичными для мегакристов спектрами распределения РЗЭ с обеднением легкими РЗЭ и постепенным обогащением средними и тяжелыми РЗЭ до уровня в 6–10 раз выше, чем концентрации в хондрите (рис. 10а). Также эти гранаты характеризуются положительными аномалиями высокозарядных элементов (Nb, Ta, Zr, Hf, Ti) относительно РЗЭ (рис. 10б), а на диаграммах Zr-Ti и Y-Zr (рис. 7в, 7г) подают в поле состава граната из ксенолитов мантийных перидотитов, испытавших высокотемпературный мантийный метасоматоз, согласно (Griffin et al., 1999). Подобными спектрами распределения редких элементов также обладают некоторые гранаты из ксенолитов лерцолитового состава.

(2) Низкотитанистые гранаты из ксенолитов гарцбургитов и лерцолитов с умеренно- до сильно синусоидальными спектрами распределения РЗЭ, которые характерны для граната из ксенолитов лерцолитов и гарцбургитов соответственно, встреченных в различных кимберлитовых проявлениях мира (рис. 10а). Как правило, данные гранаты характеризуются отсутствием положительных аномалий высокозарядных элементов (Zr, Hf и Ti) относительно РЗЭ (рис. 10б). На диаграммах Zr-Ti они (рис. 7в) попадают в поле состава граната из ксенолитов деплетированных мантийных перидотитов, а по содержанию Y (рис. 7г) занимают промежуточное положение между гранатами из деплетированных и высокотемпературных мантийных перидотитов (Griffin et al., 1999). Некоторые изученные гранаты имеют зональное строение: от центра к краевым зонами спектры распределения РЗЭ изменяются от сильно- к умеренно синусоидальным (Kargin et al., 2016).

(3) Часть низкотитанистых гранатов из ксенолитов лерцолитов обладает спектром распределения РЗЭ (рис. 10а), типичным для мегакристов граната, однако они отличаются от последних отсутствием положительной аномалии Ti при положительных аномалиях Zr и Hf относительно РЗЭ (рис. 10б). Также данные гранаты перекрывают поле мегакристовых гранатов по содержаниям Cr₂O₃ и CaO (рис. 7а).

(4) Высокотитанистый гранат из ксенолита деформированного лерцолита (краевые зоны крупных порфирокластов граната с гарцбургитовым типом распределения РЗЭ), обогащенный легкими РЗЭ (рис. 10а), Ti, Zr и Y (рис. 10б). При этом спектры распределения средних и тяжелых РЗЭ сопоставимы с таковыми для мегакристов граната (рис. 10а). На диаграммах Zr-Ti и Y-Zr (рис. 7в, 7г), так же как и другие высокотитанистые гранаты, они подают в поле состава граната из ксенолитов мантийных перидотитов, испытавших высокотемпературный мантийный метасоматоз, согласно (Griffin et al., 1999).

Клинопироксен. Аналогично гранату, клинопироксен из изученных ксенолитов также подразделяется на несколько групп по содержанию редких элементов (рис. 10в, 10г):

(1) клинопироксен из ксенолитов гранатовых перидотитов с низкотитанистым гранатом обладает фракционированным спектром РЗЭ и значениями (La/Sm)_n от 0.4 до 7.4 (рис. 10в). Мультиэлементные спектры обладают резкими отрицательными аномалиями Zr-Hf и умеренными отрицательными аномалиями Ti и Nb-Ta (рис. 10г).

(2) клинопироксен, равновесный с высокотитанистым гранатом из ксенолитов гранатовых перидотитов, обладает умеренно-фракционированными спектрами РЗЭ (рис. 10в) с повышенными концентрациями Nd, Sm, отрицательными аномалиями Zr и Hf по сравнению с РЗЭ, а также отсутствием аномалии Ti (рис. 10г). Степень фракционирования РЗЭ сопоставима с таковой для клинопироксенов из ксенолитов деформированных перидотитов (рис. 10в).

(3) клинопироксены из ксенолитов клинопироксен-флогопитовых пород, а также высокохромистые мегакристы обладают обогащенными легкими и средними РЗЭ спектрами РЗЭ с максимумом в области Pr-Nd и плоскими спектрами распределения в области легких РЗЭ (рис. 10в). Для этих клинопироксенов также характерны отрицательные аномалии высокозарядных элементов, таких как Nb, Ta, Zr, Hf и Ti относительно РЗЭ (рис. 10г).

Поздние губчатые клинопироксены обладают сильнофракционированными спектрами распределения РЗЭ (рис. 10в) и отрицательными аномалиями Zr-Hf и Ti относительно РЗЭ (рис. 10г).

Ильменит. Концентрации редких элементов, таких как Nb, Ta, Zr, Ni, Zn, V, широко варьируют в изученных ильменитах и коррелируют с содержанием MgO: при понижении MgO концентрации Nb, Ta, Zr, Zn, V увеличиваются, тогда как концентрация Ni – уменьшается (Каргин и др., 2020). Подобное поведение элементов-примесей в изученных ильменитах в целом сопоставимо с поведением данных элементов в Mg-ильменитах других мировых кимберлитовых проявлений (Moore et al., 1992; Castillo-Oliver et al., 2017). Отметим, что изученные ильмениты из кимберлитов трубки им. В. Гриба обладают в целом низкими концентрациями Zr (рис. 9б), по сравнению с ильменитами из кимберлитов Кепинского поля ААП и ильменитами из ксенолитов типа PIC и полимиктовых брекчий из кимберлитов провинции Кимберли, Южная Африка (Giuliani et al., 2013; Fitzpayne et al., 2018b).

Ортопироксен. По аналогии с гранатом ортопироксен показывает увеличение концентраций Zr и Y на фоне роста TiO₂ (см. Supplementary, ESM_2.xlsx), т.е. при переходе от ортопироксена из ксенолитов гранатовых гарцбургитов к необластам ортопироксена из ксенолита деформированного лерцолита. Также с повышением концентрации TiO₂ происходит увеличение значения отношения Zr/Nb, а на диаграмме TiO₂–Zr/Nb составы необластов ортопироксена из ксенолита деформированного лерцолита и ортопироксена из сростков с гранатом занимают промежуточное положение между ортопироксенами из ксенолитов гранатовых перидотитов и ксенолитов полимиктовых брекчий (рис. 5г).

Таким образом, если рассматривать составы минералов мантийных перидотитов и мегакристов, то можно выделить два типа пород: (1) содержащие высокотитанистые, преимущественно низкомагнезиальные гранат и клинопироксен и (2) содержащие низкотитанистые, преимущественно высокомагнезиальные гранат и клинопироксен. С первым типом ксенолитов обычно также ассоциирует ильменит, когда как со вторым чаще встречается низкотитанистый и низкохромистый флогопит. В большинстве случаев увеличение магнезиальности положительно коррелирует с повышением концентрации Cr₂O₃.

Особенности мантийного метасоматоза

Изучение мантийных ксенолитов из кимберлитов позволило выделить несколько типов мантийного метасоматоза (O’Reilly, Griffin, 2013): (1) модальный (modal), проявленный в образовании новых, нетипичных для перидотитового парагенезиса минералов, например флогопита, амфибола, карбонатов, ильменита, апатита и др. (Harte, 1983); (2) скрытый (cryptic), приводящий к изменению состава существующих минеральных фаз, например химическая зональность минералов или лерцолитовый состав граната в ксенолитах гарцбургитов. При этом если процесс метасоматоза происходил незадолго до захвата ксенолитов кимберлитовыми расплавами, то изменение главных и редких элементов не всегда будет комплементарным (например, Howarth et al., 2014). (3) скрытый или обманчивый (stealth), предложенный (O’Reilly, Griffin, 2013), предполагающий добавление новых минеральных фаз, типичных для мантийных перидотитов, т.е. граната и клинопироксена.

Изученные мантийные ксенолиты из кимберлитов трубки им. В. Гриба позволяют диагностировать все вышеуказанные типы мантийного метасоматоза. Модальный мантийный метасоматоз в изученных ксенолитах проявлен в формировании флогопита, агрегатов клинопироксен-флогопитового состава и ильменита (рис. 3, 4). Результатом этого метасоматоза являются ксенолиты флогопитовых перидотитов, клинопироксен-флогопитовых пород, а также ильменитовых перидотитов (дунитов).

Наблюдаемые среди изученных мантийных ксенолитов такие структурно-текстурные характеристики как: (1) образование клинопироксена, реже граната, вдоль границ между зернами оливина и ортопироксена, а также по краям и трещинам в этих минералах в ксенолитах гранатовых гарцбургитов (рис. 3а–3в); (2) замещение оливина и ортопироксена клинопироксеном по трещинам и границам зерен; замещение необластов этих минералов клинопироксеном в ксенолитах деформированных лерцолитов (рис. 3а–3г и рис. 4а); (3) включения оливина в новообразованных зернах клинопироксена (рис. 3г); (4) резкая химическая зональность минералов, наблюдаемая в обратно-отраженных электронах (рис. 3е) – могут свидетельствовать о неравновесном состоянии основных минеральных фаз мантийных перидотитов, главным образом клинопироксена. Последнее позволяет предположить, что лерцолитизация деплетированных перидотитов произошла незадолго до захвата ксенолитов кимберлитовыми расплавами. Sr-Nd изотопный состав граната, клинопироксена и ортопироксена из гранатовых лерцолитов, гранатовых гарцбургитов и деформированных гранатовых лерцолитов из кимберлитов трубки им. В. Гриба согласуется с изотопным смешением между изотопно-контрастными компонентами: древней метасоматизированной мантией и кимберлитовыми расплавами (Lebedeva et al., 2020a).

Широкая вариация химического состава изученных минералов мантийных перидотитов может быть использована для идентификации процессов скрытого метасоматоза. Ортопироксен при переходе от ксенолитов гранатовых гарцбургитов к необластам из деформированного лерцолита и ортопироксена из сростков с высокотитанистым гранатом и ильменитом характеризуется постепенным увеличением концентрации TiO₂ на фоне уменьшения магнезиальности (рис. 5, 13а). Корреляция r между TiO₂ и Mg# составляет –0.79 (n = 211). Подобной тенденцией обладают также и клинопироксены (рис. 13б, 13в).

Рис. 13.

Статистическое распределение концентраций TiO₂ (а, б) и значений величины Mg# (в) в ортопироксене и клинопироксене из изученных ксенолитов, которые показаны в порядке возрастания доли метасоматического агента/литосферной мантии.

В ходе процесса геохимического обогащения (рефертилизации) мантийных перидотитов концентрации главных и редких элементов в гранате также будут контролироваться процессами скрытого метасоматоза (Kargin et al., 2016): с одной стороны, в гранатах происходит уменьшение концентраций CaO и Cr₂O₃, что согласуется с наблюдаемым равновесием граната с клинопироксеном, т.е. лерцолитовый тренд состава граната (рис. 7а); с другой стороны, спектры распределения РЗЭ изменяются от резко синусоидальных, типичных для гранатов из гарцбургитовых ксенолитов (Griffin et al., 1999), к слабо синусоидальным, характерным для граната из лерцолитов (Lazarov et al., 2009), до спектров, типичных гранатовым мегакристам (рис. 10).

Непрерывный тренд изменения состава минералов на диаграммах Mg#–TiO₂ может быть интерпретирован как показатель отношения флюид/порода, т.е. вариация доли метасоматического агента к литосферной мантии, поскольку при взаимодействии с литосферной мантией будет увеличиваться магнезиальность расплава (обзор в Giuliani et al., 2020). В таком случае повышение магнезиальности указывает на увеличение этого отношения или на удаление от источника метасоматоза. Например, обогащенные TiO₂ низкомагнезиальные пироксены из ксенолита деформированного лерцолита находились в равновесии с метасоматическим агентом, тогда как высокомагнезиальные пироксены с низкой концентрацией TiO₂ предполагали низкое отношение флюид/ порода, т.е. бόльший вклад деплетированного литосферного материала. Подобная метасоматическая зональность может быть объяснена взаимодействием щелочно-ультраосновных расплавов (непосредственно кимберлитовых или неопределенных протокимберлитовых – ранних порций кимберлитовых расплавов, которые могли отличаться по составу от таковых, сформировавших кимберлитовое тело) с окружающей литосферной мантией, что привело бы к формированию минералов мегакристов (высоко- и низкохромистой ассоциаций), а также образованию новых клинопироксена и граната в мантийных перидотитах, как это было предложено для кимберлитов Канады (Bussweiler et al., 2018). В ходе этого взаимодействия кимберлитовые расплавы могли не дойти до поверхности и закристаллизоваться непосредственно в литосферной мантии с образованием богатых ильменитом полимиктовых брекчий (Giuliani et al., 2014; Pokhilenko, 2009; Bussweiler et al., 2018) и/или могли являться источником мантийного метасоматоза, способствующего образованию ильменита и ассоциации типа PIC (Gregoire et al., 2002, 2003; Fitzpayne et al., 2018b).

Таким образом, петрографические и минералогические особенности изученных ксенолитов показывают, что в ходе мантийного метасоматоза литосферной мантии ААП происходит геохимическое обогащение деплетированных перидотитов с преобразованием их от гранатовых гарцбургитов к гранатовым лерцолитам, флогопит-гранатовым верлитам и клинопироксен-флогопитовым породам (рис. 12). Данный тип метасоматоза широко распространен среди ксенолитов, выносимых кимберлитами (обзор в O’Reilly, Griffin, 2013).

Взаимосвязь мантийного метасоматоза с мегакристами

Изучение состава мегакристов клинопироксена и флогопита из кимберлитов трубки им. В. Гриба показывает их близость к составу высокохромистых мегакристов из различных кимберлитовых провинций (Kargin et al., 2017a, 2019). Мегакристы клинопироксена также сопоставимы по составу с клинопироксенами из некоторых ксенолитов гранатовых лерцолитов (Щукина и др., 2015) и изученных клинопироксен-флогопитовых ксенолитов (рис. 6, 10б). Флогопитовые мегакристы имеют состав, аналогичный “первичным” флогопитам из перидотитовых ксенолитов различных кимберлитовых провинций мира (Carswell, 1973) и флогопиту из изученных клинопироксен-флогопитовых ксенолитов (рис. 8). Мегакристы ильменита (рис. 9) также по составу аналогичны ильменитам из безгранатовых перидотитовых ксенолитов из кимберлитов трубки им. В. Гриба (Каргин и др., 2020). Аналогичные по составу высокотитанистым мегакристам гранаты реже встречаются в перидотитовых ксенолитах, чем низкотитанистые разновидности (Kargin et al., 2016). Высокотитанистые мегакристы граната наиболее близки по своему составу к новообразованному гранату из ксенолитов деформированных лерцолитов (рис. 7), а содержащиеся в этих ксенолитах клинопироксены – к мегакристам низкохромистого клинопироксена. В целом сходство состава минералов деформированных перидотитов с низкохромистыми мегакристами отмечается для ксенолитов из кимберлитов других провинций (например, Moore, Lock, 2001; Костровицкий и др., 2013).

Наблюдаемое сходство состава мегакристов и минералов из перидотитовых и других ксенолитов позволяет предположить, что мегакристы являются дезинтегрированными фрагментами крупнозернистых разновидностей этих пород, и формирование мегакристов и преобразование мантийных перидотитов происходило в близких условиях в ходе единого петрологического процесса. Последнее согласуется с моделью (Bussweiler et al., 2018), согласно которой формирование мегакристов происходит при просачивании кимберлитовых расплавов через деплетированную литосферную мантию в основном канале, а на удалении от основного канала, обеспечивающего подъем кимберлитовых расплавов, происходит обогащение деплетированных перидотитов с формированием граната и клинопироксена.

Полученные результаты показывают, что мегакристы, как и минералы из мантийных ксенолитов, могут быть подразделены не только на группы по содержанию Cr (высоко- и низкохромистые), как это принято для мегакристов из многих кимберлитовых провинций (Moore, Be-lousova, 2005), но и на высокотитанистые низкомагнезиальные и низкотитанистые высокомагнезиальные группы (рис. 5–8). Различие по содержанию титана и железа может быть связано с процессами формирования ильменита, ильменитовых прожилков или ильменитсодержащих парагенезисов в литосферной мантии в ходе отделения Fe-Ti жидкостей (или расплавов, обогащенных этими элементами) от исходного метасоматического агента или с особенностями его эволюции (Giuliani et al., 2014; Соловьева и др., 2019).

Эволюция состава метасоматического агента

Один из широко применяемых подходов к оценке состава метасоматического агента и его эволюции является пересчет состава минералов, образованных в ходе этого процесса, на состав равновесных расплавов, используя коэффициенты распределения (Kd) минерал/расплав. Результаты таких расчетов напрямую зависят от выбора коэффициентов распределения, что, в свою очередь, определяется предполагаемым составом родоначальных расплавов. В случае изучения эволюции кимберлитообразующих систем нет определенной ясности в выборе коэффициентов распределения, поскольку вопросы, связанные с составом как кимберлитовых расплавов, которые могли участвовать в мантийном метасоматозе, так и расплавов, которые могли отвечать за преобразование мантийных пород и формирование мегакристов, остаются дискуссионными (см. Введение), а сами расплавы могут эволюционировать от карбонатитовых до щелочно-ультраосновных (например, Giuliani et al., 2020). В пользу выбора той или иной среды минералообразования можно использовать особенности геохимического равновесия сосуществующих минеральных фаз, например граната и клинопироксена в изученных мантийных ксенолитах и мегакристах, рассчитанные как отношение концентрации элемента i в гранате и клинопироксене $\left( {{{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right).$ Наиболее показательны отношения РЗЭ (Ziberna et al., 2013), которые были рассчитаны для граната и клинопиркосена из каждой группы ксенолитов (рис. 14а). На данный момент существует целый ряд экспериментальных определений коэффициентов распределения как для силикатных, так и карбонатных расплавов, что может быть использовано для расшифровки мегакристов и минералов ксенолитов, которые были равновесны с теми или иными расплавами. Сравнение природных данных ${{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}$ с экспериментальными $\left( {{{Kd_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{Kd_{i}^{{Grt}}} {Kd_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {Kd_{i}^{{Cpx}}}}} \right)$ позволит оценить условия равновесия минералов в природных средах.

Рис. 14.

(а) – вариация значений отношения D^Grt/Cpx = ${{C_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{C_{i}^{{Grt}}} {C_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {C_{i}^{{Cpx}}}}$ для РЗЭ в перидотитовых ксенолитах из кимберлитов трубки им. В. Гриба в сравнении с экспериментальными данными для карбонатитовых (Dasgupta et al., 2009) и щелочно-основных расплавов при температурах 900°C (Burgess, Harte, 2004) и 1430°C (Johnson, 1998); (б, в) – нормализованные к хондриту C1 (McDonough, Sun, 1995) модельные составы расплавов, которые могли находиться в равновесии с: (б) – высокотитанистым гранатом и клинопироксеном из ксенолита деформированного лерцолита, рассчитанные с использованием коэффициентов распределения минерал/расплав согласно (Dasgupta et al., 2009), (в) – с мегакристами граната, рассчитанные с использованием коэффициентов распределения минерал/расплав согласно (Burgess, Harte, 2004); (г) – нормированные к составу примитивной мантии (РМ) (McDonough, Sun, 1995) спектры распределения редких элементов в модельных расплавах, которые могли находиться в равновесии с высокохромистыми мегакристами клинопироксена, рассчитанные с использованием коэффициентов распределения минерал/расплав согласно (Dasgupta et al., 2009). Состав ювенильных пирокластов из кимберлитов трубки им. В. Гриба нанесен после (Голубева и др., 2006). Оценочные составы первичных порций кимберлитовых расплавов из трубки Джерико, Канада и кимберлитов группы 1 Южной Африки согласно (Price et al., 2000) и (Becker, Roex Le, 2006) соответственно.

Низкотитанистый гранат и клинопироксен из ксенолитов гранатовых перидотитов обладают ${{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}$ наиболее сопоставимыми значениями с ${{Kd_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{Kd_{i}^{{Grt}}} {Kd_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {Kd_{i}^{{Cpx}}}},$ полученными для граната и клинопироксена, равновесных силикатным щелочно-ультрамафическим расплавам при Р ~ 3 ГПа и Т ~ 1000°C (Johnson, 1998; Burgess, Harte, 2004). В свою очередь высокотитанистый гранат, обогащенный легкими РЗЭ, из ксенолита деформированных лерцолитов и сосуществующий клинопироксен обладают значениями ${{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}$ (рис. 14а), которые более характерны для этих минералов, равновесных карбонатитовым расплавам (Dasgupta et al., 2009).

Значения ${{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}$ для мегакристов высокотитанистых гранатов и мегакристов высокохромистых клинопироксенов не соответствуют линиям равновесия этих минералов в силикатной и карбонатной средах. Главные отличия связаны с уменьшением значений ${{С_{i}^{{Grt}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{С_{i}^{{Grt}}} {С_{i}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {С_{i}^{{Cpx}}}}$ для РЗЭ и несоответствий по Ti, Nb и другим редким элементам (см. Supplementary, ESM_3.pdf), что не позволяет рассматривать эти мегакристы в равновесии между собой. Вероятнее всего, данные минералы формировались на различных стадиях эволюции кимберлитообразующей системы.

Модельные составы расплавов, равновесные с высокотитанистым гранатом и клинопироксеном из ксенолита деформированного лерцолита, рассчитанные с использованием коэффициентов распределения минерал/карбонатит, согласно (Dasgupta et al., 2009), обладают сильным фракционированием РЗЭ элементов (рис. 14б) и близки по составу к модельному составу 1.5% выплавки из карбонатизированной деплетированной мантии, согласно (Grassi, Schmidt, 2011), которые по своему составу близки к карбонатитам. Это подтверждает предположение, что равновесный с высокотитанистым гранатом и клинопироксеном из ксенолита деформированного лерцолита расплав, вероятно, представлял собой обогащенный карбонатной составляющей щелочно-ультраосновной расплав (Kargin et al., 2017b).

Мегакристы высокотитанистого граната имеют меньшие концентрации легких РЗЭ, чем высокотитанистые гранаты из ксенолита деформированного лерцолита, образованные на больших глубинах, что может быть обусловлено увеличением доли силикатной компоненты в равновесном расплаве или метасоматическом агенте (Burgess, Harte, 2004) при подъеме расплава через литосферную мантию (Giuliani et al., 2020 и ссылки в ней). Составы равновесных с мегакристами граната расплавов, с использованием Kd для преимущественно силикатных расплавов астеносферной природы (Burgess, Harte, 2004), наиболее близки к составам кимберлитовых пирокластов из трубки им. В. Гриба (рис. 14в), которые являются раскристаллизованным кимберлитовым расплавом (Голубева и др., 2006). Последнее предполагает, что мегакристы граната могли находиться в равновесии с кимберлитовым расплавом.

Модельный состав расплавов, равновесных с мегакристами высокохромистого клинопироксена (Kargin et al., 2017a), рассчитанный с использованием коэффициентов распределения (Burgess, Harte, 2004), перекрывается с оценочными составами первичных кимберлитовых расплавов на примере кимберлитов трубки Джерико, Канада (Price et al., 2000) и в меньшей степени с оценками для кимберлитов группы 1 Южной Африки (Becker, Roex Le, 2006).

Таким образом, проведенные расчеты показывают, что в основании литосферной мантии (давление около 7 ГПа) равновесный с высокотитанистым гранатом и клинопироксеном из ксенолита деформированного лерцолита метасоматический агент имел силикатно-карбонатный состав, тогда как в средних горизонтах литосферной мантии (давление от 5 до 3.5 ГПа) равновесный с мегакристами высокотитанистого граната и высокохромистого клинопироксена расплав имел преимущественно силикатный щелочно-ультраосновной состав. Базируясь на предположении о том, что метасоматические преобразования происходили незадолго до захвата ксенолитов кимберлитовым расплавом и могли наступить на стадии формирования магматического канала кимберлитовых расплавов, можно предположить, что таким метасоматическим агентом выступал кимберлитовый или протокимберлитовый расплав, который менял свой состав при продвижении через литосферную мантию. Полученные выводы согласуются с изотопно-геохимическим равновесием ильменита из кимберлитов трубки им. В. Гриба с кимберлитовым расплавом (Голубкова и др., 2013), а эволюция кимберлитового расплава не противоречит ранее предложенной модели образования мегакристов из кимберлитов трубки им. В. Гриба в ходе взаимодействия астеносферных протокимберлитовых расплавов с литосферной мантией (Kostrovitsky et al., 2004).

Мантийный метасоматоз при формировании кимберлитовых расплавов

Выявленная генетическая связь между кимберлитовыми расплавами и процессами мантийного метасоматоза и формирование мегакристов позволяют рассматривать эти процессы в контексте единого эпизода эволюции кимберлитообразующей системы (Костровицкий и др., 2013; Kargin et al., 2017a; Bussweiler et al., 2018; Соловьева и др., 2019). На основе полученных данных предложена последовательность метасоматических преобразований литосферной мантии в ходе формирования проводящего кимберлитовые расплавы магматического канала (рис. 15).

Рис. 15.

Схематическая последовательность метасоматических преобразований литосферной мантии во время формирования и эволюции кимберлитовых расплавов. Пояснения см. в тексте.

1. Взаимодействие в основании литосферной мантии под ААП (на глубине 180–210 км) ранних порций кимберлитовых расплавов, имеющих обогащенный легкими РЗЭ, Fe-Ti компонентой карбонатно-силикатный состав, с окружающими мантийными деплетированными гарцбургитами. В качестве природного примера таких расплавов могут служить расплавы щелочно-ультрамафических лампрофиров ряда айликит–карбонатит. На этой стадии происходит метасоматическое преобразование деформированных перидотитов с новообразованием низкомагнезиальных и высокотитанистых необластов ортопироксена и оливина, а также высокотитанистых гранатов и низкомагнезиального клинопироксена (Kargin et al., 2017b). Температура и давление этой стадии составляли ~1220°C и 7 ГПа (рис. 15, стадия I).

2. В ходе продвижения через литосферную мантию от ее основания до глубин порядка 150–120 км кимберлитовые расплавы продолжали взаимодействие с окружающими мантийными породами. На этой стадии произошло формирование обогащенных железом и титаном мегакристов граната и клинопироксена, ильменита и сростков этих минералов. Новообразованные минералы обладают составом, близким к таковому низкохромистых мегакристов, широко распространенных в кимберлитах различных мировых провинций (рис. 15, стадия II). На данной стадии происходит уменьшение доли карбонатной компоненты в расплаве, связанное с его взаимодействием с веществом литосферной мантии (например, Russell et al., 2012; Giuliani et al., 2020). Р-Т параметры этой стадии составляли: T = = 1000–1100°C и Р = 4–5 ГПа (Саблуков и др., 2009; Lebedeva et al., 2020b). Возможно, на этой стадии происходит формирование бóльшего объема ильменитсодержащих перидотитов (Каргин и др., 2020) за счет отделения Fe-Ti расплава (Соловьева и др., 2019) или непосредственной кристаллизации кимберлитовых расплавов в мантии с образованием полимиктовых брекчий (Pokhi-lenko, 2009; Giuliani et al., 2014).

3. После формирования Fe-Ti минералов состав кимберлитовых расплавов становится обеднен этими элементами. Дальнейшее прохождение таких порций кимберлитового расплава через литосферную мантию ведет к преобразованию деплетированных перидотитов в гранатовые лерцолиты с образованием низкотитанистого граната лерцолитового парагенезиса и клинопироксена, аналогичного высокохромистым мегакристам из кимберлитов мировых провинций (Kargin et al., 2017a). Метасоматические преобразования данной стадии происходили при 730–1070°C и 3–5 ГПа (рис. 15, стадия III). Также такой метасоматоз проявлялся на расстоянии от основного магматического канала с увеличением вклада литосферного материала, что согласуется с увеличением магнезиальности и высокой вариацией содержания Cr₂O₃ в клинопироксене (рис. 6).

4. Метасоматоз гранатовых лерцолитов с образованием флогопитовых перидотитов, клинопироксен-флогопитовых пород и мегакристов низкохромистого флогопита (Kargin et al., 2019) под воздействием остаточных после образования граната и клинопироксена расплавов, обогащенных K и H₂O ± CO₂ (рис. 15, стадия IV). Формирование флогопита сопровождается интенсивным замещением граната (рис. 3е), что способствует трансформации гранатовых лерцолитов во флогопитовые верлиты и клинопироксен-флогопитовые породы (Kargin et al., 2017a, 2019). Rb-Sr изотопная система флогопита показывает, что минерал был в изотопно-геохимическом равновесии с расплавом, который по своим изотопным характеристикам был аналогичен кимберлитам трубки им. В. Гриба (Kargin et al., 2019).

5. Подъем новых порций кимберлитовых расплавов по метасоматизированному более ранними порциями расплава магматическому каналу способствует захвату мантийных ксенолитов и мегакристов с образованием обогащенных Ti краевых зон во флогопите, пироксене, а также формированию в мегакристах граната полифазных включений (Lebedeva et al., 2020b).