Минералого-геохимические особенности ксенолитов литосферной мантии из кимберлитовой трубки им. В. Гриба, Архангельская алмазоносная провинция

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КСЕНОЛИТОВ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ ИЗ КИМБЕРЛИТОВОЙ ТРУБКИ ИМ. В. ГРИБА, АРХАНГЕЛЬСКАЯ АЛМАЗОНОСНАЯ ПРОВИНЦИЯ

25.00.05 - минералогия, кристаллография 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

ЩУКИНА Елена Владимировна

Новосибирск 2013

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геологии и минералогии имени В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук (ИГМ СО РАН).

Научный руководитель: академик РАН, доктор геолого-минералогических наук Похиленко Николай Петрович

Официальные оппоненты:

Чепуров Анатолий Ильич, доктор геолого-минералогических наук, заведующий лабораторией Института геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Гаранин Виктор Константинович, доктор геолого-минералогических наук, директор Минералогического музея им. А. Е. Ферсмана РАН

Ведущая организация: Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск)

Защита состоится «21» мая 2013 г. в 12.00 часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.02, созданного на базе Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института геологии и минералогии имени В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук, в конференц-зале.

Адрес: 630090, г. Новосибирск, проспект Академика Коптюга 3

Факс: (383) 333-27-92, e-mail: gaskova@igm.nsc.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института.

Автореферат разослан «17» апреля 2013 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета

д.г.-м.н.О.Л. Гаськова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Ксенолиты мантийных пород, выносимые на поверхность кимберлитами, являются прямым источником информации о составе, строении и термальном режиме литосферной мантии Архейских кратонов (Nixon & Boyd, 1973; Соболев, 1974; O'Hara et al., 1975; Jordan, 1978; Доусон, 1983; Pokhilenko et al., 1999; Griffin et al., 2003; Herzberg & Rudnick, 2012). На территории Архангельской алмазоносной провинции к настоящему времени открыты два крупных среднепалеозойских месторождения алмазов: месторождение им. М. В. Ломоносова, объединяющее 5 кимберлитовых трубок (Архангельская, Ломоносовская, Пионерская, Карпинского-1 и Карпинского-2), и месторождение им. В. Гриба. Несмотря на то, что первые кимберлиты на территории Архангельской провинции были открыты несколько десятилетий назад, к настоящему времени так и не появилось ни одного комплексного исследования ксенолитов литосферной мантии из трубок этого региона. Одной из причин данной ситуации может являться высокая степень вторичных изменений ксенолитов из трубок месторождения им. М. В. Ломоносова (Саблуков и др., 2000), что не позволяло проводить детальные петрологические изучения ксенолитов. Интерпретация данных по составу включений из алмазов трубок Золотицкого поля (Соболев и др., 1997; Соболев и др., 2009) дала возможность выявить некоторые особенности строения литосферной мантии Архангельской алмазоносной провинции. Кимберлиты трубки им. В. Гриба содержат большое количество слабоизмененных мегакристаллов и ксенолитов мантийных пород, чем существенно отличаются от всех других кимберлитовых тел данного района (Саблукова и др., 2003; Kostrovitsky et al., 2003; Гаранин и др., 2004). Детальные минералого-петрографические и геохимические изучения ксенолитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба позволяют реконструировать состав и строение литосферной мантии, оценить степень метасоматических изменений и охарактеризовать природу метасоматических агентов. Полученные результаты дополнят имеющуюся информацию о природе и строении литосферы древних кратонов мира данными по Архангельской алмазоносной провинции, а также позволят глубже понять процессы эволюции химического и минералогического состава пород литосферной мантии древних кратонов.

Объекты исследования. Объектами исследования являются ксенолиты мантийных пород (перидотиты, пироксениты, эклогиты) и минералы ксенокристовой ассоциации (пироп и хромдиопсид) из кимберлитовой трубки им. В. Гриба Архангельской алмазоносной провинции.

Цель работы и задачи. Целью работы является выявление особенностей состава, строения, термального режима и метасоматических изменений литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Для достижения поставленной цели были сформулированы следующие задачи:

1) Комплексное петрографическое и минералогическое изучение мантийных ксенолитов и минералов ксенокристовой ассоциации.

2) Реконструкция состава, строения и термального режима литосферной мантии.

3) Определение концентраций редких и редкоземельных элементов в минералах перидотитов (гранат и клинопироксен) и применение методов геохимического моделирования для выделения типов метасоматических агентов.

4) Выявление генезиса эклогитов.

Фактический материал, методы и объемы исследования

Основу настоящей работы составляют результаты исследования коллекции мантийных ксенолитов и минералов ксенокристовой ассоциации, предоставленной для изучения главным геологом ОАО «Архангельскгеолдобыча» Головиным Н.Н. Коллекция включает 53 мантийных ксенолита и 250 зерен минералов ксенокристовой ассоциации. При участии автора было проведено более 1000 микрозондовых и 50 LA-ICP-MS определений состава минералов ксенолитов. Автором были выполнены петрографические изучения пород и минералов, а также проведено геохимическое моделирование фракционной кристаллизации по методике, описанной в работах (Wilson, 1989; Albarede, 1995; White, 2001).

Изучение химического состава минералов проводилось в аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) на приборе Jeol 8100 Super Probe. Определение концентраций редких и редкоземельных элементов в минералах перидотитов и эклогитов проводилось в аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) методом индукционно-связанной плазменной масс-спектрометрии с лазерной абляцией (LA-ICP-MS). Цирконы были выделены в ЗАО «Нати» (Санкт-Петербург) по уникальной методике «ppm минералогия». Содержания редких и редкоземельных элементов в 10 зернах цирконов определялись методом масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на приборе Cameca IMS-4f в Ярославском филиале Физико-Технического Института РАН. U-Pb возраст 19 зерен цирконов определялся методом индукционно-связанной плазменной масс-спектрометрии с лазерной абляцией (LA-ICP-MS) в лаборатории GEMOC Университета Маккуори, Австралия. литосферный мантия ксенолит минерал

Научная новизна. В настоящей работе приведены результаты первого комплексного исследования ксенолитов мантийных пород из кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Впервые приведены данные по содержанию редких и редкоземельных элементов в минералах этих ксенолитов. Использование метода геохимического моделирования позволило впервые для литосферной мантии Архангельской алмазоносной провинции оценить степень проявления метасоматических процессов и выявить генетическую взаимосвязь между различными магматическими объектами среднепалеозойского возраста этой провинции. Обнаружение в трубке эклогитов, протолитом которых являлись породы океанической коры, указывает на проявление древних процессов субдукции в данном регионе. Впервые в регионе обнаружены эклогиты, сохранившие геохимические характеристики базальта СОХ (MORB), возраст которых отвечает этапу коллизии Кольского и Карельского кратонов. Результаты комплексного исследования ксенолитов позволяют реконструировать состав и строение литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба.

Практическая значимость работы. В результате проведенного исследования получены уникальные данные по составу, строению, термальному режиму и метасоматическим изменениям литосферной мантии центральной части Архангельской алмазоносной провинции, в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Полученные результаты внесут определенный вклад в изучение глубинного строения и эволюции литосферной мантии Архейских кратонов и будут востребованы исследователями, специализирующимися на проблемах глубинной петрологии, генерации кимберлитовых магм и алмазообразования. Данные по содержанию редких и редкоземельных элементов минералов ксенолитов, в первую очередь пиропов, могут быть использованы как эталонные при решении поисковых задач на территории провинции.

Апробация работы и публикации

Основные результаты работы представлены и опубликованы в материалах ежегодного Европейского Совещания по наукам о Земле (Вена, Австрия, 2013), X международной кимберлитовой конференции (Бангалор, Индия, 2012), VI международной конференции молодых ученых (Новосибирск, 2012), ежегодной Уральской Минералогической Школе (Екатеринбург, 2010), XX конференции молодых ученых им. О. К. Кратца (Петрозаводск, 2009), XII конференции Института Геологии Научного Центра Республики Коми (Сыктывкар, 2007). По теме диссертации опубликовано 9 работ, из которых 3 - в рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, 9 глав и заключения общим объемом 220 страниц. В ней содержится 72 рисунка, 20 таблиц и 8 приложений. Список литературы состоит из 195 наименований.

Во введении определены цели, задачи работы, методы и объемы исследования, а также сформулированы защищаемые положения. В первой главе приведены описания методов исследования, использованных в диссертации. Во второй главе приводится краткий обзор публикаций, посвященных изучению мантийных ксенолитов из кимберлитовых тел Архангельской алмазоносной провинции. В третьей главе рассматривается геологическая характеристика щелочно-ультраосновного магматизма Архангельской алмазоносной провинции. В четвертой главе приведены петрографические характеристики ксенолитов и данные по химическому составу породообразующих и акцессорных минералов мантийных ксенолитов и минералов ксенокристовой ассоциации. В пятой главе рассматриваются существующие методы оценки Р-Т параметров мантийных нодулей гранатовой фации глубинности и приводятся результаты расчета Р-Т параметров ксенолитов и хромдиопсидов ксенокристовой ассоциации. Шестая глава посвящена реконструкции химического состава мантийных ксенолитов. В седьмой главе рассматриваются особенности состава, строения и термального режима литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба. В восьмой главе приводятся данные по содержанию элементов-примесей в гранатах и клинопироксенах из перидотитов, а также рассматриваются результаты геохимического моделирования фракционной кристаллизации и анализируются составы возможных метасоматических агентов. В девятой главе представлены данные по содержанию элементов-примесей в эклогитах, приведены результаты U-Pb изотопного датирования и редкоэлементного состава цирконов, а также определяется генезис для всех выделенных групп эклогитов.

Благодарности

Работа выполнена в лаборатории минералов высоких давлений и алмазных месторождений (№ 451) Института Геологии и Минералогии СО РАН. Автор выражает глубокую признательность научному руководителю - академику Похиленко Н.П. Автор благодарит главного геолога ОАО «Архангельскгеолдобыча» к.г. - м.н. Головина Н.Н., предоставившего материалы для исследования. Автор выражает благодарность академику Соболеву Н.В., д.г. - м.н. Афанасьеву В.П., д.г. - м.н. Толстову А.В., д.г. - м.н. Корсакову А.В., к.г. - м.н. Головину А.В., к.г. - м.н. Малыгиной Е.В., к.г. - м.н. Петрушину Е.И, к.г. - м.н. Бажану И.С., м.н.с. Шарыгину И.С., м.н.с. Алифировой Т.А., асп. Михно А.И. и другим сотрудникам лаборатории 451. Отдельную благодарность автор выражает к.г. - м.н. Агашеву А.М. и к.г. - м.н. Щукину В.С. за всестороннюю помощь и поддержку на всех этапах работы.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

Архангельская алмазоносная провинция (ААП) расположена на севере Восточно-Европейской платформы. На территории провинции выделяется серия полей, каждое из которых характеризуются развитием определенных типов пород. Золотицкое поле (в пределах поля находится месторождение им. М. В. Ломоносова) - поле развития кимберлитов; Кепинское поле и Верхотинское поле - кимберлитов и оливиновых мелилититов; Турьинское поле - базальтов; Ижмозерское поле - оливиновых мелилититов и пикритов; Мельское поле - кимберлитов и карбонатитов (рис. 1). Возраст магматизма провинции соответствует среднему-верхнему девону (Богатиков и др., 1999).

Трубка им. В. Гриба находится в центральной части Архангельской алмазоносной провинции, в Верхотинском (по Богатикову и др., 1999) или в Черноозерском (по Третяченко, 2008) поле кимберлитов. Трубка прорывает слаболитифицированные осадочные породы вендского возраста и перекрыта толщей терригенно-карбонатных пород среднего карбона и рыхлых четвертичных отложений общей мощностью около 70 м (Богатиков и др., 1999). Трубка им. В. Гриба характеризуется классическим геологическим строением, характерным для слабоэродированных трубок данного района, с четко выраженными кратерной и жерловой частями (Веричев и др., 2003). Кратерная часть сложена пачками разнообразных вулканокластических, вулканокласто-осадочных и осадочных пород. Жерловая часть трубки сложена туфо- и ксенотуфобрекчиями и собственно кимберлитом. Данные по Rb-Sr датированию кимберлита трубки приводят к оценке возраста 372+/-8 млн. лет (Шевченко и др., 2004).

Первое защищаемое положение: Литосферная мантия в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба представлена преимущественно гранатовыми лерцолитами. Их протолит образовался в результате 30 - 50 % частичного плавления вещества примитивной мантии, после чего около половины лерцолитов подверглись воздействию модального «флогопитового» метасоматоза.

По модальному содержанию минералов изученные перидотиты разделяются на 2 группы: флогопит-гранатовые перидотиты (лерцолиты) и гранатовые перидотиты (лерцолиты и 1 образец дунита). В изученных образцах перидотитов наблюдаются две структурные разновидности: протогранулярная и структура переходная от протогранулярной к порфирокластической.

Химический состав минералов двух групп перидотитов существенно различается (рис. 2). Оливины из флогопит-гранатовых перидотитов характеризуются более высокими содержаниями FeO (7.7 - 9.1 мас. %) и более низкими значениями Mg# (90.6 - 92.1 мол. %) в сравнении с оливинами из гранатовых перидотитов, для которых характерны следующие концентрации: FeO - 6.9 - 7.7 мас. %; Mg# - 92.2 - 93.0 мол. %. В распределении CaO/Cr₂O₃, в соответствии с классификацией (Sobolev et al., 1973), пиропы из флогопит-гранатовых перидотитов относятся к лерцолитовому парагенезису, а пиропы из перидотитов без флогопита - к лерцолитовому, верлитовому и дунит-гарцбургитовому парагенезисам. Пиропы из флогопит-гранатовых перидотитов характеризуются в среднем более высокими концентрациями FeO (7.8 - 9.7 мас. %) и более низкими значениями Mg# (77.3 - 82.8. мол. %) в сравнении с пиропами из перидотитов без флогопита (FeO - 7.2 - 8.4; Mg# - 78.3 - 83.7). В целом, пиропы из двух групп перидотитов различаются по содержаниям CaO, Cr₂O₃, FeO, TiO₂ и на вариационных диаграммах образуют обособленные поля. Хромдиопсиды из флогопит-гранатовых перидотитов характеризуются более высоким содержанием FeO (1.6 - 3.0 мас. %) и TiO₂ (0.05 - 0.4 мас. %) в сравнении с хромдиопсидами из гранатовых перидотитов (FeO - 1.4 - 1.7 мас. %, TiO₂ - 0.03 - 0.2 мас. %). Энстатиты из группы флогопит-гранатовых перидотитов характеризуются в среднем более высокими концентрациями FeO (4.8 - 6.8 мас. %) и более низкими значениями Mg# (89.6 - 92.9) в сравнении с энстатитами из гранатовых перидотитов (FeO - 4.39 - 5.10 мас. %; Mg# - 92.7 - 93.7). В группе энстатитов из флогопит-гранатовых перидотитов наблюдается тренд метасоматического обогащения; в группе энстатитов из перидотитов без флогопита - тренд частичного плавления.

Обогащение породообразующих минералов флогопит-гранатовых перидотитов FeO объясняется воздействием модального «флогопитового» (Griffin et al., 1999) метасоматоза. Образование флогопита в гранатовых перидотитах связывается с влиянием флюида, обогащенного H₂O, K и другими несовместимыми элементами, на все глубины литосферной мантии в поле устойчивости граната (Aoki, 1975; Erlank et al., 1987; Achterberg et al, 2000). Флогопит в перидотитах представлен двумя структурными разновидностями: таблитчатые зерна, размером до 3 мм, и бесформенные выделения, образующие каймы вокруг зерен пиропов и развивающиеся по трещинам, как правило, вместе с серпентином. Химический состав двух структурных разновидностей флогопита существенно различается. Флогопит, представленный в таблитчатых зернах, разделяется на две группы: низкотитанистая-низкохромистая (TiO₂ - 0.8 - 1.6 мас. %; Cr₂O₃ - 0.2 - 0.8 мас. %) и высокотитанистая-высокохромистая (TiO₂ - 2.3 - 2.7 мас. %; Cr₂O₃ - 1.2 - 2.0 мас. %). По химическому составу низкотитанистая-низкохромистая группа таблитчатых флогопитов соответствует флогопитам мегакристовой ассоциации (Kostrovitsky et al., 2003). Флогопит в виде бесформенных выделений характеризуется следующими концентрациями: TiO₂ - 0.2 - 2.2 мас. %; Cr₂O₃ - 0.9 - 1.8 мас. %. Разница в химическом составе двух структурных разновидностей флогопита указывает на различные источники их кристаллизации. Можно предположить, что таблитчатые низкотитанистые-низкохромистые флогопиты - более ранняя генерация флогопита, а бесформенные флогопиты - более поздняя генерация.

В рамках работы был изучен химический состав 150 зерен гранатов, отобранных методом случайной выборки из минералов тяжелой фракции кимберлита. По содержанию CaO/Cr₂O₃ в соответствии с классификацией (Sobolev et al., 1973) было выявлено, что 88 % изученных зерен соответствуют лерцолитовому парагенезису; 7.3 % - эклогитовому парагенезису; 4 % - дунит-гарцбургитовому; 0.7 % - верлитовому (рис. 2). Полученные данные могут отображать процентное соотношение пород, участвующих в строении литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Для гранатов лерцолитового парагенезиса была предпринята попытка определить их принадлежность к флогопит-гранатовым перидотитам и гранатовым перидотитам без флогопита. Для этого были использованы поля составов пиропов из двух групп перидотитов. В результате проведенного исследования было выявлено, что 54 % изученных гранатов связаны с флогопит содержащими перидотитами. Это указывает на то, что как минимум половина лерцолитов, участвующих в строении литосферной мантии в районе трубки им. В. Гриба, подверглась воздействию модального «флогопитового» метасоматоза.

Относительно составов примитивной мантии (Green et al., 1979; Jagoutz, 1979; Ringwood, 1979; Harte 1986; McDonough & Sun, 1995; Allegre, 1995) гранатовые перидотиты характеризуются более низкими содержаниями SiO₂ (41.2 - 44.3 мас. %), TiO₂ (0 - 0.05 мас. %), Al₂O₃ (0.4 - 4.3 мас. %), CaO (0.1 - 2.6 мас. %) и Na₂O (0 - 0.3 мас. %) и более высокими концентрациями MgO (42.6 - 50.0 мас. %). Так как данные образцы не содержат флогопит, и, следовательно, не подверглись воздействию модального «флогопитового» метасоматоза, точки их химического состава отображают тренд частичного плавления при максимальной степени плавления в образце гранатового дунита. Составы флогопит-гранатовых перидотитов отображают тренд метасоматического обогащения. Согласно существующей модели плавления фертильного перидотита (Walter, 2003), основанной на зависимости модального количества оливина и значений Mg#, составы оливинов из гранатовых перидотитов указывают на то, что протолит данных пород образовался в результате 30 - 50 % частичного плавления вещества примитивной мантии. Составы флогопит-гранатовых перидотитов не могут отображать реальную степень плавления пиролита из-за воздействия модального «флогопитового» метасоматоза, что привело к обогащению породообразующих минералов FeO и другими компонентами метасоматизирующего агента.

Для расчета Р-Т параметров равновесия минеральных парагенезисов двух групп перидотитов, пироксенитов и хромдиопсидов ксенокристовой ассоциации использовались термометры Т_BKNCa-in-Opx (Brey and Kцhler 1990), T_BKN (Brey and Kцhler 1990), T_FB (Finnerty and Boyd 1984), Т_TA98 (Taylor, 1998),Т_NT00 (Nimis and Taylor, 2000) и барометры Р_MG74 (MacGregor 1974), Р_NG85 (Nickel and Green 1985), Р_NT00 (Nimis and Taylor, 2000). Р-Т параметры минеральных парагенезисов изученных пород варьирует в следующих пределах: Т - 650 - 1100° С и Р - 25 - 60 кбар для перидотитов; Т - 740 - 1100° С и Р - 30 - 58 кбар для пироксенитов; Т - 670 - 1190° С и Р - 27 - 75 кбар для хромдиопсидов ксенокристовой ассоциации (рис. 3). Изученные породы представляют интервал литосферной мантии 80 - 240 км. Точки их Р-Т параметров образуют достаточно холодную область, располагающуюся между геотермами, рассчитанными для тепловых потоков в 35 до 40 мВ/м². Таким образом, термальный режим литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба близок к термальному режиму литосферной мантии Сибирской платформы (Boyd et al., 1997; Pokhilenko et al., 1999), района кратона Слэйв, Канада (Kopylova et al., 1999, 2004), трубок Архангельская, месторождения им. М. В. Ломоносова (Lehtonen et al., 2003) и Каави-Куопио Финляндии (Lehtonen et al., 2004, 2005).

Второе защищаемое положение. Значительная часть гранатов и преобладающее количество клинопироксенов в ксенолитах перидотитов являются продуктами модального метасоматоза и образовались в результате воздействия расплавов, составы которых близки к составам пикритов Ижмозерского поля ААП (гранат), базальтов Турьинского поля ААП (гранат и клинопироксен) и карбонатитов Мельского поля ААП (клинопироксен).

По характеру распределения РЗЭ гранаты из изученных перидотитов разделяются на 4 группы (рис. 6). Первая группа характеризуется содержанием средних РЗЭ на уровне хондрита С1 (McDonough & Sun, 1995), Sm_n/Er_n ? 1, La_n/Yb_n - 0.001 - 0.002. В рамках данной группы выделяется серия образцов, характеризующихся обогащением в области легких и средних РЗЭ относительно общей группы (La_n/Yb_n - 0.019 - 0.021) и появлением небольшой отрицательной Eu - аномалии (Eu_n/Eu* - 6.0 - 6.3). Вторая группа гранатов характеризуется содержанием средних РЗЭ на уровне 5 - 7 хондритовых единиц, Sm_n/Er_n ? 1, La_n/Yb_n - 0.001 - 0.023. Для третьей группы характерно содержания средних РЗЭ на уровне 5 - 16 хондритовых единиц, Sm_n/Er_n - 0.7 - 1.9, La_n/Yb_n - 0.013 - 0.029. В гранате четвертой группы наблюдается синусоидальное распределение (Sm_n/Er_n > 1 (7.490), La_n/Yb_n - 0.189), характерное для гранатов алмазной ассоциации и включений в алмазах (Pokhilenko et al., 1991; Shimizu et al., 1999; Stachel et al., 2004; Stachel & Harris., 2008). Гранаты первых трех групп обнаружены и во флогопит содержащих перидотитах, и в перидотитах без флогопита. Гранат четвертой группы установлен в образце гранатового дунита.

Концентрации и корреляции таких элементов как Y, Zr, Ti в гранатах могут отображать признаки частичного плавления и метасоматического обогащения (Griffin et al., 1999; Pearson, 2003). Низкие концентрации Y, Zr, Ti (Y ? 15 ppm; Zr ? 10 ppm; Ti ? 1000 ppm) в гранатах могут указывать на то, что данные образцы представляют собой реститы плавления вещества примитивной мантии и не подверглись воздействию мантийного метасоматоза (Griffin et al., 1999). Такими характеристиками обладают гранаты первой группы, что может указывать на их реститовую природу. Положительная корреляция Y и Zr относительно Ti в гранатах 2, 3 и 4 групп указывают на метасоматический генезис данных образцов.

По характеру распределения РЗЭ клинопироксены из перидотитов представлены двумя группами (рис. 8). Клинопироксены первой группы характеризуются содержанием легких РЗЭ на уровне 10 - 40 хондритовых единиц (La_n/Yb_n - 16 - 32; Nd_n/Yb_n - 22 - 55). Клинопироксены второй группы характеризуются содержанием легких РЗЭ на уровне 80 - 280 хондритовых единиц (La_n/Yb_n - 90 - 1378; Nd_n/Yb_n - 54 - 411). Столь высокие концентрации легких РЗЭ (более 100 хондритовых единиц) являются признаком воздействия карбонатитовых расплавов на перидотиты литосферной мантии (Yaxley et al., 1998; Coltortie et al, 1999; Pearson, 2003).

В современной литературе (Simon et al., 2003; Pearson, 2003; Gregoire et al., 2003; Bell et al., 2005; Agashev et al., 2013 и др.) доминирует точка зрения, что большинство клинопироксенов из ксенолитов перидотитов кимберлитовых трубок архейских кратонов имеет метасоматическое происхождение. На метасоматический генезис клинопироксенов из изученных перидотитов указывают и высокие степени плавления (30 - 50 %) пиролита, при которых, согласно экспериментальным данным (Herzberg, 2004; Herzberg & Rudnick, 2012), клинопироксен в рестите сохраняться не может. Колторти с соавторами (Coltorti et al., 1999) разработали диаграмму, основанную на зависимости отношений La_n/Yb_n и Ti/Eu в клинопироксенах, для разделения карбонатитового и силикатного типов метасоматоза. Клинопироксены 1 группы характеризуются отношениями La_n/Yb_n - 16 - 91 и Ti/Eu - 528 - 2258; клинопироксены 2 группы характеризуются отношениями La_n/Yb_n - 249 - 1378 и Ti/Eu - 160 - 1399. Согласно классификации (Coltorti et al., 1999) клинопироксены 1 группы относятся к полю силикатного метасоматоза, а клинопироксены 2 группы - к полю карбонатитового метасоматоза (рис. 9).

В современной литературе признанной считается модель образования гранатов и клинопироксенов в перидотитах в результате фракционной кристаллизации мантийных расплавов, просачивающихся через перидотиты (Harte et al., 1993; Burgess & Harte, 1999, 2004; Gregoire et al., 2003; Klein-BenDavid & Pearson, 2008; Agashev et al., 2013 и др.). Поэтому для выявления составов метасоматических агентов, воздействующих на перидотиты литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба, в настоящей работе использован метод геохимического моделирования фракционной кристаллизации, теоретические основы которого изложены в работах (Wilson, 1989; Albarede, 199; White, 2001).

Геохимическое моделирование фракционной кристаллизации осуществляется посредством последовательного выполнения следующих задач:

1)Выбор состава расплава (кимберлит, карбонатит, базальт, пикрит и т.д.).

2)Выбор коэффициентов распределения между моделируемым минералом и выбранным расплавом из литературных источников.

3)Расчет общего коэффициента распределения для каждого элемента. Расчет выполняется с использованием уравнения D_i = ?_j?liqѓ_jK_jⁱ, где D_i - общий коэффициент распределение для элемента i, ѓ_j - массовая доля фазы, K_jⁱ -коэффициент распределения элемента i в фазе j.

4)Расчет состава расплава при различных степенях кристаллизации. Для расчета используется уравнение C_liqⁱ = C₀ⁱF^Di - ¹, где C_liqⁱ - содержание элемента i в расплаве, C₀ⁱ - содержание элемента i в расплаве до плавления, F - степень кристаллизации, D_i - общий коэффициент распределение для элемента i.

5)Расчет состава твердой фазы, кристаллизующейся из расплава. Расчет выполняется с использованием уравнения C_solⁱ = K_jⁱC₀ⁱF^Di - ¹, где C_solⁱ - содержание элемента i в твердой фазе.

В настоящей работе в качестве метасоматизирующих расплавов использовались составы толеитовых базальтов Турьинского поля ААП (Парсаданян и др., 1996; Богатиков и др., 1999), пикритов Ижмозерского поля ААП (Mahotkin et al., 2000), карбонатитов Мельского поля ААП (Mahotkin et al., 2000) и кимберлита трубки им. В. Гриба (Богатиков и др., 1999; Веричев и др., 1999; Golubeva et al., 2006). Коэффициенты распределения для граната и клинопироксена были выбраны из работ (Irving & Frey, 1974; Fujimaki et al., 1984; Green et al., 2000; Keshav et al., 2004; Tuff & Gibbson, 2007; Dasgupta et al., 2009).

В результате проведенного геохимического моделирования было выявлено, что гранаты 3 группы кристаллизовались из расплава, состав которого близок к пикритам Ижмозерского поля ААП; гранаты 2 группы - из расплава, состав которого близок к толеитовым базальтам Турьинского поля ААП (рис. 11). Также было выявлено, что клинопироксены 1 группы являются продуктами фракционной кристаллизации расплава, состав которого близок к толеитовым базальтам Турьинского поля ААП; клинопироксены 2 группы - расплава, состав которого близок к карбонатитам Мельского поля ААП (рис. 12).

Характер распределения РЗЭ в гранатах позволяет проследить последовательность проявления метасоматического обогащения. Часть гранатов 1 группы, которые характеризуются обогащением в области легких РЗЭ, отображают первую стадию мантийного метасоматоза. Необходимо отметить, что образование клинопироксенов в данных образцах связано с воздействием карбонатитового расплава, что привело и к обогащению гранатов легкими РЗЭ в этих породах. Вторая стадия мантийного метасоматоза проявлена в кристаллизации гранатов 3 группы из расплавов пикритового состава. Образование гранатов 2 группы из расплавов, близких по составу к толеитовым базальтам Турьинского поля ААП, отображает третью стадию мантийного метасоматоза.

В результате геохимического моделирования было выявлено, что среди изученных перидотитов есть образцы, в которых и гранат, и клинопироксен кристаллизовались из единого расплава, состав которого близок к толеитовым базальтам Турьинского поля. В таких образцах гранат и клинопироксен находятся в геохимическом равновесии, что подтверждается равенством коэффициентов распределения элементов между минералами и минералами/расплавом (Simon et al., 2007), то есть (grt/cpx)_Yb ? D_Yb^grt/cpx (?15.5); (grt/cpx)_Y ? D_Y^grt/cpx (?3.4); (grt/cpx)_Lu ? D_Lu^grt/cpx (?20). Образцы перидотитов, содержащие клинопироксен и гранат, кристаллизовавшиеся из разных по составу расплавов (карбонатит - толеитовый базальт; толеитовый базальт - пикрит), характеризуются неравновесным геохимическим состоянием данных минералов, так как коэффициенты распределения элементов между фазами и каждой фазой и расплавом существенно различаются, то есть (grt/cpx)_S ? D_S^grt/cpx.

Третье защищаемое положение. Эклогиты представлены двумя структурными разновидностями: крупнозернистые и эквигранулярные. Протолитом крупнозернистых эклогитов являются мантийные магмы базальтового состава и субдуцированная океаническая кора. Эквигранулярные эклогиты представляют собой базальт СОХ, метаморфизованный в результате коллизии Кольского и Карельского кратонов 1.8 - 1.9 млрд. лет назад.

Эклогиты представлены двумя структурными разновидностями: крупнозернистые и эквигранулярные. Крупнозернистые эклогиты сложены минералами (Gar + Cpx + Phl ± Ilm ± Ru ± Serp ± Cal), размер зерен которых варьирует от 0.3 до 1.6 см. Эквигранулярные эклогиты сложены минералами (Gar + Cpx + Ilm + Ru + Zr + Serp + Carb) с размером зерен менее 2 мм.

Согласно общепринятой классификации для эклогитов (Taylor & Neal, 1989), основанной на распределении MgO и Na₂O в клинопироксенах, крупнозернистые эклогиты представлены группами А, В и С (рис. 4). Составы эквигранулярных эклогитов соответствуют области перехода от группы А к группе В (рис. 4), поэтому ни к одной из групп эти породы отнесены не будут. Более того, структурные особенности данных пород, а именно, наличие признаков прогрессивной деформации (Boullier & Nicolas, 1975), и обнаружение в них зерен цирконов, указывают на «особые» условия их образования, отличные от генезиса крупнозернистых эклогитов групп А, В и С.

Особенности химического состава эклогитов показаны на рис. 5. Распределение РЗЭ в 4 группах эклогитов продемонстрировано на рис. 7.

Эклогиты группы А содержат клинопироксен, характеризующийся наиболее высокими значениями Mg# (85.4 - 91.3) и низкими концентрациями Na₂O (1.7 - 2.9 мас. %), TiO₂ (0.1 - 0.3 мас. %), Al₂O₃ (2.6 - 3.7 мас. %) и FeO (2.8 - 4.5 мас. %). Гранат из данных пород характеризуется высокой пироповой составляющей (64 - 71 %), высокими концентрациями MgO (17.0 - 20.1 мас. %) и Cr₂O₃ (0.2 - 0.3 мас. %) и низким содержанием FeO (10.0 - 14.0 мас. %). Эклогиты группы А характеризуются самыми высокими концентрациями MgO (16.2 - 18.7 мас. %) и соответственно наибольшими значениями Mg# (74.0 - 84.9). По содержанию MgO, TiO₂, Na₂O данные породы близки к пироксенитам из кимберлитовой трубки им. В. Гриба и пикритам ААП (Mahotkin et al., 2000). В распределении редких и РЗ элементов только один из четырех образцов эклогитов группы А сохранил геохимические характеристики протолита. Спектр распределения РЗЭ данного образца (La_n - 3.1; La_n/Yb_n - 0.5) практически полностью совпадает со спектром распределения РЗЭ толеитового базальта Турьинского поля ААП (Богатиков и др., 1999). Характеры распределения остальных образцов не имеют признаков ни субдукционного, ни мантийного генезиса (La_n - 1.6 - 5.8; La_n/Yb_n - 0.6 - 4.6), что свидетельствует о значительных преобразованиях этих пород, связанных с воздействиями мантийных расплавов, что привело к потере геохимической информации о протолите. Но высокие концентрации MgO, низкие содержания FeO, высокие значения Mg# и наличие граната пиропового состава в породах указывают на то, что изученные эклогиты группы А представляют собой кумуляты мантийных магм базальтового состава (Taylor & Neal, 1989; Pearson, 2003; Snyder et al., 1997; Shmickler et al., 2004; Viljoen et al., 2005; Appleyard et al., 2007).

Эклогиты группы В содержат клинопироксен, характеризующийся средними значениями Mg# (73.9 - 90.2), средними концентрациями Na₂O (2.8 - 5.8 мас. %) и Al₂O₃ (3.9 - 10.9 мас. %) и в среднем наиболее высокими содержаниями TiO₂ (0.2 - 0.8 мас. %). Гранат обогащен FeO (15.8 - 19.3 мас. %), обеднен Cr₂O₃ (0.04 - 0.2 мас. %), c пироповым компонентом 29 - 50 %. Породы характеризуются примерно равными содержаниями FeO (11.1 - 13.8 мас. %) и MgO (10.5 - 11.9 мас. %). В распределении РЗЭ только два из пяти изученных образцов имеют спектры распределения, характерные для эклогитов субдукционного генезиса (La_n - 0.09 - 0.33; La_n/Yb_n - 0.095 - 0.097). Остальные образцы характеризуются обогащением в области легких РЗЭ (La_n - 3.52 - 4.87; La_n/Yb_n - 0.66 - 0.76), что свидетельствет о проявлении процессов метасоматического обогащения (Greau et al., 2011). Значения Mg# (58.1 - 63.0) несколько выше, чем у MORB (в среднем 58.0) (Hoffman, 1988). Это может указывать на довольно истощенный характер образцов, что связано с экстрацкией тоналит-тродьемит-гранодиоритовых (ТТГ) расплавов, которые являются частью субдукционного процесса (Ireland et al., 1994; Rudnick, 1995). Так как ТТГ расплавы обогащены SiO₂, Na₂O и Al₂O₃, то соответственно реститы плавления океанических базальтов должны быть обеднены этими элементами. Относительно MORB (в мас. %: SiO₂ - 49.5 - 50.2, Al₂O₃ - 15.4 - 16.8, Na₂O - 2.18 - 2.62; MgO - 8.07) (Hoffman, 1988; Jackson & Dasgupta, 2008) эклогиты группы В характеризуются более низкими концентрациями SiO₂ (45.3 - 47.8 мас. %), Al₂O₃ (13.1 - 14.3 мас. %) и Na₂O (1.4 - 1.5 мас. %) и более высоким содержанием MgO (9.9 - 13.8 мас. %). Приведенные факты указывают на то, что изученные эклогиты группы В представляют собой реститы плавления океанической коры в процессе субдукции.

Эклогит группы С содержит клинопироксен, характеризующийся самыми высокими концентрациями Na₂O (7.3 мас. %) и Al₂O₃ (11.8 мас. %), низким значением Mg# (75.3) и средним содержанием TiO₂ (0.4 мас. %). Гранат содержит низкие концентрации MgO (10.8 мас. %) и высокие концентрации FeO (20.9 мас. %). Порода характеризуется самыми высокими содержаниями Al₂O₃ (17.0 мас. %). Распределение РЗЭ эклогита группы С имеет спектр, типичный для эклогитов субдукционного генезиса (Taylor & Neal, 1989) с отношением La_n/Yb_n - 0.04. Высокие содержания FeO (13.3 мас. %) и низкие концентрации MgO (9.8 мас. %) в породе, а также низкая доля пиропового компонента в гранате (40 %) указывают на субдукционный генезис эклогита группы С. Но, в то же время, низкое значение Mg# (56.7) и высокие содержания Al₂O₃ (17.0 мас.%) и Na₂O (3.4 мас. %) в породе означает, что эклогит группы С не может быть реститом плавления MORB. Высокие содержания Al₂O₃ в эклогитах могут указывать на присутствие плагиоклаза в протолите. Таким образом, изученный эклогит группы С представляет собой рестит плавления той части океанической коры, которая была обогащена плагиоклазом (анортозитовое габбро). Отсутствие Eu - аномалии, типичной для эклогитов группы С, может быть связано с последующими воздействиями мантийных метасоматизирующих расплавов, что привело к обогащению породы легкими РЗЭ.

Эквигранулярные эклогиты содержат клинопироксен, характеризующийся самыми низкими значениями Mg# (68.0 - 70.8), а также низкими содержаниями Na₂O (1.5 - 2.2 мас. %) и Al₂O₃ (2.9 - 4.7 мас. %). Гранат содержит самые высокие концентрации FeO (25.2 - 27.1 мас.%), низкие содержания MgO (5.6 - 7.1 мас. %) и Cr₂O₃ (0.03 - 0.07 мас. %) Пироповый компонент в гранатах варьирует от 16 до 21 %. По содержанию SiO₂ (46.2 - 47.9 мас. %), TiO₂ (1.3 - 1.4 мас. %), MgO (9.1 - 9.8 мас. %) эквигранулярные эклогиты близки к MORB, отличаясь от последних гораздо более низкими концентрациями Al₂O₃ (9.6 - 10.1 мас. %) и Na₂O (1.3 - 1.4 мас. %) и более высоким содержанием FeO (14.3 - 15.5 мас. %). В распределении РЗЭ эквигранулярные эклогиты характеризуются чуть более высокими концентрациями Ce, Pr и Nd относительно MORB, что связано с высоким содержанием этих элементов в клинопироксенах и, по - видимому, может являться результатом влияния кимберлитовой магмы. Но, в целом, распределение РЗЭ в данных эклогитах идентично спектру распределения РЗЭ в MORB. Это означает, что эквигранулярные эклогиты сохранили все геохимические характеристики MORB и представляют собой продукты их перекристаллизации в результате изменения Р-Т параметров. Подобные эклогиты, имеющие геохимические характеристики MORB, были обнаружены в поясе Усагаран (Танзания) (Moller et al., 1995).

Из одного образца эквигранулярного эклогита было выделено 62 зерна цирконов. Изученные цирконы характеризуются округлой формой, однородным темно-серым цветом с реликтами мозаичной зональности. В распределении РЗЭ наблюдаются положительная Ce- (Ce* - 7.9 - 64.1) и отрицательная Eu (Eu* - 0.47 - 0.60) аномалии, что указывает на присутствие плагиоклаза в протолите (Snyder et al., 1993; Hoskin, 1998; Hoskin & Schaltegger, 2003). Изученные цирконы характеризуются отношением Th/U - 0.31 - 0.85, типичным для магматических цирконов (Rubatto, 2002). Концентрации Hf варьируют от 4725 до 6009 ppm; содержания Ti - 6.69 - 11.9 ppm. Относительно хондрита цирконы обогащены тяжелыми РЗЭ (20 - 80 хондритовых единиц), которые в распределении образуют почти плоский спектр. Такой характер распределения тяжелых РЗЭ зачастую наблюдается в метаморфических цирконах (Rubatto, 2002) и может указывать на одновременную кристаллизацию циркона и граната. Температура последнего равновесия цирконов, рассчитанная по термометру (Watson et al., 2006), варьирует от 700 до 750° С. В результате U-Pb изотопного датирования было выявлено, что все изученные цирконы характеризуются конкордатными возрастами (рис. 10). Наибольшее количество зерен соответствуют возрастному интервалу 1761 - 1811 млн. лет (8 зерен) и 1823 - 1903 млн. лет (6 зерен). 3 зерна характеризуются возрастом в интервале 1640 - 1719 млн. лет. Полученные возраста для цирконов соответствуют нижнему и верхнему протерозою. Возрастной интервал 1.8 - 1.9 млрд. лет зафиксирован на многих кратонах мира и соответствует этапу коллизии, то есть времени столкновения архейских блоков, и образованию орогенных зон (Zhao et al., 2002), в том числе и времени столкновения Карельского и Кольского кратонов. Необходимо отметить, что кимберлитовая трубка им. В. Гриба располагается в коллизионном шве между Карельским и Кольским кратонами (Самсонов и др., 2009). В районе трубки зафиксированы выделения тоналит-трондьемит-гранодиоритовых ортогнейсов и гранитоидов, являющихся частью субдукционного процесса, для которых установлен возраст образования 1.8 - 2.0 млрд. лет. Таким образом, альтернативной моделью образования эклогитов с эквигранулярной структурой является столкновение двух архейских континентальных блоков, что привело к погружению океанической плиты, находящейся между ними.

Оценка Р-Т параметров равновесия минеральных парагенезисов эклогитов осуществлялась методом проецирования рассчитанных температур при заданных давлениях, с использованием термометров (Ellis and Green, 1979; Krough, 1988; для эквигранулярных эклогитов дополнительным критерием является температура равновесия цирконов), на геотерму в 37 мВ/м². Согласно методу проецирования Р-Т параметры находятся в следующих пределах: для крупнозернистых эклогитов - 940 - 1275° С и 44 - 78 кБар; для эквигранулярных эклогитов - 700 - 870° С и 29 - 39 кБар. Полученные Р-Т параметры соответствуют следующим интервалам глубин: 120 - 240 км для крупнозернистых эклогитов и 90 - 120 км для эквигранулярных эклогитов. На высококбарический характер образцов указывает и отношение Al^IV/Al^VI > 2 в клинопироксенах, характерное для пород эклогитовой фации (Aoki & Shiba, 1973), а также наличие примеси Na₂O в гранатах (0.03 - 0.25 мас. %), являющихся показателем высоких давлений (Соболев и др., 1991).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты первого комплексного минералого-геохимического исследования ксенолитов литосферной мантии из кимберлитовой трубки им. В. Гриба позволяют сформулировать следующие выводы:

1. Литосферная мантия в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба преимущественно представлена гранатовыми лерцолитами. Протолит безфлогопитовых гранатовых перидотитов образовался в результате 30 - 50 % частичного плавления вещества примитивной мантии. Половина лерцолитов испытала воздействие модального «флогопитового» метасоматоза, что привело к новообразованиям флогопита в виде пластинчатых зерен и бесформенных выделений, образующих каймы вокруг зерен пиропов и развивающихся по трещинам в породах, и обогащению породообразующих минералов FeO. Литосферная мантия региона на время внедрения кимберлита характеризовалась пониженным тепловым потоком около 35 - 40 мВ/м².

2. Особенности распределения редких и РЗ элементов в минералах перидотитов указывают на то, что большая часть гранатов и большинство клинопироксенов имеют метасоматическую природу. Результаты геохимического моделирования фракционной кристаллизации подтверждают то, что образование гранатов и клинопироксенов связано с воздействием мантийных расплавов на перидотиты литосферной мантии. Составы метасоматизирующих расплавов близки к толеитовым базальтам Турьинского поля ААП (гранат и клинопироксен), пикритам Ижмозерского поля (гранат) и карбонатитам Мельского поля ААП (клинопироксен).

3. На основании минералого-геохимических характеристик эклогиты из кимберлитовой трубки им. В. Гриба разделяются на 4 группы, каждая из которых характеризуется индивидуальным генезисом. Эклогиты группы А представляют собой кумуляты мантийных магм базальтового состава. Протолитом эклогитов групп В и С является субдуцированная океаническая кора. Эквигранулярные эклогиты представляют собой базальт СОХ, метаморфизованный в результате коллизии Кольского и Карельского кратонов 1.8 - 1.9 млрд. лет назад.

Основные публикации по теме диссертации

Статьи в рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК:

1. Мальковец В.Г., Зедгенизов Д.А., академик Соболев Н.В., Кузьмин Д.В., Гибшер А.А., Щукина Е.В., Головин Н.Н., Веричев Е.М., Похиленко Н.П. Содержание элементов-примесей в оливинах из алмазов и ксенолитов перидотитов кимберлитовой трубки им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция) // ДАН. 2011. Т. 436. - № 4. С. 515 - 520.

2. Скублов С.Г., Щукина Е.В., Гусева Н.С., Головин Н.Н. Особенности геохимии цирконов из ксенолитов кимберлитовой трубки им. В. Гриба Архангельской алмазоносной провинции // Геохимия. 2011., - № 2. - С. 435 - 441.

3. Щукина Е.В., Головин Н.Н., Мальковец В.Г., академик Похиленко Н.П. Минералогия и Р-Т параметры равновесия минеральных парагенезисов перидотитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция) // ДАН, - 2012., Т. 444, № 6, С. 1 - 6.

Материалы и тезисы конференций:

4. Щукина Е.В. Мантийные перидотиты из кимберлитовой трубки им. В. Гриба // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента. Материалы 16-й научной конференции Института геологии Коми НЦ Уро РАН. Сыктывкар, 2007. С. 237 - 238.

5. Щукина Е.В. Петрология мантйиных перидотитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба // Геология, полезные ископаемые и геоэкология Северо-Запада России. Материалы XX российской конференции молодых ученых, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца. Петрозаводск, 2009. С. 123 - 126.

6. Щукина Е.В. Минералогия эклогитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба // Уральская минералогическая школа. Материалы Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов, сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. Екатеринбург, 2010. С. 175 - 179.

7. Shchukina E.V., Golovin N.N., Pokhilenko N.P. Peridotitic mantle section beneath V. Grib kimberlite pipe: mineralogical composition, P-T conditions, metasomatism // Extended Abstracts 10-th International Kimberlite Conference, Bangalore, India, 2012. - No. 10IKC - 46.

8. Shchukina E.V., Golovin N.N., Pokhilenko N.P. Mineralogical composition of peridotites from V. Grib kimberlite pipe, Arkhangelsk region, Russia // Extended Abstracts 6-th International Siberian Early Career GeoScientists Conference, Novosibirsk, Russia, 2012 - P. 41 - 42.

9. Shchukina E.V., Agashev A.M., Golovin N.N., Pokhilenko N.P. Evidence of mantle metasomatism in garnet peridotites from V. Grib kimberlite pipe // Extended Abstracts European Geosciences Union General Assembly, Vienna, Austria, 2013.

Рис. 1 Геологическая карта Архангельской алмазоносной провинции: 1 - Золотицкое поле; 2 - Кепинское поле; 3 - Соянское поле; 4 - Ижмозерское поле; 5 - Верхотинское поле (по Богатикову, 1999); 6 - Мельское поле; 7 - Мегорское поле; 8 - Черноозерское поле; 9 - Верхотинское поле (7, 8, 9 по Третяченко, 2008)

Рис. 2 Химические составы основных породообразующих минералов перидотитов и гранатов ксенокристовой ассоциации из кимберлитовой трубки им. В. Гриба. I - поле составов включений оливина в алмазах Золотицкого поля ААП (Соболев и др., 1997). 1 - группа низкотитанистых-низкохромистых флогопитов; 2 - группа высокотитанистых-высокохромистых флогопитов; 3- включение флогопита в алмазе из трубки Пионерская ААП (Соболев и др., 2009). Для гранатов использована диаграмма (Sobolev et al., 1973). Красный пунктир - поля составов гранатов из флогопит содержащих перидотитов; синий

Рис. 3 Положение точек Р-Т параметров для флогопит-гранатовых перидотитов, гранатовых перидотитов, хромдиопсидов ксенокристовой ассогциации и пироксенитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Р-Т параметры рассчитаны с использованием термометров и барометров: T_TA98 (Taylor W.R., 1998), P_NG85 (Nickel K.G. & Green D.H., 1985), T_NT00 P_NT00 (Nimis P. & Taylor W.R., 2000)

Рис. 4 Классификация эклогитов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба по составу омфацитов (Taylor & Neal, 1989). 1 - поле состава включений омфацитов в алмазах из трубок Золотицкого поля ААП (Соболев и др., 1997)

Рис. 6 Распределения РЗЭ в 4 группах гранатов из перидотитов, нормированные к хондриту С1 (McDonough & Sun, 1995). Красная линия - флогопит содержащие перидотиты; синяя линия - перидотиты без флогопита

Рис. 7 Распределения РЗЭ в 4 группах эклогитов, нормированные к примитивной мантии (McDonough & Sun, 1995). Для сравнения нанесены составы N-MORB (Hoffman, 1988), пикрита ААП (Mahotkin et al., 2000), толеитового базальта ААП (Богатиков и др., 1999), гранулита ААП (Markwick & Downes, 2000)

Рис. 8 Распределение РЗЭ в клинопироксенах из перидотитов, нормированные к хондриту С1 (McDonough & Sun, 1995). Красная линия - флогопит содержащие перидотиты; синяя линия - перидотиты без флогопита

Рис. 9 Положение точек составов клинопироксенов из перидотитов на диаграмме (Coltotri et al., 1999)

Рис. 11 Моделирование состава граната, кристаллизующегося из различных по составу расплавов