Ассоциация кварца, Cr-пиропа и Cr-диопсида в мантийном ксенолите из кимберлитовой трубки им. В.Гриба (север Восточно-Европейской платформы): генетические модели

Введение

Кварц является одним из наиболее распространенных минералов в земной коре и как породообразующий минерал встречается в большом разнообразии магматических, метаморфических, гидротермальных, гипергенных и осадочных пород. Образуется и существует в широком диапазоне Р-Т-условий [1], но его распространенность в породах континентальной литосферной мантии, представленной преимущественно высокомагнезиальными перидотитами (оливин составляет 40-100 об.%), весьма ограничена в первую очередь из-за невозможного химического равновесия минеральной пары оливин-SiO₂, в результате реакции которых образуется энстатит [2].

Кварц был идентифицирован в виде включений в орто- и клинопироксенах в ксенолите вебстерита из щелочно-базальтового туфа вулканического поля Бакони-Балатон-Хайленд в западной части Венгрии [3] и в виде включений в ортопироксене в ксенолите перидотита из щелочных базальтов провинции Таллант на юге Испании [4]. Образование кварца в этих породах произошло в результате взаимодействия обогащенного SiO₂ расплава субдукционного генезиса c перидотитами литосферной мантии [3, 4].

Среди пород кратонной литосферной мантии богатыми SiO₂ разновидностями являются коэситсодержащие эклогиты, обнаруженные в виде ксенолитов в кимберлитах [5]. В мантийных эклогитах кварц идентифицирован в структурах распада в гранате, в виде включений в гранате и омфаците и в межзерновом пространстве, а также в гранат-кварцевых симплектитах и интерпретирован как параморфозы по коэситу [6-8]. Ассоциация оливина (Fo_80-83) и кварца (как параморфоза по коэситу) была обнаружена в алмазсодержащем коэситовом эклогите [8], а образование оливина в этом образце является результатом воздействия обогащенного щелочами родственного кимберлиту расплава. Включение α-кварца с оливином (Fo_93.5) и альбитом обнаружено в алмазе из кимберлита Шенгли № 1 (Китай), а сосуществование в алмазе минералов корового и мантийного происхождений объясняется участием корового субдуцированного компонента во время роста алмаза [9]. Ассоциация кварца (как параморфозы по коэситу) и Cr-пиропа гарцбургитовой ассоциации обнаружена в одном кристалле алмаза из кимберлитовой трубки Мвадуи, Танзания [10]. Образование минеральных включений смешанного перидотит-эклогитового парагенезиса связывается со стадийностью роста алмаза в результате резкого изменения состава среды кристаллизации, в том числе карбонатизации перидотитов [10]. В экспериментальных работах [11] показано, что выделение значительного количества свободного SiO₂ и последующее образование коэсита может происходить при 6,5 ГПа при реакции CO₂ с гранатом, Na₂CO₃ и ортопироксеном при Т < 1450 °C или c ортопироксеном при Т > 1450 °C.  Эти примеры демонстрируют, что существование SiO₂ в форме коэсита или кварца в породах литосферной мантии связано с различными факторами, которые могут указывать как на взаимодействие корового и мантийного вещества [3, 4, 9], так и преобразование исходных перидотитов метасоматическими агентами с образованием минеральной ассоциации смешанного перидотит-эклогитового типа [8, 10].

 В настоящей работе приведены первые результаты минералого-геохимического изучения уникального образца мантийного ксенолита из кимберлитовой трубки им. В.Гриба, в котором представлена ранее не описанная минеральная ассоциация кварц – Cr-пироп – Cr-диопсид. Интерпретация концентраций главных и редких элементов в породообразующих минералах ксенолита используется для реконструкции этапов образования и преобразования породы [12-14] и позволяет предполагать несколько моделей для формирования кварца в ассоциации с высокохромистыми мантийными минералами.

Методы

Минералого-петрографическое изучение ксенолита проводилось в плоскополированной пластинке с использованием оптического микроскопа Zeiss Аxiolab-5, снабженного цифровой фотокамерой высокого разрешения Axiocam 208 Color, и сканирующего электронного микроскопа Tescan MIRA 3 LMU (SEM) (Tescan), оснащенного системой микроанализа INCA Energy 450 ХМах-80 (Oxford Instruments Ltd.) в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Новосибирск). КР-спектры для пятнадцати зерен кварца были получены в диапазоне от 50 до 4000 см^–1 на спектрометре LabRam Horiba Jobin Yvon (Институт геологии и минералогии им. В.С.Соболева, Новосибирск), оснащенном лазером с длиной волны 532 нм (~10 мВ) и диаметром пучка ~2 мкм.

Концентрации главных элементов в гранатах и клинопироксенах определены на электронно-зондовом микроанализаторе JEOL JXA-8100 в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Новосибирск) при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе 50 нА при размере пучка 1 мкм. Для калибровки использовали собственные природные минеральные стандарты Института геологии и минералогии им. В.С.Соболева. Относительные стандартные отклонения были в пределах 1,5 %. Данные получены в течение 10 с на пике, а также по 10 с по обе стороны от фона; применена коррекция ZAF. Пределы обнаружения <0,05 мас.% для всех анализируемых элементов, в том числе 0,01 мас.% для Cr и Mn, 0,02 мас.% для Ti и Na и 0,05 мас.% для К.

Определение концентраций редких элементов в гранатах и клинопироксенах проводилось в плоскополированной пластинке с использованием квадрупольного масс-спектрометра с индуктивно связанной плазмой XSERIES2 (Thermo Scientific), объединенного с устройством лазерного пробоотбора с длиной волны 213 нм (New Wave Research, Nd:YAG твердотельный лазер) в Аналитическом центре Новосибирского государственного университета. Перед каждым определением анализируемая область минерала была проверена в проходящем и отраженном свете на отсутствие трещин, микровключений и вторичных изменений. Анализ проводился на частоте 20 Гц с энергией в импульсе 12 мДж/см^–2 и размером пучка 50 мкм. В качестве газа-носителя использовался гелий. Время сбора данных составляло 90 с на точку, включая 30 с для фона и 60 с – сигнала. Эталонные образцы NIST 612 и NIST 614 использовались как внешние стандарты. Дрейф чувствительности прибора контролировался съемкой NIST 610 в качестве неизвестного образца. Два анализа стандарта NIST 612 выполнены до и после каждых десяти измерений. Пределы обнаружения были выше для элементов с более легкой массой (Sc-Sr), в пределах 0,1-0,2 ppm, и составляли 0,01 ppm для элементов с массой тяжелее Sr. Концентрации Ca, определенные электронно-зондовым анализом, использовали в качестве внутренних стандартов.

Высокоалмазоносная кимберлитовая трубка им. В.Гриба (376 ± 3 млн лет [15]) расположена на севере Восточно-Европейской платформы, в центральной части Архангельской алмазоносной провинции (ААП), на территории которой открыто ~ 100 магматических объектов основного и ультраосновного составов. Результаты разносторонних исследований магматических пород ААП приведены в статьях [16, 17].

Результаты

Образец G2-35 представляет собой ксенолит неправильной формы 4x3x2 см, который был обнаружен в образце кимберлита диатремовой части трубки им. В.Гриба с глубины 400 м от поверхности. Ксенолит G2-35 представлен преобладающим клинопироксеном изумрудно-зеленого цвета (42 об.%) и в меньшем количестве гранатом насыщенного фиолетового цвета (17 об.%). Зерна клинопироксена и граната имеют неправильную форму, варьируют в размере от 0,5 до 7 мм и неравномерно распределены по породе (рис.1, а). Все зерна граната и клинопироксена пронизаны многочисленными трещинами, заполненными хлорит-серпентиновым агрегатом (рис.1, б-д). На краях некоторых зерен гранатов наблюдается флогопит, который также развивается по трещинам граната и может частично его замещать (рис.1, ж). Внутри трещин некоторых зерен граната диагностируются зерна хромитов, имеющие овально-вытянутую форму размером не более 0,1 мм (рис.1, е).  Помимо граната и клинопироксена, в породе визуально диагностируются многочисленные участки светло-серого цвета (41 об.%), представленные зернами кварца, сопровождаемыми развитием хлорит-серпентинового агрегата (рис.1, а-д; рис.2). Для зерен кварца характерна овальная и удлиненная форма при их размере от 0,5 до 2,5 мм (рис.1, б-д). Зерна кварца также обнаружены внутри крупных зерен гранатов и клинопироксенов (рис.1, б-г, ж).

Гранат (табл.1) представлен пиропом (Alm_13-14Pyr_71-76Gross_12-15) с средними-высокими концентрациями Cr₂O₃ (3,5-6,5 мас.%) и значениями магнезиальности Mg# = Mg/(Mg + Fe) 0,84-0,86, что позволяет классифицировать его как хромсодержащий пироп мантийного генезиса [18]. По содержанию CaO и Cr₂O₃ гранаты соответствуют лерцолитовой ассоциации (рис.3, а [19]). Гранаты имеют неоднородный состав с варьирующими концентрациями Cr₂O₃ (3,5-6,5 мас.%), CaO (4,4-5,9 мас.%) и Al₂O₃ (18,4-21,1 мас.%). Большинство зерен зональные: центральные части характеризуются более высокими концентрациями Cr₂O₃ и CaO и более низкими содержаниями Al₂O₃ по сравнению с краевыми частями (рис.3, б). Содержание TiO₂ не превышает 0,05-0,15 мас.%, а Ni находится в диапазоне 16-29 ppm (однократный анализ в 64 ppm), и только в одном зональном зерне краевая часть имеет более высокие концентрации Ni (18 и 34 ppm в центре и крае соответственно). По содержанию редких (Р) и редкоземельных (РЗ) элементов (Э) гранаты (табл.2) показывают неоднородность, не коррелирующую с концентрациями главных элементов.

Не во всех зональных по главным элементам гранатах наблюдаются различия в концентрациях РЭ в центральных и краевых зонах зерен (рис.4, а, б). В этих зернах идентифицировано три типа спектров распределения РЭ и РЗЭ, нормированных на хондрит Cl [20]: с фракционированным спектром от легких (Л) к тяжелым (Т) РЗЭ (La_n/Yb_n = 0,05) c концентрациями ЛРЗЭ на уровне 1-2 хондритовых единиц (х.е.); с фракционированным спектром от ЛРЗЭ к ТРЗЭ (La_n/Yb_n = 0,2-0,3), обогащением в области ЛРЗЭ на уровне 4-6 х.е. и отрицательной (0,7-0,9) Eu-аномалией (Eu_n/(Sm_n + Gd_n)/2); с фракционированным спектром от средних (С) к ТРЗЭ (Sm_n/Yb_n = 0,4-0,5) и обогащением в области ЛРЗЭ на уровне 7-11 х.е. (La_n/Yb_n = 0,3-0,5). Несмотря на различия в характере распределения РЭ и РЗЭ, все эти зерна содержат идентичные концентрации ТРЗЭ на уровне 9-25 х.е. при значениях Gd_n/Yb_n ~ 0,5 и обеднены Sr и Ti (рис.4, а, б). Зерна зональных по главным и редким элементам гранатов представлены двумя типами. Центральные части зональных гранатов первого типа характеризуются более низкими концентрациями ЛРЗЭ (0,5-2 х.е; La_n/Yb_n = 0,02-0,08) и Sr (0,1-0,5 х.е.) и отрицательной Eu-аномалией (0,7) по сравнению с краевыми частями, для которых характерны более высокие содержания ЛРЗЭ (4-8 х.е; La_n/Yb_n = 0,2-0,4) и Sr (2-3 х.е) и уменьшение значений Eu-аномалии (0,9; рис.4, в, г). Центральные части зональных гранатов второго типа имеют фракционированный спектр от ЛРЗЭ к ТРЗЭ (La_n/Yb_n = 0,02) с содержанием ЛРЗЭ на уровне 0,5-2 х.е. и обеднением по Sr (0,05-0,1 х.е.); краевые части обогащены ЛРЗЭ (3-4 х.е.; La_n/Yb_n = 0,1-0,2) и Sr (1 х.е.; рис.4, д, е). По концентрациям ТРЗЭ все зональные гранаты идентичны гранатам, в которых зональность по РЭ не была обнаружена. Абсолютно все зерна гранатов из обр. G2-35 имеют идентичные концентрации Y (22-28 ppm) и Zr (15-26 ppm) и близкие значения отношений Zr/Hf (40-93) и Ti/Eu (780-1400). В распределении Y/Zr (рис.5, а) точки составов гранатов расположены вблизи тренда высокотемпературного силикатного мантийного метасоматоза [21].

Таблица 1

Концентрации главных элементов в гранатах из ксенолита G2-35, мас.%

Примечание: с – центр, r – край зерна, 1-11 – номер зерна.

^*RRUFF Project website. URL: rruff.info (дата обращения 21.09.2023).

Таблица 2

Концентрации редких элементов в гранатах и клинопироксенах из ксенолита G2-35, ppm

В распределении Zr/Hf и Ti/Eu (рис.5, б) все гранаты соответствуют полю карбонатитового мантийного метасоматоза [18]. Гранаты с фракционированным спектром от ЛРЗЭ к ТРЗЭ с минимальными концентрациями ЛРЗЭ (0,5-2 х.е.) и без обеднения по Eu по составу близки к гранатам типа Lz-2 из ксенолитов лерцолитов трубки им. В.Гриба [22], отличаясь от них более высокими содержаниями ЛРЗЭ и СРЗЭ (рис.4, д, е) и значениями Zr/Hf (рис.5, б).

Клинопироксен (табл.3) в обр. G2-35 представлен диопсидом с высоким содержанием Cr₂O₃ (2,0-3,6 мас.%), т.е. Cr-диопсидом [23]. Зерна Cr-диопсида в образце имеют неоднородный состав с варьирующими концентрациями Al₂O₃ (1,9-4,6 мас.%), Cr₂O₃ (2,0-3,6 мас.%), MgO (13,5-15,8 мас.%), CaO (17,3-20,1 мас.%) и Na₂O (2,5-4,6 мас.%); значения Mg# 0,93-0,95. Все зерна Cr-диопсида характеризуются гомогенным составом в пределах зерна. По концентрациям Al₂O₃ и Cr₂O₃ все зерна Cr-диопсида соответствуют полю «кратонных» перидотитов [23] и идентичны по составу Cr-диопсидам из ксенолитов лерцолитов трубки им. В.Гриба (рис.6, а [22, 24, 25]).

По концентрациям РЭ и РЗЭ Cr-диопсиды (см. табл.2) представлены двумя типами (рис.6, в, г). Первый тип объединяет зерна, содержащие ЛРЗЭ на уровне 30-60 х.е., со значениями La_n/Yb_n 17-85 и Ti/Eu от 650 до 850; составы этих зерен соответствуют полю силикатного метасоматоза (см. рис.5, в). Второй тип объединяет зерна с более высокими концентрациями ЛРЗЭ, на уровне 150-225 х.е., со значениями La_n/Yb_n от 170 до 240 и Ti/Eu от 1100 до 1200; точки составов этих зерен не показывают четкого соответствия полям ни карбонатитового, ни силикатного метасоматоза (см. рис.5, в). По концентрациям как главных и редких элементов, так и по характеру спектров распределения РЭ и РЗЭ Cr-диопсиды из обр. G2-35 идентичны таковым из ксенолитов лерцолитов трубки им. В.Гриба (рис.6, в, г [22, 24]).

При условии возможного сосуществования граната с оливином значения расчетных темпе-ратур (Т) последнего равновесия гранатов [26] находятся в следующих диапазонах: 850-950 °С для большинства зерен, однократное значение – 1100, 880 и 980 °С для центральной и краевой частей соответственно для зонального по Ni зерна. Расчетные значения Р-Т-параметров [27] для Cr-диопсидов, составы которых отвечают условиям [27], варьируются: Т = 760-880 °С и Р = 31-35 кбар, что соответствует интервалу глубин ~ 95-105 км. Точки расчетных значений Р-Т-параметров расположены в районе значений тепловых потоков литосферной мантии 37-40 мВ/м² (рис.6, б [28]) и соответствуют Р-Т-параметрам поля устойчивости графита [29] и коэсита [1].

Обсуждение результатов

Считается, что на начальных стадиях своего формирования кратонная литосферная мантия подверглась частичному плавлению с образованием истощенных гарцбургитов и дунитов, которые впоследствии испытали неоднократное воздействие различных по составу метасоматических агентов. Это привело к рефертилизации изначально истощенных мантийных пород [18, 21, 30]. Прямым доказательством перехода высокохромистого гарцбургита в лерцолит и последующей модификации лерцолита являются зональные гранаты в перидотитах различных кимберлитов [21, 30]. Концентрации редких и редкоземельных элементов в породооб-разующих минералах являются важными и обязательными составляющими при реконструкции условий образования и преобразования пород различного генезиса [31-33]. Финальная стадия преобразования гранатов лерцолитовой ассоциации фиксируется по прогрессирующему тренду одновременного уменьшения концентраций Cr₂O₃ и CaO при увеличении концентраций Y и Zr и значений Ti/Eu при силикатном типе мантийного метасоматоза [18, 21, 30]. Составы гранатов из обр. G2-35 показывают прогрессирующий тренд одновременного уменьшения концентраций Cr₂O₃ и CaO, свидетельствующий о буферизации клинопироксеном [30]. Можно полагать, что наиболее высококальциевые-высокохромистые пиропы из обр. G2-35 отражают состав граната исходного лерцолита (тип Lz-2; см. рис.4, д, е), который впоследствии подвергся воздействию высокотемпе-ратурного силикатного расплава. Это привело к обогащению породы модальным клинопироксе-ном [30] и трансформации гранатового лерцолита в гранатовый клинопироксенит/гранат-клинопироксеновую породу. Геохимические характеристики большинства зерен Cr-диопсидов из обр. G2-35 свидетельствуют о воздействии силикатного расплава. Тем не менее зерна гранатов из обр. G2-35, сохранившие плоский (нормальный) спектр в области СРЗЭ-ТРЗЭ, в разной степени обогащены ЛРЗЭ и СРЗЭ по сравнению с гранатами типа Lz-2 из перидотитов трубки им. В.Гриба, что свидетельствует о последующих эпизодах их метасоматического обогащения. На это указывают и зональность по главным и редким элементам в пределах зерен (см. рис.3, б), и значения Zr/Hf и Ti/Eu, не характерные для силикатного мантийного метасоматоза (см. рис.5, б).

Отличительной особенностью большинства гранатов из обр. G2-35 является наличие отрицательной аномалии по Eu (см. рис.4). Такая аномалия диагностируется в гранатах мантийных экло-гитов субдукционного генезиса [7, 8] и свидетельствует об участии в петрогенезисе этих пород компонента/расплава, подвергшегося фракционированию плагиоклаза. Обеднение по Eu характерно для гранатов из нижнекоровых гранулитов и пироксенитов трубки им. В.Гриба [34]. Однако типичный мантийный состав граната и клинопироксена из обр. G2-35 отличается от таковых из нижнекоровых пород и эклогитов и пироксенитов субдукционного генезиса. Ранее было установлено, что высокомагнезиальные эклогиты, обнаруженные в виде ксенолитов в кимберлитах, могут быть продуктом интенсивной модификации низкомагниевых эклогитов субдукционного генезиса [35] или являться результатом взаимодействия силикатных расплавов субдукционного генезиса с перидотитами литосферной мантии [36]. Гранаты и клинопироксены из таких образцов содержат более низкие концентрации Cr₂O₂ (< 1 мас.%), не соответствующие составу минералов обр. G2-35, а метасоматическое обогащение может приводить к появлению ложных положительных аномалий по Eu [35], но не отрицательных. В работе [24] описан перидотит (№ 634), в котором краевая часть зонального граната обеднена Cr₂O₃ и CaO и обогащена TiO₂, ЛРЗЭ и СРЗЭ относительно центральной, а в распределении РЗЭ диагностируется слабая отрицательная аномалия по Eu. Образование этого граната связано с влиянием протокимберлитового расплава, обогащенного Fe, Ti и РЗЭ [24]. Эта модель не может быть применима к гранатам из обр. G2-35: центральные и краевые части этих гранатов обеднены TiO₂ и не показывают различий в его концентрациях; прогрессирующее обогащение краевых частей этих зерен ЛРЗЭ и СРЗЭ сопровождается уменьшением значений аномалии по Eu (см. рис.4). Концентрации РЗЭ в гранатах с отрицательной аномалией по Eu идентичны гранатам, сохранившим плоский спектр в области СРЗЭ-ТРЗЭ, а обогащение последних ЛРЗЭ и СРЗЭ не приводит к обеднению по Eu. Появление отрицательной Eu-аномалии в гранатах обр. G2-35 могло быть связано с влиянием флюида, субдукционный генезис которого не исключается.

Таблица 3

Концентрации главных элементов в клинопироксенах из ксенолита G2-35, мас.%

Обогащение ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta (см. рис.4), которое наблюдается в большинстве зерен гранатов и некоторых зернах Cr-диопсидов (см. рис.6, в, г), свидетельствует о влиянии обогащенного ЛРЗЭ флюида/расплава. Низкие концентрации Fe и Ti в гранатах обр. G2-35 исключают влияние кимберлитового/протокимберлитового расплава [24, 30], а одинаковое содержание Hf, Zr и Ti (см. рис.4, 5, б) в гранатах – обогащенного высокозарядными элементами флюида субдукционного генезиса [34]. Обогащение ЛРЗЭ гранатов и клинопироксенов в перидотитах может быть связано с влиянием карбонатитового расплава/флюида, что также приводит к обогащению гранатов CaO [18, 21, 30]. Обогащение гранатов обр. G2-35 ЛРЗЭ сопровождается обратной закономерностью – уменьшением концентрации CaO (см. рис.3), что типично для гранатов, подвергшихся влиянию силикатного расплава [21, 30]. Коэффициенты распределения (KD) РЭ между различными типами гранатов и Cr-диопсидов обр. G2-35 абсолютно не соответствует таковым, равновесным с карбонатитовым расплавом [37]. Состав расплава, равновесный с обогащенными ЛРЗЭ гранатами обр. G2-35 (KD [37]), в целом может быть сопоставлен с составами карбонатитов океанических обстановок и расчетного состава карбонатитового расплава [37] по концентрациям ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta, но содержит более низкие концентрации Zr, Hf, Ti и ТРЗЭ (рис.7, а). Расчетный состав расплава, равновесного с Cr-диопсидами (KD [37]), отмечается гораздо более высокими концентрациями ЛРЗЭ, СРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta (рис.7, б), не сопоставимыми с природными и экспериментальными составами карбонатитов. В качестве метасоматического агента, влияние которого привело к обогащению гранатов и хромдиопсидов ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta, может быть рассмотрен флюид, обогащенный этими несовместимыми элементами. Большинство не зональных по РЭ зерен гранатов обогащены ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta, но с сохранением обеднения по Eu, что может указывать как на последовательность влияния флюида субдукционного генезиса и обогащенного несовместимыми элементами флюида, так и на их ассоциирующий характер.

Помимо нескольких этапов метасоматического обогащения, идентифицированных по составам гранатов и клинопироксенов, в обр. G2-35 обнаружен кварц. Его образование может быть связано с несколькими факторами: постмагматические изменение кимберлита; регрессивная трансформация коэсита в кварц; карбонатизация мантийных пород; влияние флюида/расплава субдукционного генезиса.

В кимберлитовых трубках кварц может представлять собой один из многочисленных вторичных минералов, образовавшихся в результате постмагматических процессов, или являться дезинтегрированным продуктом вмещающих пород [38]. В кимберлитовых трубках ААП кварц распространен в кратерных частях, представленных осадочными и вулканогенно-осадочными породами, содержащими дезинтегрированный материал вмещающих песчаников [16]. Из процессов вторичной минерализации в трубке им. В.Гриба широко развиты карбонатизация, окварцевание, сапонитизация и ожелезнение. Развитие кварцевых прожилков отмечено в породах верхней части трубки до глубины 200 м и в приконтактных с вмещающими породами зонах [39]. Образец G2-35 отобран из кимберлита диатремовой части трубки с глубины 400 м от поверхности, где в кимберлите можно изначально предполагать минимальное или полное отсутствие дезинтегрированного материала вмещающих пород [39]. Контакт ксенолита и кимберлита четкий, сам ксенолит обрамляется тонкой каймой хлорита. Масштабное или жильное развитие вторичной минерализации не наблюдается ни на контакте пород, ни в самом кимберлите. В ксенолите кварц не разви-вается по трещинам в минералах или межзерновом пространстве, не имеет форм жил, друз или щеток, характерных для вторичного кварца в кимберлитовых трубках [38]. Постмагматические минералы, типичные для ассоциации с вторичным кварцем (например, кальцит, пирит, магнетит, гетит и др.), не обнаружены ни в виде включений в кварце, ни в самом ксенолите. Зерна кварца в обр. G2-35 овальной или удлиненной формы и имеют четкие границы с гранатом и клинопироксеном. Приведенные данные указывают на то, что кварц в обр. G2-35 не является вторичным минералом, образовавшимся в результате постмагматических процессов.

В образцах кратонной литосферной мантии возникновение кварца связано с трансформацией коэсита в результате уменьшения давления [6, 8, 10]. Изучение природных образцов и экспериментальных исследований [5, 6, 40] показало, что замещение коэсита кварцем сопровождается появлением специфических структурных и морфологических признаков: повышенная трещиноватость или возникновение радиальных трещин вокруг зерна; удлиненная форма кристаллов кварца с перпендикулярным границе замещаемого зерна развитием их длинных осей; хорошо сформированные «палисадные» структуры; мозаичная структура с угловатыми, «зубчатыми» границами зерен кварца; полигональная структура кварца. Описанные выше структурные и морфологические особенности не наблюдаются в зернах кварца обр. G2-35. Реликты коэсита в обр. G2-35 не обнаружены. Однако расчетные Р-Т-параметры Cr-диопсидов из обр. G2-35 свидетельствуют о его захвате с интервала глубин ~ 95-105 км (31-35 кбар), а значения Т варьируются от 760 до 880 °С, что соответствует полю стабильности коэсита и не позволяет исключать, что кварц в обр. G2-35 может представлять собой параморфозы по коэситу.

Обнаружение SiO₂ в виде коэсита или кварца (как параморфоза по коэситу) в образцах мантийных эклогитов является прямым свидетельством не мантийного происхождения их протолитов [7, 8, 41]. Коэсит или кварц (как параморфоза по коэситу) диагностируются в виде включений в кристаллах алмаза эклогитового (Э-тип), реже вебстеритового (В-тип) типов [18]. Существование в пределах кристалла алмаза минеральных парагенезисов смешанного перидотит-эклогитового типа [9, 10] может указывать как на участие глубоко субдуцированного корового материала в процессе роста алмаза [9], так и на стадийность роста алмаза в результате резкого изменения состава среды кристаллизации [10], связанного с последовательными реакциями карбонатизации перидотитов, итоговым результатом которых является образование магнезита и свободного SiO₂ [10, 11]. В результате карбонатизации эклогитов также возможно образование свободного SiO₂ с последующей кристаллизацией кварца или коэсита, сопровождающегося образованием магнезита [42] или доломита [43], как показано в экспериментальных работах [42, 43]. Учитывая результаты экспериментальных исследований и фактическую минеральную ассоциацию обр. G2-35, может быть рассмотрена модель образования SiO₂-фазы (кварц/коэсит) в результате карбонатизации мантийных пород. Можно полагать, что на момент образования кварца порода представляла собой гранатовый клинопироксенит/гранат-клинопироксеновую породу, а не оливин ± ортопироксенсодержащий лерцолит.

Инфильтрация флюидов в континентальную литосферную мантию является важным фактором, контролирующим резкие изменения ее химических и физических свойств, и представляет собой среду для зарождения и роста алмазов [44]. Составы таких флюидов – флюиды высокой плотности, или HDF (high-density fluids) – известны благодаря изучению флюидных включений в кристаллах алмаза, имеющих волокнистое строение [44, 45], и представлены четырьмя типами: кислые, низкомагнезиальные карбонатитовые, высокомагнезиальные карбонатитовые и солевые. Высокие концентрации летучих компонентов и сильное обогащение несовместимыми элементами всех типов HDF позволяет рассматривать их в качестве эффективных метасоматических агентов. Установлено [44], что образование высокомагнезиальных HDF связано с плавлением карбонатсодержащего перидотита, а кислые и низкомагнезиальные карбонатитовые HDF являются результатом низких степеней частичного плавления карбонатсодержащего эклогита. Генетическая связь кислых HDF и эклогитов подтверждается многочисленными находками флюидных включений такого состава в ассоциации с включениями Э-типа в кристаллах алмаза, имеющих волокнистое строение, в том числе и с кварцем [46]. В работе [44] показана возможность прямого поступления солевых HDF в породы литосферной мантии в процессе субдукции, что вызывает insitu плавление карбонатсодержащих перидотитов и эклогитов с последующим образованием высокомагнезиальных HDF и кислых и низкомагнезиальных карбонатитовых HDF соответственно. Высокомагне-зиальные карбонатитовые и кислые HDF были обнаружены в алмазах кубоидного типа трубки им. В.Гриба [45]. Таким образом, может быть рассмотрена модель образования SiO₂-фазы (кварц/коэсит) в ксенолите G2-35 в результате воздействия кислого HDF, генетически связанного с эклогитами. Признаки влияния субдукционно связанного флюида были зафиксированы в образцах цирконсодержащих эклогитов из трубки им. В.Гриба, образование которых относится к этапу палеопротерозойской (1,9-1,7 млрд лет) субдукции. Согласно статье [34], эти эклогиты были захвачены с глубины ~120 км, что близко к расчетным параметрам Cr-диопсидов из обр. G2-35 (~95-105 км).

Образование кварца в результате взаимодействия обогащенного SiO₂ расплава субдукционного генезиса c перидотитами литосферной мантии предложено для нескольких уникальных ксенолитов литосферной мантии, обнаруженных в щелочных базальтах вулканических полей Бакони-Балатон-Хайленд в западной части Венгрии [3] и провинции Таллант на юге Испании [4]. В этих образцах кварц отмечен в виде включений в орто- и клинопироксенах обогащенного ортопироксеном и не содержащего оливин вебстерита [3] и в ортопироксене перидотитов [4]. Также обнаружены обогащенные SiO₂ расплавные включения в ортопироксене, а образец перидотита [4] граничит с жильным образованием кислого состава, состоящим из ортопироксена, плагиоклаза и кварца, через богатую ортопироксеном реакционную зону. Обогащение SiO₂ перидотитов кратонной литосферной мантии выявляется по более высоким значениям Si/Mg и повышенному содержанию модального ортопироксена, сосуществующего с высокомагнезиальным оливином [46]. Одной из нескольких отличных друг от друга моделей, объясняющих повышение концентраций SiO₂ в истощенных перидотитах [46], является реакция с расплавом, образованным при плавлении реститовых или субдукционных эклогитов [47], в результате которой образуются обогащенные ортопироксеном перидотиты или пироксениты, не содержащие оливин [48], при повышении соотношения расплав/перидотит соответственно. Обогащение модальным ортопироксеном (до 18-30 об.%) фиксируется в нескольких образцах гранатовых перидотитов из трубки им. В.Гриба [22]. В обр. G2-35 ортопироксен не обнаружен, что позволяет только предполагать возможный переход оливинсодержащего лерцолита в обогащенный ортопироксеном пироксенит под воздействием SiO₂ расплава с последующим образованием кварца без сохранения ортопироксена. Образование Cr-пиропа лерцолитовой ассоциации как продукта распада ортопироксена, в том числе в ассоциации с Cr-диопсидом, описано в серии работ [49]. Концентрации главных элементов в пиропе и Cr-диопсиде из обр. G2-35 сопоставимы с таковыми из статьи [49]. Известны находки SiO₂ фазы (кварц/коэсит) как продукта распада граната или клинопироксена в образцах UHP-метаморфических пород [50], но в образцах кратонной литосферной мантии они обнаружены в виде структур распада только в гранатах эклогитов субдукционного генезиса [6]. Сосуществование SiO₂ фазы в ассоциации с высокохромистыми мантийными минералами в виде структур распада ранее не было описано. При реакции богатых SiO₂ расплавов, возникающих при частичном плавлении эклогитов при субдукции с перидотитами литосферной мантии, могут формироваться гранат-клинопироксеновые породы, не содержащие оливин [48]. Однако составы гранатов и клинопироксенов, образующихся при этой реакции, соответствуют таковым из эклогитов группы А или вебстеритам [36], имеющим промежуточный состав между низкомагниевыми эклогитами группы В и перидотитами, и содержат гораздо более низкие концентрации Cr₂O₃ (< 0,5 мас.% [48]), не сопоставимые с составами пиропов и Cr-диопсидов из обр. G2-35. 

Заключение

Получены первые данные по составу породообразующих минералов уникального мантийного ксенолита из кимберлита трубки им. В.Гриба, в котором представлена не описанная ранее минеральная ассоциация Cr-пиропа, Cr-диопсида и кварца. Интерпретация данных по концентрациям главных и редких элементов в Cr-пиропе и Cr-диопсиде позволила реконструировать этапы преобразования породы в результате воздействия метасоматических агентов. Влияние высокотемпературных силикатных расплавов привело к трансформации исходного лерцолита в обогащенную клинопироксеном и гранатом породу, что идентифицировано по прогрессирующему тренду одновременного уменьшения концентраций Cr₂O₃ и CaO в пиропах и сохранению «нормальных» спектров распределения РЗЭ, идентичных таковым в пиропах лерцолитов трубки им. В.Гриба. Последующие этапы воздействия метасоматических агентов фиксируются по наличию выраженной отрицательной Eu-аномалии в пиропах, что может быть последствием влияния субдукционно связанного флюида, и обогащению ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta пиропов и Cr-диопсидов в результате присутствия флюида, обогащенного этими несовместимыми элементами.

Показано, что кварц в изученном ксенолите не является вторичным минералом, образовавшимся в результате влияния постмагматических процессов. Отсутствие специфических структурных и морфологических признаков, сопровождающих замещение коэсита кварцем, не позволяет однозначно утверждать, что исходно присутствующий в образце SiO₂ являлся коэситом. Однако расчетные Р-Т-параметры Cr-диопсидов из обр. G2-35 свидетельствуют о его захвате с интервала глубин ~ 95-105 км (31-35 кбар), соответствующих полю стабильности коэсита, что не позволяет исключать возможность того, что кварц в ксенолите может представлять собой параморфозы по коэситу.

В качестве приоритетных моделей образования SiO₂-фазы (кварц/коэсит) в мантийном ксенолите G2-35 мы рассматриваем карбонатизацию мантийных перидотитов или эклогитов и влияние флюида кислого состава (HDF), образованного при плавлении карбонатсодержащих эклогитов на этапе субдукции. Эти модели также могут объяснять обогащение гранатов и клинопироксенов ЛРЗЭ, Sr, Th, U, Nb и Ta. Отсутствие реакционных зон, реликтов ортопироксена, расплавных включений и структур распада в минералах в обр. G2-35, а также высокие концентрации Cr₂O₃ в гранате и клинопироксене не позволяют на данном этапе исследования рассматривать модель образования SiO₂-фазы в результате взаимодействия обогащенного SiO₂ расплава субдукционного генезиса с перидотитами литосферной мантии как приоритетную. Обогащение SiO₂ пород литосферной мантии с последующим образованием SiO₂-фазы (кварц/коэсит) в ассоциации с высокохромистыми мантийными минералами, по-видимому, имело локальных характер.

Результаты исследования показали возможность сосуществования SiO₂-фазы (кварц/коэсит) в ассоциации с высокохромистыми мантийными минералами в пределах натурального ксенолита кратонной литосферной мантии. Полученные данные могут быть использованы при интерпретации результатов как экспериментальных исследований, так и изучения природных образцов литосферной мантии, в которых представлены минеральные ассоциации «смешанного» перидотит-пироксенит-эклогитового типов.

Литература

1. Bose K., Ganguly J.  Quartz-coesite transition revisited: Reversed experimental determination at 500-1200 °C and retrieved thermochemical properties // American Mineralogist. 1995. Vol. 80. P. 231-238. DOI: 2138/am-1995-3-404
2. Incel S., Milke R., Wunder B. Orthopyroxene rim growth during reaction of (Co, Ni, Mn, Zn)-doped forsterite and quartz: Experimental constraints on element distribution and grain boundary diffusion // Mineralogy and Petrology. 2022. Vol. 116. P. 137-149. DOI: 1007/s00710-022-00773-3
3. Bali E., Zajacz Z., Kovacz I. et al. A Quartz-bearing Orthopyroxene-rich Websterite Xenolith from the Pannonian Basin, Western Hungary: Evidence for Release of Quartz-saturated Melts from a Subducted Slab // Journal of Petrology. 2008. Vol. 49. № 3. P. 421-439. DOI: 10.1093/petrology/egm086
4. Dallai L., Bianchini G., Avanzinelli R. et al. Quartz-bearing rhyolitic melts in the Earth’s mantle // Nature Communications. 2022. Vol. 13. № 7765. Р. 1-9. DOI: 10.1038/s41467-022-35382-3
5. Mikhailenko D.S., Aulbach S., Korsakov A. et al. Origin of Graphite-Diamond-Bearing Eclogites from Udachnaya Kimberlite Pipe // Journal of Petrology. 2021. Vol. 62. № P. 1-32. DOI: 10.1093/petrology/egab033
6. Alifirova T.A., Pokhilenko L.N., Korsakov A.V. Apatite, SiO₂, rutile and orthopyroxene precipitates in minerals of eclogite xenoliths from Yakutian kimberlites, Russia // Lithos. 2015. Vol. 226. P. 31-49. DOI: 10.1016/j.lithos.2015.01.020
7. Aulbach S., Smart K.A. Petrogenesis and Geodynamic Significance of Xenolitic Eclogites // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 2023. Vol. 51. P. 521-549. DOI: 1146/annurev-earth-031621-112904
8. Mikhailenko D., Golovin A., Korsakov A. et al. Metasomatic Evolution of Coesite-Bearing Diamondiferous Eclogite from the Udachnaya Kimberlite // Minerals. 2020. Vol. 10. № DOI: 10.3390/min10040383
9. Zuowei Yin, Cui Jiang, Meihua Chen et al. Inclusions of α-quartz, albite and olivine in a mantle diamond // Gondwana Research. 2017. Vol. 44. P. 228-235. DOI: 10.1016/j.gr.2016.12.004
10. Stachel T., Harris J.W., Brey G.P. Rare and unusual mineral inclusions in diamonds from Mwadui, Tanzania // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1998. Vol. 132. P. 34-47. DOI: 1007/s004100050403
11. Shatskiy A., Litasov K.D., Sharygin I.S., Ohtani E. Composition of primary kimberlite melt in a garnet lherzolite mantle source: constraints from melting phase relations in anhydrous Udachnaya-East kimberlite with variable CO₂ content at 6.5 GPa // Gondwana Research. 2017. Vol. 45. P. 208-227. DOI: 1016/j.gr.2017.02.009
12. Стативко В.С., Скублов С.Г., Смоленский В.В., Кузнецов А.Б. Редкие и редкоземельные элементы в гранатах из силикатно-карбонатных образований Кусинско-Копанского комплекса (Южный Урал) // Литосфера. 2023. Т. 23. № 2. С. 225-246. DOI: 24930/1681-9004-2023-23-2-225-246
13. Скублов С.Г., Гаврильчик А.К., Березин А.В. Геохимия разновидностей берилла: сравнительный анализ и визуализация аналитических данных методами главных компонент (PCA) и стохастического вложения соседей с t-распределением (t-SNE) // Записки Горного института. 2022.Т. 255.С. 455-469. DOI: 10.31897/PMI.2022.40
14. Skublov S.G., Rumyantseva N.A., Qiuli Li et al. Zircon Xenocrysts from the Shaka Ridge Record Ancient Continental Crust: New U-Pb Geochronological and Oxygen Isotopic Data // Journal of Earth Science. 2022. Vol. 33. № 1. P. 5-16. DOI: 10.1007/s12583-021-1422-2
15. Ларионова Ю.О., Сазонова Л.В., Лебедева Н.М. и др. Возраст кимберлитов Архангельской провинции: Rb-Sr, ⁴⁰Ar/³⁹Ar изотопно-геохронологические и минералогические данные для флогопита // Петрология. 2016. Т. 24. № 6. С. 607-639. DOI: 10.7868/S0869590316040026
16. Устинов В.Н., Микоев И.И., Пивень Г.Ф. Поисковые модели коренных месторождений алмазов севера Восточно-Европейской платформы // Записки Горного института. Т. 255. С. 299-318. DOI: 10.31897/PMI.2022.49
17. Kargin A.V., Nosova A.A., Sazonova L.V. et al. Ultramafic Alkaline Rocks of Kepino Cluster, Arkhangelsk, Russia: Different Evolution of Kimberlite Melts in Sills and Pipes // Minerals. 2021. Vol. № 540. DOI: 10.3390/min11050540
18. Stachel T., Aulbach S., Harris J.W. Mineral Inclusions in Lithospheric Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. Vol.88. № 1. P. 307-391. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.06
19. Sobolev N.V., Lavrentev Yu.G., Pokhilenko N.P., Usova L.V. Chrome-Rich Garnets from the Kimberlites of Yakutia and Their Parageneses // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1973. Vol. 40. P. 39-52. DOI: 1007/BF00371762
20. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
21. Griffin W.L., Shee S.R., Ryan C.G. et al. Harzburgite to lherzolite and back again: metasomatic processes in ultramafic xenoliths from the Wesselton kimberlite, Kimberly, South Africa // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1999. Vol. 134. P. 232- DOI: 10.1007/s004100050481
22. Щукина Е.В., Агашев А.М., Костровицкий С.И., Похиленко Н.П. Метасоматические изменения литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В.Гриба, Архангельская алмазоносная провинция // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 12. С. 2153-2172. DOI: 15372/GiG20151204
23. Ramsey R.R., Tompkins L.A. The geology, heavy mineral concentrate mineralogy, and diamond prospectivity of the Boa Esperanca and Cana Verde pipes, Corrego D’anta, Minas Gerais, Brazil // Kimberlites, Related Rocks and Mantle Xenoliths. Fifth International Kimberlite Conference, 18 June – 4 July 1991, Araxá, Brazil. Special Publication: Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais, P. 329-345.
24. Kargin A.V., Sazonova L.V., Nosova A.A., Tretyachenko V.V.Composition of garnet and clinopyroxene in peridotite xenoliths from the Grib kimberlite pipe, Arkhangelsk diamond province, Russia: Evidence for mantle metasomatism associated with kimberlite melts // Lithos. 2016. Vol. 262. P. 442- DOI: 10.1016/j.lithos.2016.07.015
25. Lebedeva N.M., Nosova A.A., Kargin A.V. et al.Sr-Nd-O isotopic evidence of variable sources of mantle metasomatism in the subcratonic lithospheric mantle beneath the Grib kimberlite, northwestern Russia // Lithos. 2020. Vol.376-377. № 105779. DOI: 1016/j.lithos.2020.105779
26. Canil D. The Ni-in-garnet geothermometer: calibration at natural abundances // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1999. Vol. 136. P. 240-246. DOI: 1007/s004100050535
27. Nimis P., Taylor W.R. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2000. Vol. 139. P. 541-554. DOI: 1007/s004100000156
28. Hasterok D., Chapman D.S. Heat production and geotherms for the continental lithosphere // Earth and Planetary Science Letters. 2011. Vol. 307. P. 59- DOI: 10.1016/j.epsl.2011.04.034
29. Day H.W. A revised diamond-graphite transition curve // American Mineralogist. 2012. Vol. 97. P. 52-62. DOI: 2138/am.2011.3763
30. Agashev A.M., Ionov D.A., Pokhilenko N.P. et al. Metasomatism in lithospheric mantle roots: Constraints from whole-rock and mineral chemical composition of deformed peridotite xenoliths from kimberlite pipe Udachnaya // Lithos. 2013. Vol. 160-161. 201-215. DOI: 10.1016/j.lithos.2012.11.014
31. Гаврильчик А.К., Скублов С.Г., Котова Е.Л. Редкоэлементный состав берилла из месторождения Шерловая Гора, Юго-Восточное Забайкалье // Записки Российского минералогического общества. 2021. T. 150. № 2. С. 69-82. DOI: 10.31857/S0869605521020052
32. Румянцева Н.А., Скублов С.Г., Ванштейн Б.Г. и др. Циркон из габброидов хребта Шака (Южная Атлантика): U-Pbвозраст, соотношение изотопов кислорода и редкоэлементный состав // Записки Российского минералогического общества. 2022. Т. 151. № 1. С. 44-73. DOI: 10.31857/S0869605522010099
33. Skuzovatov S., Shatsky V.S., Ragozin A.L., Smelov A.P. The evolution of refertilized lithospheric mantle beneath the northeastern Siberian craton: Links between mantle metasomatism, thermal state and diamond potential // Geoscince Frontiers. 2022. Vol. 13. Iss. 6. № 101455. DOI: 10.1016/j.gsf.2022.101455
34. Shchukina E.V., Agashev A.M., Zedgenizov D.A. Origin of zircon-bearing mantle eclogites entrained in the V.Grib kimberlite (Arkhangelsk region, NW Russia): Evidence from mineral geochemistry and the U-Pb and Lu-Hf isotope compositions of zircon // Mineralogy and Petrology. 2018. Vol. 112. № 1. P. 85-100. DOI: 1007/s00710-018-0581-z
35. Gréau Y., Huang J.-X., Griffin W.L. et al. Type I eclogites from Roberts Victor kimberlites: Products of extensive mantle metasomatism // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2011. Vol. 75. P. 6927-6954. DOI: 10.1016/j.gca.2011.08.035
36. Taylor L.A., Snyder G.A., Keller R. et al. Petrogenesis of group A eclogites and websterites: evidence from the Obnazhennaya kimberlite, Yakutia // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2003. Vol. Iss. 4. P. 424-443. DOI: 10.1007/s00410-003-0465-y
37. Dasgupta R., Hirschmann M.M., McDonough W.F. et al. Trace element partitioning between garnet lherzolite and carbonatite at 6.6 and 8.6 GPa with applications to the geochemistry of the mantle and of mantle-derived melts // Chemical Geology. 2009. Vol. 262. 57-77. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2009.02.004
38. Зинчук Н.Н. Об особенностях исследований постмагматических и гипергенных изменений кимберлитовых пород // Отечественная геология. 2021. № 5. С. 26-42.
39. Пенделяк Р.Н., Морозов А.В., Могутова В.А. Геологическое строение трубки им. В.Гриба и ее индикаторные особенности в геофизических полях // Отечественная геология. 2019. № 5. С. 53-59. DOI: 10.24411/0869-7175-2019-10038
40. Bidgood A.K., Parsons A.J., Lloyd G.E. et al. EBSD-based criteria for coesite-quartz transformation // Journal of Metamorphic Geology. 2021. Vol. 39. Iss. 2. P. 165-180. DOI: 1111/jmg.12566
41. Aulbach S., Arndt N.T. Eclogites as palaeodynamic archives: Evidence for warm (not hot) and depleted (but heterogeneous) Archaean ambient mantle // Earth and Planetary Science Letters. 2019. Vol. 505. P. 162-172. DOI: 1016/j.epsl.2018.10.025
42. Vinogradova Y.G., Shatskiy A., Arefiev A.V., Litasov K.D. The equilibrium boundary of the reaction Mg₃Al₂Si₃O₁₂ + 3CO₂ = Al₂SiO₅ + 2SiO₂ + 3MgCO₃ at 3-6 GPa // American Mineralogist. 2023. Р. 1-24 (Online first). DOI: 10.2138/am-2022-8696
43. Shatskiy A., Vinogradova Y.G., Arefiev A.V., Litasov K.D. Revision of the CaMgSi₂O₆−CO₂ P-T phase diagram at 3-6 GPa // American Mineralogist. 2023. Р. 1-21 (Online first). DOI: 10.2138/am-2022-8588
44. Weiss Y., Czas J., Navon O. Fluid Inclusions in Fibrous Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. Vol. 88. Iss. 1. P. 475-532. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.09
45. Zedgenizov D.A., Malkovets V.G., Griffin W.L. Composition of diamond-forming media in cuboid diamonds from the V.Grib kimberlite pipe (Arkhangelsk province, Russia) // Geochemical Journal. 2017. Vol. 51. Iss. 3. P. 205-213. DOI: 2343/geochemj.2.0455
46. Tomlinson E.L., Kamber B.S. Depth-dependent peridotite-melt interaction and the origin of variable silica in the cratonic mantle // Nature Communications. 2021. Vol.12. № DOI: 10.1038/s41467-021-21343-9
47. Yaxley G.M., Green D.H. Reactions between eclogite and peridotite: mantle refertilisation by subduction of oceanic crust // Swiss Journal of Geosciences Supplement. 1998. Vol. 78. Iss. 2. P. 243-255.
48. Rapp R.P., Norman M.D., Laporte D. et al. Continent Formation in the Archean and Chemical Evolution of the Cratonic Lithosphere: Melt-Rock Reaction Experiments at 3-4 GPa and Petrogenesis of Archean Mg-Diorites (Sanukitoids) // Journal of Petrology. Vol. 51. № 6. P. 1237-1266. DOI: 10.1093/petrology/egq017
49. Gibson S.A. On the nature and origin of garnet in highly-refractory Archean lithospheric mantle: constraints from garnet exsolved in Kaapvaal craton orthopyroxenes // Mineralogical Magazine. 2017. Vol. 81. Iss. 4. P. 781-809. DOI: 10.1180/minmag.2016.080.158
50. Keller D.S., Ague J.J. Quartz, mica, and amphibole exsolution from majoritic garnet reveals ultra-deep sediment subduction, Appalachian orogen // Science Advances. 2020. Vol. 6. Iss. 11. DOI: 10.1126/sciadv.aay5178