Проблема идентификации нижнекоровых гранат-клинопироксеновых гранулитов и мантийных эклогитов на примере ксенолитов трубки им. В.Гриба

Введение

Одним из ключевых методов изучения состава мантии и глубинного строения земной коры является анализ ксенолитов – фрагментов мантийных и нижнекоровых пород, выносимых на поверхность трубками взрыва. Особый интерес представляют гранат-клинопироксеновые породы, которые могут интерпретироваться как нижнекоровые гранулиты либо мантийные эклогиты. Их надежная идентификация имеет принципиальное значение для понимания эволюции литосферы [1], поскольку гранулиты фиксируют процессы переработки нижней коры, тогда как мантийные эклогиты несут информацию о протекании субдукции, метасоматизма и перекристаллизации мантийного вещества [2, 3].

В настоящее время четкая граница, отделяющая ксенолиты эклогитов от высокобарических нижнекоровых гранулитов, отсутствует. Ряд исследователей считают, что гранулиты высокого давления содержат отдельные минеральные ассоциации (Grt + Cpx + Pl + Qz), которые отличаются от эклогитов наличием плагиоклаза, а от гранулитов среднего давления – отсутствием ортопироксена [4]. Однако другими исследователями поддерживается менее популярная теория о существовании субфации плагиоклазсодержащих эклогитов, согласно которой в высокотемпературной области эклогитовой фации, пограничной с высокобарной областью гранулитовой фации, существует область совместной устойчивости омфацита и граната с плагиоклазом [5-7]. Из-за отсутствия в подобных типах пород ортопироксена оценка равновесного давления в глубинных ксенолитах может быть необъективной, так как большинство гранат-клинопироксеновых геобарометров основано на реакциях равновесия этих минералов в гранатовых лерцолитах и пироксенитах [8]. Основным определяющим фактором отнесения метаморфической породы к эклогиту является наличие граната и высоко-Na клинопироксена (омфацита) с содержанием жадеитового минала более 20 мол.%, в некоторых случаях – специфичных акцессорных минералов (кианит, рутил, коэсит) [7].

Тем не менее в большинстве случаев разграничение гранат-клинопироксеновых глубинных ксенолитов обоих типов только по количественным минералогическим критериям оказывается недостаточным, что обуславливает необходимость привлечения данных об особенностях распределения редких и редкоземельных элементов в породообразующих минералах. Характер распределения редких и редкоземельных элементов в минералах является одним из самых высокоинформативных показателей, позволяющих уточнить условия кристаллизации, характер исходных протолитов и последующие метасоматические события. Это хорошо показано на примере циркона из пегматитов [9] и гранитов [10].

Решение проблемы классификации гранат-клинопироксеновых (Grt-Cpx) ксенолитов из трубки им. В.Гриба особенно актуально, так как в работах [11-13] для нее было показано наличие циркона в нескольких ксенолитах, представленных мантийными эклогитами. В данный момент только для трех объектов мантийных эклогитов из кимберлитов установлено присутствие этого минерала – кратон Слэйв [14], трубка им. В.Гриба [11, 12, 15] и кратон Касаи [1, 16], в то время как нахождение циркона в гранулитовых ксенолитах довольно распространено [17, 18].

Цель настоящего исследования – комплексный анализ минералого-геохимических особенностей мантийных эклогитов и нижнекоровых гранатовых (Grt) гранулитов на примере ксенолитов трубки им. В.Гриба и решение вопроса их природы (корового или мантийного происхождения) с помощью методов классической термобарометрии.

Геологическая характеристика района исследования

Краткая характеристика Зимнебережного алмазоносного района (ЗБР)

Расположенный на севере Восточно-Европейской платформы Зимнебережный район находится в центральной части приподнятого блока фундамента между Лешуконским и Керецко-Пинежским рифейскими авлакогенами. Блок состоит из кристаллического фундамента, покрытого платформенными отложениями венда-палеозоя и частично рифеем. Возраст фундамента и соседних территорий составляет от 2,7 до 1,8 млрд лет, что дает предпосылки алмазоносных трубок [19]. Территория представляет собой сочетание архейских и палеопротерозойских гранулито-гнейсовых комплексов с мезо- и кайнозойскими структурами. Зимнебережный блок, вероятно, является архейской структурой, не подвергшейся существенной деструкции в раннем протерозое. Наличие алмазоносных кимберлитов указывает на сохранность мантийного корня [20].

Согласно А.В.Самсонову и его коллегам [19], Зимнебережный блок относится к юго-восточному продолжению палеопротерозойского Лапландско-Кольского коллизионного пояса Фенноскандинавского щита (рис.1). В ЗБР выделяются семь полей развития кимберлитов позднедевонско-раннекаменноугольного возраста, включая два месторождения – им. М.В.Ломоносова и им. В.Гриба, которые являются важнейшими источниками алмазов для отечественной минерально-сырьевой базы [21, 22]. Проводимые исследования этих месторождений – основа для различных модельных построений [23-25]. Геохронологические исследования показали, что формирование алмазоносных кимберлитов происходило в возрастном интервале 376-378 млн лет [26].

Строение трубки им. В.Гриба

Кимберлитовая трубка им. В.Гриба, открытая в 1996 г., является наиболее высокоалмазоносным месторождением Восточно-Европейской провинции. Она расположена в центральной части ЗБР, в пределах Верхотинского поднятия Ручьевского выступа кристаллического фундамента. Тело, приуроченное к рудовмещающему разрывному нарушению северо-восточного простирания, находится в пределах локальной малоконтрастной структуры диаметром 2-4 км (мульда проседания), выполненной более молодыми кимберлитовмещающими породами венда. Трубка прорывает слаболитифицированные осадочные породы верхнего рифея и верхнего венда и перекрывается толщей терригенных и карбонатных пород среднего карбона и рыхлых четвертичных отложений (рис.1, б). На погребенной поверхности в плане трубка имеет ромбовидно-округлую форму (575×500 м), вытянутую в северо-восточном направлении, площадь на уровне эрозионного среза – 16 га. В интервале глубин 800-1000 м трубка превращается в асимметричное дайкообразное тело аналогичной ориентировки.

Трубка им. В.Гриба обладает сложным строением с выделением двух основных фаз внедрения, отличающихся по минеральному составу, текстурным особенностям и уровню алмазоносности – ксенотуфобрекчии и кимберлиты [20]. В первую очередь образовались туфо- и ксенотуфобрекчии, во вторую – автолитовые кимберлитовые брекчии и порфировые кимберлиты. Туфо- и ксенотуфобрекчии подразделяются на две фазы, автолитовые кимберлитовые брекчии и порфировые кимберлиты – предположительно на четыре фазы. Такое строение указывает на неоднократность внедрения кимберлитовой магмы и импульсный характер магматической активности, что согласуется с современными моделями формирования коренных месторождений алмазов [27]. Проведенные в последнее время исследования алмазов из кимберлитов трубки им. В.Гриба [28] установили высокую долю низкоазотных кристаллов и индивидов с примесью Ni, которые могут быть индикаторами наличия в месторождении крупных кристаллов типа CLIPPIR. Этоуказывает на специфические условия их кристаллизации, которые отличаются от других кимберлитовых тел Восточно-Европейской, Сибирской платформ и россыпей Урала.

Глубинные ксенолиты трубки им. В.Гриба

Мантийные ксенолиты из кимберлитовой трубки им. В. Гриба представлены широким спектром составов глубинных ультраосновных пород: шпинелевые и гранатовые перидотиты (лерцолиты и гарцбургиты), пироксениты (вебстериты) и эклогиты, детально исследуемые на протяжении нескольких лет [29]. В свою очередь, ксенолиты нижнекоровых пород из данной трубки до сих пор недостаточно изучены [17, 18] и классифицируются как Grt-Cpx гранулиты или Grt-клинопироксеновые (эклогитоподобные) породы.

В качестве каменного материала для настоящего исследования выбраны шесть образцов гранат-клинопироксеновых ксенолитов из трубки им. В.Гриба, предоставленные АО «АГД Даймондс».

Методы

Анализ химического состава исследуемых ксенолитов

В связи с сильной ограниченностью каменного материала анализ проводился не для шести, а для пяти образцов. Содержание главных элементов анализировалось рентгеноспектральным флуоресцентным методом (XRF) на многоканальном спектрометре ARL-9800 по стандартной методике (Институт Карпинского). Нижний предел определения оксидов петрогенных элементов составляет 0,01-0,05 мас.%. Содержание редких и редкоземельных (REE) элементов определялось методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре ELAN-DRC-6100 по стандартной методике (Институт Карпинского) с использованием кислотного разложения в смеси кислот (HF + HNO₃). Для контроля точности анализа использовались геологические стандарты USGS. Относительная погрешность определения для более чем 70 элементов не превышает 5-10 % – для REE менее 5 %, для Rb, Sr, Ba, Nb, Ta, Zr, Hf, U и Th – менее 10 %. Нижние пределы обнаружения колеблются в пределах 0,01 % для главных и 0,005-0,010 ppm для большинства редких и редкоземельных элементов.

Химический состав минералов

Состав минералов, а также особенности их строения и взаимоотношения исследовались в препаратах из эпоксидной смолы (шайбах) в режиме обратноотраженных электронов (BSE) на растровом электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA c энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (ИГГД РАН). Для расчета минального состава минералов использовалась программа Minal 3.0, разработанная Д.В.Доливо-Добровольским (ИГГД РАН) [30], расчет эмпирических формул минералов проводился в соответствии с рекомендациями В.Г.Кривовичева и Ю.Л.Гульбина [31]. Состав амфиболов рассчитан на основании рекомендаций и классификационной схемы, утвержденной IMA [32]. Аббревиатуры минералов даны по статье [33].

Содержание редких элементов в минералах

Определялось методом масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в Ярославском филиале ФТИ им. К.А.Валиева РАН. Погрешность измерения редких элементов составляет до 10 % для концентраций выше 1 ppm и до 20 % для диапазона концентраций 0,1-1 ppm; порог обнаружения для различных элементов варьируется в пределах 5-10 ppb. Редкоэлементный состав породообразующих минералов определялся в тех же участках, что и анализ главных элементов. При построении спектров распределения REE составы минералов нормировались на соcтав хондрита CI [34]. Рассчитывались величины Eu- и Ce-аномалий

Методика выбора геотермометров и геобарометров

В настоящей работе такая методика обусловлена биминеральным характером исследуемых образцов. Оценка Р-Т параметров эклогитовых ксенолитов проводилась с помощью четырех геотермометров, основанных на перераспределении Fe и Mg между гранатом и омфацитом – EG79, P85, A94 [35-37] и K00 [38], каждому из которых в соответствие ставилась геотерма со значением 40 мВт/м², так как практически все современные оценки теплового потока под древними архейскими кратонами характеризуются величинами порядка 38-42 мВт/м² [39]. Использован эмпирический Grt-Cpx барометр, предназначенный для мантийных эклогитов – BFM15 [40]. Для определения P-T параметров нижнекоровых высокобарических гранулитов применялись те же Grt-Cpx геотермометры (EG79, P85, A94, K00), что и для эклогитов, но давление определялось «напрямую» с помощью Pl-Cpx-Grt-Qtz геобарометра NP82 [41]. Кроме того, для определения температуры гранулитового метаморфизма был использован термометр, основанный на содержании Ti в цирконе (Ti-in-Zrn) [42]. Попытки применить геобарометр BFM15 не увенчались успехом – метод давал аномально заниженные давления <5 кбар, поэтому его пришлось исключить.

Результаты

Петрографическая характеристика

В макроскопическом плане эклогитовые ксенолиты (обр. 334-137, 8-25-100, 11-30-11) представлены породами темно-зеленого цвета с массивной текстурой и среднезернистой гранобластовой структурой (рис.2, а). Породообразующими минералами ксенолитов являются гипидиоморфный гранат и сильно опацитизированный клинопироксен, занимающие от 80 до 90 % объема породы. Гранат во всех образцах представлен крупными округлыми зернами 0,3-1,5 см с сильной трещиноватостью и находится в матрице крупных до 0,5 см клинопироксенов. Отметим, что для ксенолитов данного типа характерно наличие флогопитовых кайм до 1 мм на контакте зерен граната и клинопироксена и секущих их серпентиновых прожилков. Включений в гранате и клинопироксене не обнаружено, но оба минерала сильно изменены.

Гранулитовые ксенолиты (обр. 252-30, 272-112, 335-137) характеризуются среднезернистой гранобластовой структурой с массивной (обр. 335-137) и полосчатой текстурой (обр. 272-112, 252-30), где полосчатость образована лейкократовыми и меланократовыми зонами шириной порядка 0,2-0,5 см. Меланократовые зоны представлены гипидиоморфным гранатом до 1 см и ксеноморфным клинопироксеном 0,2-0,5 мм, иногда находящимся в образцах в виде включений в гранате (обр. 272-112, 335-137) (рис.2, б). Ориентированные вдоль направления полосчастости чешуйки флогопита до 0,2 мм наблюдаются в обр. 272-112 и 252-30 и ассоциируют больше с клинопироксеном. Лейкократовые зоны состоят из кислого плагиоклаза, иногда почти полностью замещенного калиевым полевым шпатом, и серпентин-хлоритовой скрытокристаллической массы (до 30 % от объема породы). Зерна граната (реже клинопироксена) содержат разнообразные включения, представленные кварцем (около 0,025 мм), неизмененными рутилом и апатитом.

Валовый состав пород

Определен для трех образцов Grt-Cpx гранулитов (обр. 252-30, 272-112, 335-137) и двух образцов эклогитов (обр. 334-137, 8-25-100). К сожалению, из-за небольших размеров ксенолита невозможно было проанализировать валовый состав образца 11-30-11.

Главные элементы

Все ксенолиты по особенностям состава отвечают монцогаббро, за исключением обр. 334-137 (данный эклогит лежит в поле габбро). Для Grt гранулитов характерно повышенное содержание Na₂O + K₂O и пониженное MgO и FeO относительно эклогитов (табл.1).

Таблица 1

Результаты химического анализа исследуемых пород методом XRF, мас.%

⃰ ППП – потери при прокаливании.

Редкие элементы

Спектры REE для всех изученных пород имеют дифференцированный характер с пониженным содержанием HREE относительно LREE. В гранулитах наблюдается четко выраженная положительная Eu-аномалия (Eu/Eu* около 1,42), которая может быть вызвана присутствием в них плагиоклаза. Четкой закономерности в распределении REE на породном уровне для эклогитов и гранулитов не наблюдается (рис.3). Что касается редких элементов, то гранулитовые ксенолиты относительно эклогитовых характеризуются повышенными значениями Ba и Sr, которые так же положительно коррелируют с содержанием плагиоклаза, и пониженным содержанием Cr и Cu (табл.2). Относительно остальных редких элементов четкой закономерности не наблюдается.

Породообразующие минералы

Гранат из исследуемых ксенолитов относится к альмандин-гроссуляр-пироповой серии. Гранаты из гранулитов и эклогитов имеют свои структурные отличия. Для эклогитовых гранатов характерно наличие флогопитовых кайм, образующихся на контакте с клинопироксеном (рис.4, а), в то время как в гранулитовых гранатах обнаружены включения, выраженные апатитом, рутилом, кварцем и иногда клинопироксеном (рис.4, в, г).

Таблица 2

Химические составы исследуемых пород по результатам ICP-MS, ppm

Главные элементы

Химическая зональность эклогитовых гранатов проявлена слабо. Во всех трех образцах от центра к краю наблюдается небольшое уменьшение пиропового (Prp) и увеличение альмандинового (Alm) миналов. В обр. 8-25-100 обнаружена более поздняя генерация метасоматического граната, развивающаяся от края зерен по трещинам в первичном минерале и проявляющаяся крайне неравномерно (рис.4, б). Новообразованный гранат отличается от первоначального повышенной магнезиальностью ‒ #Mg метасоматического граната превышает #Mg неизмененной центральной части примерно в 1,3 раза (приложение 1). Также для метасоматического граната характерно высокое содержание TiO₂ до 0,73 мас.% и низкое CaO около 8,37 мас.% по сравнению с первичным минералом. Гранаты из гранулитов отличаются более однородным составом, но в обр. 252-30 и 335-137 тоже встречается слабовыраженная обратная зональность.

Согласно диаграмме минального состава (рис.5, а), гранаты из эклогитов отличаются высоким содержанием Prp компонента по сравнению с гранатами из гранулитов, однако есть некоторые особенности. Гранаты из обр. 11-30-11 и 334-137, имеющие примесь Cr₂O₃ (до 3 мас.% в неизмененной центральной части), являются однозначно пиропами (Prp_67-69, Alm_17-24, Grs_1-8), в то время как гранаты из обр. 8-25-100 содержат примерно одинаковое количество всех трех компонентов – Prp_34-35, Alm₃₆, Grs₂₇ в первичном гранате и Prp₅₃, Alm₃₀, Grs₁₆ в метасоматическом. Гранаты из обр. 252-30, 272-112, 335-137, являющихся нижнекоровыми гранулитами, относятся к пироп-альмандиновому ряду (см. табл.1) и характеризуются следующим минальным составом – Prp_24-36, Alm_47-53, Grs_15-21 (приложение 1).

Редкие элементы В большинстве гранатов из исследуемых ксенолитов относительно спектров распределения REE сохраняется общая закономерность – наблюдается резко выраженная дифференциация от LREE к HREE, с обогащением спектра в области тяжелых редкоземельных элементов (рис.5, б). Нормальный тип распределения REE для гранатов из мантийных эклогитов характерен для всех образцов, за исключением обр. 252-30, являющегося гранулитом. Гранат из данного ксенолита обладает аномально пониженным содержанием HREE, имеет своеобразный спектр синусоидальной формы (рис.5, б), причем краевые части граната сильнее обеднены HREE, по сравнению с центральными. В остальных ксенолитах ярко выраженной неоднородности в распределении REE не наблюдается. Повышенным содержанием REE отличается гранулит обр. 335-137 (∑REE = 120 ppm), а самым низким ‒ обр. 11-30-11, являющийся мантийным эклогитом (∑REE = 18,4 ppm) (приложение 2). Отметим, что большинство спектров содержаний REE в гранатах из эклогитов и гранулитов находятся в поле гранатов из мантийных эклогитов трубки им. В.Гриба, описанных ранее [13] (рис.5, б).

В распределении редких элементов в гранатах (табл.2) наблюдается повышенное содержание хрома в мантийных эклогитах, по сравнению с нижнекоровыми гранулитами (>300 ppm в центральных частях зерен) (см. приложение 1). По другим элементам содержания в эклогитовых и гранулитовых гранатах находятся в приблизительно одинаковом диапазоне значений.

Клинопироксен

в эклогитах в краевых зонах образует микро- и мелкозернистый агрегат с высокой пористостью губчатого облика, в интерстициях замещаемый амфиболом преимущественно паргаситового состава (рис.6, а, б). Клинопироксены из гранатовых гранулитов характеризуются однородным строением (рис.6, в).

Главные элементы Клинопироксены из большинства эклогитовых ксенолитов содержат примесь Cr₂O₃ (до 1 мас.% в неизмененной центральной части), отрицательно коррелирующую с содержанием Na₂O (до 2 мас.% в неизмененной центральной части). Измененный клинопироксен с губчатой структурой отличается от центральных частей повышенным содержанием FeO, MgO, CaO и пониженным Na₂O (приложение 3). Состав центральных неизмененных частей клинопироксена в эклогитах и гранулитах содержит больше Na, по сравнению с включениями в гранате и каймами (разница в содержании Jd минала достигает 2 %).

По классификации Л.Тейлора и К.Нила [48], основанной на выделении мантийных эклогитов групп А, В и С по содержанию MgO и Na₂O в клинопироксенах, изучаемые образцы приурочены к группам A и B (рис.7, б). Согласно данной классификации эклогиты группы А представляют собой кумулаты мантийных расплавов; эклогиты группы В ‒ реститы плавления базальтов океанической коры; эклогиты группы С ‒ реститы плавления океанической коры, обогащенной плагиоклазом. На данной диаграмме отчетливо видно, что химический состав клинопироксенов из нижнекоровых гранулитов (обр. 252-30, 272-112, 335-137) имеет достаточно высокое сходство с теоретическим составом клинопироксенов из мантийных эклогитов группы В, Cr-содержащие клинопироксены из мантийных эклогитов (обр. 11-30-11, 334-137) лежат в группе А (рис.7, б). Один из эклогитовых ксенолитов занимает промежуточное поле между группами (обр. 8-25-100) из-за большого количества измененного клинопироксена в образце (до 40 об.%), который имеет заниженные содержания Na₂O. Неизмененные центральные части клинопироксена из этого эклогита находятся в поле группы В.

По классификации Н.Моримото с соавторами [49] (рис.7, а) клинопироксены из эклогитовых ксенолитов характеризуются низким содержанием жадеитового минала и относятся к диопсиду.

Редкие элементы

Содержание редкоземельных элементов в клинопироксенах из исследуемых ксенолитов характеризуется дифференцированным спектром с понижением содержания от LREE к HREE (рис.7, в).

Клинопироксены из гранатовых гранулитов отличаются от эклогитов повышенным (почти в 2,5 раза) суммарным содержанием REE (см. приложение 2), но закономерность распределения REE в обоих типах одна и та же.

Плагиоклаз

Частично замещенные зерна плагиоклазов, находящихся в лейкократовых зонах полосчатых гранатовых гранулитов, в большинстве своем представлены олигоклазом An_15-18 Ab_79-82 Or_2-5 (приложение 4).

Вторичные минералы

Флогопит. Слюды во всех изученных ксенолитах классифицируются как флогопиты (приложение 4). В эклогитовых ксенолитах данный минерал представлен в виде кайм на контактах породообразующих минералов, в то время как в гранатовых гранулитах флогопит проявлен неравномерно и ориентирован вдоль направления полосчатости образцов. Из особенностей химического состава отметим повышенную магнезиальность эклогитового флогопита (около 85 %) по сравнению с флогопитом из гранулитов (около 75 %).

Амфиболы развиваются в эклогитах, в приконтактовых зонах породообразующих минералов, замещая при этом губчатый измененный клинопироксен. По классификации в статье [50] амфиболы являются паргаситом. Их состав меняется в зависимости от степени амфиболизации – в наиболее амфиболизированном обр. 334-137 магнезиальность почти в два раза больше, чем в слабоамфиболизированном обр. 8-25-100 (приложение 4).

P-T параметры

Оценки давления и температур образования ксенолитов мантийных эклогитов проведены по средним составам центральных неизмененных зон гранатов и клинопироксенов, полученным по нескольким точкам в различных зернах, так как контактовые зоны минералов в этих образцах представлены метасоматическим гранатом и губчатым клинопироксеном и отражают более поздние условия. Такая методика обусловлена гомогенностью центральных частей зерен гранатов и клинопироксенов и пользуется популярностью при изучении мантийных эклогитов, так как ксенолиты подобного типа часто сильно изменены.

Установлено, что в гранатах всех трех гранулитовых ксенолитов единичные включения кварца размером около 25 мкм не имеют радиальных трещин, возникающих при переходе коэсит – кварц. Это накладывает ограничения на величины давления, при которых происходил захват включений, в результате чего оценка этого параметра с помощью геотермы теплового потока не представляется возможной. Отсутствие явной химической и структурно-текстурной зональности в породообразующих минералах из Grt гранулитов позволяет сделать вывод о равновесности данной минеральной системы. Поэтому для выявления условий образования таких ксенолитов взяты анализы краевых частей зерен, по возможности контактирующих друг с другом.

Получившаяся температура кристаллизации циркона из гранат-клинопироксеновых гранулитов (обр. 252-30, 272-112) колеблется от 724 до 789 °С (табл.3). Для расчета P-T параметров формирования гранулитов использовалось среднее значение температуры для каймы циркона и его частично перекристаллизованного ядра. Расчет температур образования для ксенолитов мантийных эклогитов с использованием различных калибровок Grt-Cpx геотермометров показывает результаты, которые могут отличаться почти на 100 °С. Значения давлений, рассчитанные с помощью геотермы теплового потока (40 мВт/м²) и Grt-Cpx барометра [40], дают погрешность в среднем 10 кбар. Расчет температур образования для Grt гранулитов с использованием всех пяти геотермометров имеет аналогичный разброс результатов ‒ в некоторых случаях разница больше 150 °С (наибольшая для геотермометров K00 и EG79).

Таблица 3

Рассчитанные P-T параметры условий формирования ксенолитов

Обсуждение результатов

При петрографическом описании шести глубинных ксенолитов из кимберлитовой трубки им. В.Гриба выделены две разновидности пород, отличающиеся по структурно-текстурным признакам и минеральным ассоциациям, ‒ эклогиты и Grt-Cpx гранулиты. Все ксенолиты по особенностям состава отвечают монцогаббро и габбро, и четкой закономерности в распределении REE и редких элементах для эклогитов и гранулитов на породном уровне не наблюдается. Гранат из исследуемых ксенолитов относится к альмандин-гроссуляр-пироповой серии. Химическая зональность гранатов из эклогитов проявлена слабо. В большинстве образцов от центра к краю наблюдается небольшое уменьшение Prp и увеличение Alm миналов, что является обратной зональностью как следствие эксгумации эклогитового ксенолита при подъеме вмещающего кимберлита [51]. В образце эклогита 8-25-100 обнаружена более поздняя генерация метасоматического граната, развивающаяся от края зерен по трещинам и отличающаяся от первоначального граната повышенной магнезиальностью, в то время как гранаты из гранулитовых ксенолитов характеризуются более однородным составом. Метасоматический гранат в ксенолитах мантийных эклогитов с аналогичными структурно-геохимическими особенностями был описан в работах Н.М.Лебедевой и др. [52] и Д.С.Михайленко с соавторами [53], где интерпретировался как результат «…раннего метасоматоза под действием карбонат-ультрамафических расплавов» [52]. Нами установлено обогащение гранатов из эклогитов пироповым миналом – Prp_34-69 Alm_17-36 Grs_8-27 по сравнению с гранатами из гранулитов – Prp_24-36 Alm_47-53 Grs_15-21. Отметим, что почти все гранаты из исследованных образцов (за исключением гранулита обр. 335-137) лежат в поле «классических» мантийных эклогитов Канады и Якутии [44, 45, 50], а составы гранатов мантийных эклогитов трубки им. В.Гриба, описанные предшественниками [13], полностью совпадают с гранатами обоих типов рассматриваемых нами ксенолитов – как гранулитов, так и эклогитов (см. рис.5). Однако при сравнении составов гранатов из исследуемых нами ксенолитов с гранатами нижнекоровых гранулитов известных высокометаморфических комплексов Восточной Германии и Западных Судет [46, 47] гранаты из Grt-Cpx гранулитов трубки им. В.Гриба находятся в перекрывающей зоне полей «гранулитовых» и «эклогитовых» гранатов (см. рис.5, а).

Клинопироксены из эклогитов часто изменены по краям и имеют губчатую структуру с развитием паргасита. Образование подобных губчатых структур в клинопироксене было замечено во многих мантийных эклогитах рядом исследователей и интерпретируется как «…результат совокупного воздействия декомпрессии при подъеме кимберлитов и флюидного потока, пропитывающего ксенолиты по трещинам» [54]. Для измененных зон клинопироксенов из эклогитов характерно пониженное содержание Jd минала (до 6 мол.%) по сравнению с центральными частями зерен (до 19 мол.%), в то время как для гранулитовых клинопироксенов – повышенное содержание Jd минала (около 20 мол.%). Потеря Na₂O клинопироксеном может интерпретироваться как результат интенсивно проявленных метасоматических процессов, признаками которых являются обилие флогопитовых кайм около граната и губчатый облик клинопироксена. Однако большинство вынесенных на диаграмму значений составов клинопироксенов из мантийных эклогитов трубки им. В.Гриба, описанных раннее [13], также характеризуется пониженным Na₂O (среднее значение Jd минала < 20 мол.%) (рис.7, а). Широко используемая классификация мантийных эклогитов Л.Тейлора и К.Нила оказалась непригодной для разделения нижнекоровых гранулитов и эклогитов, так как клинопироксены из нижнекоровых гранулитов попадают в поле мантийных эклогитов группы В (рис.7, б).

Таким образом, можно сделать вывод о невозможности корректно идентифицировать нижнекоровые Grt-Cpx гранулиты и мантийные эклогиты на уровне составов по главным элементам породообразующих минералов. Особенностями, отличающими мантийные эклогиты, являются высокий пироповый минал в гранате (больше 34 %), признаки метасоматических процессов (метасоматический гранат, губчатый клинопироксен с паргаситом, флогопитовые каймы на контакте граната и клинопироксена) и отсутствие плагиоклазовых прослоек в породе.

В большинстве гранатов из исследуемых ксенолитов наблюдается резко выраженная дифференциация от LREE к HREE с обогащением спектра в области тяжелых редкоземельных элементов. Исключение составляет гранулитовый гранат из обр. 252-30 с аномально пониженным содержанием HREE. Вероятно, подобный изгиб в области тяжелых REE в гранате мог произойти при взаимодействии минерала во время совместного роста с мелкодисперсными редкоземельными фосфатами, например монацитом [55]. Содержание REE в клинопироксенах характеризуется дифференцированным спектром с понижением содержания от LREE к HREE. Наличие такого наклона спектра объясняется присутствием в парагенезисе граната, являющегося типичным концентратором тяжелых REE.

Сравнительный анализ распределения редкоземельных и редких элементов в породообразующих минералах гранулитов и эклогитов показал практически идентичный характер распределения REE в гранате и клинопироксене обоих типов ксенолитов и небольшие отличия в их редкоэлементном составе (в обоих минералах эклогитов наблюдается повышенное содержание Cr, в гранатах >300 ppm, в клинопироксенах >1500 ppm), что может интерпретироваться как критерий большей глубинности [56].

Отметим, что цирконсодержащие мантийные эклогиты, описанные ранее [13], по структурно-текстурным особенностям, особенностям состава породообразующих минералов (пониженное содержание Prp минала в гранате при достаточно высоком содержании Jd минала в клинопироксене) и характеру распределения REE в породообразующих минералах показывают довольно сильное сходство с аналогичными характеристиками нижнекоровых Grt-Cpx гранулитов.

При интерпретации результатов классической термобарометрии можно предположить, что кристаллизация кайм циркона и перекристаллизация его магматических ядер происходили при гранулитовом метаморфизме. При этом геотермометр Ti-in-Zrn будет давать наиболее адекватную оценку температуры метаморфизма. Наиболее корректным среди классических геотермометров является A94 [37], поскольку его результаты наиболее близки к результатам геотермометра Ti-in-Zrn [42] (табл.3). Для корректного сравнения P-T условий образования исследованных ксенолитов оценка температуры образования эклогитов должна выполняться при помощи такого же геотермометра.

Оценка температуры образования эклогитовых ксенолитов варьируется от 800 до 1200 °С при давлении в интервале 30-50 кбар, что подтверждает мантийную природу эклогитов. Оценка температуры образования Grt гранулитов находится в диапазоне 750-800 °С при давлении 14-15 кбар, что не противоречит нашему предположению о нижнекоровом происхождении этих пород. Гранат-клинопироксеновые гранулиты относятся к переходной области между эклогитовой и гранулитовой фациями [4]. Отметим, что значения температур для цирконсодержащих мантийных эклогитов, полученные ранее [13], близки к значениям для рассмотренных в настоящей работе нижнекоровых гранулитов (740-810 °С по K00 и 810-870 °С по EG79).

Заключение

В данной работе был проведен комплекс петрографических, геохимических и термобарометрических исследований ксенолитов из кимберлитовой трубки им. В.Гриба. Выделены два типа ксенолитов – мантийные эклогиты и нижнекоровые Grt-Cpx гранулиты.

Сделано предположение, что только повышенное содержание Cr (в гранатах >300 ppm, в клинопироксенах >1500 ppm), высокое содержание пиропового минала в гранате (больше 34 мол.%), признаки метасоматоза и отсутствие плагиоклаза могут являться объективными критериями, указывающими на мантийное происхождение Grt-Cpx ксенолитов.

Оценка P-T параметров ксенолитов трубки им. В.Гриба подтвердила мантийную природу эклогитовых ксенолитов (800-1200 °С, 30-50 кбар) и не противоречит первоначальному предположению о нижнекоровом происхождении гранулитовых ксенолитов (750-800 °С, 14-15 кбар). По Р-Т параметрам Grt-гранулиты входят в переходную область между эклогитовой фацией и высокобарическими гранулитами.

Поскольку проблема идентификации ксенолитов нижнекоровых Grt-Cpx гранулитов и мантийных эклогитов из трубки им. В.Гриба окончательно не решена, предполагается проведение комплексного изотопно-геохимического анализа циркона, уже выделенного авторами из двух нижнекоровых Grt-Cpx гранулитов, и сравнение его изотопно-геохимических характеристик с ранее опубликованными данными.

Доступ к данным

Репрезентативные данные о составе главных и редких химических элементов в породообразующих и вторичных минералах мантийных эклогитов и гранат-клинопироксеновых нижнекоровых гранулитов доступны по ссылкам:

• Приложение 1;
• Приложение 2;
• Приложение 3;
• Приложение 4.

Литература

1. Melnik A.E., Korolev N.M., Skublov S.G. et al. Zircon in mantle eclogite xenoliths: a review // Geological Magazine. 2021. Vol. 158. Iss. 8. P. 1371-1382. DOI: 10.1017/S0016756820001387
2. Brown M. Some thoughts about eclogites and related rocks // European Journal of Mineralogy. 2023. Vol. 35. Iss. 4. P. 523-547. DOI: 10.5194/ejm-35-523-2023
3. Aulbach S., Smart K.A. Petrogenesis and Geodynamic Significance of Xenolithic Eclogites // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 2023. Vol. 51. P. 521-549. DOI: 10.1146/annurev-earth-031621-112904
4. O’Brien P.J., Rötzler J. High-pressure granulites: formation, recovery of peak conditions and implications for tectonics // Journal of Metamorphic Geology. 2003. Vol. 21. Iss. 1. P. 3-20. DOI: 10.1046/j.1525-1314.2003.00420.x
5. Кориковский С.П. Пpогpадные преобразования габбpо-ноpитов при эклогитизации в температурном интервале 600-700 °С // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 12. С. 1352-1366.
6. Кориковский С.П., Мирчовский В., Закариадзе Г.С. Метаморфическая эволюция и состав протолита плагиоклазсодержащих эклогит-амфиболитов Бучимского блока Сербо-Македонского массива, Македония // Петрология. 1997. Т. 5. № 6. С. 596-613.
7. Carswell D.A. Eclogites and the eclogite facies: definitions and classification // Eclogite Facies Rocks. Springer, 1990. P. 1-13.
8. Никитина Л.П., Иванов М.В. Геологическая термобарометрия на основе реакций минералообразования с участием фаз переменного состава. СПб: Недра, 1992. 162 с.
9. Skublov S.G., Petrov D.A., Galankina O.L. et al. Th-Rich Zircon from a Pegmatite Vein Hosted in the Wiborg Rapakivi Granite Massif // Geosciences. 2023. Vol. 13. Iss. 12. № 362. DOI: 10.3390/geosciences13120362
10. Рогова И.В., Стативко В.С., Петров Д.А., Скублов С.Г. Редкоэлементный состав циркона из гранитов рапакиви Губановской интрузии, Выборгский массив, как отражение флюидонасыщенности расплава // Геохимия. 2024. Т. 69. № 11. С. 975-991. DOI: 10.31857/S0016752524110024
11. Скублов С.Г., Никитина Л.П., Марин Ю.Б. и др. U–Pb-возраст и геохимия цирконов из ксенолитов кимберлитовой трубки им. В.Гриба Архангельской алмазоносной провинции // Доклады Академии наук. 2012. Т. 444. № 1. С. 77-82.
12. Скублов С.Г., Щукина Е.В., Гусева Н.С. и др. Особенности геохимии цирконов из ксенолитов кимберлитовой трубки им В.Гриба Архангельской алмазоносной провинции // Геохимия. 2011. № 4. С. 435-441.
13. Щукина Е.В., Агашев А.М., Головин Н.Н., Похиленко Н.П. Эквигранулярные эклогиты из кимберлитовой трубки им. В.Гриба: свидетельства палеопротерозойской субдукции на территории архангельской алмазоносной провинции // Доклады Академии наук. 2015. Т. 462. № 2. С. 208-212. DOI: 10.7868/S0869565215140248
14. Heaman L.M., Creaser R.A., Cookenboo H.O., Chacko T. Multi-Stage Modification of the Northern Slave Mantle Lithosphere: Evidence from Zircon- and Diamond-Bearing Eclogite Xenoliths Entrained in Jericho Kimberlite, Canada // Journal of Petrology. 2006. Vol. 47. Iss. 4. P. 821-858. DOI: 10.1093/petrology/egi097
15. 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. Suppl. 1. P. 85-100. DOI: 10.1007/s00710-018-0581-z
16. Nikitina L.P., Korolev N.M., Zinchenko V.N., Felix J.T. Eclogites from the upper mantle beneath the Kasai Craton (Western Africa): Petrography, whole-rock geochemistry and U-Pb zircon age // Precambrian Research. 2014. Vol. 249. P. 13-32. DOI: 10.1016/j.precamres.2014.04.014
17. Koreshkova M.Yu., Downes H., Glebovitsky V.A. et al. Zircon trace element characteristics and ages in granulite xenoliths: a key to understanding the age and origin of the lower crust, Arkhangelsk kimberlite province, Russia // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2014. Vol. 167. Iss. 2. № 973. DOI: 10.1007/s00410-014-0973-y
18. Koreshkova M., Downes H., Millar I. et al. Geochronology of Metamorphic Events in the Lower Crust beneath NW Russia: a Xenolith Hf Isotope Study // Journal of Petrology. 2017. Vol. 58. Iss. 8. P. 1567-1590. DOI: 10.1093/petrology/egx065
19. Самсонов А.В., Носова А.А., Третяченко В.В. и др. Коллизионные швы в раннедокембрийской коре как фактор локализации алмазоносных кимберлитов (север Восточно-Европейского кратона) // Доклады Академии наук. 2009. Т. 424. № 6. С. 796-801.
20. Устинов В.Н., Неручев С.С, Загайный А.К. и др. Алмазоносность севера Восточно-Европейской платформы. СПб: Наука, 2021. 410 с.
21. Васильев Е.А., Криулина Г.Ю., Гаранин В.К. Спектроскопические особенности алмаза месторождения имени М.В.Ломоносова // Записки Российского минералогического общества. 2020. Т. 149. № 2. С. 1-11. DOI: 10.31857/S0869605520020082
22. Васильев Е.А., Кудрявцев А.А., Клепиков И.В., Антонов А.В. Особенности строения кристаллов и агрегатов алмаза // Записки Российского минералогического общества. 2022. Т. 151. № 2. С. 79-93. DOI: 10.31857/S0869605522020083
23. Pashkevich M.A., Alekseenko A.V. Reutilization Prospects of Diamond Clay Tailings at the Lomonosov Mine, Northwestern Russia // Minerals. 2020. Vol. 10. Iss. 6. № 517. DOI: 10.3390/min10060517
24. Васильев Е.А. Дефекты кристаллической структуры в алмазе как индикатор кристаллогенеза // Записки Горного института. 2021. Т. 250. С. 481-491. DOI: 10.31897/PMI.2021.4.1
25. Козлов А.В., Васильев Е.А., Иванов А.С. и др. Геолого-генетическая модель алмазоносной флюидно-магматической системы // Записки Горного института. 2024. Т. 269. С. 708-720.
26. 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
27. Серебряков Е.В., Гладков А.С., Кошкарев Д.А. Трехмерные структурно‐вещественные модели формирования кимберлитовых трубок Нюрбинской и Ботуобинской (Якутская алмазоносная провинция) // Геодинамика и тектонофизика. 2019. Т. 10. № 4. С. 899-920. DOI: 10.5800/GT-2019-10-4-0448
28. Васильев Е.А., Устинов В.Н., Лешуков C.И. и др. Кристаллы алмаза кимберлитовой трубки им. В. Гриба: морфология и структурно-химические особенности // Литосфера. 2023. Т. 23. № 4. С. 549-563. DOI: 10.24930/1681-9004-2023-23-4-549-563
29. Гаранин В.К., Гаранин К.В., Васильева Е.Р. и др. Минералогия мантийных ксенолитов из алмазоносной кимберлитовой трубки им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция). Ст. 2. Гранат-клинопироксен±ильменит±флогопитовые сростки // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 2005. № 1. С. 23-29.
30. Доливо-Добровольский Д.В. MINAL – программа для эффективной работы с химическими анализами минералов // Записки Российского минералогического общества. 2025. Т. 154. № 1. С. 142-150. DOI: 10.31857/S0869605525010086
31. Кривовичев В.Г., Гульбин Ю.Л. Рекомендации по расчету и представлению формул минералов по данным химических анализов // Записки Российского минералогического общества. 2022. Т. 151. № 1. С. 114-124. DOI: 10.31857/S0869605522010087
32. Locock A.J. An Excel spreadsheet to classify chemical analyses of amphiboles following the IMA 2012 recommendations // Computers & Geosciences. 2014. Vol. 62. P. 1-11. DOI: 10.1016/j.cageo.2013.09.011
33. Warr L.N. IMA–CNMNC approved mineral symbols // Mineralogical Magazine. 2021. Vol. 85. Iss. 3. P. 291-320. DOI: 10.1180/mgm.2021.43
34. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
35. Ellis D.J., Green D.H. An experimental study of the effect of Ca upon garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 71. Iss. 1. P. 13-22. DOI: 10.1007/BF00371878
36. Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the garnet-clinopyroxene geothermometer revisited // Journal of Metamorphic Geology. 1985. Vol. 3. Iss. 3. P. 231-243. DOI: 10.1111/j.1525-1314.1985.tb00319.x
37. Yang Ai. A revision of the garnet-clinopyroxene Fe2+-Mg exchange geothermometer // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1994. Vol. 115. Iss. 4. P. 467-473. DOI: 10.1007/BF00320979
38. Ravna K. The garnet–clinopyroxene Fe2+-Mg geothermometer: an updated calibration // Journal of Metamorphic Geology. 2000. Vol. 18. Iss. 2. P. 211-219. DOI: 10.1046/j.1525-1314.2000.00247.x
39. Ashchepkov I.V., Rotman A.Y., Somov S.V. et al. Composition and thermal structure of the lithospheric mantle beneath kimberlite pipes from the Catoca cluster, Angola // Tectonophysics. 2012. Vol. 530-531. P. 128-151. DOI: 10.1016/j.tecto.2011.12.007
40. Beyer C., Frost D.J., Miyajima N. Experimental calibration of a garnet–clinopyroxene geobarometer for mantle eclogites // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2015. Vol. 169. Iss. 2. № 18. DOI: 10.1007/s00410-015-1113-z
41. Newton R.C., Perkins III D. Thermodynamic calibration of geobarometers based on the assemblages garnet-plagioclase-orthopyroxene (clinopyroxene)-quartz // American Mineralogist. 1982. Vol. 67. № 3-4. P. 203-222.
42. Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. Vol. 151. Iss. 4. P. 413-433. DOI: 10.1007/s00410-006-0068-5
43. Smit K.V., Stachel T., Creaser R.A. et al. Origin of eclogite and pyroxenite xenoliths from the Victor kimberlite, Canada, and implications for Superior craton formation // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2014. Vol. 125. P. 308-337. DOI: 10.1016/j.gca.2013.10.019
44. Aulbach S., Pearson N.J., O’Reilly S.Y., Doyle B.J. Origins of Xenolithic Eclogites and pyroxenites from the Central Slave Craton, Canada // Journal of Petrology. 2007. Vol. 48. Iss. 10. P. 1843-1873. DOI: 10.1093/petrology/egm041
45. Pernet-Fisher J.F., Howarth G.H., Yang Liu et al. Komsomolskaya diamondiferous eclogites: evidence for oceanic crustal protoliths // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2014. Vol. 167. Iss. 3. № 981. DOI: 10.1007/s00410-014-0981-y
46. Rötzler J., Romer R.L., Budzinski H., Oberhänsli R. Ultrahigh-temperature high-pressure granulites from Tirschheim, Saxon Granulite Massif, Germany: P-T-t path and geotectonic implications // European Journal of Mineralogy. 2004. Vol. 16. № 6. P. 917-937. DOI: 10.1127/0935-1221/2004/0016-0917
47. Kryza R., Pin C., Vielzeuf D. High-pressure granulites from the Sudetes (south-west Poland): evidence of crustal subduction and collisional thickening in the Variscan Belt // Journal of Metamorphic Geology. 1996. Vol. 14. Iss. 4. P. 531-546. DOI: 10.1046/j.1525-1314.1996.03710.x
48. Taylor L.A., Neal C.R. Eclogites with Oceanic Crustal and Mantle Signatures from the Bellsbank Kimberlite, South Africa, Part I: Mineralogy, Petrography, and Whole Rock Chemistry // The Journal of Geology. 1989. Vol. 97. № 5. P. 551-567. DOI: 10.1086/629334
49. Morimoto N., Fabries J., Ferguson A.K. et al. Nomenclature of Pyroxenes // Mineralogical Magazine. 1988. Vol. 52. Iss. 367. P. 535-550. DOI: 10.1180/minmag.1988.052.367.15
50. Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S. et al. Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names // Mineralogical Magazine. 1997. Vol. 61. Iss. 405. P. 295-310. DOI: 10.1180/minmag.1997.061.405.13
51. Azimov P., Shtukenberg A. Numerical Modeling of Growth Zoning at Nonstationary Crystallization of Solid Solutions: Metamorphic Garnets // Mathematical Geology. 2003. Vol. 35. Iss. 4. P. 405-430. DOI: 10.1023/A:1024841907133
52. Лебедева Н.М., Носова А.А., Сазонова Л.В., Ларионова Ю.О. Метасоматические преобразования ксенолитов мантийных эклогитов и гранатовых пироксенитов из кимберлитов трубки им. В.Гриба, Архангельская провинция // Петрология. 2022. Т. 30. № 5. С. 498-519. DOI: 10.31857/S0869590322050041
53. Mikhailenko D., Golovin A., Korsakov A. et al. Metasomatic Evolution of Coesite-Bearing Diamondiferous Eclogite from the Udachnaya Kimberlite // Minerals. 2020. Vol. 10. Iss. 4. № 383. DOI: 10.3390/min10040383
54. Jacob D.E. Nature and origin of eclogite xenoliths from kimberlites // Lithos. 2004. Vol. 77. Iss. 1-4. P. 295-316. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.03.038
55. Hacker B., Kylander-Clark A., Holder R. REE partitioning between monazite and garnet: Implications for petrochronology // Journal of Metamorphic Geology. 2019. Vol. 37. Iss. 2. P. 227-237. DOI: 10.1111/jmg.12458
56. Klein-BenDavid O., Pettke T., Kessel R. Chromium mobility in hydrous fluids at upper mantle conditions // Lithos. 2011. Vol. 125. Iss. 1-2. P. 122-130. DOI: 10.1016/j.lithos.2011.02.002