Эволюция кимберлитового расплава трубки им. В. Гриба (Архангельская провинция) на основе изучения мегакристов и мантийных ксенолитов

Глава 1. Геологическая характеристика
ААП расположена на севере Восточно-Европейской платформы (рис. 1). В главе приводится описание возраста и состава фундамента и подробное описание кимберлитового магматизма провинции, петрографическое описание кимберлитов трубки им. В. Гриба, Карпинского I, Карпинского II.
Рисунок 1. Геологическое положение Архангельской алмазоносной провинции северо- восточной части Фенноскандии по (Bogdanova et al., 2016) совместно с ареальными проявлениями щелочно-ультрамафического и базальтового магматизма.
ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ
Глава 2. Геохронология кимберлитов Архангельской провинции
Положение 1. Впервые установлен возраст кимберлитов трубки Карпинского II и уточнен возраст кимберлитов трубок Карпинского I и им. В. Гриба Архангельской провинции. Выделен единый возрастной этап внедрения промышленно–алмазоносных кимберлитов этой провинции 380-375 млн лет назад.
Петрографические исследования кимберлитов трубок им. В. Гриба, Карпинского I и Карпинского II показали, что в породах встречаются только единичные зерна перовскита и присутствует большое количество слюды. Для определения возраста был выбран Rb-Sr изотопный метод по флогопитам. Для подтверждения генетической связи флогопита с кимберлитовым расплавом были изучены петрографическое положение и вариации химического состава этого минерала.
Из кимберлитов трубки им. В. Гриба образцы были отобраны из керна скважины No 1 с глубин от 508 до 804 м. В результате петрографического изучения кимберлитов все слюды по размеру и положению в породе были разделены на 3 группы: 1.
мегакристы (> 1 см); 2. макрокристы (> 0.5 мм); 3. фенокристы (<0.5 мм) из основной массы. По химическому составу все изученные слюды являются флогопитами. Для флогопитов из кимберлитов трубки им. В. Гриба наблюдается тренд кристаллизации, близкий к кимберлитовому, а составы флогопитов из трубок Карпинского I и Карпинского II отклоняются к оранжеитовому кристаллизационному тренду (Mitchell et al., 1995, рис. 2). Большая часть макрокристов и мегакристов из кимберлитов трубки им. В. Гриба принадлежат к низкохромистой и низкотитанистой генерации, кристаллизовавшейся из кимберлитового расплава на ранних стадиях его эволюции (Ларионова и др., 2016; Kargin et al., 2019). Каймы макрокристов и фенокристы имеют более высокое содержание TiO2, Cr2O3, Al2O3 и кристаллизовались на поздних стадиях эволюции кимберлитового расплава (Kargin et al., 2019). Флогопит, который использовался для Rb-Sr изотопных исследований, характеризуется широким разбросом составов (мас. %): TiO2 – 0.51-2.21; Cr2O3 – 0.22- 1.28; Al2O3 – 11.35-12.90; Mg# – 0.90-0.94. Точки флогопитов из кимберлитов трубки им. Гриба в изохронных координатах определяют изохрону с возрастом 376±3 млн. лет, (87Sr/86Sr)0=0.7088±0.0013, СКВО=2 (рис. 3а). Рисунок 2. Диаграммы (a) Al2O3–FeO и (б) Al2O3–TiO2 для флогопитов из кимберлитов Архангельской провинции. Тренды согласно (Mitchell, 1995). Серые стрелки 1 и 2 показывают тренды кристаллизации флогопита. 1 – из трубки им. В. Гриба, 2 – из трубок Карпинского I и II. В результате изучения петрографии кимберлитов трубки Карпинского I было выделено 2 группы слюд по размеру и положению в породе: группа 1 - макрокристы флогопита (> 0.5 см), вытянутые и округлые зерна; группа 2 – фенокристы слюды из основной массы. В результате изучения петрографии кимберлитов трубки Карпинского II было выделено 4 группы слюд. Группа 1 – макрокристы флогопита >200
мкм, форма зерен чаще всего вытянутая, длинночешуйчатая. Группа 2 – фенокристы основной массы, их размер достигает 70 мкм по длинной стороне и чешуйки флогопита размером около 10 мкм, которые составляют часть флогопит-серпентин-карбонатной цементирующей массы, достаточно много зерен сильно изменены. Группа 3 – макрокристы флогопита из магмокластов, и группа 4 – чешуйки флогопита из основной массы магмокластов
Таблица 1. Rb-Sr изотопные данные для флогопитов и кимберлитов ААП
Номер образца
Трубка им. В. Гриба 508-2 Phl
804-1 Phl
804-2-1 Phl
804-2-2 Phl
Мегакрист 1.1 Phl Мегакрист 1.2 Phl Мегакрист 1.3 Phl 749-2 Phl
759-3 Phl
Трубка Карпинского I 13Кр1-05 Phl 13Кр1-05 Phl 13Кр1-05 Phl 13Кр1-05 WR
Трубка Карпинского II 14Кр2-144/553 Phl 14Кр2-144/495 Phl 14Кр2-144/415 Phl 14Кр2-144/415 WR
Rb, мкг/г
611
478
619
688
371 348 347 17.3
383 292 378 60.0
Sr, мкг/г
47.0 114 991
4 502 51.7 86.2 45.4 24.9 50.8
63.8 72.0 70.3 471
97.9 72.1 58.4 547
87Rb/86Sr* 87Sr/86Sr±2 σ
42.03 0.934059±11 15.48 0.791436±11 1.683 0.718794±9 0.307 0.711482±9 31.03 0.875307±12 20.77 0.820723±14 36.23 0.904006±14 79.94 1.13609±22 32.01 0.878047±13
16.85 0.795540±12 13.99 0.780443±13 14.29 0.782985±13 0.107 0.70559±10
11.33 0.766715±10 11.71 0.768257±14 18.74 0.805575±11 0.317 0.707524±14
* Ошибка определения 87Rb/87Sr при расчете изохрон принята 1 отн. %
По макрокомпонентному составу слюды из трубок Карпинского I и II перекрываются между собой, но отличаются от слюд из трубки им. В. Гриба менее магнезиальным и более глиноземистым составом (рис. 2). Часть слюд изменена, произошла потеря K и Rb, особенно это заметно во флогопитах из трубки Карпинского II. От центра зерна к краю снижаются содержания Al2O3, Cr2O3 и Mg#, содержание TiO2 либо остается неизменным, либо слабо уменьшается к краям зерен (рис. 2).
Возраст формирования кимберлитов трубки Карпинского I определен по трем разноразмерным фракциям практически неизмененного флогопита и образцу кимберлита (табл. 1), которые дают изохрону с возрастом 380 ± 2 млн. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.705016 ± 0.000013, СКВО = 2.7 (Рис. 3б). Для датирования трубки Карпинского II были использованы три фракции макрокристов флогопита, отобранные из образцов керна с разной глубины и образец кимберлита (WR) из центральной части трубки, представленный пирокластическим кимберлитом с минимальным количеством карбоната (табл. 1). Все точки, отвечающие фракциям флогопитов и образцу породы в целом, на диаграмме в изохронных координатах образуют прямую линию, наклон которой соответствует 375 ± 2 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.705830 ± 0.000024, СКВО = 0.97 (Рис. 3в).
Рисунок 3. Изохроны по флогопитам и валовым пробам для кимберлитов трубки им. В. Гриба (а), Карпинского I (б) и Карпинского II (в).
Благодаря уточнению возраста кимберлитов трубки Карпинского I и определению возраста кимберлитов трубки Карпинского II время формирования алмазоносных кимберлитов провинции составляет не 70 млн лет, как следовало из ранее опубликованных датировок (например, Первов и др., 2005, Beard et al., 1998, Махоткин и др., 2007), а всего 13 млн лет, с учетом погрешностей. Внедрение алмазоносных кимберлитов ААП, как трубки им. В. Гриба, так и трубок месторождения им. М.В.Ломоносова, происходило в единый временной этап 375-380 млн. лет. Этот возраст совпадает с наибольшим числом оценок возрастов магматических комплексов Кольской щелочной провинции – 377 ± 3 млн. лет (Arzamastsev, Wu 2014, Salnikova et al., 2018, Stifeeva et al., 2019), что свидетельствуют о синхронности кимберлитов раннему этапу формирования Кольской щелочной провинции, в ходе которого внедрялись щелочно-ультраосновные комплексы с карбонатитами. Кимберлиты, карбонатиты и щелочно-ультраосновные породы связанные в пространстве и времени встречаются во многих частях мира, например, в Западной Гренландии (Tappe et al., 2012; 2017), Западной и Южной Австралии (Scott- Smith et al., 1984; Graham et al., 2004), провинции Alto Paranaiba в Бразилии (Barbosa et al., 2012; Guarino et al., 2013)
Глава 3. Sr-Nd изотопные свидетельства мантийного метасоматоза в литосферной мантии под трубкой Гриба
Положение 2. Установлено, что в кимберлитах трубки им. В. Гриба присутствуют мантийные ксенолиты, для которых петрографические, геохимические и Sr-Nd-О изотопные данные свидетельствуют о воздействии кимберлитового расплава на обедненную литосферную мантию. Показано, что в ксенолитах гранатовых перидотитов, метасоматизированных кимберлитовым расплавом, сохраняются реликты минералов, отвечающие обедненной литосферной мантии. Ксенолиты клинопироксен-флогопитовых метасоматитов геохимически и изотопно равновесны с
кимберлитовым расплавом.
Были подробно изучены ксенолиты гранатовых перидотитов, а также клинопироксен-флогопитовые породы. В ксенолитах были изучены Rb-Sr, Sm-Nd и кислородная изотопные системы пород и минералов. Среди ксенолитов гранатовых перидотитов по минеральному составу, глубине залегания и структурно-текстурным особенностям были выделены деформированный гранатовый лерцолит, недеформированные гранатовые лерцолиты и гранатовые гарцбургиты.
Деформированный гранатовый лерцолит. В ксенолите наблюдаются интенсивные деформации, выраженные порфирокластическими, мелкозернистыми мозаичными, местами линзовидно-полосчатыми текстурами. Ксенолит состоит из порфирокластов оливина (35 об. %), необластов оливина (35 об. %), ортопироксена (10 об. %), клинопироксена (15 об. %), граната (5 об. %) и акцессорных ильменита и титаномагнетита, флогопита и Cr-шпинели. Ортопироксен, гранат и клинопироксен находились в равновесии при Т=1200°С и Р=7 ГПа (Kargin et al., 2017). Клинопироксен и ортопироксен показывают узкий диапазон значений 87Sr/86Sr(t): 0.70344 и 0.70484 соответственно, и εNdt: +3.8 и +1.6 соответственно (рис. 4). Значение εNdt ортопироксена ниже, чем у клинопироксена, и меньше, чем значение εNdt породы в целом. Ортопироксен имеет низкие концентрации Sr и Nd и скорее всего минеральную навеску попало небольшое количество зерен клинопироксена и полученные результаты соответсвуют смеси двух минералов, а не чистому ортопироксену. Значение 87Sr/86Sr(t), определенное при анализе всей породы деформированного гранатового лерцолита, значительно выше значений, полученных для отдельных минералов.
Значение δ18O в ортопироксене деформированного гранатового лерцолита составляет 5.51‰, что сопоставимо со значением в минералах мантийных ксенолитов (Mattey et al., 1994; Regier et al., 2018) и совпадает с ортопироксеном из гарцбургита трубки им. В. Гриба (Носова и др., 2017). Значения δ18O в оливине составляет 5.22‰. Клинопироксен из деформированного гранатового лерцолита имеет δ18O 5.36±0.2‰, Ортопироксен-оливин и клинопироксен- оливин находятся в изотопном равновесии Δ18Oopx-ol=0.3‰ и Δ18Ocpx-ol=0.1‰, по данным (Mattey et al., 1994).
Недеформированные гранатовые гарцбургиты имеют средне – и крупнозернистую структуру, размеры зерен преимущественно 2-7 мм. Оливин наблюдается в виде трещиноватых округлых зерен, вдоль краев зерен замещается серпентином. Гранат присутствует в виде зональных ксеноморфных кристаллов с мелкими включениями Cr-шпинели в виде удлиненных зерен и/или интерстициальных агрегатов среди зерен оливина. Зерна ортопироксена субидиоморфные, большая часть серпентинизирована. Клинопироксен встречается в виде мелких (<1-2 мм) интерстициальных кристаллов. Клинопироксен и ортопироксен находились в равновесии при температуре 760-750 оС и давлении 3.6-3.8 ГПа (Сазонова и др., 2015, Kargin et al., 2017). Начальное изотопное отношение 87Sr/86Sr(t) клинопироксена низкое и составляет 0.70266, он также имеет чрезвычайно высокое значение εNdt: +12.1 (рис. 4). Гранат имеет более высокое изотопное отношение 87Sr/86Sr(t)=0.70799 по сравнению с клинопироксеном. Возможно, различия в изотопном составе связаны с тем, что в гранате низкие концентрации Sr и даже небольшое загрязнение пробы, например, карбонатом, может давать сдвиг в изотопном отношении. Клинопироксен из образцов Гр-14 и Гр-3 показывает повышенные значения δ18O (6.08‰ и 5.77‰) по отношению к средним значениям для клинопиркосена перидотитов (Mattey et al., 1994). Оливин и ортопироксен из образца Гр-14 демонстрируют значения δ18O 5.17‰ и 5.20‰ соответственно. Δ18Ocpx-ol (Гр-14) составляет 0.9‰, что близко к равновесию в мантийных перидотитах (Mattey et al., 1994). Гранат из Гр-14 и Гр-3 имеет δ18O = 5.20‰ и 5.57‰, соответственно. Рисунок 4. 87Sr/86Sr(t) - εNdt диаграмма для минералов из ксенолитов трубки им. В. Гриба в сравнении с минералами PIC и MARID (Fitzpayne et al., 2019a), пирокластическим кимберлитом трубки им. В. Гриба (Kononova et al., 2007) и перовскитом из трубки Ломоносовская (Wu et al., 2013). Линиями соединены минералы из одного образца. Недеформированные гранатовые лерцолиты имеют средне - и крупнозернистую структуру. Ксенолиты состоят из оливина (55-65 об. %), ортопироксена (5 об. %), граната (5 об. %), клинопироксена (25-35 об. %), также флогопита и ильменита. Ортопироксен сильно серпентинизирован. Клинопироксен обычно встречается в виде удлиненных зерен между серпентинизированными зернами оливина. Клинопироксен и ортопироксен находились в равновесии при температуре 1000-800 оС и давлении 3.5-4.0 ГПа (Kargin et al., 2017). Начальное изотопное отношение Sr в клинопироксенах (n =4) изменяется в пределах 0.70456–0.70582 и εNdt варьирует в более широком диапазоне от -4.3 до +1. Большая часть клинопироксенов имеет изотопный состав Sr и Nd, сопоставимый с клинопироксенами PIC (Fitzpayne et al., 2019a; Giuliani et al., 2015, рис. 4). Клинопироксен из образца Гр-17 имеет более радиогенные значения εNdt и 87Sr/86Sr(t), чем другие клинопироксены, и на диаграмме Sr–Nd наблюдается сдвиг в сторону поля клинопироксенов из ксенолитов типа MARID (рис. 4). Гранат (Гр-1) тоже имеет обогащенные значения 87Sr/86Sr(t), = 0.70633, и εNdt =- 2.3. Ильмениты (n = 2) показывают узкий диапазон значений изотопного состава: 87Sr/86Sr(t):0.70497–0.70522 и εNdt = +0.4 и +3.5. Флогопит (n = 3) имеет широкий диапазон 87Sr/86Sr(t):0.70299–0.70621. Ильменит из образца гранатового лерцолита Гр-5 имеет значение δ18O 4.10‰, которое близко к значениям изотопного состава кислорода в ильменитах из полимиктовых бречий (3.67‰-5.17‰) (Zhang et al., 2000). Клинопироксен-флогопитовые породы имеют средне - и крупнозернистые гранобластовые структуры. В клинопироксене встречаются включения свежего и серпентинизированного оливина. Клинопироксены (n = 5) демонстрируют широкий диапазон значений 87Sr/86Sr(t): 0.70486–0.70813 и относительно узкий диапазон εNdt: -0.1 − +1.3. Флогопит (n = 3) имеет сопоставимые с клинопироксеном значения 87Sr/86Sr(t): 0.70591–0.70879 и значения εNdt = +1.2−+1.3 (рис. 4). Эти результаты позволяют говорить о том, что ксенолиты клинопироксен-флогопитовых пород находились в Sr– Nd изотопном равновесии на возраст внедрения кимберлитов. Зерна клинопироксена имеют узкий диапазон значений δ18O от 5.11‰ до 5.33‰. Клинопироксен из клинопироксен-флогопитовых пород близок по изотопному составу кислорода клинопироксену из деформированного гранатового лерцолита и перекрывается с широким диапазоном значений δ18O клинопироксена из ксенолитов верлита, лерцолита Кимберли, Южная Африка (Rehfeldt et al., 2008; Fitzpayne et al., 2019b). Rb–Sr и Sm–Nd изотопные системы мантийных ксенолитов в кимберлите часто демонстрируют неравновесность между сосуществующими минералами (Pivin et al., 2013; Simon et al., 2007, Giuliani, 2018). В наших образцах мы наблюдаем такую же ситуацию. Сохранение реликтового изотопного состава Sr в минералах ксенолитов позволяет построить две двухточечные Rb - Sr изохроны для гранатового лерцолита, дающие возраст 603 и 574 млн лет. Для образцов Гр-5 и Гр-1 двухточечные Rb–Sr изохроны дают более молодой возраст, (479 и 432 млн. лет), хотя все еще древнее, чем время внедрения кимберлитов. Относительный более молодой возраст может быть связан с микровключениями флогопита в гранате и ильмените. Возраст, заданный Rb- Sr двухточечными изохронами по минералам гранатовых лерцолитов, в целом согласуется с возрастом рифтогенеза и щелочного магматизма, проявленного 610–550 млн лет назад на Балтийском щите (Larsen et al., 2018; Tegner et al., 2019, Zozulya et al., 2021). Неопротерозойский возраст, сохраненный в ксенолитах в Rb-Sr изотопной системе, указывает на проявление древнего мантийного метасоматоза в литосферной мантии, который предшествовал кимберлитовому магматизму. Аналогично Rb–Sr изотопной системе, в Sm–Nd системе сохранились некоторые свидетельства древнего метасоматического события. Клинопироксен, ортопироксен и ильменит из всех ксенолитов в Sm–Nd изохронных координатах дают эррохрону, соответствующую возрасту 1311 ± 440 млн лет, СКВО=77. Модельные возрасты Nd относительно деплетированной мантии для клинопироксенов дают значения порядка 900-1200 млн. лет. Также для одного из образцов гранатового лерцолита (Гр-5) двухточечная Rb-Sr изохрона по клинопироксену и ильмениту дает возраст, близкий к 1200 млн. лет. Клинопироксен-флогопитовые ксенолиты изотопно равновесны между собой на возраст кимберлита и отвечают конечной стадии взаимодействия кимберлитового расплава и литосферной мантии, в ходе которой она структурно, геохимически и изотопно уравновешивается с кимберлитовым расплавом. Изотопный 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd состав минералов перидотитов согласуются с моделью об изотопном смешении контрастных по изотопному составу компонентов: древней деплетированной литосферной мантии и кимберлитовых расплавов и возможным сохранением «реликтовой» составляющей Rb-Sr и, Sm-Nd изотопных систем, связанной с до-кимберлитовыми этапами мантийного метасоматоза. Глава 4. Эволюция кимберлитового расплава по данным изучения моно- и полиминеральных включений Положение 3. Установлено, что в мегакристах граната из кимберлитов трубки им. В. Гриба присутствуют мономинеральные (клинопироксен, оливин, ильменит) и вторичные карбонатно-силикатные и карбонатно-силикатно-сульфатные полиминеральные включения. Полиминеральные включения образовались из гибридного расплава, возникшего за счет растворения мономинеральных включений кимберлитовым расплавом, проникавшим в мегакристы по трещинам, образовавшимся за счет декомпрессии при подъеме к поверхности. Положение 4. Показано, что различия в составе полиминеральных включений свидетельствуют о том, что в ходе подъема и формирования кимберлитовой трубки карбонатно-силикатный расплав обогащается K, Ti, H2O, после возрастает роль сульфатов Ba и Sr. Под оптическим и электронным сканирующим микроскопом были подробно изучены мегакристы граната из кимберлитов трубки им. В. Гриба и выбраны 14 образцов, содержащих моно- и полиминеральные включения. Гранаты представляют собой округлые или слегка вытянутые овальные зерна 1-2 см в длину. По химическому составу гранаты были разделены на 3 группы: мегакристовые высоко-Cr, низко-Cr и эклогитовые гранаты (рис. 5а). Низко- и высоко-Cr мегакристы граната имеют обогащение CI x10 редкоземельными элементами: в области легких редкоземельных элементов наблюдается положительный наклон спектра от La до Sm, близкие к описанным ранее мегакристам из трубки им. В. Гриба (Kostrovitsky et al., 2004; Kargin et al., 2016). Рисунок 5. Диаграммы (а) CaO-Cr2O3 (мас. %) для высоко-Cr, низко-Cr мегакристов и эклогитовых гранатов, содержащих полиминеральные и мономинеральные включения, G- номера по классификации (Grutter et al., 2004) и (б) Zr-Y диаграмма для мегакристов граната. По литературным данным нанесены поля мегакристов граната из трубки им. В. Гриба (Kostrovitsky et al., 2004; Kargin et al., 2016, 2017a) и мегакристы из трубок Экати и Диавик (Bussweiler et al., 2016) Мономинеральные включения присутствуют как в высоко-Cr, так и в низко- Cr гранатах, и представлены ильменитом, клинопироксеном и серпентинизированным оливином. Ильменит имеет размер до 500 мкм и овальную форму. Его включения обычно ассоциируют с прожилками серпентина. Клинопироксен, в качестве отдельных включений встречается редко. Единственное мономинеральное зерно клинопироксена, имеет крупный, до 450 мкм, размер. Включения серпентина имеют размер до 400 мкм, часть из них демонстрирует шестиугольную огранку и, вероятно, они представляют собой измененные зерна оливина. Полиминеральные включения разделены на 3 группы. Включения с силикатным матриксом встречаются во всех изученных гранатах. Часто эти включения связаны с прожилками, заполненными теми же минералами, что и сами включения. Включения овальные или редко неправильные и угловатые по форме, как правило, зональные (рис. 6а). Центральная часть их заполнена серпентином и хлоритом, содержит зерна ильменита, шпинели и перовскита, а также мелкие зерна кальцита и апатита. Перовскит встречается в виде очень мелких (<5 мкм) зерен. Шпинель образует кубические зональные кристаллы. Зерна ильменита неправильной формы, в некоторых случаях, обрастают апатитом и рутилом. Рисунок 6. (а) Изображение в обратно-рассеянных электронах высоко-Cr мегакриста граната (образец 17Гр1-8.1), содержащего полиминеральные включения: красными квадратами отмечены полиминеральное включение с силикатной основной массой и синими силикатные глобули, (б) полиминеральное включение с силикатной основной массой (в) полиминеральные включения с силикатно-сульфатной основной массой. Названия минералов по (Whitney, Evans, 2010) Округлые силикатные включения имеют диаметр ≤ 200 мкм и демонстрируют концентрическую зональность: от серпентина в центре к хлориту во внешней части включения. Центральная зона также содержит мелкие зерна Ti - магнетита и шпинели. Эти включения связаны с жилками, заполненными шпинелью, серпентином и хлоритом (рис. 6a). 15 Включения с силикатно-сульфатной основной массой встречаются в некоторых низко-Cr и эклогитовых гранатах. Включения овальные, размер ≤ 600 мкм. Их заполнение состоит из серпентина и хлорита (возможно, по стеклу) и сульфатных минералов (целестина и барита) и содержит зерна кальцита. Целестин и барит образуют совместные прорастания или встречаются в виде удлиненных кристаллов и заполняют основной объем некоторых включений. На контакте с вмещающими гранатами флогопит со шпинелью (в низко-Cr гранатах) и флогопит с эпидотом (в эклогитовом гранате) встречаются как реакционные минералы. Клинопироксен мономинеральных и полиминеральных включений имеет близкий химический состав. Наблюдается сильная отрицательная корреляция между Mg# (89.8–90.4) с содержанием TiO2 и Al2O3 и слабая положительная корреляция Mg# с Cr2O3 и Na2O. Вдоль тонких трещин и части кайм состав меняется: увеличивается содержание Al2O3, FeO и TiO2 (рис. 7a). Распределение РЗЭ в клинопироксене показывает обогащение легкими РЗЭ с пиком на Nd-Sm: (La/Ce)C1 =0.7–0.9; (La/Sm)C1 =0.8 – 1.5; (Sm/Yb)C1 =11–13. Характерны умеренные отрицательные аномалии Zr и Hf. Рисунок 7. (а) Mg#- TiO2 для центральных частей и краевых зон клинопироксена из моно- и полиминеральных включений в низко-Cr гранате. По литературным данным нанесены поля мегакристов клинопироксена из трубки им. В. Гриба (Kostrovitsky et al., 2004; Kargin et al., 2016, 2017a), клинопироксены из деформированного гранатового лерцолита трубки им. В. Гриба (Kargin et al., 2017b) и (б) Химический состав флогопита из включений в различных по составу гранатах (низко-Cr, высоко-Cr и эклогитовом). На основании изучения распределения включений по зернам граната и то, что включения расположены вдоль прожилков и трещин, но главным образом в местах их пересечений можно утверждать, что включения образовались при воздействии кимберлитового расплава на уже сформированные мегакристы граната. В ходе быстрого подъема кимберлитовых магм зерна граната сильно растрескались из-за быстрого уменьшения давления, когда мегакристы были захвачены поднимающимся расплавом. Это также может являться причиной разрушения на отдельные зерна и их фрагменты крупных ксенолитов и мегакристов (Brett et al., 2015). Когда расплав проникал до существующих в них включений клинопироксена, то происходило 16 растворение этих включений и по ним формировались новые включения. Вывод о том, что полиминеральные включения образовались на месте мономинеральных включений клинопироксена основан на том, что 1) форма полиминеральных включений в ряде случаев имеет идиоморфные, кристаллографические очертания (рис. 6в) и 2) в полиминеральных включениях иногда сохраняются реликты клинопироксена, имеющие состав, близкий к клинопироксену мономинеральных включений (рис. 6б). Крупные кристаллы граната не успевают раствориться за время подъема кимберлитов к поверхности (Canil, Fedortchouk 1999), а растворение клинопироксена происходит в кимберлитовом расплаве быстрее, чем растворение граната (Chepurov et al., 2013). Воздействие кимберлитового расплава на гранат фиксируется по мелким включениям хлорита и серпентина, которые окружают зональные полиминеральные включения (рис. 6б), что рассматривается как свидетельство взаимодействия между расплавом и минералом (Roedder 1984; Abersteiner et al., 2019b). Реакция расплава с гранатом приводила к его растворению по краям включений и поступлению в расплав вещества граната. Это подтверждается зависимостью состава флогопита включений от состава граната, в котором они находятся (рис. 7б). Полученные в нашем исследовании данные позволяют рассмотреть эволюцию кимберлитового расплава трубки Гриба. Низко- и высоко-Cr мегакристы граната и включения клинопироксена образуются в результате мантийного метасоматоза перидотитов (рис. 5б), агентом которого выступают ранние, не достигшие поверхности, порции кимберлитового расплава (Griffin 1999; Ziberna et al., 2013; Kargin et al., 2016; Bussweiler et al., 2018). Рассчитанные равновесные температуры низко-Cr гранатов (по содержанию Ni в гранате, Canil 1999) находятся в диапазоне 1015–1190 °C и клинопироксена по мономинеральному термобарометру (Nimis, Taylor 2000; Ziberna et al., 2016) при P = 5.0 – 5.9 ГПа и T = 1110-1200 °C. Мы рассчитали состав расплава, равновесного клинопироксену с использованием коэффициентов распределения РЗЭ и Ti (Hart and Dunn 1993) и коэффициентов для равновесия минерал/силикатно-карбонатный расплав из работы (Girnis et al., 2013). Клинопироксен находился в равновесии с карбонатно-силикатным расплавом. В низко- Сr гранатах присутствуют серпентинизированные включения оливина, их можно считать реликтами не полностью преобразованной мантии и относить к этапу формирования мегакристов. В высоко-Cr гранатах присутствуют округлые силикатные включения (глобули). Они не связаны с крупными трещинами, которые пересекают зерна граната и содержат зерна перовскита, шпинели и магнетита. Они по своей форме и концентрическому строению похожи на карбонат-серпентиновые включения, описанные в (Achterbergh et al., 2004), происхождение которых интерпретируют, как ранний захваченный кимберлитовый расплав. По минеральному составу они близки к кимберлиту и могут являться захваченным кимберлитовым расплавом (Howarth and Büttner, 2019). После формирования мегакристы были захвачены более высоко-Ti расплавом, обогащенным водой, который, скорее всего, сформировал трубку. Сеть трещин пересекает зерна минералов и простирается до их границ, что указывает на то, что проникший в мегакристы граната кимберлитовый расплав отвечал этапу транспортировки захваченного материала. Минералы в прожилках и полиминеральных включениях в мегакристах являются такими же, как и ассоциация минералов в основной массе кимберлитов трубки им. В. Гриба: серпентин, шпинель, флогопит, перовскит, барит, карбонат (Ларионова и др., 2016). Состав этой ассоциации позволяет утверждать, что на гранат и клинопироксен воздействовал расплав, богатый K, H2O, Cl, F и CO2, в результате чего образовались перовскит, флогопит, Cr-шпинель, оливин и карбонат (Ziberna et al., 2013, Каrgin et al., 2019). При петрографическом изучении образование сульфатов Ba и Sr самое позднее: (i) они замещают флогопит и кальцит и (ii) образуют совместные прорастания с серпентином в некоторых включениях (рис.6в). В некоторых случаях установлено, что Sr-Ba флюид может воздействовать на ксенолиты до захвата кимберлитовым расплавом и иметь мантийное происхождение (Giuliani et al., 2013), однако в нашем случае мы видим, что сульфаты кристаллизуются на самой последней стадии, вероятнее всего уже на коровом уровне из позднего остаточного кимберлитового расплава обогащенного Ba и Sr. Заключение Проведенные исследования позволили достоверно выделить временной этап проявления алмазоносного кимберлитового магматизма ААП, который составляет 380- 375 млн. лет. Однако остаются неясными вопросы с формированием неалмазоносных кимберлитов и родственных пород провинции. Установленная временная близость с алмазоносного кимберлитового магматизма с щелочно-ультраосновным магматизмом Кольской щелочно-карбонатитовой провинции позволяет использовать полученные данные при последующем изучении петролого-генетической связи кимберлитовых и карбонатитовых расплавов. Одним из перспективных направлений исследований в этой области является изотопно-геохимическое исследование состава перовскита, которое может дать информацию не только о времени внедрения, но и начальном изотопном составе кимберлитового расплава. Помимо мегакристов граната, полиминеральные включения также содержатся в гранатах эклогитового парагенезиса. Более детальное дальнейшее изучение этих включений позволит расшифровать взаимодействие кимберлитовых расплавов с эклогитами и оценить их влияние на эволюцию состава кимберлитового расплава. Полученные результаты о Rb-Sr и Sm-Nd изотопном составе минералов ксенолитов позволяют говорить о сохранении информации, связанной с до- кимберлитовыми этапами метасоматоза. Дальнейшее исследование неравновесного состояния минералов мантийных ксенолитов с помощью Lu-Hf и Re-Os изотопных систем и локальных методов позволит детализировать процесс взаимодействия кимберлитового расплава и литосферной мантии.