Содержание воды в породообразующих минералах мантийных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная (Сибирский кратон) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 00.00.00, кандидат наук Колесниченко Мария Владимировна

• Колесниченко Мария Владимировна
• кандидат наук
• 2025

Оглавление диссертации кандидат наук Колесниченко Мария Владимировна

Список сокращений

Введение

ГЛАВА 1. Обзор данных по содержанию воды в номинально безводных минералах верхней

мантии Земли

ГЛАВА 2. Геологическое описание района исследования

ГЛАВА 3. Методы исследования

ГЛАВА 4. Петрография и минералогия мантийных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная

4.1. Перидотитовый тип парагенезиса

4.1.1. Недеформированные перидотиты

4.1.2. Перидотиты средней степени деформации

4.1.3. Высоко деформированные перидотиты

4.2. Эклогитовый тип парагенезиса

4.2.1. Мелкозернистые эклогиты

4.2.2. Среднезернистые эклогиты

4.2.3. Крупнозернистые эклогиты

4.2.4. Акцессорные минералы эклогитов

4.3. Породообразующие минералы перидотитов

4.3.1. Химический состав оливинов

4.3.2. Химический состав ортопироксенов

4.3.3. Химический состав клинопироксенов

4.3.4. Химический состав гранатов

4.4. Породообразующие минералы эклогитов

4.4.1. Химический состав клинопироксенов

4.4.2. Химический состав гранатов

ГЛАВА 5. Состав и условия формирования мантийных ксенолитов перидотитов и эклогитов из тр.Удачная

5.1. Оценка РТ-параметровравновесия минеральных парагенезисов изученных мантийных ксенолитов

5.1.1. Перидотиты

5.1.2. Эклогиты

5.2. Реконструкция химического состава изученных мантийных ксенолитов

5.2.1. Перидотиты

5.2.2. Эклогиты

5.2.2.1. Реконструированный состав главных элементов в изученных эклогитах

5.2.2.2. Реконструированный состав редких элементов в изученных эклогитах

ГЛАВА 6. Изучение воды в породообразующих минералах мантийных ксенолитов

6.1. Содержание воды в перидотитах. Оливин

6.1.1. Структура оливина и вариации вхождения воды в структуру минерала

6.1.2. ИК-спектры оливинов

6.2. Содержание воды в пироксенах

6.2.1. Структура пироксенов и вариации вхождения воды в структуру минерала

6.2.2. ИК-спектры клинопироксенов

6.2.3. ИК-спектры ортопироксенов

6.3. Содержание воды в гранатах

6.3.1. Структура гранатов и вариации вхождения воды в структуру минерала

6.4. Содержание воды в минералах эклогитов

ГЛАВА 7. Причины вариаций содержания воды в контрастных мантийных субстратах

7.1. Особенности состава и содержания воды в породообразующих минералах перидотитов

7.1.1. Оливины

7.1.2. Пироксены

7.2. Причины вариаций содержания воды в изученных перидотитах

7.3. Особенности генезиса изученных перидотитов

7.4. Метасоматоз

7.5 Коэффициенты распределения воды в породообразующих минералах изученных

перидотитов

7.6. Особенности состава и содержания воды в породообразующих минералах эклогитов

7.6.1. Клинопироксены

7.6.2. Условия вхождения воды в номинально безводные минералы эклогитов

7.6.3. Причины вариаций содержания воды в изученных эклогитах

Заключение

Список литературы

Приложение

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ

ИК - инфракрасный

мас. % - массовый процент

мол. % - мольный процент

НБМ - номинально безводные минералы

н.п.о. - ниже предела обнаружения

ЯАП - Якутская алмазоносноая провинция

FTIR - ИК Фурье спектроскопия

MORB - базальты срединно-окенических хребтов

SCLM - субконтинентальная литосферная мантия

Cpx - клинопироксен

^г - хромит

Grt - гранат

Mgt - магнетит

Ol - оливин

Opx - ортопироксен

ppm - 10-4 %

Dн2O - коэффициент распределения воды

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования

Содержание воды является важным параметром, который влияет на физические и химические свойства глубинных пород и минералов, в т.ч. на их вязкость, степень плавления, скорости диффузии, деформацию, определяющие реологию мантии [Miller et al., 1987; Karato, 1990; Mei and Kohlstedt, 2000, Maruyama et al., 2007]. Вода, определяемая по содержанию гидроксил-иона (ОН - структурно-связанного водорода с атомами кислорода) в номинально безводных силикатных минералах из ксенолитов глубинных пород, представляет собой важный источник информации о содержании и распределении этого компонента в мантии Земли [Bell and Rossman, 1992; Bell et al., 1995; Koch-Müller et al., 2006; Doucet et al., 2014; Peslier et al., 2002, 2012, 2017].

Основными породами, которые выносятся ксенолитами кимберлитов являются перидотиты (породобразующие минералы: оливин, клинопироксен, ортопироксен, гранат) и эклогиты (породообразующие минералы: клинопироксен, гранат). Анализ содержания воды в минералах мантийных перидотитов в предыдущих исследованиях показал, что концентрации воды в оливинах варьируют от значений н.п.о. до 650 ppm, в клинопироксенах от значений н.п.о. до 1000 ppm, в ортопироксенах от значений н.п.о. до 650 ppm, в гранатах от значений н.п.о. до 200 ppm [Bell and Rossman, 1992; Bell et al., 1995; Ingrin and Skogby, 2000; Woods et al., 2000; Peslier et al., 2002; Peslier, 2010; Bell et al., 2003; Koga et al., 2003; Hirschmann et al., 2005; Koch-Müller et al., 2006; Beran and Libowitzky, 2006; Johnson, 2006; Skogby, 2006; Demouchy and Mackwell, 2006; Bonadiman et al., 2009; Doucet et al., 2014; Baptiste et al., 2015; Bizimis and Peslier, 2015; Novella et al., 2015, Jean et al., 2016; Taylor et al., 2016; Demouchy and Bolfan-Casanova, 2016; Kolesnichenko et al., 2017]. Меньше данных было представлено для минералов мантийных эклогитов. Показано, что концентрации воды в омфацитах составляют от 43 до 870 ppm, а в гранатах от значений н.п.о. до 86 ppm воды [Koch-Müller et al., 2003, 2004; Katayama et al., 2006; Peslier et al., 2010; Huang et al., 2014; Рагозин и др., 2014; Jerde et al., 1993; Langer et al., 1993; Sobolev et al., 1994; Snyder et al., 1995, 1997; Kolesnichenko et al., 2018].

Причины разнообразия распределения воды в мантийных минералах обусловлены как геологическими процессами, такими как дифференциация магмы, дегазация, мантийный метасоматоз [Hui et al., 2016] и субсолидусное переуравновешивание, так и поведением воды (ее несовместимая природа, быстрая диффузия, дегазация из магмы) [Peslier, 2017]. В свою очередь, эти процессы влияют на фугитивность кислорода, окислительно-восстановительные условия среды и т. д. Было также показано, что

содержание воды в мантийных минералах, полученных в экспериментальных исследованиях [Bali et al., 2008; Ardia et al., 2012; Ferot and Bolfan-Casanova 2012; Kovacs et al., 2012, Tenner et al., 2012; Sokol et al., 2011, 2013a, b; Yang et al., 2014; Yang 2015], как правило, более высокое (Ol до 4690 ppm, Cpx до 1590 ppm, Opx до 472 ppm) по сравнению с концентрациями воды в минералах мантийных пород из ксенолитов. Кроме того, согласно экспериментальным данным по диффузии водорода в мантийных минералах, количество воды в верхней мантии, вероятно, недооценивается из-за его быстрой потери в процессе движения пород к поверхности [Demouchy et al., 2006]. Однако эти эксперименты не дают ответа на очень важный вопрос о том, сколько воды содержится в номинально безводных минералах (НБМ) данного перидотитового состава мантии при насыщении водной фазой, такими как паргасит или флогопит, или при отсутствии пара в солидусе.

Цель работы заключалась в том, чтобы определить вариации содержания воды в породообразующих минералах мантийных пород разного парагенезиса из кимберлитовой трубки Удачная (Якутская алмазоносная провинция - ЯАП, Сибирский кратон) и выявить возможные причины отмеченных вариаций.

Для достижения цели в работе решались следующие задачи:

1. Минералого-петрографическое описание особенностей ксенолитов мантийных пород разного парагенезиса.

2. Определение состава главных и редких элементов в породообразующих минералах. Оценка РТ-параметров равновесия минеральных парагенезисов. Реконструкция валового состава изученных ксенолитов перидотитов и эклогитов.

3. Характеристика ИК-спектров поглощения номинально безводных минералов мантийных пород в области ОН-колебаний (3000-4000 см-1). Оценка содержания воды в минералах пород разного парагенезиса.

4. Сравнительный анализ содержания воды в породообразующих минералах перидотитов и эклогитов.

5. Определение вероятных причин, влияющих на количество воды в НБМ перидотитовых и эклогитовых парагенезисов из кимберлитовой трубки Удачная литосферной мантии Сибирского кратона.

Фактический материал и личный вклад автора

Основой для проведения исследования стала коллекция мантийных ксенолитов (19 перидотитов и 26 эклогитов), собранная в ходе экспедиционных работ 2000-2007 гг. (д.г.-м.н., академиком РАН В.С. Шацким, д.г.-м.н., профессором РАН Д.А. Зедгенизовым,

к.г.-м.н. А.Л. Рагозиным), и любезно предоставленная автору для изучения. Для минералого-петрографической характеристики автором было изучено более 50 шлифов; выполнено более 600 микрозондовых определений состава породообразующих и акцессорных минералов; выполнено более 200 масс-спектрометрических определений редкоэлементного состава клинопироксенов и гранатов; получено более 100 изображений в обратно рассеянных электронах. Автором лично было изготовлено и изучено 550 препаратов (плоскопараллельные пластинки для анализа содержания воды), снято и обработано более 700 ИК-спектров; проведено более 600 расчетов содержания воды в породообразующих минералах изученных ксенолитов.

Научная новизна

В настоящей работе приведены результаты первого комплексного изучения (минералогия, петрография, химический состав и содержание воды в минералах) широкой коллекции неизмененных (свежих) перидотитов и эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия). Впервые приведены обобщенные данные по содержанию воды в минералах изученных ксенолитов. Для перидотитов была впервые показана взаимосвязь между содержанием воды в минералах, оцененными РТ-параметрами и степенью деформации пород (с увеличением температуры, увеличивается степень деформации и растет количество воды в породообразующих минералах). Это свидетельствует о том, что увеличение содержания воды в НБМ деформированных перидотитов происходит за счет процессов метасоматического преобразования корневых зон литосферной мантии.

Научная значимость

Полученные новые данные по содержанию воды в минералах изученных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная вносят определенный вклад в изучение влияния процессов метасоматоза и частичного плавления на количество воды в перидотиты и эклогиты субконтинентальной литосферной мантии Сибирского кратона. Синтез новых минералогических данных и геохимической информации позволяет получить более достоверную картину внедрения и перераспределения воды в перидотитовые и эклогитовые субтраты.

Основные защищаемые положения

1. Зернистые и деформированные перидотиты из кимберлитовой трубки Удачная

различаются вариациями содержания воды в породообразующих минералах (3-24 и

8-191 ррт в оливинах, 21-83 и 18-199 ppm в клинопироксенах, от величин н.п.о -46 и 23-122 ppm в ортопироксенах, н.п.о. в гранатах). Полученные данные демонстрируют локальную неоднородность распределения воды в основании субкратонной литосферной мантии под кимберлитовой трубкой Удачная.

2. Коэффициенты распределения воды между минералами перидотитов варьируют в широких пределах: Dн2oCpx/a = 0,6-11,5, Dн2oOpx/a = 0,1-7,7, Dн2oCpx/Opx =0,3-5,9. Такие вариации отражают разный состав просачивающихся в литосферную мантию метасоматических агентов и/или разную степень их взаимодействия с перидотитами в широком диапазоне температур.

3. Пониженные концентрации воды в клинопироксенах (от величин н.п.о. до 99 ppm) и в гранатах (ниже пределов обнаружения) из ксенолитов эклогитов кимберлитовой трубки Удачная указывают на дегидратацию этих пород. Низкие концентрации легких редкоземельных элементов (Ьа=0,032-0,583; La/Yb=3,87-21,77 в валовом составе пород) свидетельствуют, что группа низкомагнезиальных эклогитов испытывала частичное плавление.

Соответствие результатов работы научной специальности

Результаты работы соответствуют пункту 2 (минералогия земной коры и мантии Земли, ее поверхности и дна океанов) паспорта специальности 25.00.05 - минералогия, кристаллография.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Содержание воды в породообразующих минералах мантийных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная (Сибирский кратон)»

Апробация работы

По теме диссертации опубликовано 13 научных работ, из них - 3 статьи в российских и зарубежных рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК. Результаты исследований представлены в тезисах, докладах и материалах ряда международных и всероссийских конференций. В том числе на VII Сибирской научно-практической конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2014), Международной конференции «Advances in High-pressure Research: Breaking Scales and Horizons» (Новосибирск, 2014), Всероссийской конференции молодых ученых "Современные проблемы геохимии" (Иркутск, 2015), Международной конференции "Advances in High-pressure Research - II: Deepest Understanding 2015" (Новосибирск-Иркутск, 2015), Международной конференции 26 Goldschmidt (Иокогама, Япония, 2016), Международной конференции «VIII International Siberian Early Career Geoscientists Conference» (Новосибирск, 2016), Международном

симпозиуме «International School of Earth Sciences» (Москва, 2016), Международной конференции «International Conference on Magmatism of the Earth and Related Strategic Metal Deposits» (Миасс, 2017), Международной конференции 27 Goldschmidt (Париж, Франция, 2017), Международном семинаре для молодых ученых Deep Carbon Observatory, Early Career Scientists Workshop (Николози, Италия, 2017), Международной конференции «Special session at the 14th International Workshop on Present Earth Surface Processes and Long-term Environmental Changes in East Eurasia» (Новосибирск-Алтай, 2017).

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения. Объем работы составляет 158 страниц, в том числе 50 рисунков и 19 таблиц.

Благодарности

Работа выполнена в лаборатории экспериментальной минералогии и кристаллогенезиса (№453) Института Геологии и Минералогии СО РАН. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю д.г.-м.н., профессору РАН Д.А. Зедгенизову за помощь и поддержку на всех этапах исследования.

Автор благодарит д.г.-м.н., профессора РАН К.Д. Литасова за постановку методики измерения воды в минералах изученных мантийных ксенолитов и всестороннюю помощь на начальных этапах исследования. Автор выражает свою признательность д.г.-м.н. Смирнову С.З., д.г.-м.н. А.Г. Соколу, д.х.н. Ю.В. Сереткину, академику РАН, д.г.-м.н. В.С. Шацкому за критический анализ рукописи и конструктивные замечания к работе. Автор искренне благодарит своих коллег к.г.-м.н. А.Л. Рагозина, н.с. В.В. Калинину, с.н.с. И.Н. Куприянова, д.г.-м.н. Э.В. Сокол, к.г.-м.н. А.В. Головина, д.г.-м.н. И.Ю. Сафонову, д.г.-м.н. А.Ф. Шацкого, к.г.-м.н. А.О. Михно, к.г.-м.н. Е.В. Агашеву, к.г.-м.н. Д.С. Михайленко за плодотворные дискуссии и поддержку. За содействие в проведении аналитических работ диссертант благодарен м.н.с. Л.В. Усовой, к.г.-м.н. В.Н. Королюку, к.г.-м.н. А.Т. Титову. Особую благодарность за поддержку в процессе написания диссертации автор выражает родителям Т.А. Федоровой, В.Л. Федорову, мужу С.Н. Колесниченко и друзьям к.г.-м.н. О.А. Гаврюшкиной, к.г.-м.н. Н.С. Мартиросян, к.г.-м.н. О.В. Ильиной, И.В. Титовой.

Работа выполнена при финансовой поддержке российских научных проектов: государственного задания ИГМ СО РАН, РФФИ № 16-35-00317, РНФ № 20-77-10018, МОН №14.В25.31.0032, № 14.Y26.31.0018.

ГЛАВА 1. ОБЗОР ДАННЫХ ПО СОДЕРЖАНИЮ ВОДЫ В НОМИНАЛЬНО БЕЗВОДНЫХ МИНЕРАЛАХ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ЗЕМЛИ

Вода играет важную роль во многих геологических процессах. Значительное количество воды, как известно, сосредоточено в водах мирового океана, который покрывает приблизительно 70% поверхности нашей планеты (масса воды в мировом океане ~ 1,4-1021 кг). Во внутренних оболочках Земли по некоторым оценкам содержится от 0,06 до 0,4 мас.% H2O от общей массы Земли [Bodnar et al., 2013; Nestola and Smyth, 2015; Peslier et al., 2017]. Предполагается, что существенная часть воды в глубинах Земли содержится в виде ОН-групп, входящих в структуру НБМ (то есть таких, стехиометрическая формула которых не содержит Н2О или ОН-) [Beran, Libowitzky, 2006; Skogby, 2006]. Практически все НБМ могут содержать водород, связанный с атомами кислорода в вершинах координационных полиэдров. Учитывая огромную массу мантии Земли (~4х1024 кг), даже минимальное количество воды, содержащееся в номинально безводных фазах, может в сумме превышать количество воды в современной гидросфере [Beran, Libowitzky, 2006]. Хотя, как правило, вода представлена в глубинах Земли лишь в незначительном количестве, тем не менее, она чрезвычайно сильно повлияла на эволюцию нашей планеты с момента ее образования до появления первых океанов на поверхности Земли и становления уникального режима тектоники плит.

Одним из ключевых примеров воздействия воды на физические свойства пород мантии является значительное снижение температуры плавления и, в случае плавления с декомпрессией, увеличение глубины начала плавления [Kohn and Grant, 2006]. Достаточно даже небольшого количества воды, содержащегося в НБМ, чтобы сыграть важную роль в генерации MORB [Hirth and Kohlstedt 1996; Asimow and Langmuir 2003; Asimow et al. 2004]. На рисунке 1.1 продемонстрировано, как в соответствии с моделью [Aubaud et al., 2004], небольшое количество воды влияет на глубину формирования очага плавления в мантии. Кроме того, в областях мантии, где могут содержаться высокие концентрации воды (например, в переходной зоне), фазовые изменения могут высвобождать воду и вызывать плавление в ранее неописанных условиях [Bercovici and Karato 2003; Hirschmann 2006]. Влияние воды на температуру плавления пород мантии - одна из многих причин, по которым изучение распределения воды в мантии имеет важное значение для понимания эволюции нашей планеты.

■ 50

■100 g

тз

f-t"

J

" 150 §

■ 200

1000 1 250 1 500 1750 2000 Temperature (DC)

Рис.1.1. Влияние воды на глубину начала плавления мантии. Рисунок взят из работы [Kohn and Grant, 2006]

Среди глубинных ксенолитов из кимберлитов известно несколько типов магматических и метаморфических пород: перидотиты, эклогиты, пироксениты и породы основного состава, обогащенные флогопитом (MARID - породы с минеральным составом слюда-амфибол-рутил-ильменит-диопсид и PIC - породы с минеральным составом флогопит-ильменит-клинопироксен). Считается, что MARID и PIC породы образуются в результате процессов мантийного метасоматоза [Gregoire et al., 2002]. Помимо ксенолитов мантийных пород кимберлитами также выносятся алмазы, во включениях которых содержатся те же ассоциации, что и в глубинных ксенолитах.

Большую часть среди перидотитов составляют лерцолиты. По структурам лерцолиты подразделяют на деформированные и зернистые разновидности. Основными породообразующими минералами лерцолитов являются оливин (40-80 %), клинопироксен (10-50 %), ортопироксен (10-50 %) ± гранат, шпинель. Среди перидотитов в подчиненном количестве находятся гарцбургиты (основные породообразующие минералы - Ol (40-90 %) и Opx (10-60 %), ± Cpx, Grt) и дуниты (Ol 90-100 % ± Chr, Mgt). Оставшуюся часть перидотитов составляют верлиты, являющиеся более редкими породами, которые могут быть продуктами метасоматоза. Их минеральный состав варьирует в следующих интервалах: Ol 40-90 %, Cpx 10-60 %, Opx находится в подчиненном количестве. Считается, что мантийные перидотиты это реститы, которые образовались в результате частичного плавления вещества верхней мантии, причем лерцолиты отражают меньшие степени

плавления мантии (до 15 %), а гарцбургиты - большие (15-30 %). Деформация лерцолитов, по мнению большого количества исследователей [например, Ionov et al., 2010; Doucet et al., 2012; Agashev et al., 2013] сопровождается метасоматозом.

Эклогиты чаще всего являются биминеральными породами, состоящими из клинопироксена с высоким содержанием жадеитового минала (>15 мол. %) и граната пироп-альмандин-гроссулярового состава. Среди акцессорных минералов эклогитов встречаются кварц, кианит, рутил, ортопироксен и алмаз. Существует две принципиальных гипотезы генезиса эклогитов из кимберлитов. Одна из них заключается в том, что эклогиты кристаллизуются из расплавов в мантии [O'Hara, Yoder, 1967; O'Hara, 1969; O'Hara et al., 1975]. Согласно другой гипотезе эклогиты являются продуктом метаморфизма пород субдуцированной океанической коры [Ringwood, Green, 1966; Green, Ringwood, 1968].

Известно, что пироксениты и эклогиты имеют близкие химические составы. Согласно систематике магматических горных пород пироксенитом является порода основного состава с главным породообразующим минералом - пироксеном. В качестве второстепенных минералов в пироксенитах встречаются оливин, роговая обманка, плагиоклаз и биотит. Существует несколько гипотез генезиса пироксенитов. Первая гипотеза заключается в том, что пироксениты это кумулаты, образовавшиеся в результате кристаллизационной дифференциации базальтовых магм в верхней мантии [Kornprobst, 1969, 1970; Dickey, 1970; Dickey et al., 1977]. Согласно второй гипотезе протолитом пироксенитов являются кумулаты магм, внедрявшихся в верхнюю мантию или аккумулированных на границе кора-мантия [например, Polvé, Allègre, 1980; Pearson et al., 1993]. Следующая гипотеза состоит в том, что пироксениты это реликты древней субдуцированной океанической коры, захороненной под кратонами в перидотитовой литосферной мантии [например, Zanetti et al., 1999; Kelemen et al., 1992]. И последняя гипотеза предполагает, что пироксениты образовались в результате взаимодействия расплавов, образовавшихся за счет частичного плавления эклогитов с перидотитами [Rapp et al., 1999].

Говоря о мантийных ксенолитах, следует также упомянуть алмазы, так как включения в алмазах содержат те же минеральные ассоциации перидотитов, эклогитов и пироксенитов.

Первые упоминания о содержании воды в минералах верхнемантийных пород были сделаны более четырех десятилетий назад и принадлежат исследователям Мартину и Донни [Martin and Donnay, 1972]. Основываясь на кристаллической структуре и ИК-исследованиях, они предположили существование гидроксил-иона в НБМ, встречающихся

в верхней мантии - в пироксенах и оливине. Ранее так называемая «избыточная» вода, обнаруженная в пироксенах и других НБМ при помощи метода мокрой химии, интерпретировалась как структурно связанная вода. Хотя было трудно подтвердить, действительно ли эта «избыточная» вода является гидроксил-ионом в структуре, или же она все-таки связана с жидкими или твердыми включениями, или с загрязнителями в трещинах и на поверхности минералов. Именно Мартин и Донни в 1972 году впервые предложили модель вхождения воды в форме ОН-ионов в структуру минерала и сделали предположение о том, что ОН-содержащие НБМ могут служить основным резервуаром для сохранения воды в мантии.

Рис. 1.2. ИК-спектры оливина и диопсида. Пунктирными линиями отмечены пики поглощения воды. Рисунок взят из работы [Wilkins and Sabine, 1973]

Далее это направление исследований активно развивалось в работе Уилкинса и Сабина [Wilkins and Sabine, 1973]. Они опубликовали ИК спектры НБМ с отчетливыми полосами поглощения ОН в области 3000-3700 см-1, в том числе для диопсида (полосы поглощения воды 3460 и 3640 см-1) и оливина (полосы поглощения воды 3375, 3410, 3525 и 3571 см-1) (рис. 1.2) и обнаружили невысокие концентрации воды - 0,02 вес. % в диопсиде и 0,008 вес. % в оливине. Вхождение воды в структуру изученных минералов было подтверждено дейтериевым обменом, а содержание воды также анализировалось с помощью электролитического метода, который показал значительно более низкие концентрации, чем те, которые были ранее указаны в результатах анализов метода мокрой химии. Это исследование стимулировало развитие в области изучения воды, связанной с дефектами структуры в минералах коры и мантии [Beran and Putnis, 1983; Aines and Rossman, 1984; Beran and Götzinger, 1987; Rossman et al., 1989; Skogby et al., 1990; Rossman and Smyth, 1990; Hammer and Beran, 1991; Smyth et al., 1991; Rossman and Aines, 1991; Bell

and Rossman 1992a, b]. Эти работы имели важное петрологическое значение, поскольку содержание ОН в структуре минералов отражает фракционирование воды в процессе роста минералов и влияет на их физические свойства, например, на температуру плавления и реологию.

Рансиман с соавторами в исследовании энстатита [Runciman et al., 1973] и оливина [Runciman et al., 1974] из Кимберли, Южная Африка, обнаружили полосы поглощения ОН в полном инфракрасном и ультрафиолетовом диапазонах, которые, как они предполагали, принадлежат воде. Более подробное исследование поляризованных ИК спектров диопсида, было опубликовано Бераном [Beran, 1976]. Он представил модель включения воды, основанную на кристаллохимии фаз и плеохроичном поведении полос поглощения. За ним последовало дополнительное исследование пироксенов [Beran, 1981], часть из которых были взяты из мантийных ксенолитов. Модель вхождения воды в энстатит также была представлена Бераном и Зиманом [Beran and Zemann, 1986] на основе данных поляризационной ИК-спектроскопии.

В более поздних экспериментальных исследованиях была рассмотрена взаимосвязь стабильности нахождения воды в структурах пироксена. Ингрин с соавторами [Ingrin et al., 1989], и Скогби и Россман [Skogby and Rossman, 1989] показали, что водород может диффундировать из структуры при повышенных температурах (Рис.1.3), но также возвращаться в структуру в восстановительных условиях. Скогби с соавторами [Skogby et al., 1990] провели большое исследование, посвященное измерению количества воды в пироксенах различных парагенезисов (более 50 образцов). Авторы обнаружили максимальные концентрации воды (до 0,1 вес.% ) в пироксенах из мантийных ксенолитов.

С конца 1990-х и начала 2000-х годов, особое внимание исследователей было уделено образцам мантийного происхождения, в связи с возможностью пироксенов и других НБМ выступать в роли мантийных резервуаров для воды [например, Smyth et al., 1991; Bell and Rossman 1992; Rossman 1996; Peslier et al., 2002; Bell et al. 2004; Koch-Müller et al. 2004]. Однако в некоторых исследованиях также рассматривались пироксены земной коры (например, Johnson et al. 2002), а также пироксены, встречающиеся в субдуцированных коровых породах [например, Katayama et al. 2003, 2005].

Самые последние работы посвящены изучению концентраций воды в минералах-включениях в алмазе [Novella et a., 2015; Jean et al., 2016; Taylor et al., 2016]. Выявлено, что содержание воды варьирует от 0,5 до 50 ppm в оливинах, от 7 до 276 ppm в клинопироксенах, и от значений н.п.о. до 17 ppm в гранатах. Поскольку сам алмаз блокирует взаимодействие минеральных включений с внешней средой, то авторы

предполагают, что концентрации воды во включениях показывают «истинные» мантииные значения для минералов.

Рис. 1.3 Поляризованные ИК-спектры диопсида при экспериментальном нагревании образца. Рисунок взят из работы [Skogby and Rossman, 1989]

Содержание воды в оливинах

Оливин является наиболее распространенным минералом в верхней мантии (~60% в пиролите), поэтому представляет собой ключевой минерал для оценки содержания воды в мантии. Оливины из кимберлитов могут содержать значительные концентрации воды, вплоть до 400 ppm [Miller et al., 1987; Bell et al., 2003; Matsyuk and Langer, 2004; Matveev et al., 2001, 2005, Matveev and Stachel, 2007], в отличие от таковых из базальтовых ксенолитов, например, оливины Сан-Карлос из Аризоны или оливины из кайнозойских щелочных

базальтов Северо-Китайского кратона, по существу, сухие, содержащие от значений н.п.о. до 1-3 ppm воды [Miller et al., 1987; Bai and Kohlstedt, 1993; Xia et al., 2013].

Такие характеристики как количество полос и длина волны в гидроксильной области инфракрасных спектров поглощения мантийных оливинов являются переменными величинами [Miller et al., 1987; Matsyuk and Langer, 2004]. Известно, что оливин, содержащий небольшие концентрации воды в виде гидроксил-иона, характеризуется как внутренними (внутри кристаллической структуры), так и внешними (внеструктурными) дефектами [Koch-Muller et al., 2006]. Matsyuk and Langer (2004) провели FTIR (метод ИК спектроскопии с преобразованием Фурье) исследование отобранных минералов из ксенолитов Якутской мантии и получили содержания воды в оливине в интервале от 4 до 350 ppm. Кроме того, они выявили несколько типов гидроксильных дефектов: гидроксильные группы, встречающиеся как изолированные локальные дефекты (ILD -isolated local defects) и конденсированные расширенные дефекты (CED - clustered defects), которые присущи структуре оливина и отдельные неструктурные включения в оливине (NSI - non-intrinsic separate inclusions). Отсутствие какой-либо связи между дефектами NSI и ILD/CED указывает на то, что NSI дефекты могут образовываться во вторичных процессах, например, при серпентинизации.

Хисина с соавторами [Khisina et al., 2001] изучали кристаллы оливина из двух мантийных ксенолитов трубок «Удачная» и «Обнаженная» (Якутия) с помощью просвечивающей электронной микроскопии и метода FTIR. Изученные оливины содержали три типа нановключений, все из которых содержат гидроксил-ионы или воду: «крупные» включения содержат водные силикаты магния, такие как 10 Â фаза (Mg3Si4O10(OH)2-H2O), ламеллярные дефекты и «маленькие» включения, содержащие «водный оливин» (Mg2-xVxSiO4H2x, где V - вакансия в позиции Mg).

Содержание воды в оливинах из мантийных ксенолитов варьирует в широком диапазоне от значений н.п.о. до 194 ppm [Demouchy and Bolfan-Casanova, 2016]. Оливины из ксенолитов кратона Каапваль и Северо-Американского кратона содержат наименьшие количества воды от значений н.п.о. до 67 ppm и от значений н.п.о. до 16 ppm, соответственно, в сравнении с оливинами Сибирского кратона (до 323 ppm).

Количество воды, которое может войти в оливин сильно зависит от фугитивности воды в расплаве или флюиде, уравновешенного с данной фазой [Gaetani et al. 2014; Baptiste et al. 2015; Yang 2016]. Был проведен ряд экспериментов, которые позволили определить зависимость между количеством водорода, входящим в структуру оливина и фугитивностью воды [например, Kohlstedt et al., 1996; Mosenfelder et al., 2006a, 2006b; Bali

et al., 2008; Férot and Bolfan-Casanova, 2012]. В экспериментальном исследовании Бали с соавторами [Bali et al., 2008] было показано, что растворимость ОН-иона в форстерите растет с увеличением температуры при давлении 2,5 ГПа. Далее, при давлении 6 и 9 ГПа растворимость ОН достигает максимума при Т=1175-1250 °С, и, затем понижается при повышении температуры. Такое поведение гидроксил-иона можно объяснить изменением активности воды во флюиде из-за растворения силикатного компонента.

Растворимость воды в оливине в равновесии с чисто водным флюидом существенно выше, чем в равновесии с флюидом, содержащим другие компоненты - CO2, CH4. В субкратонной литосферной мантии (СКЛМ), где условия с глубиной становятся более восстановительными [Woodland and Koch 2003; McCammon and Kopylova 2004], увеличивающаяся доля CH4 в метасоматическом агенте должна снижать активность воды в ней. Например, на глубинах 160-223 км в литосферных породах под кратоном Каапвааль условия более восстановительные, чем под Сибирским кратоном. Это может объяснить более низкие концентрации воды в оливинах СКЛМ кратона Каапваль (0-86 ppm) в сравнении с оливинами СКЛМ Сибирского кратона (14-323 ppm) [Doucet et al. 2014].

Другим важным параметром, влияющим на концентрацию воды в мантийных минералах, является давление. При давлении 300 МПа количество воды в оливине растет при повышении температуры [Zhao et al., 2004]. Напротив, при Р>3ГПа, Т>1150 °C вхождение воды в оливин уменьшается с ростом температуры и по мере плавления [Bali et al., 2008; Férot and Bolfan-Casanova, 2012; Withers and Hirschmann, 2008]. Содержание воды в форстерите может сильно увеличиваться с давлением: максимальные концентрации воды, эквивалентные 0,6-0,9 мас.%, были обнаружены в форстерите, синтезированном при 12-14 ГПа, но приэтом температурный интревал не должен превышать 1200-1250 °С [Smyth et al., 2006; Litasov et al., 2007]. Таким образом, растворимость воды в оливине повышается с повышением давления.

Содержание воды в пироксенах

Среди основных породообразующих минералов верхней мантии особый интерес представляют пироксены, поскольку они могут содержать относительно высокие концентрации воды. Огромное число исследований было посвящено изучению содержания воды в пироксенах из мантийных ксенолитов кимберлитов [в т.ч. Skogby et al., 1990; Bell et al., 1992, 2004], разных типов перидотитов [в т.ч. Peslier et al., 2002], эклогитов мантийных и коровых ассоциаций [в т.ч. Smyth et al. 1991; Katayama and Nakashima 2003; Koch-Muller et al. 2004; Katayama et al. 2005], а также мегакристов [например, Skogby et al., 1990]. В

таблице 1 (приложение) приведен обзор по содержанию воды в пироксенах из различных типов ксенолитов. Следует отметить, что самые высокие концентрации воды от 130 до 1080 ppm были получены для омфацитов и от 31 до 514 ppm для натровых клинопироксенов [Smyth et al. 1991; Katayama and Nakashima 2003; Koch-Müller at al. 2004; Katayama et al. 2005].

Известно, что концентрация воды варьирует в зависимости от минерального состава, а в некоторых случаях также от типа парагенезиса [Skogby, 2006]. Однако, сильные вариации наблюдаются также для образцов в каждой минеральной группе из аналогичных парагенезисов. Например, кальциевые клинопироксены (диопсид и авгит) из перидотитов содержат от 140 до 740 ppm, в то время как ортопироксены - в пределах 40-650 ppm [Demouchy, Bolfan-Casanova, 2016]. Авторы отмечают, что, как правило, в ортопироксенах содержится примерно в два раза меньше воды, чем в сосуществующих клинопироксенах.

Кальциевые клинопироксены, в целом, не показывают значительных корреляций между количеством воды и типом парагенезиса. Однако в исследовании [Demouchy 2004] автор обнаружила тенденцию к увеличению концентрации воды в диопсиде при изменении типа пород - от шпинелевого лерцолита через гранатовый/шпинелевый лерцолит к гранатовому лерцолиту. Белл с соавторами [Bell et al. 1992] также обнаружили похожую тенденцию - максимальные концентрации воды находятся в ортопироксенах из крупнозернистых гранатовых перидотитов. Однако авторы отметили, что ксенолиты с повышенными содержаниями воды в ортопироксенах могли подвергаться метасоматическому воздействию в мантии.

Эксперименты по уравновешиванию водного флюида с силикатными минералами дают оценки растворимости воды для различных температур, давлений, условий фугитивности кислорода и воды, а также состава флюида. Как показано в работах [Brey et al. 1990; Stalder and Skogby 2002; Stalder 2004; Hirschmann et al. 2009; Stalder et al. 2015] растворимость воды в пироксенах понижается с повышением давления до глубин ~ 300 км (Р 7,5-8 ГПа). Поскольку количество воды в пироксенах зависит от концентрации AhO3, то с увеличением глубины в мантии, в равновесии с гранатом концентрация воды в пироксенах снижается.

Растворимость и диффузия воды в ортопироксене активно изучались с начала 2000-х гг., хотя в основном это были исследования синтетических образцов [Stalder and Skogby 2002, 2003, 2007; Stalder et al. 2005, 2007; Stalder and Behrens 2006; Mierdel et al. 2007]. Исследование синтетического энстатита, не содержащего Fe [Mierdel et al., 2007] показывает, что растворимость воды в насыщенном алюминием ортопироксене более чем

в сто раз выше, чем у его не содержащего Al аналога при тех же РТ-условиях. Содержание воды, близкое к 1 мас.%, достигается при максимальном давлении около 1,5 ГПа и 800 °C [Mierdel et al. 2007], после чего растворимость воды быстро падает по мере увеличения температуры и давления. Мирдел с соавторами [Mierdel et al., 2007] также предположили, что резкое снижение растворимости воды в мантийных минералах приводит к частичному плавлению породы и, следовательно, имеет фундаментальное значение для образования астеносферы Земли. Исследования Мосенфилдера с соавторами [Mosenfelder et al., 2008] по природному ортопироксену с переменным содержанием Fe показывают, что концентрации воды в нем намного ниже, с максимумом около 650 ppm.

Исследования по растворимости и диффузии воды в чистом синтетическом диопсиде также проводились Сандвеллом с соавторами [Sundvall et al. 2009a], синтетическом диопсиде, допированном различными микроэлементами [Stalder and Ludwig 2007; Sundvall et al. 2009b; Purwin et al. 2009], а также в природном диопсиде [Ingrin et al. 1995; Hercule and Ingrin 1999; Woods et al. 2000; Bromiley et al. 2004; Andrut et al. 2007].

Содержание воды в гранатах

Считается, что гранаты из мантийных ксенолитов содержат невысокие концентрации воды. Обычно содержание воды в гранатах из перидотитов варьирует от значений н.п.о. до 200 ppm [например, Demouchy and Bolfan-Casanova, 2016], из эклогитов - от значений н.п.о. до 86 ppm [например, Sobolev et al., 1994], из ксенокристов - от 49 до 392 ppm [например, Koch-Muller et al., 2006].

По данным экспериментальных исследований [Mookherjee and Karato, 2010] растворимость воды в гранате с высоким содержанием пиропового минала составляет ~ 0,1 мас.% при P=7-9 ГПа и Т=1100-1200 °С. Кроме того, авторы выявили, что содержание воды в сосуществующих оливине и пиропе зависит от фугитивности воды в расплаве, так коэффициент распределения воды в условиях обогащения водой Dmo(Ol/Py) <1, а в недосыщенных по воде условиях - Dmo(Ol/Py) ~ 3. Ранее, Гейгером с соавторами [Geiger et al., 1991] было также обнаружено, что содержание воды в синтетическом пиропе составляет 200-700 ppm при давлении 2-5 ГПа и температуре 800-1000 °С.

Источники воды в мантии и распределение воды в континентальной литосфере

Общепринято считать, что мантийные породы, вынесенные на поверхность кимберлитом, подвергались процессам метасоматоза [например, Dawson, 1980; 1984; Harte, 1983]. Метасоматоз - это процесс, который приводит к изменению химического состава

породы под воздействием расплава/флюида. Метасоматоз может проходить непосредственно в мантии - мантийный метасоматоз, либо происходить в процессе выноса породы кимберлитом - кимберлитовый метасоматоз. Кроме того, метасоматоз может быть скрытым и явным (модальным). При скрытом метасоматозе происходит рост концентраций несовместимых элементов в породообразующих минералах [Похиленко и др., 2015]. Явный или модальный метасоматоз подразумевает образование новых минералов в мантийной породе.

Предполагается, что кратонные перидотиты образовались как реститы после частичного плавления литосферной мантии в Архее и Протерозое [Walker et al. 1989; Pearson et al. 1995a, 1995b; Carlson et al. 1999; Doucet et al. 2015]. После этого они метасоматизировались расплавами и флюидами, просачивающимися через кратонную литосферу. Состав метасоматических агентов (флюида, силикатных расплавов щелочного, кимберлитового или ультраосновного составов, карбонатитовых расплавов) определяет характер изменения перидотитов: (1) добавку вторичного клино- или ортопироксена, (2) рост содержания TiO2 в гранате, (3) рост концентраций несовместимых элементов таких как РЗЭ и Na в клинопироксене, (4) окисление (рост Fe3+/EFe в клинопироксене, шпинели и гранате) [Harte 1983; Menzies and Hawkesworth 1987; Kesson and Ringwood 1989; Boyd et al. 1997; Kelemen et al. 1998; Griffin et al. 1999; Lee and Rudnick 1999; Grégoire et al. 2003; Burgess and Harte 2004; Bell et al. 2005; Creighton et al. 2009; Ionov et al. 2010; Doucet et al. 2013].

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Колесниченко Мария Владимировна, 2025 год

- V. 302.

94. Khisina, N. R., Wirth, R., Andru, M., Ukhanov, A. V. Extrinsic and intrinsic mode of hydrogen occurrence in natural olivines: FTIR and TEM investigation / N. R. Khisina et al. // Physics and Chemistry of Minerals. - 2001. - V. 28. - №. 5. - P. 291-301.

95. Koch-Müller, M., Matsyuk, S. S., Wirth, R. Hydroxyl in omphacites and omphacitic clinopyroxenes of upper mantle to lower crustal origin beneath the Siberian platform / M. Koch-Müller et al. // American Mineralogist. - 2004. - V. 89. - №. 7. - P. 921-931.

96. Koch-Müller, M., Matsyuk, S. S., Rhede, D., Wirth, R., Khisina, N. Hydroxyl in mantle olivine xenocrysts from the Udachnaya kimberlite pipe platform / M. Koch-Müller et al. // Physics and Chemistry of Minerals. - 2006. - V. 33. - №. 4. - P. 276-287.

97. Koch-Müller, M., Abs-Wurmbach, I., Rhede, D., Kahlenberg, V., Matsyuk, S. Dehydration experiments on natural omphacites: qualitative and quantitative characterization by various spectroscopic methods platform / M. Koch-Müller et al. // Physics and Chemistry of Minerals. - 2007. - V. 34. - №. 9. - P. 663-678.

98. Köhler, T. P., Brey, G. P. Calcium exchange between olivine and clinopyroxene calibrated as a geothermobarometer for natural peridotites from 2 to 60 kb with applications / T. P. Köhler et al. // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 1990. - V. 54. - №. 9. - P. 23752388.

99. Kohlstedt, D. L., Zimmerman, M. E. Rheology of partially molten mantle rocks / D. L. Kohlstedt et al. // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. - 1996. - V. 24. - №. 1. - P. 41-62.

100. Kohn, S. C., Grant, K. J. The partitioning of water between nominally anhydrous minerals and silicate melts / S. C. Kohn et al. // Reviews in Mineralogy and Geochemistry.

- 2006. - V. 62. - №. 1. - P. 231-241.

101. Konzett, J., Krenn, K., Rubatto, D., Hauzenberger, C., Stalder, R. The formation of saline mantle fluids by open-system crystallization of hydrous silicate-rich vein assemblages-Evidence from fluid inclusions and their host phases in MARID xenoliths from the central Kaapvaal Craton, South Africa / J. Konzett et al. // Geochimica et cosmochimica acta. - 2014. - V. 147. - P. 1-25.

102. Kopylova, M. G., Kostrovitsky, S. I., Egorov, K. N. Salts in southern Yakutian kimberlites and the problem of primary alkali kimberlite melts /M. G. Kopylova et al. // Earth-Science Reviews. - 2013. - V. 119. - P. 1-16.

103. Kornilova, V. P., Egorov, K. N., Safronov, A. F., Filippov, N. D., Zaitsev, A. I. Monticellite kimberlite from the Udachnaya-East pipe and some aspects for evolution of kimberlite melts / V. P. Kornilova et al. // Otech. Geol. - 1998. - V. 1. - P. 48-51.

104. Lee, C. T., Rudnick, R. L. Compositionally stratified cratonic lithosphere: petrology and geochemistry of peridotite xenoliths from the Labait tuff cone, Tanzania / C. T. Lee et al. // Proceedings of the 7th international Kimberlite conference. - Cape Town: Red Roof Design. - 1999. - P. 503-521.

105. Li, Z. X. A., Lee, C. T. A., Peslier, A. H., Lenardic, A., Mackwell, S. J. Water contents in mantle xenoliths from the Colorado Plateau and vicinity: Implications for the mantle rheology and hydration-induced thinning of continental lithosphere / Z. X. A. Li et al. // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 2008. - V. 113. - №. B9.

106. Litasov, K. D., Ohtani, E. Effect of water on the phase relations in Earth's mantle and deep water cycle / K. D. Litasov et al. // Special Papers-Geological Society of America. - 2007. - V. 421. - P. 115.

107. MacGregor, I. D., Manton, W. I. Roberts Victor eclogites: ancient oceanic crust / I. D. MacGregor et al. // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 1986. - V. 91. -№. B14. - P. 14063-14079.

108. Martin, R. F., Donnay, G. Hydroxyl in the mantle / R. F. Martin et al. // Journal of Earth and Planetary Materials. - 1972. - V. 57. - №. 3-4, Part 1. - P. 554-570.

109. Maruyama, S., Santosh, M., Zhao, D. Superplume, supercontinent, and post-perovskite: mantle dynamics and anti-plate tectonics on the core-mantle boundary / S. Maruyama et al. // Gondwana Research. - 2007. - V. 11. - №. 1-2. - P. 7-37.

110. Matsyuk, S. S., Langer, K., Hosch, A. Hydroxyl defects in garnets from mantle xenoliths in kimberlites of the Siberian platform / S. S. Matsyuk et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1998. - V. 132. - №. 2. - P. 163-179.

111. Matsyuk, S. S., Langer, K. Hydroxyl in olivines from mantle xenoliths in kimberlites of the Siberian platform / S. S. Matsyuk et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2004. - V. 147. - №. 4. - P. 413-437.

112. McCammon, C., Kopylova, M. G. A redox profile of the Slave mantle and oxygen fugacity control in the cratonic mantle / C. McCammon et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2004. - V. 148. - №. 1. - P. 55-68.

113. Mei, S., Kohlstedt, D. L. Influence of water on plastic deformation of olivine aggregates: 1. Diffusion creep regime / S. Mei et al. // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 2000. - V. 105. - №. B9. - P. 21457-21469.

114. Mei, S., Kohlstedt, D. L. Influence of water on plastic deformation of olivine aggregates: 2. Dislocation creep regime / S. Mei et al. // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 2000. - V. 105. - №. B9. - P. 21471-21481.

115. Mierdel, K., Keppler, H., Smyth, J. R., Langenhorst, F. Water solubility in aluminous orthopyroxene and the origin of Earth's asthenosphere / K. Mierdel et al. // Science. - 2007. - V. 315. - №. 5810. - P. 364-368.

116. Miller, G. H., Rossman, G. R., Harlow, G. E. The natural occurrence of hydroxide in olivine / G. H. Miller et al. // Physics and chemistry of minerals. - 1987. - V. 14. - №. 5. - P. 461-472.

117. Mookherjee, M., Karato, S. Solubility of water in pyrope-rich garnet at high pressures and temperature / M. Mookkhrjee et al. // Geophysical Research Letters. - 2010.

- V. 37. - №. 3.

118. Mosenfelder, J. L., Deligne, N. I., Asimow, P. D., Rossman, G. R. Hydrogen incorporation in olivine from 2-12 GPa / J. L. Mosenfelder et al. // American Mineralogist.

- 2006. - V. 91. - №. 2-3. - P. 285-294.

119. Mosenfelder, J. L. Hydrogen incorporation in natural mantle olivines: Earth's Deep Water Cycle: Geophys. Monogr./ J. L. Mosenfelder, T. G. Sharp, P. D. Asimow, G. R. Rossman; edited by S. D. Jacobsen and S. van der Lee, AGU, Washington, D. C. - vol. 168, 2006. - p. 45-56.

120. Mosenfelder, J. L., Asimow, P. D., Rossman, G. R. Orthopyroxene: the Most Hydrous Nominally Anhydrous Upper Mantle Phase? / J. L. Mosenfelder et al. // AGU Fall Meeting Abstracts. - 2008. - V. 2008. - P. T13C-1977.

121. Nestola, F., Smyth, J. R. Diamonds and water in the deep Earth: a new scenario / F. Nestola et al. // International Geology Review. - 2016. - V. 58. - №. 3. - P. 263-276.

122. Nickel, K. G., Green, D. H. Empirical geothermobarometry for garnet peridotites and implications for the nature of the lithosphere, kimberlites and diamonds / K. G. Nickel et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 1985. - V. 73. - №. 1. - P. 158-170.

123. 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 / P. Nimis et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2000. -V. 139. - №. 5. - P. 541-554.

124. Novella, D., Bolfan-Casanova, N., Nestola, F., Harris, J. W. H2O in olivine and garnet inclusions still trapped in diamonds from the Siberian craton: Implications for the water content of cratonic lithosphere peridotites / D. Novella et al. // Lithos. - 2015. - V. 230. - P. 180-183.

125. O'Hara, M. J. The origin of eclogite and ariegite nodules in basalt / M. J. O'Hara // Geological Magazine. - 1969. - V. 106. - №. 4. - P. 322-330.

126. O'Hara, M. J., Saunders, M. J., Mercy, E. L. P. Garnet-peridotite, primary ultrabasic magma and eclogite; interpretation of upper mantle processes in kimberlite / M. J. O'Hara et al. // Physics and Chemistry of the Earth. - Pergamon, 1975. - P. 571-604.

127. O'Hara, M. J., Yoder, H. S. Formation and fractionation of basic magmas at high pressures / M. J. O'Hara // Scottish Journal of Geology. - 1967. - V. 3. - №. 1. - P. 67117.

128. Passchier, C. W. Microtectonics / C. W. Passchier, R. A. J Trouw. - Springer Science & Business Media, 2005.

129. Pearson, D. G., Davies, G. R., Nixon, P. H. Geochemical constraints on the petrogenesis of diamond facies pyroxenites from the Beni Bousera peridotite massif, North Morocco / D. G. Pearson et al. // Journal of Petrology. - 1993. - V. 34. - №. 1. - P. 125172.

130. Pearson, D. G., Shirey, S. B., Carlson, R. W., Boyd, F. R., Pokhilenko, N. P., Shimizu, N. Re-Os, Sm-Nd, and Rb-Sr isotope evidence for thick Archaean lithospheric mantle beneath the Siberian craton modified by multistage metasomatism / D. G. Pearson et al. // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 1995. - V. 59. - №. 5. - P. 959-977.

131. Pearson, D. G., Carlson, R. W., Shirey, S. B., Boyd, F. R., Nixon, P. H. Stabilisation of Archaean lithospheric mantle: A ReOs isotope study of peridotite xenoliths from the Kaapvaal craton / D. G. Pearson et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 1995. - V. 134. - №. 3-4. - P. 341-357.

132. Peslier, A. H., Luhr J. F., Post J. Low water contents in pyroxenes from spinel-peridotites of the oxidized, sub-arc mantle wedge //Earth and Planetary Science Letters. -2002. - T. 201. - №. 1. - C. 69-86.

133. Peslier A. H., Woodland, A. B., Bell, D. R., Lazarov, M., Lapen, T. J. Metasomatic control of water contents in the Kaapvaal cratonic mantle / A. H. Peslier et al. // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 2012. - V. 97. - P. 213-246.

134. Peslier, A. H., Schönbächler, M., Busemann, H., Karato, S. I. Water in the Earth's interior: Distribution and origin / A. H. Peslier et al. // Space Science Reviews. - 2017. -V. 212. - №. 1. - P. 743-810.

135. Polvé, M., Allègre, C.J. Orogenic lherzolite complexes studied by 87Rb-87Sr: a clue to understand the mantle convection processes? / M. Polvé et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 1980. - V. 51. - P. 71-93.

136. Purwin, H., Stalder, R., Skogby, H. Hydrogen incorporation in Fe-and Na-doped diopsides / H. Purwin et al. // European Journal of Mineralogy. - 2009. - V. 21. - №. 4. -P. 691-704.

137. Rapp, R. P., Shimizu, N., Norman, M. D., Applegate, G. S. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa / R. P. Rapp et al. // Chemichal Geology. - 1999. - V. 160. - №. 4. - P. 335-356.

138. Ringwood, A. E., Green, D. H. An experimental investigation of the gabbro-eclogite transformation and some geophysical implications / A. E. Ringwood et al. // Tectonophysics. - 1966. - V. 3. - №. 5. - P. 383-427.

139. Roden, M. F., Lazko, E. E., Jagoutz, E. The role of garnet pyroxenites in the Siberian lithosphere: evidence from the Mir kimberlite / M. F. Roden et al. // Proceedings of the VlIth International Kimberlite Conference. National Book Printers, Goodwood. -1999. - V. 714. - P. 720.

140. Rossman, G. R. Studies of OH in nominally anhydrous minerals / G. R. Rossman // Physics and Chemistry of Minerals. - 1996. - V. 23. - №. 4. - P. 299-304.

141. Rossman, G. R., Aines, R. D. The hydrous components in garnets: Grossular-hydrogrossular / G. R. Rossman et al. // American Mineralogist. - 1991. - V. 76. - №. 78. - P.1153-1164.

142. Rossman, G. R., Smyth, J. R. Hydroxyl contents of accessory minerals in mantle eclogites and related rocks / G. R. Rossman et al. // American Mineralogist. - 1990. - V. 75. - №. 7-8. - P. 775-780.

143. Rossman, G. R., Beran, A., Langer, K. The hydrous component of pyrope from the Dora Maira Massif, Western Alps / G. R. Rossman et al. // European Journal of Mineralogy. - 1989. - P. 151-154.

144. Runciman, W. A., Sengupta, D., Marshall, M. The polarized spectra of iron in silicates. I. Enstatite / W. A. Runciman et al. // American Mineralogist: Journal of Earth and Planetary Materials. - 1973. - V. 58. - №. 5-6. - P. 444-450.

145. Runciman, W. A., Sengupta, D., Gourley, J. T. The polarized spectra of iron in silicates: II. Olivine: A reply / W. A. Runciman et al. // American Mineralogist: Journal of Earth and Planetary Materials. - 1974. - V. 59. - №. 5-6. - P. 630-631.

146. Skogby, H. Water in natural mantle minerals I: Pyroxenes / H. Skogby // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. - 2006. - V. 62. - №. 1. - P. 155-167.

147. Skogby, H., Rossman, G. R. OH-in pyroxene; an experimental study of incorporation mechanisms and stability / H. Skogby et al. // American Mineralogist. -1989. - V. 74. - №. 9-10. - P. 1059-1069.

148. Skogby, H., Bell, D. R., Rossman, G. R. Hydroxide in pyroxene; variations in the natural environment / H. Skogby et al. // American Mineralogist. - 1990. - V. 75. - №. 78. - P. 764-774.

149. Shatsky, V. S., Ragozin, A. L., Zedgenizov, D. A., Mityukhin, S. E. Evidence for multistage evolution in a xenolith of diamond-bearing eclogite from the Udachnaya kimberlite pipe / V. S. Shatsky et al. // Lithos. - 2008. - V. 105. - №. 3-4. - P. 289-300.

150. Smelov, A. P., Timofeev, V. F. The age of the North Asian Cratonic basement: an overview / A. P. Smelov et al. // Gondwana Research. - 2007. - V. 12. - №. 3. - P. 279288.

151. Smyth, J. R., Caporuscio, F. A., McCormick, T. C. Mantle eclogites: evidence of igneous fractionation in the mantle / J. R. Smyth et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 1989. - V. 93. - №. 1. - P. 133-141.

152. Smyth, J. R., Bell, D. R., Rossman, G. R. Incorporation of hydroxyl in upper-mantle clinopyroxenes / J. R. Smyth et al. // Nature. - 1991. - V. 351. - №. 6329. - P. 732-735.

153. Smyth, J. R., Frost, D. J., Nestola, F., Holl, C. M., Bromiley, G. Olivine hydration in the deep upper mantle: Effects of temperature and silica activity / J. R. Smyth et al. // Geophysical Research Letters. - 2006. - V. 33. - №. 15.

154. Sobolev, N. V., Lavrent'ev, Y. G., Pokhilenko, N. P., Usova, L. V. Chrome-rich garnets from the kimberlites of Yakutia and their parageneses / N. V. Sobolev et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1973. - V. 40. - №. 1. - P. 39-52.

155. Sobolev, N. V., Pokhilenko, N. P., Lavrent'ev, Y. G., Yefimova, E. S. Deep-seated xenoliths, xenocrysts in kimberlites and crystalline inclusions in diamonds from

"Udachnaya" kimberlite pipe, Yakutia / N. V. Sobolev et al. // International Kimberlite Conference: Extended Abstracts. - 1977. - V. 2. - P. 328-330.

156. Sobolev, V. N., Taylor, L. A., Snyder, G. A., Sobolev, N. V. Diamondiferous eclogites from the Udachnaya kimberlite pipe, Yakutia / V. N. Sobolev et al. // International Geology Review. - 1994. - V. 36. - №. 1. - P. 42-64.

157. Stalder, R. Influence of Fe, Cr and Al on hydrogen incorporation in orthopyroxene / R. Stalder // European Journal of Mineralogy. - 2004. - V. 16. - №. 5. - P. 703-711.

158. Stalder, R., Behrens, H. D/H exchange in pure and Cr-doped enstatite: implications for hydrogen diffusivity / R. Stalder et al. // Physics and Chemistry of Minerals. - 2006. -V. 33. - №. 8. - P. 601-611.

159. Stalder, R., Ludwig, T. OH incorporation in synthetic diopside / R. Stalder et al. // European Journal of Mineralogy. - 2007. - V. 19. - №. 3. - P. 373-380.

160. Stalder, R., Skogby, H. Hydrogen incorporation in enstatite / R. Stalder et al. // European Journal of Mineralogy. - 2002. - V. 14. - №. 6. - P. 1139-1144.

161. Stalder, R., Skogby, H. Hydrogen diffusion in natural and synthetic orthopyroxene / R. Stalder et al. // Physics and Chemistry of Minerals. - 2003. - V. 30. - №. 1. - P. 1219.

162. Stalder, R., Skogby, H. Dehydration mechanisms in synthetic Fe-bearing enstatite / R. Stalder et al. // European Journal of Mineralogy. - 2007. - V. 19. - №. 2. - P. 201216.

163. Stalder, R., Klemme, S., Ludwig, T., Skogby, H. Hydrogen incorporation in orthopyroxene: interaction of different trivalent cations / R. Stalder et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2005. - V. 150. - №. 5. - P. 473-485.

164. Stalder, R., Purwin, H., Skogby, H. Influence of Fe on hydrogen diffusivity in orthopyroxene / R. Stalder et al. // European Journal of Mineralogy. - 2007. - V. 19. - №. 6. - P. 899-903.

165. Stalder, R., Karimova, A., Konzett, J. OH-defects in multiple-doped orthoenstatite at 4-8 GPa: filling the gap between pure and natural systems / R. Stalder et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2015. - V. 169. - №. 4. - P. 38.

166. Sundvall, R., Skogby, H., Stalder, R. Hydrogen diffusion in synthetic Fe-free diopside / R. Sundvall et al. // European Journal of Mineralogy. - 2009a. - V. 21. - №. 5. - P. 963-970.

167. Sundvall, R., Skogby, H., Stalder, R. Dehydration-hydration mechanisms in synthetic Fe-poor diopside / R. Sundvall et al. // European Journal of Mineralogy. - 2009b. - V. 21. - №. 1. - P. 17-26.

168. 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 / L. A. Taylor et al. // The Journal of Geology. - 1989. - V. 97. - №. 5. - P. 551567.

169. Taylor, L. A., Logvinova, A. M., Howarth, G. H., Liu, Y., Peslier, A. H., Rossman, G. R., Guang, Y., Chen, Y., Sobolev, N. V. Low water contents in diamond mineral inclusions: proto-genetic origin in a dry cratonic lithosphere / L. A. Taylor et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 2016. - V. 433. - P. 125-132.

170. Turkina, O. M. Berezhnaya, N. G., Lepekhina, E. N., Kapitonov, I. N. Age of mafic granulites from the early precambrian metamorphic complex of the Angara-Kan terrain (Southwestern Siberian Craton): U-Pb and Lu-Hf isotope and REE composition of zircon / O. M. Turkina et al. // Doklady Earth Sciences. - MAIK Nauka/Interperiodica. -2012. -V. 445. - №. 2. - P. 986-993.

171. Usui, T., Nakamura, E., Kobayashi, K., Maruyama, S., Helmstaedt, H. Fate of the subducted Farallon plate inferred from eclogite xenoliths in the Colorado Plateau / T. Usui et al. // Geology. - 2003. - V. 31. - №. 7. - P. 589-592.

172. Walker, R. J, Carlson, R. W., Shirey, S. B., Boyd, F. R. Os, Sr, Nd, and Pb isotope systematics of southern African peridotite xenoliths: implications for the chemical evolution of subcontinental mantle / R. J. Walker et al. // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 1989. - V. 53. - №. 7. - P. 1583-1595.

173. Walter, M. J. Melt extraction and compositional variability in mantle lithosphere / M. J. Walter // Treatise on geochemistry. - 2003. - V. 2. - P. 568.

174. Wilkins, R. W. T., Sabine, W. Water content of some nominally anhydrous silicates / R. W. T. Wilkins et al. // American Mineralogist: Journal of Earth and Planetary Materials. - 1973. - V. 58. - №. 5-6. - P. 508-516.

175. Withers, A. C., Hirschmann, M. M. Influence of temperature, composition, silica activity and oxygen fugacity on the H2O storage capacity of olivine at 8 GPa / A. C. Withers et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2008. - V. 156. - №. 5. - P. 595605.

176. Woodland, A. B., Koch, M. Variation in oxygen fugacity with depth in the upper mantle beneath the Kaapvaal craton, Southern Africa / A. B. Woodland et al. // Earth and Planetary Science Letters. - 2003. - V. 214. - №. 1-2. - P. 295-310.

177. Woods, S. C., Mackwell, S., Dyar, D. Hydrogen in diopside: Diffusion profiles / S. C. Woods et al. // American Mineralogist. - 2000. - V. 85. - №. 3-4. - P. 480-487.

178. Xia, Q. K., Hao, Y., Li, P., Deloule, E., Coltorti, M., Dallai, L., Feng, M. Low water content of the Cenozoic lithospheric mantle beneath the eastern part of the North China Craton / Q. K. Xia et al. // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 2010. - V. 115. - №. B7.

179. Xia, Q. K., Hao, Y. T., Liu, S. C., Gu, X. Y., Feng, M. Water contents of the Cenozoic lithospheric mantle beneath the western part of the North China Craton: Peridotite xenolith constraints / Q. K. Xia et al. // Gondwana Research. - 2013. - V. 23. -№. 1. - P. 108-118.

180. Yang, X. Z., Xia, Q. K., Deloule, E., Dallai, L., Fan, Q. C., Feng, M. Water in minerals of the continental lithospheric mantle and overlying lower crust: a comparative study of peridotite and granulite xenoliths from the North China Craton / X. Z. Yang et al. // Chemical Geology. - 2008. - V. 256. - №. 1-2. - P. 33-45.

181. Yang, X. Effect of oxygen fugacity on OH dissolution in olivine under peridotite-saturated conditions: an experimental study at 1.5-7 GPa and 1100-1300 C / X. Yang // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 2016. - V. 173. - P. 319-336.

182. Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G., Vannucci, R. The Finero phlogopite-peridotite massif: an example of subduction related metasomatism / A. Zanetti et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1999. - V. 134. - P. 107-122.

183. Zhao, Y. H., Ginsberg, S. B., Kohlstedt, D. L. Solubility of hydrogen in olivine: dependence on temperature and iron content /Y. H. Zhao et al. // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2004. - V. 147. - №. 2. - P. 155-161.

184. Zinchuk, N. N. Udachnaya kimberlite pipe / N. N. Zinchuk, Z. V. Spetsius, V. V. Zuenko, V. M. Zuev. - Novosibirsk: University of Novosibirsk, 1993. - 147 p.

Таблица (1). Обзор по содержанию воды в пироксенах из различных типов ксенолитов

Тип породы Минерал Кол-во Н2О, ррт Ссылка

зерен

Ксенолиты кимберлитов и щелочных Са-Срх 5 200-530 Бко§Ьу й а1.

базальтов. мантийный эклогит Отр 1 640 (1990)

Орх 3 60-260

Мантийный эклогит Отр 11 130-970 БтуШ й а1.

(1991)

Ксенолиты кимберлитов и щелочных Са-Срх 7 150-590 Ве11 й а1.

базальтов. мантийный эклогит Отр 2 470-1080 (1992)

Орх 10 50-460

Базальтовые ксенолиты Срх 3 388-492 1п§пп апё

Орх 3 174-212 Вегап (2001)

Шпинелевый перидотит Срх 15 140-528 РевНег

Орх 16 39-265 е! а1. (2002)

Коровый эклогит Отр 6 230-870 Ка!ауата апё

КакаБЫта

(2003).

Ка!ауата е!

а1. (2005)

Кимберлитовые мегакристы Срх 9 195-620 Ве11 е! а1.

Орх 3 215-263 (2004)

Ксенолиты перидотитов 4 150-420 БетоисИу

Орх 5 70-310 (2004)

Мантийный и коровый эклогиты Срх 8 31-514 КосЬ-МиПег

61-872 е! а1. (2004)

Ксенолиты перидотитов Срх 150-400 РевНег е! а1..

Орх 40-250 2012

Ксенолиты перидотитов Срх 53 БешБ е! а1..

Орх 24 2018

Ксенолиты перидотитов из Срх 72-283 Пап е! а1..

щелочных базальтов Орх 36-137 2016

Ксенолиты перидотитов Срх 0.5-894 Ра!ко е! а1..

Орх 1-147 2019

Ксенолиты перидотитов Срх 38-581 МагеЬаП е! а1..

Орх 50-588 2018

Ксенолиты перидотитов Срх 146-161 Варй81е е! а1..

Орх 49-96 2012

№ Образец Тип породы Текстур а Степень деформации Модальный состав. % Ol Opx Cpx Grt Chr Ol 1 ü Содержание воды. ppm Opx 1ü Cpx 1ü ВП T. °C P. ГПа

1 УД-226-02 Grt-lhz М-П ВД 60 25 5 10 - 134 32 76 12 84 3 50 1270 5,6

2 УД-1-07 Grt-lhz М ВД 50 25 15 10 - 106 16 92 22 61 30 45 1250 6,1

3 УД-51-04 Grt-lhz М-П ВД 45 20 20 15 - 191 27 23 6 135 13 56 1280 5,8

4 УД-8-04 Grt-lhz М-П ВД 60 25 5 10 - 43 2 37 5 47 7 31 1240 5,4

5 УД-11-04 Grt-lhz М-П ВД 70 15 5 10 - 166 18 56 10 102 16 64 1320 5,4

6 УД-195-02 Grt-lhz М-П ВД 60 10 15 15 - 118 8 122 24 91 2 49 1320 6,0

7 УД-998-05 Grt-lhz М-П ВД 45 20 25 10 - 40 6 49 7 79 2 23 1290 5,8

8 УД-17-04 Grt-lhz П СД 50 30 10 10 - 33 19 28 5 52 7 15 1300 6,1

9 УД-602 Grt-lhz П СД 50 30 10 10 - 55 19 30 2 49 6 17 1210 6,0

10 УД-211-02 Grt-lhz П СД 45 25 10 20 - 39 2 43 4 76 9 19 1310 6,5

11 УД-8-07 Grt-lhz П СД 70 10 5 15 - 15 4 32 1 199 9 8 1290 5,1

12 УД-75-04 Grt-lhz П СД 55 30 5 10 - 8 2 60 14 18 2 11 1290 5,6

13 УД-334-05 Grt-lhz П СД 65 25 5 5 - 39 4 104 33 81 5 26 1320 5,2

14 УД-10-04 Grt-lhz З НД 50 20 15 15 - 11 5 21 4 29 2 11 1040 5,9

15 УД-21-07 Lhz З НД 70 20 5 - 5 6 1 46 6 69 17 9 910 5,3

16 УД-6-07 Grt-lhz З НД 45 10 20 25 - 8 5 0 - 21 6 8 980 5,2

17 УД-28-07 Grt-hrz З НД 50 40 - 10 - 3 1 2 0 - - 1 960 5,0

18 УД-35-02 Grt-lhz З НД 45 20 10 25 - 24 2 45 7 83 10 13 960 6,3

19 УД-60-02 Dunite З НД 95 - - - 5 5 2 - - - - 2 - -

Сокращения: Grt-lhz. гранатовый лерцолит; Lhz. лерцолит; Grt-hrz. гранатовый гарцбургит; Dunite. дунит; ВП. валовый состав породы; М-П. мозаико-порфирокластическая; П. порфирокластическая; М. милонитовая; З. зернистая; 1о. стандартное отклонение. Оценки температур и давлений [Brey and Koehler. 1990] и [Koehler and Brey. 1990], соответственно.

№ Образец Тип породы Группа экл. Модальное содержание, мас.% Количество вод,. ppm Т. °С

Cpx Grt Opx А. м. Cpx Opx ВП

1 УЭ-1-04 Бим. экл. А 55 44 - 1 (с.) 99 - 55 800

2 УЭ-1-05 Бим. экл. B 50 49 - 1 (с.) 39 - 20 1090

3 УЭ-2-05 Бим. экл. A 57 40 - 3 (с.) 28 - 16 900

4 УЭ-3-05 Бим. экл. A 62 35 - 3 (с.) 58 - 36 950

5 УЭ-4-05 Бим. экл. А 50 50 - - 12 - 6 1090

6 УД-7-02 Бим. экл. B 69 30 - 1 (с.) н.п.о. - н.п.о. 1090

7 УД-9-07 Бим. экл. B 60 37 - 3 (с.) 55 - 33 960

8 УД-13-07 Бим. экл. B 59 40 - 1 (р.) 14 - 8 1090

9 УД-14-07 Вебс. - 50 20 30 - 72 8 38 910

10 УД-17-02 Бим. экл. B 50 49 - 1 (с.) 4 - 2 1230

11 УД-22-07 Бим. экл. B 60 39 - 1 (с.) 37 - 22 1000

12 УД-26-07 Бим. экл. B 50 50 - - 77 - 39 1150

13 УД-30-07 Бим. экл. B 57 40 - 3 (р.) 7 - 4 1090

14 УД-31-07 Бим. экл. B 70 27 - 3 (р.) 8 - 6 1200

15 УД-45-02 Бим. экл. А 40 60 - - 42 - 17 1200

16 УД-45-04 Бим. экл. А 50 50 - - 13 - 7 1200

17 УД-107 Алм. экл. A 70 25 - 2 (а.). 3 (ф.) 63 - 44 1200

18 УД-111-02 Алм. экл. B 57 40 - 1 (а.). 2 (с.) 43 - 25 1200

19 УД-172-02 Бим. экл. B 55 40 - 5 (с.) 8 - 4 1300

20 УД-192-02 Бим. экл. А 50 50 - - н.п.о. - н.п.о. 1090

21 УД-194 Бим. экл. B 50 50 - - 16 - 8 1020

22 УД-203-02 Бим. экл. B 67 30 - 3 (с.) 16 - 11 960

23 УД-208 Бим. экл. B 50 50 - - н.п.о. - н.п.о. 1130

24 УД-217 Бим. экл. А 50 49 - 1 (с.) 10 - 5 950

25 УД-218-02 Бим. экл. B 50 50 - - 60 - 30 1130

26 УДР Алм. экл. B 49 49 - 2 (а.) н.п.о. - н.п.о. 1090

Сокращения: бим.экл. биминеральный эклогит; вебс. вебстерит; алм.экл. алмазоносный эклогит; а.м. акцессорный минерал

№ Образец 8102 СГ2О3 МпО РеО МдО СаО МО Т^а! Мд#

1 Уд-226-02 п=6 41.4 0.04 0.1 8.7 50.4 0.04 0.3 101.1 91.1

ст 0.1 0.01 0.0 0.0 0.1 0.00 0.0 0.2

2 Уд-1-07 п=1 41.0 0.03 0.1 8.9 50.1 0.04 0.4 100.6 90.9

3 Уд-51-04 п=8 41.4 0.03 0.1 8.7 50.3 0.03 0.4 101.0 91.2

ст 0.2 0.01 0.0 1.0 0.8 0.02 0.0 0.2

4 Уд-8-04 п=6 41.0 0.04 0.1 8.6 49.6 0.04 0.4 99.7 91.1

ст 0.1 0.01 0.0 0.0 0.2 0.00 0.0 0.3

5 Уд-11-04 п=11 41.2 0.04 0.1 9.0 50.1 0.04 0.4 100.9 90.8

ст 0.2 0.00 0.0 0.1 0.1 0.00 0.0 0.3

6 Уд-195-02 п=15 41.1 0.03 0.1 8.6 50.1 0.04 0.3 100.4 91.2

ст 0.1 0.00 0.0 0.0 0.1 0.00 0.0 0.2

7 Уд-998-05 п=1 40.8 0.01 0.1 9.4 49.0 0.04 0.4 99.7 90.3

8 Уд-17-04 п=15 41.0 0.03 0.1 8.8 49.9 0.04 0.4 100.3 91.0

ст 0.1 0.00 0.0 0.0 0.2 0.00 0.0 0.2

9 Уд-602 п=13 41.2 0.03 0.1 8.9 50.0 0.04 0.4 100.6 91.0

ст 0.1 0.00 0.0 0.1 0.1 0.00 0.0 0.2

10 Уд-211-02 п=7 41.0 0.04 0.1 8.9 49.3 0.05 0.4 99.8 90.8

ст 0.1 0.01 0.0 0.0 0.2 0.01 0.0 0.2

11 Уд-8-07 п=5 41.1 0.02 0.1 7.5 50.3 0.02 0.4 99.4 92.3

ст 0.1 0.02 0.0 0.5 0.3 0.01 0.0 0.2

12 Уд-75-04 п=8 41.0 0.05 0.1 8.5 49.6 0.05 0.4 99.7 91.2

ст 0.2 0.00 0.0 0.0 0.2 0.00 0.0 0.3

13 Уд-334-05 п=7 41.0 0.05 0.1 8.7 49.7 0.05 0.4 100.0 91.1

ст 0.3 0.01 0.0 0.0 0.1 0.00 0.0 0.4

14 Уд-10-04 п=12 41.2 0.01 0.1 8.3 50.4 0.01 0.3 100.4 91.6

ст 0.1 0.00 0.0 0.0 0.1 0.00 0.0 0.2

15 Уд-21-07 п=7 41.2 0.01 0.1 7.4 50.5 0.01 0.3 99.6 92.4

ст 0.3 0.00 0.0 0.0 0.2 0.00 0.0 0.5

16 Уд-6-07 п=6 41.1 0.01 0.1 8.3 50.0 0.01 0.3 99.8 91.5

ст 0.1 0.01 0.0 0.0 0.2 0.00 0.0 0.2

17 Уд-28-07 п=7 41.2 0.01 0.1 8.1 50.0 0.01 0.4 99.8 91.7

ст 0.1 0.01 0.0 0.0 0.1 0.00 0.0 0.2

18 Уд-35-02 п=6 41.0 0.01 0.1 7.9 50.2 0.01 0.3 99.5 91.9

ст 0.1 0.01 0.0 0.1 0.2 0.00 0.0 0.2

19 Уд-60-02 п=9 41.1 0.00 0.1 7.6 50.3 0.01 0.3 99.5 92.2

ст 0.3 0.00 0.0 0.1 0.2 0.00 0.0 0.4

№ Образец SiO2 ТО2 MnO FeO MgO CaO Na2O K2O Сумма Mg#

1 Уд-226-02 п=7 57.8 0.1 0.5 0.3 0.1 5.1 34.9 0.7 0.2 0.0 99.7 92.4

ст 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.2 0.0 0.0 0.0 0.2

2 Уд-1 -07 п=10 58.3 0.1 0.5 0.2 0.1 5.3 34.9 0.7 0.1 0.0 100.2 92.2

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.1 0.0 0.0 0.2

3 Уд-51-04 п=7 58.1 0.1 0.6 0.2 0.1 5.4 34.7 0.8 0.2 0.0 100.2 92.0

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.0 0.3

4 Уд-8-04 п=2 57.5 0.1 0.5 0.3 0.1 5.0 35.3 0.7 0.1 0.0 99.7 92.6

5 Уд-11-04 п=6 57.8 0.2 0.6 0.3 0.1 5.3 34.8 0.9 0.2 0.0 100.2 92.2

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.2 0.0 0.0 0.0 0.4

6 Уд-195-02 п=2 58.2 0.1 0.5 0.2 0.1 4.9 34.6 0.7 0.2 0.0 99.6 92.6

7 Уд-998-05 п=7 58.0 0.2 0.6 0.2 0.1 5.5 34.3 0.8 0.2 0.0 99.8 91.8

ст 0.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.2 0.1 0.0 0.0 0.4

8 Уд-17-04 п=10 58.2 0.0 0.4 0.2 0.1 5.1 34.9 0.7 0.1 0.0 99.9 92.4

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.2

9 Уд-602 п=9 58.0 0.0 0.5 0.2 0.1 5.1 34.7 0.7 0.1 0.0 99.4 92.4

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.3

10 Уд-211-02 п=7 58.3 0.1 0.6 0.3 0.1 5.2 34.5 0.9 0.2 0.0 100.2 92.2

ст 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.2

11 Уд-8-07 п=7 57.1 0.2 0.6 0.2 0.1 7.2 33.4 0.9 0.2 0.0 100.0 89.2

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.0 0.2

12 Уд-75-04 п=7 58.4 0.0 0.5 0.3 0.1 4.9 34.7 0.9 0.1 0.0 99.9 92.7

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.3

13 Уд-334-05 п=6 57.7 0.1 0.5 0.3 0.1 5.1 34.9 1.2 0.2 0.1 100.1 92.5

ст 0.5 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.3 0.2 0.1 0.1 0.5

14 Уд-10-04 п=8 58.1 0.1 0.5 0.2 0.1 4.9 35.3 0.3 0.1 0.0 99.5 92.8

ст 0.3 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 0.0 0.0 0.0 0.3

15 Уд-21-07 п=6 58.1 0.0 0.6 0.3 0.1 4.5 36.1 0.3 0.1 0.0 100.0 93.5

ст 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 0.0 0.0 0.0 0.2

16 Уд-28-07 п=5 55.0 0.0 0.5 0.2 0.1 5.4 38.3 0.3 0.1 0.0 100.0 92.6

ст 7.8 0.0 0.3 0.1 0.0 1.4 6.6 0.2 0.0 0.0 0.4

17 Уд-35-02 п=7 58.0 0.1 0.4 0.2 0.1 4.6 36.4 0.3 0.1 0.0 100.1 93.4

ст 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.2 0.0 0.0 0.0 0.3

№ Образец 8Ю2 ТЮ2 М2О3 СГ2О3 РеО МпО МдО СаО К2О ИагО Сумма Са# Мд#

1 Уд-226-02 п=10 55.2 0.3 1.3 1.5 3.0 0.1 18.4 18.0 0.0 1.7 99.5 41.2 91.7

ст 0.2 0.0 0.2 0.0 0.1 0.0 0.1 0.4 0.0 0.1 0.3

2 Уд-1-07 п=14 55.3 0.3 1.4 1.0 3.0 0.1 18.7 18.7 0.0 1.4 100.0 41.8 91.6

ст 0.1 0.0 0.1 0.0 0.1 0.0 0.1 0.3 0.0 0.1 0.2

3 Уд-51-04 п=14 55.3 0.3 1.4 1.0 3.2 0.1 18.6 18.0 0.1 1.5 99.4 41.1 91.1

ст 0.5 0.0 0.1 0.1 0.3 0.0 0.2 0.6 0.1 0.1 0.4

4 Уд-8-04 п=8 54.9 0.1 1.0 1.2 3.0 0.1 18.7 18.9 0.0 1.3 99.4 42.0 91.8

ст 0.2 0.0 0.1 0.1 0.1 0.0 0.1 0.4 0.0 0.1 0.3

5 Уд-11-04 п=9 55.2 0.4 1.7 1.0 3.4 0.1 18.9 17.2 0.0 1.7 99.7 39.6 90.8

ст 0.2 0.0 0.0 0.2 0.1 0.0 0.2 0.2 0.0 0.1 0.3

6 Уд-195-02 п=15 55.4 0.2 1.1 0.9 2.8 0.1 18.6 19.0 0.0 1.3 99.5 42.4 92.1

ст 0.3 0.1 0.2 0.1 0.2 0.0 0.2 0.5 0.1 0.2 0.3

7 Уд-998-05 п=12 55.6 0.3 1.6 1.0 3.3 0.1 18.7 18.0 0.0 1.5 100.2 40.9 90.9

ст 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.0 0.3 0.2 0.0 0.1 0.3

8 Уд-17-04 п=9 55.5 0.0 0.9 1.0 2.7 0.1 18.8 19.4 0.0 1.0 99.5 42.6 92.5

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.2 0.2 0.0 0.0 0.1

9 Уд-602 п=15 55.4 0.0 0.9 1.0 2.7 0.1 18.9 19.9 0.0 1.0 100.1 43.1 92.5

ст 0.2 0.0 0.1 0.0 0.1 0.0 0.2 0.5 0.0 0.1 0.2

10 Уд-211-02 п=11 55.9 0.1 1.2 0.8 3.2 0.1 19.5 18.2 0.0 1.1 100.1 40.1 91.6

ст 0.3 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.2 0.2 0.0 0.0 0.3

11 Уд-8-07 п=8 54.6 0.3 1.5 1.2 4.6 0.1 18.1 17.0 0.0 1.8 99.2 40.4 87.4

ст 0.3 0.0 0.1 0.2 0.1 0.0 0.2 0.3 0.0 0.1 0.2

12 Уд-75-04 п=11 55.8 0.0 0.8 1.0 2.8 0.1 19.8 19.0 0.1 0.7 100.2 40.9 92.7

ст 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.2

13 Уд-334-05 п=3 55.1 0.1 0.9 1.0 3.2 0.1 20.0 18.2 0.1 0.9 99.5 39.5 91.7

ст 0.3 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 0.0 0.0 0.0 0.3

14 Уд-10-04 п=11 55.5 0.3 3.2 1.5 2.0 0.1 15.5 18.7 0.0 2.8 99.6 46.5 93.2

ст 0.3 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.2 0.2 0.0 0.1 0.3

15 Уд-21-07 п=6 55.1 0.0 1.9 2.2 1.6 0.1 16.2 20.8 0.0 1.9 99.8 48.0 94.7

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.4

16 Уд-6-07 п=10 55.1 0.2 2.7 0.8 1.9 0.1 16.2 20.7 0.0 2.0 99.6 47.9 93.9

ст 0.2 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.3

17 Уд-28-07 n=1 55.6 0.0 1.2 1.2 1.5 0.1 17.4 22.4 0.1 0.9 100.4 48.1 95.3

18 Уд-35-02 n=7 55.0 0.2 2.2 1.5 1.8 0.1 16.3 20.4 0.0 2.0 99.5 47.4 94.1

а 0.3 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.0 0.4

№ Образец 8102 ТЮ2 А12О3 СГ2О3 МдО МпО РеО СаО Иа2О Сумма Мд# Са# Сг#

1 Уд-226-02 п=6 41.1 0.26 16.4 8.62 19.5 0.36 7.11 6.12 0.05 99.5 83.0 69.9 26.1

ст 0.09 0.14 0.19 0.13 0.06 0.01 0.07 0.04 0.02 0.16

2 Уд-1-07 п=11 41.7 0.36 19.7 4.24 20.8 0.34 7.49 4.94 0.05 99.6 83.2 72.8 12.6

ст 0.11 0.08 0.08 0.09 0.11 0.01 0.05 0.03 0.01 0.20

3 Уд-51-04 п=10 41.9 0.36 19.8 4.07 20.8 0.35 7.60 4.78 0.07 99.7 83.0 73.0 12.1

ст 0.16 0.02 0.08 0.06 0.07 0.01 0.05 0.03 0.01 0.15

4 Уд-8-04 п=8 41.0 0.18 16.6 8.31 19.4 0.39 7.45 6.27 0.03 99.6 82.3 69.1 25.1

ст 0.27 0.01 0.12 0.17 0.48 0.01 0.04 0.06 0.00 0.46

5 Уд-11 -04 п=15 41.1 0.19 17.7 6.86 20.1 0.33 7.14 5.88 0.05 99.4 83.4 70.9 20.6

ст 0.25 0.13 0.10 0.13 0.07 0.01 0.05 0.06 0.02 0.27

6 Уд-195-02 п=8 41.6 0.25 19.7 4.45 20.7 0.36 7.33 5.06 0.05 99.4 83.4 72.7 13.2

ст 0.23 0.01 0.16 0.11 0.06 0.01 0.04 0.04 0.01 0.25

7 Уд-998-05 п=6 42.1 0.20 20.3 3.74 21.2 0.33 7.73 4.49 0.05 100.0 83.0 73.7 11.0

ст 0.32 0.05 0.14 0.09 0.26 0.02 0.07 0.06 0.01 0.43

8 Уд-17-04 п=9 41.7 0.17 18.7 5.73 20.1 0.39 7.58 5.43 0.03 99.8 82.5 71.1 17.1

ст 0.16 0.01 0.10 0.09 0.07 0.01 0.05 0.04 0.01 0.29

9 Уд-602 п=13 41.3 0.18 18.6 5.75 20.1 0.39 7.60 5.51 0.03 99.4 82.5 70.9 17.2

ст 0.14 0.01 0.11 0.12 0.09 0.01 0.07 0.03 0.01 0.18

10 Уд-211-02 п=6 42.0 0.46 18.5 5.30 20.8

а 0.29 0.09 0.27 0.33 0.29

11 Уд-8-07 п=9 40.9 0.31 16.2 8.63 19.2

а 0.28 0.01 0.27 0.34 0.26

12 Уд-75-04 п=9 41.4 0.20 16.2 8.60 20.1

а 0.27 0.01 0.20 0.10 0.11

13 Уд-334-05 п=10 41.0 0.78 15.7 8.08 20.0

а 0.07 0.01 0.14 0.18 0.08

14 Уд-10-04 п=8 42.1 0.26 21.7 2.34 20.3

а 0.20 0.03 0.14 0.05 0.10

15 Уд-6-07 п=5 42.1 0.25 22.1 1.65 20.4

а 0.14 0.02 0.05 0.05 0.09

16 Уд-28-07 п=8 41.0 0.01 18.8 6.28 18.9

а 0.31 0.01 0.16 0.11 0.32

17 Уд-35-02 п=6 42.1 0.24 20.9 3.15 20.2

а 0.15 0.01 0.18 0.13 0.10

0.32 7.34 5.34 0.04 100.1 83.4 72.3 16.1

0.01 0.07 0.05 0.01 0.24

0.39 7.47 6.47 0.04 99.6 82.1 68.5 26.3

0.01 0.22 0.14 0.01 0.35

0.32 6.95 6.16 0.11 100.1 83.8 70.7 26.2

0.01 0.07 0.08 0.26 0.34

0.30 7.18 6.29 0.04 99.4 83.2 70.0 25.6

0.00 0.04 0.06 0.01 0.22

0.43 8.45 4.33 0.07 99.9 81.1 72.1 6.8

0.01 0.04 0.09 0.02 0.28

0.41 8.47 4.52 0.05 99.9 81.1 71.9 4.8

0.01 0.10 0.04 0.01 0.21

0.44 7.68 6.48 0.01 99.6 81.4 67.8 18.3

0.03 0.20 0.10 0.01 0.48

0.39 7.89 4.74 0.03 99.7 82.0 72.1 9.2

0.02 0.09 0.03 0.00 0.22

Образец Са# Мд# Содержание воды, ррт

8Ю2 ТО2 М2О3 СГ2О3 РеО МпО МдО СаО МааО К2О Сумма

УЭ-1-04 п=5 54.70 0.20 2.00 0.08 4.38 0.10 16.07 20.31 1.71 0.03 99.57 44.2 87 99

ст 0.15 0.01 0.20 0.21 0.12 0.01 0.18 0.02 0.17 0.02 0.17

УЭ-1-05 п=17 54.84 0.21 10.84 0.03 5.33 0.03 8.19 14.47 5.56 0.02 99.51 48 74.1 39

ст 0.29 0.02 0.34 0.01 0.10 0.01 0.21 0.15 0.06 0.01 0.24

УЭ-2-05 п=5 55.33 0.26 4.28 0.14 2.72 0.07 14.90 18.78 2.99 0.01 99.47 45.6 90.8 28

ст 0.06 0.00 0.21 0.07 0.04 0.01 0.08 0.01 0.17 0.02 0.26

УЭ-3-05 п=14 55.41 0.24 3.82 0.11 2.79 0.05 15.44 19.20 2.57 0.01 99.65 44.7 90.8 58

ст 0.17 0.01 0.06 0.01 0.05 0.01 0.06 0.12 0.04 0.00 0.13

УЭ-4-05 п=15 54.87 0.19 1.90 0.28 4.19 0.10 16.28 20.31 1.66 0.03 99.81 43.8 87.4 12

ст 0.22 0.01 0.12 0.08 0.05 0.01 0.09 0.13 0.04 0.02 0.16

УД-7-02 п=16 55.20 0.38 8.34 0.09 4.48 0.04 10.64 15.11 5.24 0.05 99.55 45.2 80.8 0

ст 0.43 0.03 1.37 0.01 0.23 0.01 0.97 1.29 0.84 0.01 0.24

УД-9-07 п=13 55.25 0.18 7.29 0.04 5.43 0.05 10.42 17.09 4.03 0.03 99.81 47.8 77 55

ст 0.21 0.01 0.22 0.01 0.15 0.01 0.17 0.21 0.06 0.00 0.19

УД-13-07 п=16 55.21 0.66 6.72 0.08 7.16 0.09 10.73 12.87 5.57 0.04 99.11 38.2 73.3 14

ст 0.17 0.01 0.15 0.01 0.16 0.01 0.22 0.10 0.08 0.01 0.16

а 0.33 0.07 0.44 0.03 0.58 0.01

УД-17-02 n=17 55.66 0.59 10.01 0.05 5.04 0.06

а 0.21 0.03 0.38 0.01 0.14 0.01

УД-22-07 п=5 55.57 0.29 8.85 0.13 3.34 0.03

а 0.16 0.00 0.29 0.20 0.14 0.01

УД-26-07 п=5 55.93 0.39 9.38 0.14 5.31 0.06

а 0.34 0.00 0.55 0.49 0.23 0.01

УД-30-07 п=12 55.68 0.62 6.50 0.09 6.65 0.09

а 0.19 0.12 1.15 0.09 1.55 0.01

УД-31-07 п=17 56.79 0.49 10.72 0.09 5.36 0.07

а 0.24 0.04 0.29 0.02 0.19 0.01

Уд-45-02 п=15 55.26 0.17 2.42 0.30 3.81 0.09

а 0.18 0.03 0.64 0.04 0.30 0.01

Уд-45-04 п=16 54.92 0.14 1.90 0.17 4.11 0.10

а 0.33 0.01 0.22 0.08 0.15 0.01

Уд-107 п=15 56.03 0.14 5.02 0.07 2.56 0.12

а 0.43 0.01 0.09 0.03 0.06 0.01

Уд-111 -02 п=16 55.97 0.39 9.17 0.05 5.50 0.08

11.84 18.61 2.78 0.02 99.43 47.3 77.9 72

0.54 0.65 0.15 0.04 0.28

9.60 12.31 6.26 0.07 99.66 41.7 78.7 4

0.39 0.39 0.26 0.01 0.25

10.79 15.02 5.64 0.05 99.71 46.1 85.1 37

0.43 0.01 0.09 0.01 0.12

9.83 12.72 5.94 0.07 99.76 41.8 77.1 77

0.78 0.01 0.21 0.03 0.14

11.06 13.62 5.14 0.04 99.48 39.1 73 7

1.53 2.25 1.02 0.01 0.18

8.72 10.56 6.99 0.08 99.86 41.7 75.8 8

0.15 0.30 0.08 0.16 0.27

15.72 19.91 1.91 0.03 99.61 44.6 87.2 42

0.27 0.50 0.30 0.00 0.20

16.27 20.54 1.65 0.03 99.82 43.8 87.1 13

0.18 0.21 0.09 0.00 0.41

15.29 17.44 2.83 0.44 99.95 42.4 91.4 63

0.15 0.11 0.05 0.02 0.39

10.74 11.52 6.02 0.13 99.56 36.5 77.5 43

а 0.29 0.02 0.60 0.01 0.12 0.01

УД-172-02 п=14 56.27 0.59 8.72 0.06 4.86 0.07

а 0.22 0.04 0.43 0.01 0.11 0.01