Реконструирована термальная история и мощность литосферной мантии под разновозрастными кимберлитовыми полями Прианабарья и смежных территорий Сибирского кратона (СК) на основе состава ксенокристаллов клинопироксена из концентрата тяжелой фракции кимберлитов и мантийных ксенолитов. В литосферной мантии под пятью изученными полями СК преобладают гранатовые и шпинелевые перидотиты. Магнезиальность клинопироксенов с глубиной уменьшается почти для всех полей. По наиболее древнему Чомурдахскому кимберлитовому полю наблюдается наименьший разброс по содержанию как TiO2, так и FeO. Наибольший разброс значений оксида титана (от 0 до 0.6 мас. %) наблюдается в триасовых полях. Высокие содержания оксида титана в минералах могут отражать глубокие метасоматические преобразования отдельных блоков литосферной мантии на севере Якутской кимберлитовой провинции. Подгонка линии геотермы к набору PT­данных производилась в новой авторской программе Gtherm на основе модели Д. Хастерока и Д. Чапмана. Литосфера под изученными полями в период с 430 до 230 млн лет прошла, вероятно, этап значительного метасоматического воздействия с образованием высокожелезистых и высокотитанистых пород, сохраняя большую термальную мощность (до 260 км). Процесс сокращения термальной мощности мог наблюдаться в северных частях СК в юрское время (до 190–200 км), что подтверждается оценками мощности литосферы под северным Куойкским полем.

В работе впервые приводятся данные по содержанию редких элементов в минералах из пород с признаками модальных метасоматических изменений из кимберлитовой трубки Обнаженной, которые сравниваются с ксенолитами из данной трубки без признаков модального метасоматоза. На основании содержания редких элементов в клинопироксене и амфиболе, а также 40Ar/39Ar датирования флогопита делается вывод о том, что в нижнем протерозое в литосферной мантии под Куойкским кимберлитовым полем образовывались расплавы-флюиды, обогащенные Nb+Ta, а также редкими землями, которые приводили к развитию флогопит-амфиболовой минерализации по пироксену.

Проведена оценка возможности использования оливиновой термобарометрии для ксенолитов деплетированных перидотитов из трубки Удачной (Якутия), представленных 76 мегакристаллическими дунитами и 5 мегакристаллическими гарцбургитами. По специально разработанной и проверенной методике с помощью микрозондового анализа определены микропримеси Al и Ca в оливинах исследуемых образцов. РТ-параметры ксенолитов мегакристаллических дунитов рассчитаны по уравнениям оливиновых, гранатовых, оливин-гранатовых термобарометров. Для нескольких мегакристаллических гарцбургитов дополнительно использовались энстатитовые геобарометры. Произведенное сравнение полученных данных показало, что наиболее подходящей для оценки РТ-параметров изученной коллекции мегакристаллических дунитов оказывается геотермобарометрическая пара барометр Финнерти-Риджена (Са в оливине) для перидотитов широкого диапазона РТ и термометр [Bussweiler et al., 2017] (Al в оливине) для гранатовых перидотитов, хотя небольшая часть данных из области высоких РТ (>60 кбар и 1200 °С) вызывает сомнение. Гранатовый барометр [Grütter et al., 2006] (соотношение СаО – Cr2O3 в пиропе) не всегда согласуется с оливиновыми геотермометрами. Это может быть связано с необходимостью корректировки уравнений барометра для более широкого спектра составов, а также с возможным нарушением равновесия между гранатом и оливином. Авторы допускают, что более точные результаты могут быть получены при использовании этого барометра в сочетании с гранатовыми термометрами, основанными на определении Ni в гранате. Для серьезных выводов данных по гарцбургитам недостаточно. Однако следует признать, что традиционная пара энстатитового барометра Макгрегора и гранат-оливинового термометра O’Нейл-Вуда пока остается наиболее приемлемой для оценки РТ-параметров мегакристаллических гарцбургитов, хотя и с некоторым занижением температур.

В работе представлены результаты изучения дочернего оливина из вторичных расплавных включений, маркирующих залеченные трещины в макрокристах оливина из несерпентинизированного кимберлита трубки Удачная-Восточная. В макрокристах выделено четыре генерации оливина: оливин ядер (Ol₁); оливин, маркирующий залеченные трещины (Ol₂); дочерний оливин расплавных включений (Ol₃); тонкие внешние каймы оливина (Olr) вокруг ядер макрокристов. Взаимоотношения между различными генерациями оливина и вариации его химического состава свидетельствуют о том, что ядра макрокристов (Ol₁) представляют собой зерна или фрагменты зерен дезинтегрированных мантийных пород, а расплавные включения и Ol₂ формировались за счет инфильтрации кимберлитовых расплавов в трещины в этих зернах. Раскристаллизация гибридного расплава включений и формирование экстремально магнезиального дочернего оливина (Ol₃) происходили позже при более низких PT-параметрах. Среди дочерних минералов в расплавных включениях, помимо Ol₃, идентифицированы щелочные карбонаты, сульфаты, хлориды, оксиды и сульфиды. Показано, что дочерний оливин из расплавных включений (Ol₃) имеет высокие значения магнезиальности (Mg# 97–98), высокие концентрации MnO (0.18–0.41 мас. %) и CaO (0.12–0.25 мас. %), а также низкие содержания NiO (0.02–0.04 мас. %). Соотношения между дочерними минералами расплавных включений указывают на то, что гибридный расплав, из которого формировался экстремально магнезиальный оливин, представлял собой щелочную карбонатную или силикатно-карбонатную жидкость с низким содержанием воды. В проведенном исследовании впервые напрямую показано, что почти чистый форстерит способен кристаллизоваться из проэволюционировавшего кимберлитового расплава карбонатного или силикатно-карбонатного состава, что подтверждает ранее предложенную модель формирования экстремально магнезиальных внешних кайм кристаллов оливина из различных кимберлитов мира при кристаллизации проэволюционировавших кимберлитовых расплавов карбонатного состава.

Находки в россыпях бассейна р. Эбелях (север Якутии) гигантских алмазов CLIPPIR типа предполагают, что подобные алмазы могут быть найдены в кимберлитовых полях Анабарского региона и ближайших северных месторождениях, расположенных в пределах коллизионных Хапчанского и Далдынского террейнов. Для прогнозирования находок подобных алмазов авторы используют метод 5E диаграмм. Он основан на оценке схожести составов пяти окислов минералов-спутников алмаза с эталонными диаграммами для трубки Карове (К-6, Ботсвана) с составом таковых для любой другой трубки. Ранее было показано, что сходимость составов минералов-спутников алмаза трубок Карове и им. В. Гриба (Архангельская алмазная провинция) составляет 74 %, что может расцениваться как показатель возможного нахождения в трубке CLIPPIR алмазов. Применение этой методики к двум кимберлитовым трубкам Анабарского региона продемонстрировало, что вероятность обнаружения подобных алмазов в трубке Ленинград (нижний девон, убого алмазоносная) составляет 74 %, а в трубке Малокуонамской (нижний триас, полупромышленная алмазоносность) – 20 %. Сопоставление диаграмм 5E и дополнительных диаграмм PTX – fO2 реконструированных разрезов субкратонной литосферной мантии показало их совместную эффективность для прогнозирования благоприятных условий кристаллизации CLIPPIR алмазов. Предполагается, что образование подобных алмазов может происходить внутри протокимберлитового магматического очага, расположенного вблизи границы литосферы и связанного с астеносферным источником. Он должен быть окружен низкоокисленными мантийными эклогитами, богатыми углеродом, и дунитами с высоким давлением и температурой, а также богатыми магнием ильменит-хромитовыми метасоматитами. Применение метода 5Е диаграмм как способа прогнозирования гигантских СLIPPIR алмазов в слабоалмазоносных кимберлитах может привлечь инвестиции в геологоразведочные работы по аудиту промышленного потенциала целого ряда таких кимберлитов в Анабарском регионе. Его реализация может существенно повысить эффективность геологоразведки и оценки потенциала слабоалмазоносных трубок, которые были законсервированы как непромышленные.

Смена источников карбонатитового магматизма Индии в эволюционирующей тектоносфере рассматривается на примере неопротерозойского массива Самалпатти и мел-палеогенового массива Амба Донгар. Выявляется унаследованный характер компонентов в распределении Ba и Sr разновозрастных карбонатитов Индии, тогда как в карбонатитах Северной Азии обозначаются самостоятельные тренды обогащения Ва и Sr. Предполагается, что в процессе активности тектоносферы Индийского субконтинента около 800 млн лет назад генерировались карбонатитовые расплавы протомантийного резервуара с возрастной оценкой протолита около 4.26 млрд лет. Этот резервуар резко отличается от резервуара первичной мантии застывшего магматического океана по низкому μ и высокому начальному отношению изотопов Nd. После того как в интервале 130–100 млн лет назад Индийский субконтинент отделился от Гондваны и около 66 млн лет назад начал соединяться с Азией, в тектоносфере активизировался источник ELMU. В качестве источника карбонатитов Амба Донгара мог служить протолит гадейской мантии с возрастом около 4.40 млрд лет. Одновременно в крупной магматической провинции Декан генерировались силикатные расплавы, протолиты которых соответствовали Pb-Pb возрасту около 2 млрд лет.

Ильмено-Вишневогорский и Булдымский карбонатитовые комплексы Южного Урала являются представителями деформированных карбонатитовых комплексов линейного типа. Их происхождение, возраст и геодинамическая обстановка формирования остаются предметом дискуссий. С целью определения возраста и длительности этапов щелочно-карбонатитового магматизма и связанного с ним редкометалльного рудообразования были использованы как изохронные методы (Rb-Sr, Sm-Nd, TIMS), так и локальное U-Pb-датирование цирконов (SHRIMP II, LA-ICP MS) этих комплексов. Установлен U-Pb-возраст циркона ранних фаз миаскитов – 420.7±11 (S₂) и карбонатитов – 417±2.8 (D₁) млн лет. В поздних фазах миаскитов и карбонатитов ранние цирконы резорбированы, имеют нарушенные изотопные системы, а более поздние генерации образуют кластер 386±7.6 млн лет (D₂). В поздних карбонатитах и миаскит-пегматитах определен нижнепермский U-Pb-возраст циркона: 280±8 млн лет (P₁). Изохронное датирование поздних рудоносных разностей карбонатитов также показало возраст от нижней перми до раннего триаса (P₁–T₁): 254±18 млн лет, Sm-Nd, и 247±4 млн лет, Rb-Sr (ИВК); 280±53 млн лет, Sm-Nd (Булдымский комплекс). Генерация и внедрение щелочных магм на Урале происходили ~420 млн лет назад (S₂–D₁), синхронно с формированием островодужных комплексов, и связаны с процессами пассивного рифтогенеза на формирующихся континентальных окраинах. Этап тектонической активности и формирования щелочных пород и карбонатитов фиксируется в среднем девоне (~380 млн лет, D₂) и коррелирует с аккреционно-коллизионным этапом развития Урала. На этапе «жесткой» коллизии (~280 млн лет, P₁) Ильмено-Вишневогорский и Булдымский комплексы были пластически деформированы, подверглись плавлению и внедрены субсогласно коллизионно-сдвиговым тектоническим структурам. Перекристаллизация пород и минералов, пластические и хрупкие деформации, процессы пегматито-, карбонатито- и редкометалльного рудообразования связаны с палингенно-метасоматическими процессами преобразований рифтогенных щелочных комплексов ордовик-силурийского возраста на коллизионном и постколлизионном (~250 млн лет, P₃–T₁) этапах развития Урала.

Проведено комплексное изучение фосфорно-редкометалльных (полиминеральных) карбонатитов (I) и редкометалльных (анкеритовых) карбонатитов (II) Томторского массива с использованием методов ИСП-МС, РФА, РФА-СИ, СЭМ и изотопного определения С, О и ⁸⁶Sr/⁸⁷Sr. При близком минеральном составе содержание РЗЭ+Y в карбонатитах (I) составляет в среднем 0.38 мас. %, а в карбонатитах (II) – 1.3 мас. %. Изотопный состав С и О карбонатитов (I) и (II) отражается на диаграмме δ¹⁸О – δ¹³С в виде двух пересекающихся трендов: первый тренд (карбонаты из скв. 4041, 6151, 115-117) отражает вторичную генерацию карбонатов, образовавшуюся с участием дейтерического флюида; второй тренд отражает преобразование карбоната низкотемпературным флюидом при соотношении флюид/порода = 5. Установлено возрастание содержаний РЗЭ и δ¹⁸О в карбонатитах по мере снижения температуры их формирования и обогащение пород минералами редких земель, связанное со снижением мобильности РЗЭ во флюиде по мере снижения температуры.

В макрокристовых и мелкопорфировых айликитах из Ярминской зоны Урикско-Ийского грабена по особенностям морфологии, химического состава, зональности и условий кристаллизации выделены четыре типа слюды. Слюда первого типа присутствует в макрокристовых айликитах, где представлена деформированными макрокристаллами богатого TiO₂ (2.5–5.7 мас. %) флогопита с варьирующимся содержанием Cr₂O₃ (от ниже предела обнаружения до 2.0 мас. %) и магнезиальностью (Mg# 0.87–0.89 и 0.79–0.81 в разных дайках). По химическому составу этот флогопит соответствует вторичному флогопиту из мантийных ксенолитов и, вероятно, был захвачен протоайликитовым расплавом из пород литосферной мантии. Слюда второго типа представлена флогопитом из основной массы и более редких вкрапленников в мелкопорфировых айликитах и основной массы макрокристовых айликитов. Содержание TiO₂ в этом флогопите варьируется в разных дайках от 0.7 до 6.0 мас. %, магнезиальность Mg# – от 0.70 до 0.90. Кристаллизация флогопита происходила в условиях верхней коры в диапазоне от 840 до 680 °С. Слюда третьего типа представлена биотитом (Mg# 0.40–0.65), образующим каймы вокруг флогопита и самостоятельные зерна в мелкопорфировых и, редко, в макрокристовых айликитах. Каймы кристаллизовались из остаточного обогащенного железом расплава при умеренно повышенной fO₂, температура образования биотита составляла 700‒760 °C. Слюда четвертого типа присутствует в макрокристовых айликитах и представлена биотитом (Mg# 0.40‒0.67) с каймами флогопита. Предполагается, что этот биотит кристаллизовался в промежуточных магматических камерах в верхней коре из существенно карбонатных расплавов, отделившихся в процессе кристаллизационной дифференциации от протоайликитовых магм, и был захвачен новыми порциями менее дифференцированных расплавов. Полученные данные указывают на предшествующее выплавлению протоайликитовых расплавов метасоматическое преобразование литосферной мантии под южной окраиной Сибирского кратона и позволяют предполагать существование в верхней коре участков, выполненных частично закристаллизованным расплавом.

В статье представлены результаты комплексного изучения (EDS, CL, LA ICP­MS, КР­спектроскопия) цирконов из основных типов пород, слагающих щелочной массив Бурпала: кварцевых сиенитов, щелочных и фельдшпатоидных сиенитов, а также из метасоматитов зоны фенитизации. Практически все цирконы из магматических пород имеют ритмичную ростовую либо секторальную зональность (I тип). Исключением являются некоторые цирконы из щелочных сиенитов, имеющие гетерогенное пористое строение, они выделены в отдельный тип (II тип). Спектры редкоземельных элементов (РЗЭ) магматических цирконов имеют схожие характеристики: деплетирование легких РЗЭ ((Yb/La)N до 35000), значимую положительную Ce (Ce/Ce* 6–427) и слабую отрицательную Eu (Eu/Eu* 0.37–0.93) аномалию. Кристаллизация цирконов из кварцевых сиенитов происходила на ранней стадии формирования пород при 830±30 °С, в то время как цирконы из щелочных и фельдшпатоидных сиенитов кристаллизовались на поздней стадии (680–750 °С); при этом кристаллизация цирконов с ритмичной зональностью (I тип) происходила на позднемагматической стадии, а образование цирконов II типа, вероятно, связано с отделением высокофтористого водного флюида от остаточного расплава. Цирконы из фенитов имеют бипирамидальный габитус с гетерогенным мозаичным ядром и однородной (либо с ритмичной зональностью) каймой. Для центральных частей характерны плоские спектры РЗЭ без значимых аномалий, для краевых – заметное фракционирование РЗЭ ((Yb/La)N 85–615) и появление положительной Ce аномалии (Ce/Ce* 4–18). КР­спектры центральных частей показывают бóльшую степень кристалличности, чем краевые, и их плоские спектры РЗЭ, вероятно, связаны с контаминацией составов микровключениями. Для кайм цирконов был получен дискордантный U­Pb возраст 295±3 млн лет, который, тем не менее, согласуется с возрастом образования магматических пород Бурпалинского массива (298–291 млн лет) и свидетельствует в пользу сингенетичности формирования руд метасоматического генезиса основному этапу становления массива. В статье представлены результаты комплексного изучения (EDS, CL, LA ICP­MS, КР­спектроскопия) цирконов из основных типов пород, слагающих щелочной массив Бурпала: кварцевых сиенитов, щелочных и фельдшпатоидных сиенитов, а также из метасоматитов зоны фенитизации. Практически все цирконы из магматических пород имеют ритмичную ростовую либо секторальную зональность (I тип). Исключением являются некоторые цирконы из щелочных сиенитов, имеющие гетерогенное пористое строение, они выделены в отдельный тип (II тип). Спектры редкоземельных элементов (РЗЭ) магматических цирконов имеют схожие характеристики: деплетирование легких РЗЭ ((Yb/La)N до 35000), значимую положительную Ce (Ce/Ce* 6–427) и слабую отрицательную Eu (Eu/Eu* 0.37–0.93) аномалию. Кристаллизация цирконов из кварцевых сиенитов происходила на ранней стадии формирования пород при 830±30 °С, в то время как цирконы из щелочных и фельдшпатоидных сиенитов кристаллизовались на поздней стадии (680–750 °С); при этом кристаллизация цирконов с ритмичной зональностью (I тип) происходила на позднемагматической стадии, а образование цирконов II типа, вероятно, связано с отделением высокофтористого водного флюида от остаточного расплава.

Цирконы из фенитов имеют бипирамидальный габитус с гетерогенным мозаичным ядром и однородной (либо с ритмичной зональностью) каймой. Для центральных частей характерны плоские спектры РЗЭ без значимых аномалий, для краевых – заметное фракционирование РЗЭ ((Yb/La)N 85–615) и появление положительной Ce аномалии (Ce/Ce* 4–18). КР­спектры центральных частей показывают бóльшую степень кристалличности, чем краевые, и их плоские спектры РЗЭ, вероятно, связаны с контаминацией составов микровключениями. Для кайм цирконов был получен дискордантный U­Pb возраст 295±3 млн лет, который, тем не менее, согласуется с возрастом образования магматических пород Бурпалинского массива (298–291 млн лет) и свидетельствует в пользу сингенетичности формирования руд метасоматического генезиса основному этапу становления массива.

В статье приводится сравнение геохронологических, геохимических и Sr-Nd изотопных данных, а также анализ геодинамических условий проявления девонского магматизма Восточно-Европейской платформы на примере Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны на юге платформы и Кола-Архангельской щелочной провинции на севере.

Позднепалеозойский рифтогенез юга платформы сопровождался магматизмом с образованием широкого спектра пород – от щелочно-ультраосновных лампрофиров и оранжеитов, неалмазоносных кимберлитов и карбонатитов до типичных толеитов, трахиандезитов и трахириодацитов. На севере платформы при активизации рифтов происходило формирование разнообразных по составу магматических проявлений с преобладанием кимберлитов, в том числе промышленно-алмазоносных (Архангельская алмазоносная провинция), что является основной отличительной особенностью этой провинции. Для Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны была выявлена обратная латеральная геохимическая зональность источников – от деплетированной мантии в осевой зоне Днепровско-Донецкого прогиба к более обогащенной в краевых частях – плечах прогиба (Приазовье, Воронежский кристаллический массив): вдоль оси рифтовой зоны с юго-востока на северо-запад к Жлобинской седловине (оранжеиты, щелочные пикриты жлобинского щелочно-ультрамафитового комплекса) и в Припятском прогибе (припятский щелочной и субщелочной мафитовый комплекс), а также перпендикулярно оси от центральной части Днепровско-Донецкого прогиба на юго-запад к Восточному Приазовью (неалмазоносные кимберлиты) и на северо-восток к Воронежскому кристаллическому массиву.

Имеющиеся петролого-минералогические и изотопно-геохимические данные по магматитам обеих крупных магматических структур позволяют говорить о значительной степени гетерогенности литосферы, участии в формировании пород нескольких типов источников и о существенном влиянии коровой составляющей как в южной, так и в северной части Восточно-Европейской платформы.

Рассмотрены петролого-геохимические особенности и возраст долеритов, распространенных в бассейнах рек Мара, Каменка и Уват. Изотопно-геохронологические данные, полученные для бадделеита, позволили отнести становление этих пород к временному интервалу 1600–1620 млн лет, который интерпретируется как время их внедрения. Показано, что долериты по возрасту представляют собой отдельное геологическое событие, не зависимое от формирования неопротерозойского нерсинского габбро-долеритового комплекса, распространенного на данной территории. Геохимические данные и Sm-Nd изотопные характеристики указывают на то, что родоначальный расплав генерировался из метасоматизированной литосферной мантии.