Мегакристаллы минералов обнаружены в вулканических комплексах различных геодинамических обстановок. Среди них распространены полевые шпаты, амфиболы, пироксены, гранаты, слюды, рудные минералы, реже – корунды и некоторые другие, более редкие, минеральные виды. Мегакристаллы обнаружены в связи с проявлениями кайнозойского вулканизма во внутриконтинентальных областях, к примеру в Монголии [Kepezhinskas, 1979; Genshaft, Saltykovsky, 1990; Aseeva et al., 2021], в Прибайкалье и Забайкалье [Rasskazov et al., 1989; Ashchepkov et al., 2011; Demonterova et al., 2023], в Китае [He et al., 2013; Zeng et al., 2017; Yu et al., 2018; Liu, Ying, 2019; Hu et al., 2022], в Европе [Dobosi et al., 2002; Jankovics et al., 2016; Matusiak-Małek et al., 2020] и на северо-востоке России [Akinin et al., 2005].

Главной задачей при изучении мегакристаллов является установление особенностей их состава, условий происхождения и генетических связей с магматическими системами. Эти вопросы рассмотрены в настоящей статье на примере мегакристаллов пироксенов и гранатов позднекайнозойского Тэсийнгольского ареала в Северной Монголии (рис. 1).

Ранее в работах авторов были приведены сведения о широком распространении в лавах и эруптивных отложениях Тэсийнгольского вулканического ареала Северной Монголии мегакристаллов салических и темноцветных минералов [Tsypukova et al., 2019; Perepelov et al., 2020]. Этими исследованиями установлены составы мегакристаллов полевых шпатов, пироксенов, гранатов и ильменитов, содержания в них примесных элементов и изотопные характеристики (Sr, Nd).

В работе рассмотрены кристаллохимические особенности и составы мегакристаллов, предложена модель образования мегакристаллов пироксенов и гранатов в ходе эволюции магматической системы Тэсийнгольского ареала.

Тэсийнгольский вулканический ареал находится на территории Северной Монголии в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента [Kuzmichev, 2004].

Ареал состоит из фрагментов лавового плато, наиболее крупный из которых находится в междуречье рек Тэсийн-гол и Агарын-гол. В строении ареала выделяются вулканогенные толщи, для которых характерно значительное распространение шлаков, брекчированных пород и лав, содержащих обломки мегакристаллов салических и темноцветных минералов, а также включения ксенолитов мантийных перидотитов и пироксенитов. Одним из таких объектов в строении ареала является вулканический центр Угуумур [Perepelov et al., 2020; Tsypukova et al., 2021]. Вместе с тем на периферии ареала отмечено развитие вулканических центров, в породах которых ксеногенный материал полностью отсутствует, к примеру вулкан Бодь-уул [Perepelov et al., 2020]. Эти вулканические центры далее рассматриваются как представительные при рассмотрении вопросов происхождения мегакристаллов.

Формирование вулкана Угуумур связано с излияниями трахиандезибазальтов и, реже, трахиандезитов, а лавы вулкана Бодь-уул представлены базанитами и фонотефритами.

Важным наблюдением при петрографо-минералогических исследованиях вулканических пород Тэсийнгольского ареала Северной Монголии является то, что практически повсеместно в них присутствуют карбонатные фазы [Perepelov et al., 2020].

В породах вулкана Угуумур установлены выделения кальцита и доломита. Карбонатные фазы кальцитового состава с включениями апатита развиты в основной массе лавобрекчий трахиандезибазальтов, а карбонаты доломитового состава характерны для лав трахиандезибазальтов и трахиандезитов вулкана Угуумур. Они распространены в основной массе пород в виде интерстиционных выделений между микролитами полевых шпатов.

Во вкрапленниках оливина (Fo83–70) из базанитов вулкана Бодь-уул достаточно часто встречаются изолированные включения зональных силикатно-карбонатных клинохлор-пироксен-апатит-кальцит-доломитовых и карбонатных кальцит-доломитовых фаз размером от 20 до 300 мкм.

Карбонатные фазы установлены также в зонах преобразования перидотитовых и пироксенитовых мантийных ксенолитов, в полимиктовых магматических брекчиях и в виде возгонов на поверхностях обломков пород.

Возраст формирования вулканических комплексов пород Тэсийнгольского ареала ранее был установлен ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом как среднепозднемиоценовый (~13.3–8.1 млн лет) [Ancuta et al., 2018]. По результатам ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования установлено, что вулканический центр Бодь-уул был образован на раннем этапе во второй половине раннего миоцена (17.0±0.5 млн лет), а вулканический центр Угуумур сформировался на заключительном этапе во второй половине среднего миоцена (12.5±0.2 млн лет) [Tsypukova et al., 2021].

Определение возраста вулканических пород Тэсийнгольского ареала выполнено ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом с использованием масс-спектрометра Noble gas 5400 (Микромасс, Англия) и многоколлекторного масс-спектрометра Argus (GV-Instruments, Англия) [Travin et al., 2009]. Для датирования пород использовался материал тонкокристаллического матрикса.

Составы мегакристаллов Тэсийнгольского вулканического ареала определены в ЦКП «Изотопно-геохимических исследований» ИГХ СО РАН. Исследования проведены с использованием сканирующего электронного микроскопа TESCAN MIRA 3 LMH с системой энергодисперсионного микроанализа (EDS) Aztec Energy XMax 50+ при ускоряющем напряжении 20 кВ, размере зонда 5 нм и времени набора спектра 20 с. Методики минералогических исследований описаны в работе [Perepelov et al., 2020].

Содержания примесных, в частности редкоземельных элементов (REE) для ряда образцов мегакристаллов пироксенов и гранатов Тэсийнгольского ареала определялись методом лазерной абляции и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (LA-ICP-MS) в ИЗК СО РАН (ЦКП «Геодинамика и геохронология») по методике, изложенной в работе [Gornova et al., 2023]. Качество LA-ICP-MS анализа контролировалось с использованием стандартного образца BHVO-2G (USGS).

Сведения о других использованных методах аналитических исследований, а именно рентгенофлуоресцентного анализа (XRF) и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS), приведены в работе [Perepelov et al., 2020].

Пироксены из магматических пород и эруптивных отложений Тэсийнгольского ареала представлены клинопироксенами, мегакристаллы гранатов отвечают по составу альмандин-пироповому ряду, а гранаты из ксенолитов мантийных пород – пироп-альмандиновому ряду.

Мегакристаллы клинопироксена вулкана Угуумур обнаружены в виде фрагментов и редко сохраняют первичные кристаллографические формы. Некоторые из них несут признаки преобразования (рис. 2). Они близки по составу к омфацитам (рис. 3; табл. 1) и не содержат значимых содержаний Cr2O3. Концентрации Na2O в них изменяются в пределах ~2.6–3.4 мас. % (Suppl. 1 на странице статьи онлайн, табл. 1.1). В отличие от омфацита (Di68Jd32Ae0), мегакристаллы пироксена обладают несколько пониженными величинами жадеитового минала (Jd) и более высокими значениями эгиринового минала (Ae) (Di71–72Jd16–19Ae9–12).

Особенности состава мегакристаллов клинопироксенов вулкана Угуумур заключаются также в высоких концентрациях FeO и более низких SiO2 и MgO, что отражается в их пониженной магнезиальности (Mg# 0.86 в омфаците против 0.36–0.44 в изученных мегакристаллах) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.1).

Пироксены из лав и вулканических брекчий вулканов Угуумур отвечают по составу авгитам и, реже, салитам в диапазоне составов Wo42–48En35–45Fs9–20 (рис. 4; табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.2). Они, в отличие от мегакристаллов, обладают значимыми содержаниями Cr2O3 (до 0.12–0.79 мас. %).

Клинопироксены из мелко- и среднезернистых Grt-Spl перидотитовых включений, в отличие от Cpx вулканических пород и мегакристаллов, имеют повышенную магнезиальность (Mg# 0.90–0.92), более высокий уровень концентраций Cr2O3 (0.54–1.39 мас. %) и отвечают по составам Cr-диопсидам (Wo45–49En47–50Fs4–6) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.3).

В среднезернистых включениях пироксенитов клинопироксены представлены диопсидами (Wo47–50En41–44Fs8–9). Они являются бесхромистыми и отличаются низкой магнезиальностью (Mg# 0.20–0.22) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.4).

Мегакристаллы гранатов распространены как в виде отдельных фрагментов кристаллов среди рыхлых эруптивных отложений вулкана Угуумур, так и в виде включений в шлаках, лавах и магматических брекчиях (рис. 5). Они являются низкомагнезиальными (Mg# 0.18–0.23) и отвечают по составам бесхромистым альмандин-гроссуляр-пироповым гранатам (Alm58–66Grs17–20Pyr14–19) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.5).

Гранаты из включений Grt-Sp-содержащих перидотитов имеют пироп-альмандин-гроссуляровый состав (Pyr70–76Alm10–17Grs11–13) и, в отличие от мегакристаллов, характеризуются повышенными содержаниями Cr2O3 (0.31–1.20 мас. %) и высокой магнезиальностью (Mg# 0.79–0.82) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.6). Во включениях гранатсодержащих пироксенитов гранаты имеют пироп-альмандин-гроссуляровые составы (Pyr52–59Alm22–32Grs15–17) и, напротив, являются бесхромистыми (Suppl. 1, табл. 1.7).

В лавах вулкана Угуумур обнаружены редкие ксенокристаллы гранатов, которые, в сравнении с гранатами из исследованных включений среднезернистых перидотитов, являются наиболее магнезиальными (Mg# 0.84), высокохромистыми (Cr2O3 1.96–2.44 мас. %) и имеют пироп-альмандин-гроссуляровые составы (Pyr72–73Alm12–13Grs12–13) (табл. 1; Suppl. 1, табл. 1.8). Согласно классификации по [Grütter et al., 2004] мегакристаллы гранатов и гранатов из пироксенитов принадлежат эклогитовому парагенезису (рис. 6).

Отличительной особенностью мегакристаллов пироксенов и гранатов является отсутствие в них каких-либо признаков зональности отдельных кристаллов или их фрагментов с небольшими вариациями составов в целом.

Данные по содержаниям примесных элементов для 29 изученных мегакристаллов пироксенов получены методами ICP-MS [Perepelov et al., 2020] и LA-ICP-MS (данная работа). Для анализа методом ICP-MS использованы валовые пробы отдельных мегакристаллов пироксена [Perepelov et al., 2020], тогда как при проведении анализа методом LA-ICP-MS выбраны участки кристаллов, не имеющие признаков преобразования. Показано, что все мегакристаллы пироксенов обладают близким характером распределения примесных элементов (Suppl. 1, табл. 1.9). В зависимости от метода анализа наблюдаются различия в уровнях содержания в мегакристаллах пироксенов целого ряда примесных элементов, что связывается нами со степенью однородности анализируемого материала (рис. 7, 8). При этом наблюдается смещение точек содержаний примесных элементов в мегакристаллах пироксенов, установленных методом валового ICP-MS анализа, в направлении области составов вулканических пород Тэсийнгольского ареала, что указывает на их контаминацию магмами (рис. 7, 8).

Мегакристаллы клинопироксенов, в сравнении с составами омфацитов из эклогитов различных районов мира, демонстрируют их обогащение многими примесными элементами, прежде всего высокозарядными (Nb, Ta, Hf), лантаноидами и Y (рис. 8). В ряду составов омфацитов, включая исследуемые здесь мегакристаллы клинопироксенов, в направлении снижения содержаний в них Na2O наблюдается увеличение концентраций ряда примесных элементов, в частности REE (см. рис. 7).

Содержания примесных элементов в гранатах определены на примере шести мегакристаллов методом ICP-MS [Perepelov et al., 2020], а также методом LA-ICP-MS для двух мегакристаллов и четырех ксенокристаллов из перидотитовых включений (данная работа). Составы валовых проб мегакристаллов гранатов отличаются заметно более высокими концентрациями легких редкоземельных (LREE) (La, Ce, Pr, Nd) и высокозарядных элементов (HFSE) (Zr, Nb, Hf), Sr и Cu [Perepelov et al., 2020]. В то же время содержания Co и Zn в таких пробах несколько ниже (рис. 8, 9; Suppl. 1, табл. 1.9). Так же, как и для валовых проб мегакристаллов пироксенов, содержания примесных элементов в мегакристаллах гранатов, установленные методом ICP-MS, демонстрируют их смещение в направлении области составов вулканических пород Тэсийнгольского ареала (см. рис. 8).

Исследуемые мегакристаллы гранатов, в отличие от гранатов из эклогитов мира, отличаются более высокими содержаниями LREE (Ce, Pr, Nd, Sm, Eu) и HFSE (Zr, Hf) (см. рис. 8; рис. 9).

Значения давления и температуры образования щелочно-базальтовых магм Тэсийнгольского ареала определены с использованием эмпирических геотермометров и геобарометров.

Расчет величин давления и температуры образования магм вулканов Угуумур и Бодь-уул выполнен для безводных условий на основе работы [Putirka, 2008] по формулам 16, 42.

Базанитовые и фонотефритовые магмы вулк. Бодь-уул формировались в области астеносферной мантии при давлении 25–28±2.9 и 21–24±2.9 кбар и температуре 1398–1432±19 и 1359–1391±19 °С соответственно (рис. 10). В то же время расчеты P-T-условий образования трахиандезибазальтовых расплавов Тэсийнгольского ареала показали, что они могли образоваться вблизи границы коры и верхней мантии при P=10–16±2.9 кбар и T=1192–1237±19 °С (рис. 10). Исходные магмы фонотефритов, обнаруженных в основании лавового плато ареала, в сравнении с трахиандезибазальтовыми расплавами, формировались при более высоком давлении (22±2.9 кбар) и температуре (1376±19 °С) (рис. 10).

Для установления P-T-условий формирования пироксенов из лав Тэсийнгольского ареала использованы известные эмпирические геотермобарометры, предназначенные для вулканических систем [Putirka, 2008]. В то же время определение условий происхождения мегакристаллов пироксенов и гранатов сталкивается с определенными трудностями. С одной стороны, они могут быть рассмотрены как продукты кристаллизации магматических расплавов в малоглубинных коровых условиях [Matusiak-Małek et al., 2020], а с другой – могут являться продуктами более глубинных мантийных процессов [Yu et al., 2018; He et al., 2013].

Учитывая полученные данные о сходстве составов мегакристаллов темноцветных минералов с минералами эклогитового парагенезиса, при расчете P-T-параметров их образования мы использовали также геотермобарометры по [Sun, Liang, 2015; Abbott, 2018], предназначенные для установления условий кристаллизации разноглубинных гранулитовых, перидотитовых и эклогитовых систем.

Согласно расчетам с использованием геотермобарометров, предназначенных для вулканических систем и выполненных по [Putirka, 2008] (формулы 32b и 32d), мегакристаллы пироксена могли быть сформированы в безводных условиях при T=1214–1243±58 °С и в водосодержащих условиях (H2O=2.5 мас. %) при T=1202–1231±87 °С и давлении P=20–24±2.6 кбар (рис. 10).

Согласно полученным по геобарометру 32b величинам давлений кристаллизации [Putirka, 2008], температуры образования ассоциации пироксен-гранат установлены на основе данных о распределении REE в мегакристаллах пироксена и граната по [Abbott, 2018] и отвечают диапазону 1212–1331±75 °С (рис. 10).

Другой независимый подход включал в себя определение величин давлений формирования ассоциации мегакристаллов пироксен – гранат с применением геобарометра по [Sun, Liang, 2015]. Эти расчеты показали, что такая ассоциация мегакристаллов могла быть сформирована в более широком диапазоне давлений – 17–37±4 кбар. Такие величины давления при расчете условий формирования мегакристаллов гранатов и пироксенов Тэсийнгольского ареала с применением геотермометра по [Abbott, 2018] соответствуют T=1197–1309±75 °С (рис. 10).

Кристаллохимические особенности мегакристаллов пироксенов, в частности высокие содержания в них Na2O, Al2O3, и мегакристаллов гранатов с высокими CaO и предельно низкими концентрациями Cr2O3, подтверждают то, что они кристаллизовались в условиях высоких давлений и указывают на близость их составов к минералам эклогитового парагенезиса (рис. 11).

Согласно расчетам P-T-условий образования для вулканических систем по формулам 32b и 32d из работы [Putirka, 2008], пироксены из лав ареала могли формироваться в безводных условиях при P=2.6–8.2±2.6 кбар и T=1081–1165±58 °С и в водосодержащих условиях при P=2.3–7.8±2.6 кбар и T=1048–1128±87 °С (см. рис. 10). Кристаллохимические особенности пироксенов из вулканических пород ареала отвечают малоглубинным коровым условиям их кристаллизации (рис. 11).

Происхождение мегакристаллов клинопироксенов и гранатов, как показано в работе [Yu et al., 2018], может быть рассмотрено в рамках нескольких генетических моделей. Одна их них предполагает, что мегакристаллы были образованы в глубинных мантийных условиях в результате реакций флюидов и расплавов с перидотитами [He et al., 2013]. Другая модель объясняет формирование мегакристаллов фракционной кристаллизацией базальтовых магм в мантии [Akinin et al., 2005; Liu, Ying, 2019; Hu et al., 2022]. Наконец, в работе [Yu et al., 2018] показана модель, основанная на предположении о генезисе мегакристаллов в результате высокобарической кристаллизации в процессе смешения двух различных по составу магм, производных эклогитового и карбонатитового источников.

Полученные данные о составах и P-T-условиях кристаллизации мегакристаллов гранатов и пироксенов Тэсийнгольского ареала позволяют провести анализ ранее предложенных моделей и оценить возможность их применения к исследованной магматической системе. Так, согласно работе [He et al., 2013] одним из источников вещества при образовании мегакристаллов могли быть мантийные перидотиты. Очевидно, что мегакристаллы при этом должны нести изотопно-геохимические признаки участия такого источника в их образовании. Однако «перидотитовая» модель представляется маловероятной исходя из следующих наблюдений.

Для мегакристаллов пироксенов и гранатов характерна низкая магнезиальность (Mg# 0.18–0.44) и крайне низкие содержания Cr (0.2–11.0 ppm). Щелочно-базальтовые расплавы ареала отличаются умеренной магнезиальностью и умеренными содержаниями Cr (Mg# 0.44–0.61, Cr=85–245 ppm). В то же время главные породообразующие минералы перидотитов, пироксены и гранаты из исследованных включений отличаются высокой магнезиальностью (Mg# 0.81–0.92) и высокими концентрациями Cr2O3 (0.31–2.22 мас. %) (Suppl. 1, табл. 1.3, 1.8).

Мегакристаллы существенно отличаются от перидотитов и минералов из перидотитов и по характеру распределения примесных элементов, в частности REE (см. рис. 7, 9). При этом они существенно обогащены LREE и имеют более высокую степень их фракционирования.

Величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношений для включений перидотитов из позднекайнозойских вулканических пород Монголии по [Carlson, Ionov, 2019] находится в интервале 0.7021–0.7035 (0.7028 по среднему), а значения ɛNd составляют 5.6–11.4 (8.8 по среднему), что сближает их с изотопным составом базальтов срединно-океанических хребтов (MORB) или деплетированной мантии. В сравнении с перидотитами, величина изотопных отношений для базальтоидов и мегакристаллов Cpx Тэсийнгольского ареала указывает на существенно более радиогенный для них источник вещества. Для базальтоидов и мегакристаллов величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношений находится в интервале 0.7045–0.7053, а значения ɛNd(t) – в интервале от –4.8 до –12.1 [Perepelov et al., 2020]. Все эти закономерности не позволяют рассматривать источник вещества перидотитовой мантии как один из значимых при формировании щелочно-базальтовых магм и мегакристаллов Тэсийнгольского вулканического ареала.

Многие авторы приходят к выводу о том, что магматические расплавы, которые транспортируют мегакристаллы к поверхности, не являются для них родоначальными и не могут продуцировать их в процессе кристаллизационной дифференциации [Akinin et al., 2005; Liu, Ying, 2019; Hu et al., 2022]. К аналогичному выводу приходят и авторы данной работы.

Такой вывод следует из наблюдаемых различий в изотопном составе магм и мегакристаллов [Perepelov et al., 2020], которые выражаются в несколько более радиогенном составе Sr и Nd для мегакристаллов в сравнении с базальтоидами, а также в отсутствии условий равновесной кристаллизации из расплавов мегакристаллов Cpx. Величины коэффициентов распределения KD(Fe-Mg) в системе мегакристалл – расплав составляют для Cpx >1.3 для всего спектра составов магм, ареала, в том числе и для составов магм, приведенных в равновесие с субликвидусными оливинами. Такие значения неприемлемы и значительно выше величин KD(Fe-Mg), характерных для равновесных условий (0.26±0.05) [Akinin et al., 2005].

Предлагаемая нами модель происхождения мегакристаллов Тэсийнгольского вулканического ареала содержит элементы модели смешения расплавов различной природы по [Yu et al., 2018] и модифицирована авторами.

Из совокупности данных следует, что вулканическая активность в ареале началась на раннем этапе с извержений кремнийнедосыщенных нефелин-нормативных базанитовых и фонотефритовых магм (NeN=11–22 %), содержащих лейцит и нефелин, и сменилась на позднем этапе извержениями кремнийнасыщенных трахиандезибазальтовых магм (NeN≤0.8, HyN=0.4–16.0 %).

В субликвидусных оливинах из базанитов раннего этапа (Fo84–78) отмечаются изолированные и зональные силикатно-карбонатные включения, содержащие кальцит, доломит, клинохлор и редкие апатит и ильменит [Perepelov et al., 2020]. В минералах фонотефритов раннего этапа и минералах из пород второго заключительного этапа подобные включения не наблюдаются. В оливинах из трахиандезибазальтов второго этапа (Fo76–36) такие включения также отсутствуют.

Особенности составов щелочно-базальтовых магм и мегакристаллов пироксенов и гранатов Тэсийнгольского ареала указывают на участие в их образовании гранатсодержащего источника вещества. Подтверждением такому выводу служат высокие величины индикаторных отношений примесных элементов, а именно La/Yb, Gd/Yb, Ga/Sc, для вулканических пород и минералов (см. рис. 7, 9; Suppl. 1, табл. 1.9).

Повсеместное развитие в вулканических породах и мантийных включениях Тэсийнгольского ареала карбонатных и силикатно-карбонатных фаз предполагает наличие в мантии специализированного, насыщенного CO2 источника вещества. Согласно расчетам P-T-условий, кремнийнедосыщенные базанитовые магмы раннего этапа сформированы в астеносферной мантии в области стабильности расплавной силикатно-карбонатной фазы, граница которой установлена по экспериментальным данным [Gudfinnsson, Presnall, 2005] (см. рис. 10). В то же время фонотефритовые расплавы могут быть продуктом дифференциации базанитовых магм или могли быть образованы при несколько меньших температурах и давлениях вблизи границы астеносферной и литосферной мантии и, вероятно, в условиях перехода карбонатной фазы в газообразное растворенное состояние (см. рис. 10). Согласно выполненным расчетам образование собственно мегакристаллов пироксенов и гранатов происходило при относительно более низких температурах над областью генерации базанитовых магм.

Компиляция полученных данных указывает на участие в образовании щелочно-базальтовых магм двух источников вещества. Первый из источников может отвечать по составу пироксенитовому, а второй – силикатно-карбонатному, обогащенному CO2. Предполагается, что причиной возникновения таких источников могли быть процессы высокобарического преобразования или эклогитизации пород океанической коры, субдуцированной на более ранних этапах геодинамического развития территории, как это было показано для обрамления Сибирского кратона [Van der Voo et al., 2015] и Китая [Xu et al., 2012; Li et al., 2016]. В условиях аппвелинга астеносферной мантии, содержащей фрагменты эклогитизированной океанической коры, происходит перекристаллизация и плавление эклогитов с выделением из них силикатно-карбонатного расплава и карбонатного флюида [Zeng et al., 2017]. Миграция и последующая кристаллизация такого вещества приводят к образованию в мантии жил гранатсодержащих пироксенитов и к газированию астеносферной мантии (рис. 12). Дальнейший подъем астеносферной мантии в условиях, близких к адиабатическим, вызывает плавление и образование вблизи солидуса карбонатизированной перидотитовой мантии очага кремнийнедосыщенной щелочно-базальтовой магмы, источником которой, согласно моделям по [Herzberg, Asimow, 2015; Lambart et al., 2016], служили пироксениты. Предполагается, что дифференциация щелочно-базальтовой магмы в очаге сопровождалась кристаллизацией оливина и миграцией остаточных фонотефритовых расплавов в верхние горизонты очага, в область, находящуюся выше солидуса карбонатизированной мантии (рис. 12). Этот процесс сопровождался разрушением силикатно-карбонатной фазы и ее растворением в расплаве. Стационарный поток высвобождающейся силикатно-карбонатной насыщенной флюидом фазы в ходе процесса, сходного с пневматолитовым, формирует над магматическим очагом мантийные жилы или камеры, выполненные мегакристаллами граната и пироксена (рис. 12). Одним из подтверждений возможности реализации такого процесса является отсутствие зональности мегакристаллов, свидетельствующее о слабой изменчивости состава минералообразующей среды.

Активизация вулканической деятельности в Тэсийнгольском ареале началась на заключительном этапе в среднем миоцене. Она продолжалась согласно имеющимся геохронологическим данным не менее 5 млн лет, что привело к многочисленным эксплозивным извержениям магматического материала, насыщенного мегакристаллами и фрагментами мантийных пород.

Развитие эксплозивного процесса, определившего вынос к поверхности ксеногенного мантийного кристаллического вещества, в том числе мегакристаллов, связано с высокой насыщенностью трахиандезибазальтовых магм заключительного этапа карбонатным флюидом. Доказательством участия карбонатного вещества в эволюции трахиандезибазальтовых магм служат наблюдаемые в основной массе пород выделения зональных кальцитовых и доломитовых фаз и карбонатные возгоны на поверхностях обломков пород. Предполагается, что флюидный газонасыщенный компонент претерпевал взрывное расширение при значительном снижении давления в условиях «раскрытия» магматической системы. Высокая интенсивность эруптивного процесса была, вероятно, причиной полного разрушения в магматической системе мантийных жил, выполненных мегакристаллами, что может объяснить отсутствие фрагментов таких жил среди продуктов вулканической деятельности Тэсийнгольского ареала.

Щелочно-базальтовые магмы и мегакристаллы граната и пироксена Тэсийнгольского вулканического ареала формировались при участии гранатсодержащих источников вещества при значительной роли в магматической системе карбонатного флюида.

В составах магм и мегакристаллов отражено участие субдуцированной и эклогитизированной древней океанической литосферы и пироксенитов астеносферной мантии.

Образование мегакристаллов гранатов и пироксенов происходило на раннем этапе активности Тэсийнгольского ареала на уровне гранатовой фации глубинности литосферной мантии вблизи ее границы с астеносферой.

Мегакристаллы образованы над областью очага кремнийнедосыщенных базальтовых магм в результате процесса, сходного с пневматолитовым.

Трахиандезибазальтовые магмы заключительного этапа вулканической активности Тэсийнгольского ареала не являются сингенетичными с мегакристаллами и не могут продуцировать их в процессе кристаллизационной дифференциации.

Транспортировка на заключительном этапе развития ареала трахиандезибазальтовыми магмами к поверхности ксеногенного мантийного вещества и мегакристаллов определялась развитием мощного эксплозивного процесса в условиях дегазации магматической системы.

Авторы выражают благодарность рецензенту чл.-корр. РАН В.В. Акинину и анонимному рецензенту за детальный анализ статьи и высказанные замечания, при учете которых удалось значительно улучшить содержание статьи и внести необходимые поправки.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.