CC BY
52
УДК 552.31.5 + 552.321.6 (571.56)
12 3
Л.В.Соловьева , К.Н.Егоров , Л.А.Филиппова
1,2Инстигут земной коры СО РАН, г. Иркутск, 664033, ул. Лермонтова, 128; ^Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет, 664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83.
ГЕОХИМИЯ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В МАНТИЙНОЙ ЛИТОСФЕРЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА И ИХ СВЯЗЬ С АЛМАЗООБРАЗОВАНИЕМ
Исследовано распределение ряда редких элементов HFSE (Nb, Zr, Hf, Ti), Y и REE в гранате и клинопироксене из двух типов метасоматитов (А и С) из кимберлитовой трубки Удачная. Характер распределения несовместимых редких элементов показал принципиальные различия этих типов метасоматитов, их принадлежность к разновозрастным процессам и связь с разными метасоматическими агентами. В том и другом типе метасоматитов развивается метасоматический графит, что позволяет связать мета-соматические процессы с древней и молодой эпохами алмазообразования в мантийной литосфере Сибирского кратона. Обосновывается разная физико-химическая природа метасоматизирующих агентов: сверхкритический силикат-карбонатитовый флюид для древнего эпизода метасоматизма и астеносферный восстановленный флюид для молодого внутри-кимберлитового процесса.
Ключевые слова: мантийная литосфера, метасоматиты, редкие элементы, алмаз. Библиогр. 29 назв. Ил.4. Табл.3
L.V. Solov'eva, K.N. Egorov, L.A. Filippova
Institute of the Earth's Crust SB RAS, 128 Lermontov St., Irkutsk, 664033; Nathaniel Scientifically Irkutsk State Technical University; 664074, Irkutsk, Lermontov st. 83.
GEOCHEMISTRY OF METASOMATIC PROCESSES IN THE MANTLE LITHOSPHERE OF THE SIBERIAN CRATON AND THEIR RELATIONSHIP WITH THE DIAMOND ORIGIN
Distribution of HFSE (Nb, Zr, Hf, Ti, Y) and REE in garnet and clinopyroxene from two types of metasomatites (А и С) from the Udachnaya kimberlite pipe is studied. Distribution pattern of incompatible elements confirmed the principal differences between these types of metasomatites, their belonging to processes of different ages and association with different metasomatic agents. Metasomatic graphite has formed in both types of metasomatites that allow linking of metasomatic processes with ancient and young events of diamond formation in the Siberian craton mantle lithosphere. Different physico-chemical nature of metasomatizing agents is justified: supercritical silicate-carbonatite fluid is valid for ancient metasomatic process and asthenospheric reduced fluid for young intra-kimberlite one. Key words: mantle lithosphere, metasomatites, rare elements, diamond. Bibliography 29 title. Illustrations 4, Table 3.
1Соловьева Лидия Васильевна, доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, тел.: (3952)42-71-38, e-mail: solv777@crust.irk.ru.
Solov'eva Lidiya Vasilyevna, doctor of geologo-mineralog^a! sciences, phone: (3952)427138, e-mail solv777@crust.irk.ru.
2Егоров Константин Николаевич, кандидат геолого-минералоггических наук, зав. лабораторией, тел.: (3952)42-54-34, e-mail: egorov777@crust.irk.ru.
Egorov Konstantin Nikolaevich, candidate of geologo-mineralog^d sciences, phone: (3952)425434, e-mail: egorov777@crust.irk.ru.
3Филиппова Людмила Александровна, кандидат геолого-минералогических наук, доцент, тел.: (3952)40-52-73.
Filippova Lyudmila Aleksandrovna, candidate of g 73.
Введение
Геохимическая эволюция вещества субконтинентальной литосферной мантии под влиянием процессов магма -и флюидо - переноса является предметом постоянных научных дискуссий. Современная доминантная гипотеза предполагает, что первичная литосфера возникла вследствие процесса интенсивного плавления, как ультрадеплети-рованный гарцбургитовый остаток после ухода коматиитовых расплавов [12, 23 и другие]. Затем гарцбургитовое вещество было обогащено петрогенными и редкими несовместимыми элементами во время древнего этапа "скрытого" (criptic) метасоматизма, который не проявился в развитии метасоматических минералов. Одним из примеров такого процесса является превращение гарц-бургита в лерцолит с развитием граната лерцолитового парагенезиса вместо гарцбургитового [12, 17]. Агентами этих процессов, по мнению разных авторов, могли быть древние адакитовые расплавы с высоким содержанием SiO2 (~ 60 %), что приводило к превращению части оливина в ортопироксен и обогащению им субконтинентальной литосферы [16]. Кроме того, в качестве агентов метасоматизма принимаются высокотемпературные, обогащенные Mg и Si водные флюиды [23], карбонатитовые расплавы [12] и другие.
Вместе с предполагаемым "скрытым" метасоматизмом, следы которого обнаруживаются лишь в высоких содержаниях в породах и минералах лито-сферной мантии несовместимых редких элементов и в характерных изотопных отношениях ряда радиогеонных элементов, широко исследуются процессы модального метасоматизма. Последние заявляют о себе целым рядом наложенных метасоматических минералов, как реакционных по отношению к первичным минеральным парагенезисам, так структурно и химически равновесных с ними
i-mineralogical sciences, doctnt, phone: (3952)40-52-
[5, 6, 11, 27 и другие]. В качестве мета-соматизирующих агентов также рассматриваются мантийные расплавы и флюиды разной физико-химической природы и происхождения.
В настоящей работе приводится результаты детального изучения двух разных типов модальных метасоматитов по перидотитам из глубинных ксенолитов в кимберлитовой трубке Удачная (Дал-дынское поле) и одного метасоматизиро-ванного ксенолита из трубки Муна (Верхне-Мунское поле) - метасоматиты А и С, по [5]. Наряду с рассмотрением химизма минералов и петрографии пород проведено исследование распределения ряда несовместимых редких элементов в гранате и клинопироксене из метасоматитов этих типов. Главные задачи настоящего исследования следующие:
- показать минералогические и геохимические особенности разных этапов мантийных метасоматитов в субконтинентальной литосфере Сибирского кратона;
- рассмотреть физико- химическую природу метасоматизирующих агентов;
- рассмотреть в свете полученных данных проблему генезиса алмазов в литосфере древних кратонов.
Методы исследования
Все исследованные ксенолиты были изучены в образцах и в шлифах. Зерна минералов в центральных и краевых частях были проанализированы на содержания главных оксидов на рентгеновском электронно-зондовом микроанализаторе JXA-8100 фирмы "Jeol" в Институте геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск). Содержание Ni в гранате определялось по методике [2]. Правильность определения Ni, оцененная сравнением с результатами протон-но-зондового анализа, составляет 9
мкг/г, воспроизводимость определений
- 3 мкг/г, предел определения - 6 мкг/г. Содержания редких элементов в гранате и клинопироксене получены методом вторично-ионной спектрометрии (SIMS) на микроанализаторе Cameca IMS ion probe в Институте микроэлектроники РАН (Ярославль, аналитик С.Г. Сима-кин). Метод обеспечивал точность определений 10 - 15 % отн. для редких элементов с концентрациями >0,1 мкг/г и 40 - 50 % отн. для элементов с концентрациями <0,1 мкг/г [7]. Как правило, в одном ксенолите редкие элементы определялись в двух-трех зернах минерала, а также и в центральных и краевых частях зерен.
Петрография и минералогия исследованных образцов
Исследованы две группы метасо-матизированных перидотитов и пи-роксенитов:
- древние равновесные метасоматиты "А", по Соловьевой и др. [5];
- предкимберлитовые реакционные метасоматиты "С", по Соловьевой и др. [5].
Равновесные метасоматиты "А "
Метасоматизированные ксенолиты, отнесенные к метасоматитам А, представлены породами разного минерального состава: флогопитовые гранатовые вебстериты с графитом - образцы 3/85, 4/83, флогопитовый гранатовый оливинит - 05/230, ортопироксенит с прожилками из флогопита, клинопи-роксена и редкими зернами апатита -68/83, шпинелевый лерцолит с просечкой из флогопита, клинопироксена и ильменита - 218/87, флогопитовый вебстерит без шпинели и граната - 1/85. Детальное описание образцов 1/85, 3/85, 4/83, 68/83 и 218/87 дано в [5]. Метасо-матическая ассоциация этого типа включает следующие минералы: флогопит, клинопироксен, ильменит, шпинель, апатит, сульфиды, графит. По-
следние пять минералов достаточно редки и встречаются далеко не в каждом ксенолите. Метасоматические минералы развиты в породах разного минерального сотава в виде равномерной пропитки, а также в виде слоев, жилок и прожилковых агрегатов, цементирующих первичные минералы. Наиболее характерной особенностью метасомати-тов "А" является структурная и химическая уравновешенность наложенных минералов с минералами первичного парагенезиса [5]. Если метасоматиче-ская ассоциация проявляется в виде слоев и прожилков, их границы с первичной породой четкие, но не резкие, и обе породы образуют единый гранобла-стовый рисунок. Флогопит образует относительно крупные, обычно деформированные пластинки (0.5 - 2 мм, до 7 мм) с закругленными и заливообразны-ми контурами. Между пластинками флогопита и зернами первичных минералов нет реакционных взаимоотношений. Во флогопитовом гранатовом оли-вините 05-230 из трубки Муна (Верхне-Мунское кимберлитовое поле) рассеянные пластинки флогопита иногда ассоциируют с зернами граната и в узких краевых зонах содержат мелкие (20 -100 мкм) зерна хромита, расположенные также в межзерновых промежутках. Структурно-петрографические взаимоотношения пород и минералов в редких ксенолитах с контактами пироксенитов и лерцолитов свидетельствуют о том, что этот древний метасоматизм был наложен на породы, состоящие из чередующихся слоев пироксенитового и лерцолитового состава и, возможно, был одновременен с будинированием пироксенитовых слоев. В образце 3/85 наблюдаются вростки краевых пластинок метасоматического графита в краевые части зерен граната и сростки граната с метасоматическими графитом, флогопитом и клинопироксеном. В целом эти наблюдения подтверждают сделанный ранее вывод, что метасоматизм "А" происходил в мантийной литосфере
центральной части Сибирского кратона близко или одновременно с общим метаморфизмом пород и кратонизацией [5]. Минеральный состав, сформировавшийся на этом метасоматическом этапе (клинопироксен, флогопит, апатит, ильменит), свидетельствует о том, что флюиды или расплавы, модифицировавшие вещество мантийной литосферы, имели силикат- карбонатитовую природу [19].
Предкимберлитовые реакционные метасоматиты "С".
Метасоматиты этого типа также представлены породами разного петрографического состава (флогопитовые гранатовые лерцолиты - образцы 22/06, 75/83, 1/83; флогопитовые гранатовые оливиновые вебстериты - 01/309, 557/80, флогопитовый гранатовый мега-кристаллический ортопироксенит -00/177 и флогопитовый гранатовый оливинит - 302/87). Метасоматическая ассоциация состоит из реакционных обособлений флогопита (РЫ) + хром-диапсида (Сг-Б1) + хромита (СЫ) ± сульфидов (8и11), интенсивно замещающих гранат [5]. Она занимает в породах от 10 до 40% объема и проявлена в виде участков размером от 0.5 до 3 см или развивается в виде рассеянной минерализации по границам зерен первичных минералов. Отсутствует зависимость между интенсивностью метасоматизма и расстоянием до контакта с кимберлитом и степенью изменения низкотемпературными вторичными процессами. Метасоматические участки нередко срезаются контактом ксенолита с кимберлитом. Все исследованные ксенолиты относятся к породам зернистого типа с некоторой вариабельностью структур в зависимости от петрографического типа пород. Оливинит (образец 302/87) представляет собой гломеросро-сток кристаллов оливина (2 - 5 мм) с закругленными контурами, между которыми располагаются сростки деформированных зерен РЫ с Сг-О^ вероятно
полностью заместивших гранат. Гранатовые оливиновые вебстериты ( образцы 01/309, 557/80) содержат единичные крупные (до 1.5 см) сильно деформированные зерна ортопироксена, рассеченные косой кливажной трещиновато-стью, по которой располагаются цепочки мелких зерен граната. Эта же особенность структуры проявлена в мега-кристаллическом гранатовом ортопи-роксените (образец 00/177), в котором к участкам развития метасоматических минералов приурочены пластинки графита с мантийным составом углерода [6]. В ксенолите 01/309 между зернами первичных и метасоматических минералов развиты мелкие (0.1 - 0.5 мм) изометричные участки, сложенные микросростками более железистых оливина и клинопироксена. В некоторых ксенолитах крупные пластинки метасомати-ческого флогопита сильно деформированы и перекристаллизованы в мелкопластинчатый агрегат, что может указывать на развитие метасоматической минеральной ассоциации в зонах кливажа и деформации. Более детально ксенолит 557/80 описан в [5], а мегакри-сталлический ортопироксенит с мета-соматическим графитом 00/177 в [6]. Реакционный тип метасоматических проявлений и гетерогенность состава первичных и метасоматических минералов свидетельствуют о проявлении метасоматического процесса в период кимберлитообразующего цикла [5].
К более поздним метасоматиче-ским образованиям в породах обеих групп принадлежат тонкие (0.05-0.2 мм) келифитовые каймы на гранате, во внешней зоне которых устанавливаются мелкочешуйчатый флогопит, микрозерна (30 - 200 мкм) позднего клинопи-роксена и точечная шпинель. Реакционные каемки на ортопироксене сложены игольчатым волокнистым амфиболом, микрозернами позднего клинопироксе-на и иногда микрозернами шпинели. Зерна первичного клинопироксена, как правило, имеют тонкие (50 - 200 мкм)
белесые пористые каймы и нередко окружены микрозернами позднего кли-нопироксена. На зернах хром-шпинели развиты тонкие (< 100 мкм) каемки магнетита. В отдельных ксенолитах поздняя метасоматическая ассоциация развита в виде прожилков и межзернового агрегата из мелкочешуйчатого флогопита, микрозерен клинопироксена и магнетита с кальцитом и серпентином.
Таблица 1.
Содержание главных и редких элементов в гранате и клинопироксене (центры зерен)
Серпентинизация варьирует по объему в образцах от 1 - 3 до 50 %.
Химизм минералов
Химический и редкоэлементный составы граната и клинопироксена из представительных образцов метасома-титов А и С даны в таблицах 1 и 2.
Образец 3/85 4/83 05/230 1/85 68/83 218/87 49/06 37/06
1 2 3 4 5 6 7 8 9
Минерал Grt Cpx Grt Cpx Grt Cpx Cpx Cpx Grt Cpx Grt Cpx
SiO2,% 42.44 54.57 42.43 55.55 42.62 53.66 53.79 54.42 41.95 54.77 42.44 55.00
ТО2 0.17 0.26 0.10 0.19 0.04 0.19 0.24 0.03 <0.076 <0.076 <0.075 <0.077
21.65 4.03 22.20 2.58 20.97 4.53 4.54 3.95 21.27 2.80 20.29 2.58
2.69 1.61 1.92 1.01 3.86 1.12 0.85 1.05 3.11 1.69 3.40 2.04
FeO 7.74 1.20 7.52 1.38 8.09 2.36 2.03 1.49 8.17 1.24 8.41 1.20
MnO 0.33 0.08 0.32 0.05 0.48 0.08 0.07 0.06 0.57 <0,093 0.58 <0,086
MgO 20.23 13.93 20.03 15.77 20.95 15.14 14.44 15.25 19.61 15.59 19.89 15.96
CaO 4.55 19.75 5.09 21.84 3.62 21.11 21.99 22.55 5.56 21.41 4.49 21.56
Na2O 0.064 2.63 0.033 1.50 0.025 1.51 1.49 1.22 — 2.14 — 1.82
^ 0.004 0.02 н.Д. 0.005 н.Д. 0.006 0.006 0.018 — <0,044 — 0.09
NiO 0.0014 0.01 0.0028 н.Д. 0.0027 н.Д. н.Д. н.Д. — <0,06 — <0,051
Сумма 99.88 99.64 99.87 100.65 99.69 99.44 100.05 100.24 99.65 99.50 100.26
mg# 82.3 95.6 82.6 95.3 82.2 91.9 92.7 94.8 81.1 95.7 80.8 96.0
Cr/(Cr+Al)at 7.7 22.1 5.5 20.9 11.0 14.2 11.2 15.1 8.9 28.7 10.1 34.7
Sr, мкг/г 0.23 1123 0.33 325 4.00 901 710 232 0.29 583 1.51 168
Nb 0.25 0.97 0.15 0.38 0.28 0.69 0.53 0.42 0.20 1.25 0.47 0.90
Zr 54.9 56.7 30.9 23.6 164 212 203 16.9 8.51 6.51 1.37 0.64
1.59 1.97 1.32 0.81 3.78 5.75 5.82 0.37 0.19 0.20 0.038 0.029
л 1031 2193 481 1201 168 1103 1528 171 40 109 205 156
Окончание таблицы 1
1 2 3 4 5 6 7 8 9
Ьа - 26.8 - 15.5 0.29 30.0 11.6 7.36 0.021 27.8 0.021 7.61
Се 0.029 82.2 ).027 36.5 3.06 127 77 25.6 0.35 85.6 0.22 18.2
№ 2.09 65.2 0.92 21.8 3.78 131 155 21.1 3.33 44.2 1.17 5.13
8ш 2.07 8.53 1.35 3.45 0.84 35.69 45.53 3.96 1.80 3.72 0.23 0.25
Ей 0.78 1.81 0.45 0.64 0.27 8.64 11.43 0.86 0.45 0.55 0.048 0.062
ва 2.99 9.02 2.14 2.83 0.93 29.5 35.9 3.75 1.14 0.33 0.17 0.011
Оу 2.80 1.54 2.60 0.47 0.77 11.0 11.8 1.09 0.60 0.32 0.15 0.032
У 15.6 2.70 15.1 1.24 4.03 33.9 29.1 4.23 3.34 0.48 2.16 0.17
Ег 1.45 0.36 1.64 0.14 0.49 2.92 2.57 0.57 0.45 0.10 0.30 0.033
УЬ 1.63 0.048 1.58 0.035 0.67 0.77 0.75 0.53 1.18 0.11 0.68 0.045
Примечание: прочерк - ниже предела обнаружения, н.д. - нет данных.
Таблица 2
Содержание главных и редких элементов в гранате и клинопироксене из метасоматитов
Образец 22/06 75/83 01/309
Минерал вП^ц Срхц вЙ23ц вП23 СрХ27ц СрХ27к вЙ7ц вЙ7к Ойбм рХ11ц Срх13
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
8Ю2,% 41.41 54.76 41.45 42.4 55.00 54.98 41.05 40.85 н.д. 14.88 55.17
ТЮ2 <0.07 <0.08 0.047 0.045 0.13 0.12 0.12 0.09 н.д. 0.12 0.15
АЪОэ 6.78 2.24 17.59 18.12 2.48 3.00 16.89 16.31 н.д. 2.76 1.19
СГ2О3 8.58 3.88 7.60 7.49 4.64 4.98 9.47 9.72 н.д. 4.67 0.84
БеО 7.75 1.68 7.50 7.54 2.50 2.61 6.95 7.19 н.д. 2.02 2.40
МпО 0.61 0.10 0.46 0.47 0.10 0.11 0.39 0.43 н.д. :0.07 0.07
МяО 19.24 14.93 19.27 19.13 14.32 13.96 18.72 18.33 н.д. 14.46 16.50
СаО 5.57 19.35 5.69 5.61 16.67 15.59 6.22 6.54 н.д. 16.93 21.85
^О н.д. 2.85 0.042 0.050 3.89 4.30 <0.04 <0.04 н.д. 3.76 1.31
К20 н.д. <0.04 н.д. н.д. 0.016 0.016 н.д. н.д. н.д. н.д. н.д.
N10 н.д. <0.06 0.0038 0.0034 0.026 0.028 0.065 <0.06 н.д. 0.071 <0.06
продолжение таблицы 2
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Сумма 99.95 99.79 99.65 100.87 99.76 99.69 99.87 99.45 н.д. 99.67 99.48
тё# 81.5 94.1 82.1 81.9 91.1 90.5 82.8 82.0 н.д. 92.8 92.5
Сг/(Сг+Л1)^ 25.5 53.6 22.5 21.7 55.7 52.7 27.3 28.6 н.д. 53.2 32.0
8г, мкг/г 5.39 547 3.29 3.55 345 78.0 1.20 0.73 2.17 364 171
№ 0.73 1.89 1.22 1.19 2.14 5.68 1.12 1.05 1.00 7.47 0.47
гг 1.85 99 20.3 17.2 168 10.7 9.60 4.43 1.80 134 30.7
ш 0.034 4.42 0.34 0.32 6.22 0.35 0.19 0.077 0.024 4.89 1.53
Т1 125 304 178 168 820 144 448 464 123 897 810
Ьа 0.57 23.9 0.48 0.52 8.73 13.9 0.45 0.25 0.064 11.0 2.8
Се 1.92 78.6 3.80 3.73 35.3 14.0 3.61 1.82 0.10 36.5 10.7
№ 0.89 54.4 6.18 5.70 32.0 5.18 3.53 1.54 0.032 32.0 9.6
8т 0.17 11.3 1.72 1.40 8.79 0.98 0.73 0.27 0.014 7.66 2.21
Ей 0.085 2.87 0.36 0.31 2.46 1.90 0.14 0.054 0.013 2.21 0.72
ва 0.10 4.80 0.70 0.46 6.19 0.78 0.24 0.14 - 5.67 1.65
Оу 0.11 3.58 0.43 0.34 4.71 0.56 0.27 0.18 0.0054 3.09 1.02
У 0.70 9.69 1.74 1.26 15.9 3.89 2.01 1.53 0.12 10.5 3.04
Ег 0.070 1.07 0.23 0.18 1.81 0.35 0.24 0.17 0.020 0.89 0.24
УЬ 0.17 0.85 0.38 0.40 1.27 0.24 0.35 0.28 0.033 0.37 0.18
Таблица 2 (продолжение)
Образец 557/80 1/83 00/177 302/87 67/83
Минерал ^69ц ^69к CpXц Grtlц CpXц ^42ц ^42к ^46,. CpXц CpXц
1 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23
SiO2,% 41.52 41.69 54.86 41.96 54.93 41.40 41.46 55.12 н.Д. 55.58 52.70
ТО2 0.085 0.020 0.12 0.90 0.17 <0.04 <0.04 <0.04 н.Д. 0.03 0.19
Al2Oз 17.82 18.39 2.86 18.12 1.57 19.26 19.18 2.22 н.Д. 2.04 1.93
Cr2Oз 7.35 6.77 4.71 4.95 3.41 6.47 6.42 3.24 н.Д. 3.14 0.13
FeO 8.40 7.76 2.84 7.59 2.92 8.04 7.95 2.08 н.Д. 2.18 7.81
Окончание табл. 2
1 13 1 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23
MnO 0.64 0.44 0.12 0.30 0.12 0.28 0.31 <0.07 н.Д. 0.09 0.28
MgO 19.23 20.09 13.93 20.61 15.51 19.95 20.06 15.80 н.Д. 15.13 13.87
CaO 5.27 4.79 15.41 5.54 18.03 4.97 4.80 18.65 н.Д. 18.66 22.18
Na2O 0.057 0.032 4.40 0.060 2.92 <0.04 <0.04 2.62 н.Д. 2.67 0.67
К20 н.Д. н.Д. 0.008 н.Д. 0.11 н.Д. н.Д. н.Д. н.Д. 0.02 0.002
NiO 0.0024 0.0034 0.021 0.013 0.035 <0.06 <0.06 <0.06 н.Д. н.Д. 0.037
Сумма 100.38 99.98 99.27 100.04 99.71 100.37 100.18 99.72 н.Д. 99.54 99.79
mg# 80.3 82.2 89.7 82.9 90.5 81.6 81.8 93.1 н.Д. 92,6 76.0
Cr/( Cr+Al)at 21.7 19.8 52.5 15.5 59.3 18.4 18.3 49.7 н.Д. 50,7 4.5
Sr, мкг/г 4.96 8.39 422 1.32 521 2.34 8.98 796 1.31 776.7 188
Nb 1.36 0.89 3.13 1.35 10.4 0.91 0.58 2.01 0.42 2.11 0.41
Zr 32 7.97 244 93 92.9 23.0 15.5 44.9 0.30 59.2 41.1
^ 0.46 0.09 7.02 1.90 3.40 0.36 0.26 1.74 0.019 2.01 2.94
Ti 453 212 792 5633 1037 110 102 78 20 122 1211
La 0.45 0.48 12.8 0.079 13.4 0.21 0.29 18.5 0.15 17.6 51.9
Ce 3.93 3.81 50.2 0.75 42.8 3.38 3.09 76.1 0.36 66.58 132
Nd 14.3 5.85 48.2 2.56 34.8 15.8 12.7 68.4 0.19 67.2 77.5
Sm 2.73 0.95 11.3 1.78 7.73 3.59 2.86 12.1 0.037 10.3 15.3
Eu 0.53 0.13 3.26 0.64 2.18 0.65 0.41 2.26 0.017 2.22 4.08
Gd 0.60 0.34 8.24 2.34 3.96 1.06 0.87 4.56 0.024 6.55 10.2
Dy 1.14 0.23 5.18 2.39 3.08 0.38 0.27 0.97 0.006 1.46 9.26
Y 6.91 1.57 19.1 13.4 9.76 0.64 0.56 0.89 0.014 1.76 35.4
Er 0.57 0.19 1.96 1.59 1.51 0.19 0.15 0.46 0.002 0.35 4.99
Yb 0.83 0.28 1.28 1.81 0.70 0.34 0.30 0.36 0.001 0.06 3.18
Примечание: цифра за индексом минерала означает номер зерна, ц - центр, к - край зерна (<30 мкм от края), м - измененное мутное зерно. В обр. 01/309 Срх13 - из микросростка с 01. Обр. 67/83 - «", мелкозернистый флогопит-амфиболовый пироксенит с апатитом. Прочерк - ниже предела обнаружения, н.д. -нет данных.
В работе [5] было показано, что химизм минералов в равновесных мета-соматитах А близок минералам из перидотитов и пироксенитов без проявленных метасоматических процессов. Гранат и клинопироксен из реакционных метасоматитов С являются существенно более хромистыми и менее титанистыми, по сравнению с этими минералами как из метасоматитов А, так и из зернистых перидотитов. Клинопироксен в ме-тасоматитах А является обычным диоп-сидом, а в метасоматитах С - типичным хромистым диопсидом. Флогопит из равновесных метасоматитов А содержит существенно больше TiO2, Cr203, BaO, F по сравнению с этим минералом из реакционных метасоматитов С.
Геохимические особенности граната и клинопироксена
из метасоматитов А и С.
Равновесные метасоматиты А.
В таблице 1 приведены содержания несовместимых редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Y, Sr, REE) в гранате и клинопироксене из метасоматитов А. Исследование разных зерен в одном ксенолите и краевых зон одного зерна не обнаружили различий в содержании и распределении редких элементов, превышающих аналитическую погрешность. На рис. 1 показаны распределения нормированных содержаний редких элементов в гранате и клинопироксене из центральных частей зерен, по данным таблицы 1. Гранаты из графитовых гранатовых вебстеритов 3/85 и 4/83 показывают распределения несовместимых редких элементов, близкие к нормальным, т. е. соответствующим последовательности коэффициентов распределения гранат/расплав. Некоторое отклонение от нормального типа отмеча-
ется в очень незначительном уменьшении нормированных содержаний для Бу, У, Ег и УЬ. Характерной особенностью кривых является минимум для Т1. Кривая граната из флогопитового гранатового оливинита 05/230, сохраняя минимум Т1, существенно отличается от кривых граната из графитовых гранатовых вебстеритов 3/85 и 4/83 отсутствием максимума высокими нормированными концентрациями Ьа, Се, максимумом для гг, ИГ и более низкими нормированными концентрациями элементов в ряду Бт - УЬ. В целом, сохраняя некоторое подобие линиям граната из образцов 3/85 и 4/83, кривая граната из ксенолита 05/230 по характеру распределения редких земель отклоняется в сторону синусоидного распределения, характерного для гранатов из зернистых гранатовых лерцолитов из различных кимберлитовых трубок мира [4, 12, 23]. На графике (Рис. 1а) построены также линии граната из зернистых гранатовых перидотитов с высокими содержаниями несовместимых редких элементов (49/06 - табл. 1; 545/80, 343/87 - из [4]).
Характерной особенностью этих ксенолитов является преимущественная оранжевая и желтая окраска зерен оливина и высокие содержания несовместимых редких элементов в гранате и клинопироксене, что, по мнению [4], объясняется отсутствием или слабой проработкой пород восстановленными астеносферными флюидами. Эти флюиды окисляли железо в оливине и экстрагировали из пород и минералов ряд пет-рогенных и редких элементов. Можно допустить, что высокие содержания несовместимых редких элементов в гранате и клинопироксене в этих ксенолитах сохранились от древнего метасома-тического обогащения и не были разу-божены за счет экстрагирования вос-
Рис. 1. Нормированные к хондриту [18] содержания ИББЕ (№, 2г, ИГ, Т1), У и РЗЭ в центральных частях зерен граната (вЛ) и клинопироксена (Срх): толстые линии - метасоматиты А, тонкие линии - низкотемпературные зернистые перидотиты с высокими содержаниями редких элементов в вг! и Срх. Данные по содержаниям -табл. 1, для обр. 545/80, 343/87 и [4], для обр. 67/83 (ксенолит "шапа") - из табл. 2. Номера образцов см на рис
становленными флюидами на ранней стадии кимберлитообразующего цикла. В целом, для трех ксенолитов зернистых перидотитов кривые граната, начиная от Бш и кончая УЬ, близки линии граната 05/230, а в ряду № - Ш расположены между гранатом из мета-соматитов 3/85, 4/83 и 05/230.
Наиболее характерным различием является наличие минимумов 2г и ИГ на линиях граната из зернистых перидотитов без следов модального метасоматизма и их отсутствие, или максимум у гранатов из метасоматитов А. Особенности распределения несовместимых редких элементов в клинопироксене из метасоматитов А показаны на рис. 1б. Характер распределения несовместимых редких элементов одинаков как в
гранатовых (3/85, 4/83), так и безгранатовых породах (1/85, 68/83, 218/87). На всех кривых выражены резкие минимумы Nb, Zr, Hf и Ti. Минимум для Ti менее глубокий для клинопироксена из гранатовых парагенезисов 3/85 и 4/83. Почти на всех линиях проявлен слабый минимум Eu. Линия метасоматического клинопироксена из прожилка в лерцо-лите 218/87 отличается положительным наклоном в ряду редкоземельных элементов Dy - Yb, подобно линии для клинопироксена «marid». Две линии клинопироксена из гранатовых лерцо-литов без следов модального метасоматизма (343/87 и 49/06) полностью подобны линиям клинопироксена из мета-соматитов А и расположены в их поле.
Реакционные метасоматиты С.
Центральные зоны зерен граната занимают более 90 % площади и однородны по содержанию редких элементов в пределах одного образца. Узкие краевые зоны с установленной зональностью по главным оксидам и редким элементам имеют ширину не более30 -70 мкм. Кривые распределения редких элементов в центральных частях зерен граната имеют характерные резкие троги для Sr, Zr + Hf и Ti на фоне REE (рис. 2).
Спектры редких земель характеризуются синусоидальной формой, обычной для граната из зернистых перидотитов из трубки Удачная и африканских кимберлитов [4, 12, 23]. По уровню содержаний и по форме кривых центральные зоны гранатов из метасоматитов С сопоставимы с гранатами из зернистых перидотитов без следов модального метасоматизма из трубки Удачная, имеющих максимальные содержания редких элементов. В то же время в гранате из метасоматитов С существенно выше содержания наиболее несовместимых элементов в ряду от Nb до Nd и ниже -от Gd до Yb (см. рис. 2). В краевой зоне граната 557/80 содержание редких элементов, особенно в ряду Ti - Yb замет-
Рис.2. Нормированные к хондриту [18] содержания ИББЕ (КЬ, гг, ИГ, Т1), У, Бг и РЗЭ в центральных (сплошные линии), краевых частях зерен граната (штрих-линии) и в измененном зерне (штрих-пунктир) из метасоматитов С: номера образцов на - графике. иУ-91-81 - низко-хромистый мегакрист граната, 02/49 - гранат из высокотемпературного деформированного лерцолита (трубка Удачная). Заштрихованное поле -гранаты из гранатовых и шпинель-гранатовых перидотитов с высокими содержаниями редких элементов в гранате и клинопироксене из трубки Удачная, по [4]. Серое поле - краевые части зерен граната из метасоматизированных гранатовых перидотитов (трубка Весселтон, Ю. Африка), обр. 935, 937, по [12] и зерна граната из вП-РЫ перидотитов (трубка Летлхакане, Ботсвана), обр. 1БЬ504, 1БЬ572, по [27]
но повышается и кривая показывает некоторое приближение к нормальному магматическому типу. Мутные осветленные зоны и измененные мелкие зерна граната в обр. 01/309 и 00/177 показывают заметное снижение содержаний редких элементов с нарушением характера распределения, что, вероятно, связано с воздействием кимберлита. Исключение из общего ряда показал гранат из высокотемпературного мета-соматита 1/83, с нормальным распределением редких элементов, близким гранату мегакрист и высокотемпературных деформированных лерцолитов (см. рис. 2). Эти гранаты попадают в поле мета-соматизированных гранатовых перидотитов Южной Африки [12, 27]. По данным [17] краевые части гранатов из ме-тасоматизированных перидотитов из трубки Весселтон [12] формировались под влиянием высокоокисленных мета-соматических флюидов.
Кривые распределения редких элементов в центральных зонах зерен
Сг-диопсида показывают максимумы для Яё с понижением к УЬ и троги для ЯЬ, гг + ИГ, Т1, Бг и У (рис. 3). По уровню содержаний и по типу кривых центральные зоны метасоматического хром-диопсида наших образцов аналогичны кривым клинопироксена из ме-тасоматизированных гранатовых перидотитов из кимберлитов Южной Африки [11, 27] и отличаются от клинопи-роксена из деформированных и зернистых перидотитов из трубки Удачная (см. рис. 3).
Железистый клинопироксен из ксенолита «тапё» (апатит-содержащий флогопитовый пироксенит) близок хром-диопсиду из метасоматитов, отличаясь более глубокими трогами для ЯЬ, гг + ИГ и Бг. Краевые пористые обесцвеченные зоны (обр. 75/83 и 00/177) имеют пониженные концентрации редких элементов и искаженную форму кривых.
Линия микрозерна клинопироксе-на из сростка с железистым оливином в
Рис. 3. Нормированные к хондриту [18] содержания HFSE (ЫЫЪ, Zr, Ж, Т^, Y, Sr и РЗЭ в образцах, отобранных в кимберлитовой трубке «Удачная»: в центральных (сплошные линии), краевых частях (штрих-линии) зерен клинопироксена и зерне из микросростка с оливином (обр. 01/309-13) из метасоматитов С; клинопироксен (обр.67/83) - из ксенолита «шапё». Номера образцов показаны на рис. Заштрихованное поле - клинопироксены из гранатовых и шпинель-гранатовых перидотитов с высокими содержаниями редких элементов в гранате и клинопи-роксене, по [4]; серое поле - центральные части зерен клинопироксена из деформированных лерцо-литов крупнопорфирового типа, по [3]
обр. 01/309 (Срх13) попадает в поле кли-нопироксенов из деформированных перидотитов.
На графике (рис. 4) показаны ве-
т-.Отг/Срх
личины О р , вычисленные как отношение концентраций редких элементов в гранате и клинопироксене из метасо-матитов А и С.
Две линии Бш/Срх флогопит-гранатовых метасоматитов А (обр. 3/85, 4/83) существенно отклоняются от теоретических кривых, построенных по данным [9, 15, 28], для легких редких земель (Ьа, Се), в то же время следуя вдоль них для остальных редких элементов. Обращает на себя внимание также близость линиям метасоматитов А кривых для двух зернистых перидотитов без признаков модального метасоматизма (46/06 и 37/06 - см. табл. 1).
Выше отмечалось, что эти ксенолиты характеризуются максимальными содержаниями несовместимых редких элементов. Предполагается, что эти содержания сохранились в минералах от
древнего обогащения литосферной мантии и не были разубожены восстановленными флюидами в ранний период кимберлитообразующего цикла, ответственными за развитие метасоматитов С [4]. Линии Бш/Срх для метасоматитов С, напротив, резко отклоняются от эмпирических кривых ош/Срх, начиная от Ыё до УЪ (рис. 4б). Это подтверждает отсутствие равновесия между реакционно-неустойчивым гранатом и вновь образованным при метасоматизме С-типа хром-диопсидом, а также некоторое приближение к равновесию для наиболее несовместимых редких элементов
(ЫЪ - Ш).
Р —Т параметры метасоматитов
Р-Т характеристики исследованных ксенолитов метасоматитов А (гранатовые парагенезисы - 3/85, 4/83, 05/230) и С приведены в таблице 3. Для образцов 3/85 и 4/83 температуры, полученные по содержанию № в гранате
Рис. 4. Коэффициенты распределения редких элементов между гранатом и клинопироксеном (DGrt/Cpx) для метасоматитов A и гранатовых лерцоли-тов: (49/06 и 37/06) (рис. 4а) и метасоматитов С (рис. 4б): I - DGrt/Cpx, рассчитанные как отношения эмпирических коэффициентов распределения между гранатом и базальтовым расплавом (DGrt/L) и клинопироксеном и базальтовым расплавом (DCpx/L), по [15]. II - DGrt/Cpx, рассчитанные как I для Nb, Zr, Hf, Ti, Yb,Gd, по [28], для остальных REE, по [9]. «б» - 1 - метасоматиты С (без обр. 1/83).
[22] сильно занижены по сравнению с температурами по [14] и [8], что, по-видимому, связано с преимущественно пироксеновым составом пород. P-T значения полученные по геотермометру [14] и итерированные по геобарометру [8] показали очень хорошую сходимость с соответствующими характеристиками этих ксенолитов, рассчитанными ранее другими методами [1]. Значения P-T по [8 - 14] несколько выше Р-Т, полученных расчетами по [8]. В метасоматите 05/230 получена хорошая сходимость всех трех методов (см. табл. 3). Приве-
денные данные по P-T для метасомати-тов С отражают относительную сходимость термометров [14, 22]. Это обстоятельство соответствует данным по химизму минералов, свидетельствующим о том, что гранат и ортопироксен слабо изменили свой первичный химический состав в процессе метасоматизма С-типа. Температуры по этим геотермометрам и давления, рассчитанные для них, по [8], соответствуют положению в литосферной части субконтинентальной мантии. Температуры, рассчитанные по 2 Px - термометру [8], на 200 - 300°С выше, что, возможно, свидетельствует о существенном подъеме температуры за счет привноса горячих глубинных флюидов [6].
Низкие значения T, по [8], для обр. 22/06, скорее всего, связаны с частичным изменением клинопироксена более поздними процессами. Высокие P-T параметры, полученные разными методами для метасоматита 1/83, вероятно, свидетельствуют о влиянии на породу астеносферных расплавов [3], что согласуется с характером распределения редких элементов в гранате (см. рис. 3).
Дискуссия
Явные различия в структурно-петрографическом проявлении метасо-матитов А и С, в их минеральном выполнении, различии состава одноименных минералов и их специфической редкоэлементной характеристике указывают на принадлежность метасомати-тов к разным этапам мантийного метасоматизма в литосфере Сибирского кра-тона. Равновесный тип взаимоотношений метасоматических минералов с минералами главного парагенезиса в мета-соматитах А и близость их составов минералам из низкотемпературных зернистых перидотитов позволили сделать вывод о проявлении этого типа метасоматизма на этапе общего метаморфизма и кратонизации литосферы [5].
Напротив, развитие реакционных метасоматитов С связывается с ранней стадией кимберлитообразующего цикла, с подъемом среднепалеозойского плюма и поступлением в литосферную мантию астеносферных восстановленных флюи-
дов [3, 5, 6]. Данные по величине о°г1/Срх в метасоматитах А, а также в не разу-боженных восстановленными флюидами лерцолитах без следов модального
Таблица 3
Р-Т характеристики метасоматитов А и С
Образец Зерно Ni в Grt, мкгт-1 T (Ryan)/P(BKN) T ^гИ) ^Ш) T ^Ш) ^фМ)
^ ^C P, кбар ^ ^C P, кбар ^ ^C P, кбар
3/85 11 677 18 834 26 778 23.5
11 677 18
14 722 21
4/83 5^ 21 801 26 879 30 837 28
51г 19 779 25
51 18 772 25
05/230 22 812 27 825 28 805 28
75/83 23ц 30 883 37.9 900 39 1062 50
23к 27 855 36.3 891 38.6 1136 55.7
01/309 7ц 13 711 29.3 870 37.5 1052 47.9
7Ц2 36 932 39.7 900 38 1153 52
7п 34 920 39.1 852 36.4 1157 53.3
7к 27 859 35.7 864 36.5 1001 43.4
557/80 69ц 27 863 35.9 891 37.9 1129 55.8
69к 19 776 28.6 782 29 1129 55.8
00/177 42 ц 25 841 42.4 1001 56.1 1070 61.8
42п 30 889 46.2 997 55.5 1084 62.3
42к 39 954 42 935 41.1 1072 50.9
22/06 19 ц 869 34.7 853 33.6
19к 896 35.8 876 34.3
1/83 1ц 103 1313 85.5 1182 73.6 1113 67.5
2ц 102 1311 85.4 1166 72.1 1137 69.6
Примечание: геотермобарометры: T (Ryan) - Ni в гранате [22]; T (Harley) - Fe-Mg в ортопироксене и гранате [14]; T (BKN) - двупироксеновый [8], P (BKN) - [8]. Для значений T (Ryan), полученных по [22], значения P рассчитаны по [8]. Для значений T (Harley) и T (BKN) выполнено итерирование по P (BKN) [8]. * Т - Ca in Opx [8].Во втором столбце цифра означает номер зерна, ц - центр зерна, п - промежуточная и к - краевая (<30 мкм от края) зоны.
метасоматизма (см. рис. 4а) свидетельствуют о близко-равновесном распределении несовместимых редких элементов между гранатом и клинопироксеном. С другой стороны, распределение редких элементов между этими минералами в метасоматитах С явно неравновесно (см. рис. 4б), что подтверждает молодой предкимберлитовый возраст процесса.
Наиболее проблематичным является вопрос о физико- химической природе и происхождении метасоматизи-рующих агентов, ответственных за развитие метасоматитов этих двух типов. На базе расчета первичных расплавов, равновесных с ортопироксеном смешанного типа из зернистых лерцолитов с высокими содержаниями редких элементов в гранате и клинопироксене, показана их близость по содержаниям и распределению редких элементов кар-бонатитовым жидкостям или флюидам [3]. С таким выводом согласуются данные по минералогии перидотитов, мета-соматизированных карбонатитовыми расплавами [19]. В этом процессе орто-пироксен замещается клинопироксеном и развиваются флогопит, апатит и ильменит. Данные по изотопам углерода в графите из гранатовых вебстеритов 3/85 и 4/83 свидетельствуют об условиях локального равновесия изотопов углерода при развитии метасоматического графита и об участии карбоната в процессе фракционирования [1]. Расчеты релеевского фракционирования углерода при образовании алмаза в условиях локального равновесия с карбонатито-выми жидкостями [25] показывают утяжеление изотопного состава углерода в остаточных порциях жидкости. Сравнительно легкий изотопный состав углерода в метасоматическом графите из гранатовых вебстеритов 3/85 и 4/83 (около 7.8 и 10.8 %о, соответственно [1])
может быть следствием участия в процессах фракционирования углерода атомарной формы, рассеянной в решетках силикатов. Присутствие в метасома-тическом графите углерода, выпавшего из твердого раствора ортопироксена, показано на примере различий в изотопном составе графита из метасомати-тов С [6]. Образование обогащенных CO2 жидкостей в литосфере кратонов на этапе общего метаморфизма и кратони-зации, по-видимому, происходило вследствие процесса интенсивного окисления углерода и водорода, выделяющихся из решеток силикатов. Эти реакции имели экзотермический характер, приводя к частичному плавлению силикатной матрицы с одновременным обогащением возникших жидкостей наиболее легкоплавкими компонентами, такими как K, Ba, LREE, F и другие. Именно эти элементы характеризуют минералы метасоматитов А. Такой механизм логично соотносится с современными экспериментальными и эмпирическими данными об алмазообразу-ющей роли высокоплотных силикат-карбонатитовых расплавов/флюидов [29].
Развитие реакционных метасома-титов С связывается с прохождением через литосферную мантию потоков восстановленных флюидов, отделяющихся от астеносферных расплавов на ранней стадии кимберлитообразующего цикла. На этом этапе нижняя часть литосферы интенсивно «промывается» восстановленными флюидами с экстракцией во флюид целого ряда петро-генных и редких элементов и с их последующей отсадкой в зонах деформации на окислительных барьерах с образованием реакционных метасоматитов С, алмаза и графита [3, 4, 5]. Таким образом, в литосфере Сибирского кратона
можно выделить второй этап алмазооб-разования, связанный с подъемом среднепалеозойского глубинного
плюма, рифтинга и развитием кимбер-литового магматического цикла [3, 10].
Наиболее острым и дискуссионным является вопрос о генетической и временной связи между процессами внутриконтинентального рифтогенеза и алмазообразования в литосфере Сибирского кратона в среднепалеозойском тектономагматическом цикле. Модельные Яе-ОБ датировки алмазов по сульфидам, включенным в алмазы из разновозрастных кимберлитов мира, показывают, в своем большинстве, древние архейские и раннепротерозойские возраста [21]. Они отвечают возрастам становления субконтинентальной литосферы кратонов и их древней коры [13, 20]. В соответствии с этими данными, принимается доминирующая петрологическая гипотеза о том, что подавляющая масса алмазов была образована в литосфере древних кратонов в период древнего «скрытого» метасоматизма, а многочисленные кимберлитовые циклы от позднего протерозоя до третичного времени лишь захватывают и транспортируют алмазы на поверхность.
При всей, казалось бы, согласованности этой петрологической модели, она начинает сталкиваться с все большими трудностями. В работе [26] на основе данных изотопии С, N в алмазах и Б из включенных в них сульфидов показано, что источником углерода и азота в алмазах эклогитового типа (Е-тип) был глубинный восстановленный флюид, а сульфиды имеют более древнее происхождение и сохранили геохимические метки базитовой части слэба. Специус и др. [24] получили древние (архейские) возраста сульфидов, включенных в молодые (верхнедевонские) цирконы с пе-ридотитовым типом включений из ким-берлитовой трубки Мир. Эти факты свидетельствуют в пользу предположения, что «древние» сульфиды, были включены в молодые алмазы, возник-
шие на восстановленном этапе флюидного метасоматизма [5]. Формирование большинства алмазов (кроме поздних кубических и оболочечных форм) из восстановленных флюидов согласуется с высокими содержаниями в них азота, проявляющем совместимое поведение в восстановленных и несовместимое в окисленных флюидах [25]. Интригующее совпадение модельных возрастов сульфидов в алмазах перидотитового типа (Р-тип) с возрастами литосферы кратонов и покрывающей ее древней коры [13, 20] можно объяснить тем, что астеносферный восстановленный флюид при прохождении через литосферу кратона вбирает в себя (растворяет) ли-тосферные сульфиды, затем осаждая их одновременно с алмазами и сохраняя, таким образом, древние Яе-ОБ изотопные метки. Из всего вышесказанного следует вывод о непосредственной временной и генетической связи между процессами среднепалеозойского внут-риконтинентального рифтогенеза и развитием продуктивной алмазоносности на Сибирском кратоне.
Главные выводы
В мантийной литосфере Сибирского кратона проявлены два крупных этапа метасоматизма, которые привели к существенной химической и геохимической модификации первичного вещества.
Древний метасоматизм проявился в модальном минеральном виде, как ме-тасоматиты А, и привел к существенному изменению химизма пород и минералов и их обогащению целым рядом несовместимых редких элементов. Процесс носил равновесный характер и был связан с образованием графита и, возможно, алмаза, источником углерода которых был в существенной мере углерод, выделявшийся из твердого раствора в первичных минералах. По времени этот процесс был близко-одновременным с процессами общего
метаморфизма и кратонизации мантийной литосферы. Предполагается, что метасоматизирующими агентами были высокоплотные сверх-критические си-ликат-карбонатитовые флюиды, происхождение которых связывается с реакциями окисления растворенных в решетках силикатов атомарных углерода и водорода.
Второй важный для алмазообразо-вания метасоматический процесс происходил на ранней стадии среднепалео-зойского кимберлитового цикла. В этот период из астеносферных расплавов, развитие которых обязано подъему глубинного термохимического плюма, шел поток восстановленных горячих флюидов, которые экстрагировали ряд главных и редких элементов из пород и минералов в нижней части литосферной плиты и осаждали их на окислительных барьерах в ослабленных зонах. С последним процессом связано развитие мантийных метасоматитов С, в которых также установлен метасоматический графит. Проведенные исследования позволяют сделать вывод об алмазооб-разующей роли этого метасоматическо-го этапа.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 10-0500589).
Библиографический список
1. Галимов Э.М., Соловьева Л.В., Беломестных А.В. Изотопный состав углерода метасоматически измененных пород мантии // Геохимия. 1989. № 4. С.508 - 514.
2. Лаврентьев Ю.Г., Королюк В.Н., Усова Л.В., Логвинова А.М. Электронный микроанализ пиропа на содержание никеля в применении к изучению геотермометрии перидотитов // Геология и геофизика. 2006. Т. 10. С. 1086 - 1089.
3. Соловьева Л.В. Геохимические свидетельства связи алмазоносного
кимберлитового магматизма Сибирской платформы с подъемом глубинного плюма // Известия Сибирского отделения наук о земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. Издательство Иркутского государственного технического университета. 2007. Вып. 5 (31). С. 53 - 60.
4. Соловьева Л.В. Проработка мантийной литосферы Сибирского кратона восстановленными флюидами в среднепалеозойском кимберлитовом цикле - геохимические следствия // Доклады Академии наук. 2007. Т. 413. № 2. С. 238 - 243.
5. Соловьева Л.В., Егоров К.Н., Маркова М.Е., Харькив А.Д., Пополитов К.Э., Баранкевич В.Г. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных ксенолитах из кимберлитовой трубки Удачная - его возможная связь с алмазо- и кимберлитообразо-ванием // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 1. С. 172 - 193.
6. Соловьева Л.В., Костровицкий С.И, Уханов А.В, Суворова Л.Ф., Алымова Н.В. Мегакристаллический орто-пироксенит с графитом из трубки Удачная, Якутия // Доклады Академии наук. 2002. Т. 385. № 2. С. 231 -235.
7. Batanova V.G., Suhr G., Sobolev A.V. Origin of geochemical heterogeneity in the mantle peridotites from the Bay of Islands ophiolite, Newfoundland, Canada: ion probe study of clinopyroxenes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1998. V. 62 (5). P. 853 - 866.
8. Brey G.P., Köhler T. Geothermoba-rometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers, and assessment of existing thermobarometers // J. Petrol. 1990. V. 31. P. 1353 - 1378.
9. Burgess S. R., Harte B. Tracing lithosphere evolution through the analysis of heterogeneous G9/G10 garnet in peridotite xenoliths, II: REE Chemistry // J. Petrol. 2004. V. 45. P. 609 - 634.
10. Ernst R.E., Buchan K.L. Giant radiating dyke swarms: their use in identifying pre-Mesozoic large igneous and mantle plumes // Large igneous provinces: continental oceanic and planetary volcanism. Am. Geophys. Union Geophys. Monograph. 100. 1997/ P. 297 - 333.
11. Gregoire M., Bell DR., Le Roex A.P. Trace element geochemistry of phlog-opite-rich mafic mantle xenoliths: their classification and their relationship to phlogopite-bearing peridotites and kimberlites revisited // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V. 142. P. 603-625.
12. Griffin W.L., Shee S., Ryan C.G., Win T.T., Wyatt B.A. Harzburgite to lher-zolite and back again: metasomatic processes in ultramafic xenoliths from the Wesselton kimberlite, Kimberley, South Africa. Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 134. P. 232 - 250.
13. Griffin W.L., Spetsius Z.V., Pearson N.J., O'Reilly S.Y. In situ Re-Os analysis of sulfide inclusions in kimberlitic olivine: New constraints on depletion events in the Siberian lithospheric mantle // Geochem. Geophys. Geosys. 2002. V. 3, № 1. doi:10.1029/2001GC000287
14. Harley S.L. An experimental study of the partitioning of iron and magnesium between garnet and orthopyroxene // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. P. 359 - 373.
15. Johnson K.T.M. Experimental determination of partition coefficients for rare earth and high-field-strength elements between clinopyroxene, garnet and basaltic melt at high pressures // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V. 133. P. 60 - 68.
16. Kelemen P.B., Hart S.R., Bernstein S. Silica enrichment in the continental upper mantle via melt/rock reaction // Earth Planet. Sci. Lett.1998. V. 164. P. 397-406.
17. McCammon C.A., Griffin W.L., Shee S R., O'Neill H.S.C. Oxidation during metasomatism in ultramafic xenoliths
from the Wesselton kimberlite, South Africa: implication for the survival of diamonds // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. doi: 10.1007/s004100100244
18. McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223-253.
19. Neumann E.K., Wullff-Reudersen E., Pearson N. J., Spenser E.A. Mantle xenoliths from Tenerife (Canary Islands): evidence for reactions between mantle peridotites and silicic carbon-atite melts, inducing Ca metasomatism // Journal of Petrology. 2002. V. 43. P. 825 - 857.
20. Pearson D.Y., 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 // Geochim. Cosmochi. Acta. 1995. V. 59. P. 959-977.
21. Pearson N.L., Alard O., Griffin W.L., Jackson S.E., O'Reilly S.Y. In situ measurement of Re-Os isotopes in mantle sulfides by laser ablation multi-collector-inductively coupled plasma mass spectrometry: Analytical methods and preliminary results // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002. V. 66, № 6. P.1037-1050.
22. Ryan C.G., Griffin W.L., Pearson N.J. Garnets geotherms: a technique for derivation of P-T data from Cr-pyrope garnet // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. P. 5611 - 5625.
23. Simon N.S.C., Carlson R.W., Pearson D.G., Davies G.R. The origin and evolution of the Kaapvaal cratonic lithospheric mantle // J. Petrology. 2007. V. 48. N 3. P. 589 - 625.
24. Spetsius Z.V., Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reily S.Y., Pearson N.I. Ar-chean sulfide inclusions in Paleozoic zircon megacrysts from the Mir kim-berlite, Yakutia: implication for the dating of diamonds // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. P. 11-126.
25. Thomassot E., Cartigny P., Harris J.W., Viljoen K.S. Methane-related diamond crystallization in the Earth's mantle: Stable isotope evidences from a single diamond-bearing xenolith // Earth Planet. Sci. Lett. 2007. V. 257. P. 362-387.
26. Thomassot E., Cartigny P., Harris J.W., Lorand J.P., Rollion-Bard C., Chaussi-don M. Metasomatic diamond growth: A multi-isotope study (13C, 15N, 33S, 34S) of sulphide inclusions and their host diamonds from Jwaneng (Botswana) // Earth Planet. Sci. Lett. 2009. V. 282. P. 79-90.
27. Van Achterbergh E., Griffin W.L., Steifenhofer J. Metasomatism in mantle xenoliths from the Letlhakane kim-berlites: estimation of element fluxes //
Contrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 141. P.397 - 414.
28. Xie Q., McCuaig T. C., Kerrich R. Secular trends in the melting depths of mantle plumes: evidence from HFSE/REE systematics of Archean high- Mg lavas and modern oceanic basalts // Chem. Geology. 1995. V. 126. P. 29 - 42.
29. Zedgedizov D.A., Ragozin A.L., Shat-sky V.S., Araujo D., Griffin W. L., Ka-gi H. Mg and Fe - rich carbonate - silicate high - density fluids in cuboid diamonds from the Internationalnaya kimberlite pipe (Yakutia) // 9th International Kimberlite Conference Proceedings. 2009. P 2. Ed - s: S.F. Foley et al. Amsterdam. Elsevier. P. 638 - 647.
Рецензент: кандидат геолого-минералогических наук, профессор НИ ИрГТУ Г.Д.Мальцева
