CC BY
40
УДК 553.04:553.81
С.И.Костровицкий1, Н.В.Алымова2, Д.А.Яковлев3, Л.Ф.Суворова4, Г.П. Сандимиро-ва6, И.В.Сандимиров6, С.И.Дриль7
МЕГАКРИСТНАЯ АССОЦИАЦИЯ МИНЕРАЛОВ ИЗ КИМБЕРЛИТОВ ЯКУТСКОЙ ПРОВИНЦИИ
Обсуждаются данные по составу петрогенных и редкоземельных элементов в мегакрист-ной ассоциации минералов, в том числе, гранатах, клинопироксенах, флогопитах, оливинах. Сходство составов граната из мегакристов и из ксенолитов крупнопорфировых деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная свидетельствует о происхождении данных образований в результате одного процесса из единого источника. Обсуждается гипотеза фракционной кристаллизации мегакрист граната, с которой не согласуются особенности распределения несовместимых элементов и расчетные данные Р-Т параметров кристаллизации. Предполагается, что кристаллизация мегакристной ассоциации происходила непосредственно из астеносферного расплава, который по мере восхождения эволюционировал в сторону повышения магнезиальности и хромистости за счет контаминации литосферным веществом. Особенности распределения макрокомпонентов ме-гакристов пикроильменита в пределах кимберлитового поля соответствуют данной модели образования. Изотопная систематика Sr, Nd и O подтверждает вывод об астеносфер-ном источнике формирования мегакристных минералов. Rb-Sr изохронный возраст фло-гапита и гранатов составляет около 400 млн. лет. Таким образом, кристаллизация большей части мегакристов произошла в предкимберлитовый период. Ключевые слова: кимберлит, мегакрист, гранат, пикроильменит, флогопит, клинопироксен. Библиогр.24 назв.Ил. 10. Табл. 4
S.I.Kostrovitsky, N.V.Alymova, D.A.Yakovlev, L.F.Suvorova, G.P.Sandimirova,
I.V.Sandimirov, S.I. Drill.
MEGACRYST ASSOCIATION OF MINERALS FROM YAKUTIAN PROVINCE
KIMBERLITES
We discuss data concerning the composition of petrogenic and rare-earth elements in the garnet, clinopyroxene and phlogopite from megacrysts of kimberlitic. We showed the similarity, identity of features of distribution of both chemical and rare-earth compositions for garnet from the coarse-grained deformed lherzolites and megacrysts. We have arrived at the conclusion concerning the common mantle source and origin of the given formations as a result of the common process. We suggest that the crystallization of the megacryst association occurred directly from
1Костровицкий Сергей Иванович - старший научный сотрудник, тел.: 511457, e-mail: [email protected] Kostrovitcky Sergey Ivanovich - the senior scientific employee, tel.:51-14-57, e-mail: [email protected]
2Алымова Наталья Викторовна - научный сотрудник, e-mail: [email protected] Aliumova Natalia Viktorovna scientific employee, e-mail: [email protected]
3Яковлев Дмитрий Анатольевич - младший научный сотрудник, e-mail: yakovlev @igc.irk.ru Yakovlev Dmitriy Anatoljevich - younger scientific employee, e-mail: yakovlev @igc.irk.ru
4Суворова Людмила Филипповна - старший научный сотрудник Suvorova Lyudmila Filipovna - the senior scientific employee
5Сандимирова Галина Павловна - старший научный сотрудник Sandomirova Galina Pavlovna - the senior scientific employee
6Сандимиров Игорь Валерьевич - научный сотрудник Sandomirov Igory Baleryevich scientific employee
7Дриль Сергей Игоревич - зав. отделом института геохимии им. А.П. Виноградова, e-mail: [email protected] Drill Sergey Igorevich - head of department Institute of Geochemistry, SB of RAS
the astenosphere melt which when uplifting rendered and evolved itself towards the increase of magnesium and chromium contents due to the contamination of the lithosphere substance. The features of distribution of chemical composition of picroilmenite within the kimberlite field correspond to this model too. Sr, Nd and O isotopic systematic confirms conclusion about astenosphere source of megacryst formation. Age of garnet and phlogopite megacrysts (Rb-Sr isochrones) compile approximately 400 m. years. Thus, crystallization of the megacrysts occurred shortly before kimberlite intrusion. Key words: kimberlite, megacryst, garnet, picroilmenite, phlogopite, clinopyroxene, isotopic. Sources 24, illust. 10, tabl. 4.
Введение
Одним из наиболее дискуссионных вопросов происхождения кимберлитов является природа генетической связи между барофильными минералами и вмещающей породой. Статья посвящена изучению низко-Cr, высоко-Ti ассоциации мегакристных минералов, которая очень важна для понимания природы кимберлитовых пород. Обычно она представлена пикроильменитом (Ilm), гранатом (Gar), оливином (Ol), реже клинопироксеном (Cpx) и флогопитом (Phl). Ниже мы последовательно рассмотрим основные результаты проведенных работ по перечисленным минералам.
Методика исследования
Гранаты и флогопиты были проанализированы на содержания главных оксидов на рентгеновском микроанализаторе «JXA-33» фирмы «Jeol» в Институте геохимии СО РАН (Иркутск). Состав пикроильменита изучался преимущественным образом на микрозо-ндовом приборе "Superprobe JXA 8800R" фирмы "GEOL" в Центральной Аналитической Лаборатории Ботуо -бинской ГРЭ АК «АЛРОСа». Редко-элементный состав минералов был изучен методом вторично-ионной спектрометрии (SIMS) на микроанализаторе «^ameca IMS ion probe» в Институте микроэлектроники РАН (Ярославль) по методике [l0]. Изотопные исследования Rb-Sr системы были осуществлены в Институте геохимии СО РАН с по-
мощью модернизированного масс-спектрометра МИ 1201-Т, позволяющего проводить измерения изотопных отношений Sr с точностью не менее 0,01%. Изотопный анализ кислорода в гранатах и оливинах выполнен в аналитическом центре Академии Наук во Владивостоке методом фторирования на масс-спектрометре Finnigan MAT 252. Воспроизводимость результатов 518О для образцов составила 0.1 %о.
Гранат (Gar)
Многочисленные исследования трендов состава мегакристных Gar из разных трубок кимберлитовых провинций мира [8, 20] позволили сделать вывод о соответствии их гипотезе фракционной кристаллизации из мантийного расплава. С другой стороны, обсуждается [14] проблема тесной генетической связи формирования мегакристов и деформированных лерцолитов. Аргументируется литосферное происхождение деформированных перидотитов и приводятся доказательства по реферти-лизации низов литосферы астеносфер-ными расплавами. Нами изучено распределение редкоземельных элементов (REE) для мегакристных гранатов из кимберлитов трубок Мир (Малоботуо -бинское поле), Удачная, Дальняя, Зарница (Далдынское поле), Заполярная, Новинка, Комсомольская-Магнитная Верхнемунского поля Якутской провинции, из трубки им. Гриба (Архангельская провинция), а также для граната из ксенолитов де-
рис.1) их составы образуют типичный для лерцолитов тренд, параллельный оси Mg-Са при относительно постоянном Fe.
Распределение REE в низкохромистых мегакристах граната (рис. 2) характеризуется последовательным увеличением нормированного содержания от La к Yb и в целом отвечает равновесному магматическому типу распределения. Для высокохромистых мегакрист граната из Верхнемунского поля данное распределение нарушается в области тяжелых элементов (HREE). Кривая спайдердиаграммы здесь выполаживается с тенденцией к изменению равновесного распределения на синусоидальное. Характерной особенностью распределения редких несовместимых элементов для Gar является четкая обратная корреляция между содержанием REE и магнезиально-стью минерала. Данная зависимость установлена нами для мегакристов Gar из всех трубок без исключения.
Распределения REE для крупно- и мелкопорфировых ксенолитов контрастно различаются (см. рис. 2). Низкохромистые Gar крупнопорфировых лерцолитов как по уровню содержания, так и по типу кривых близки Gar из
Ca
Рис. 1. Треугольная диаграмма состава гранатов из мегакристной ассоциации и деформированных ксенолитов из трубки Удачная
формированных перидотитов трубки Удачная-восточная.
Содержания редких элементов в гранате определены с точностью измерений в диапазоне концентраций > 0,1 г/т - 10-15 отн. % и 40-50 отн. % для концентраций < 0,1 г/т.
По структурным и модальным признакам выделяются две группы деформированных ксенолитов (крупно- и мелкопорфировой структуры), которые четко различаются по составу. Гранаты крупнопорфирового типа перидотитов в подавляющем большинстве относятся к низко-Cr высоко-Ti ассоциации, демонстрируя высокий уровень сходства с мегакристами граната. На треугольной диаграмме Ca-Mg-Fe (рис. 1) фигуративные точки состава граната из крупнопорфировых лерцолитов образуют тренд, очень близкий тренду ме-гакристных гранатов, слабо наклоненный к оси Mg-Fe при относительно постоянном Ca. Исключением являются ксенолиты, гранат в которых характеризуется относительно высоким содержанием Cr2O3 (> 4 %). Гранаты из пород мелкопорфирового типа характеризуются средне-, высокохромистым, высокомагнезиальным составом. На треугольной диаграмме Ca-Mg-Fe (см.
Гранаты (трубка Удачная) из:
Минерал/хондрит 10.00
1.00 -
0.10
0.01
71,1 75,1. 82,5' 86
77
Мегакристы Gar из трубки Удачная
УЗ 77-733 УЗ 77-857 УЗ 76-910 УВ 80-81 УВ 91-81
I I I I I I I I I I I I I La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
Минерал/хондрит 10.00 -q
1.00 -
0.10
0.01
■ 00-92
—А— 00-99
—1— 00-101
—0— 01-225
♦ 02-49
• 01-347
Gar из крупнопорфировых деформированных лерцолитов I I I I I I I I I I I I I
La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
Мегакристы Gar из Верхнемунского
Минерал/хондрит 10.00 -ц
1.00 -
0.10
0.01
77,3 77,9 82,1
3,1 82,1 84 3 80 84,8
t4 05-206 Cr-0,8 t8 05-390 Cr-1,3 Meg/Xen-06-10 (Km) Cr-1,6 t6 05-308 Cr-4 km05-4-27 Cr-4,3 km05-4-23 Cr-5,6 Муна 1-6G (Нв) Cr-6,8 Муна 1-32G (Нв) Cr-5
I I I I I I I I I I I La Ce Nd !
1 I
Минерал/хондрит
10.00 -q
1.00 -
0.10
0.01
0— 00-112 01-297а èt— 01-286
Gar из мелкопорфировых деформированных лерцолитов I I I I I I I I I I I I I
La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
Рис. 2. Спайдердиаграммы распределения REE для гранатов из мегакристной ассоциации и деформированных ксенолитов. Выделенное серое поле на графиках - поле состава низкохромистых мегакристов из разных трубок Якутской провинции. На верхних графиках приведены значения магнезиальности (Mg/(Mg+Fe)x100) мегакристных гранатов. В легенде для графика по Верхнемун-скому полю приведены содержания Сг20з.
низкохромистых мегакрист. Для крупнопорфировых лерцолитов, содержащих Gar с повышенной концентрацией СГ2О3 (пробы 00-101 и 02-49), данное распределение нарушается в области тяжелых элементов (HREE). Здесь, как и для высокохромистых мегакристов граната, фиксируется выполаживание кривых спайдердиаграмм в области тяжелых редкоземельных элементов. Различие между гранатами мегакрист и деформированных перидотитов проявляется лишь в отсутствии у последних обратной корреляции содержания REE
с mg#. Напротив, легкие лантаноиды -Ce и La иногда демонстрируют положительную корреляцию с этим параметром. Для мелкопорфировых ксенолитов распределение REE характеризуется четкой синусоидальной формой кривых.
Сходство в поведении как петро-генных, так и редкоэлементных элементов в гранатах из железистых деформированных лерцолитов и мегак-рист указывает на происхождение данных образований из единого источника, а возможно, и о близких процессах
кристаллизации. В результате исследований нами получены факты, которые трудно объяснить с позиции наиболее распространенной гипотезы происхождения мегакристной ассоциации минералов за счет фракционной кристаллизации из магматического расплава. Обратная корреляционная связь концентрации всех несовместимых редких элементов c mg# необъяснима гипотезой фракционной кристаллизации. Поскольку коэффициенты распределения гранат-расплав для ряда несовместимых элементов (Dy - 1,592; Y - 2,5; Er-2,702; Yb - 4) > 1 [24], содержание этих элементов в расплаве должно убывать по мере более ранней кристаллизации высокомагнезиальных гранатов. В противоречие с гипотезой фракционной кристаллизации вступает также факт относительно более высоких значений Р-Т параметров при кристаллизации низкохромистых гранатов (1370-1400 оС, 70-80 кбар - использован термобарометр) по сравнению с высокохромистыми (1294-1340 оС, 62-63 кбар). Расчет произведен для минералов из деформированных лерцолитов, демонстрирующих сходство по составу с ме-гакристами. Ранее [14] аналогичные соотношения по Р-Т параметрам были выявлены для деформированных лер-цолитов из южно-африканских кимберлитов. Между тем, механизм фракционной кристаллизации предполагает обратные соотношения, - высокохромистые (они же, как правило, и высокомагнезиальные) разновидности должны быть и более высокотемпературными. Часть противоречий с гипотезой фракционной кристаллизации может быть снята, если поставить под сомнение корректность использования данных [24] по коэффициентам распределения гранат-расплав. Действительно, мы не учитываем (поскольку не знаем), как меняются эти коэффициенты распределения от самого состава граната.
Поведение несовместимых редких элементов в Gar из мега- крупнопорфи-
ровых деформированных перидотитов и мегакрист объясняется процессом рефертилизации или астеносферизации литосферной мантии [16]. Предполагается, что в результате межзернового просачивания через твердую породную матрицу в расплаве происходит фракционирование элементов. Кристаллизация Gar приводит к накоплению в остаточном расплаве наиболее несовместимых редких элементов, в том числе LREE, и к его обеднению HREE. Механизм рефертилизации, на наш взгляд, объясняет только особенности распределения редких элементов в деформированных перидотитах, но не в мегак-ристах граната. Мы предполагаем, что кристаллизация мегакристной ассоциации происходила непосредственно из астеносферного расплава, который по мере восхождения, с одной стороны, оказывал метасоматическое воздействие на породы литосферной мантии, а с другой, сам эволюционировал в сторону повышения магнезиальности и хро-мистости за счет контаминации лито-сферным веществом. Метасоматизи-рующее воздействие эволюционирующего расплава нашло отражение в формировании зональности гранатов деформированных лерцолитов, выраженной [11] в обогащении хромом краевых зон и в заметном снижении в них концентрации HREE. Процесс контаминации в наиболее значительной форме проявился при формировании расплавов, из которых кристаллизовались высокохромистые мегакристы гранатов из трубок Верхнемунского поля и трубки им. Гриба. Существенная роль процесса контаминации на формирование метасоматизирущих расплавов, приводящих к возникновению синусоидальной формы распределения REE в высокохромистых гранатах, подтверждается широкими вариациями в них изотопного состава Sr и Nd [22]. Вероятно, разные тренды состава гранатов из крупнопорфировых деформированных лерцолитов и мегак-рист, с одной стороны, и мелкопорфи-
ровых лерцолитов с другой (см. рис. 1), отражают разные процессы их кристаллизации - магматический (Mg-Fe изоморфизм) - в первом случае и ме-тасоматический (Mg-Ca изоморфизм) -в другом. Высокохромистый состав мегакристных гранатов из трубок Верх-немунского поля, и особенно из трубки им. Гриба, формировался при заметном участии ассимилированного литосфер-ного вещества, что в определенном смысле равнозначно процессу метасоматоза. Однако сравнительный анализ особенностей распределения редкоземельных элементов в Gar из мегакри-стов и деформированных лерцолитов показал, что их генезис связан также и с процессом контаминации пород лито-сферной мантии.
Пикроильменит (Ilm)
Аналогичный вывод сделан нами [2, 7] и в отношении образования ме-гакристов Ilm при изучении особенностей пространственного распределения их составов в пределах отдельных кустов и полей трубок. Было сделано предположение, что наряду с общим астеносферным источником вещества при формировании магматического кимберлитового очага для каждого куста трубок определенную роль играл и литосферный источник, обусловивший своеобразие состава Ilm. Основанием для такого вывода послужила проведенная нами минералогическая паспортизация кимберлитовых трубок алмазоносных полей, и в частности, рассмотрение графиков распределения состава Ilm в координатах MgO-Cr2O3 и MgO-Al2O3. Выяснилось, что Ilm из разных трубок одного и того же куста характеризуются близкими значениями усредненных значений по разным оксидам, а Ilm из разных кустов Далдын-ского поля имеют значимые отличия, хотя бы по одному из оксидов. Например, Ilm из трубок кустов Аэромагнитная и Дальняя близки по содержанию
Cr203, но существенно отличаются по содержанию MgO; напротив, ильмени-ты из трубок кустов Дальняя, Ленинградская и Долгожданная демонстрируют сходство по содержанию MgO, но отличаются по содержанию Cr203 и так далее.
Пикроильмениты из разных кустов трубок демонстрируют [1, 6] разные тренды составов на графиках MgO-СГ2О3 (рис. 3).
Между тем, в координатах других основных минералообразующих окислов (Ti02-Fe0tot, Ti02-Fe203, Ti02-MgO) графики представлены всегда одним непрерывным трендом, демонстрирующим положительную корреляцию между Ti02 и MgO и обратную корреляцию этих окислов со степенью окисленности железа (с Fe203). Показательны также графики корреляции Al203 с MgO (рис. 4). Практически во всех приведенных графиках для разных кустов трубок отмечается одна и та же закономерность. В узком интервале изменения содержания MgO (от 6-7 до 9 вес. %) устанавливается четкая положительная корреляция с Al203. А в верхнем интервале изменения содержания Mg0 (от 9 до 12-14 вес. %) содержание Al203 обычно остается постоянным. Подобное поведение Al203 в Ilm характерно для всего Далдынского кимберлитового поля в целом. Хотя необходимо заметить, что в отдельных кустах трубок (Ленинградская, Нюр-бинская, Дальняя, Удачная) отсутствует или слабо выражена низкомагнезиальная ветвь тренда. А в других кустах трубок (Малютка, Летняя), напротив, отсутствует или слабо выражена высокомагнезиальная ветвь тренда.
Широкие вариации составов Ilm согласуются с представлением об их фракционной кристаллизации из расплава, состоявшегося в условиях изменения Р-Т параметров.
Куст трубки Якутская
щш-
и—1—I—1—I—1—I
8 10 12 14
MgO, вес. %
1.0-
о
"В 0.6-
0.2-
Куст трубки Полярная
..ж-
vi?-
"1 1 I 1 I 1 I 8 10 12 14
MgO, вес. %
0.8
0.4
6
6
. 0.6-
Куст трубки Ленинградская
ШШW-:
~>-1-г
10
MgO, вес. %
Т"
12
п
14
1.0-
0.8 -
"г 0.6-
0.2-
Куст трубки Летняя
(А
I
10
MgO, вес. %
"Т"
12
н
14
0.4
6
6
Рис. 4. Графики корреляции Л12Оз с MgO для Ilm из трубок разных кустов Далдынского поля
Однако, на наш взгляд, некоторые особенности распределения составов Ilm невозможно объяснить только с позиций этого механизма кристаллизации. Рассмотренные выше тренды с Cr203 и Al203 несут разную генетическую нагрузку. Соответствующие графики для одного и того же поля имеют совершенно разные конфигурации. Если Al203 с Mg0 образует обычно единый тренд состава, то графики с Cr203, как правило, демонстрируют отдельные разобщенные группы фигуративных точек состава. При этом характерно, что если Al203 с MgO всегда проявляет корреляцию (хотя иногда и не на всем диапазоне вариации MgO), то Cr203, напротив, чаще не проявляет корреляции и его содержание остается инвариантной величиной при относительно
широкой вариации MgO. И наконец, третье очень важное различие. Как показали наши детальные исследования по Далдынскому полю, одним и тем же распределением по хрому характеризуются трубки только одного куста; разные кусты трубок содержат, как правило, Ilm с разным распределением Cr203. Иначе ведет себя глинозем. Один и тот же непрерывный тренд Al203 с Mg0 характерен для Ilm всех трубок без исключения, - он единый для всего Далдынского поля. Аналогичным образом, разное поведение Cr203 и Al203 устанавливается и для Ilm Алакит-Мархинского поля.
Возникновение тренда с Al203 мы объясняем процессом фракционной кристаллизации. Совместно с Ilm кристаллизовались другие минералы ме-
гакристной железо-титанистой ассоциации, и в первую очередь такие высокоглиноземистые фазы, как Gar и Cpx, которые и определили изменение направления общего тренда. Мы предполагаем, что основной источник расплава для Ilm из всех трубок одного поля был единый, о чем свидетельствует единый тренд кристаллизации с Al2O3. Таким источником могла служить астеносферная мантия. Распределение содержания Cr2O3 в Ilm имеет вторичную природу и связано с формированием конкретного магматического кимберлитового очага, обусловившего становление куста трубок в пределах поля.
Таким образом, как и в случае ме-гакристных гранатов, при исследовании Ilm Cr2O3 является показательным оксидом, свидетельствующим о том, что происхождение минералов мегак-ристной ассоциации невозможно объяснить только процессом фракционной кристаллизации. Значительная роль должна быть отведена процессу контаминации (частичного плавления) пород литосферной мантии, которые по сравнению с основным астеносферным источником являются более хромистыми.
Клинопироксен (Cpx)
По сравнению с Gar и Ilm мегак-ристы Cpx являются чрезвычайно редкими, практически уникальными образованиями в кимберлитах Якутской провинции. Единичные образцы нами встречены в трубках Удачная-восточная, Дальняя (Далдынское поле) и в трубке Слюдянка (Куойкское поле). В трубке Удачная-восточная мегакри-сты Срх обнаружены в тесной ассоциации с мегакристами Ilm в пределах локального участка размером 2х1,5 м, отличающегося уникально высокой (до
30-40 % от общего объема) насыщенностью Ilm. Парагенетические связи Срх с Ilm подтверждаются отдельными находками сростков двух минералов и более многочисленными кристаллическими включениями Срх в мегакристах Ilm.
Представительные анализы кли-нопироксена, приведенные в табл. 1, свидетельствуют об относительно стабильном составе данного минерала во всех изученных зернах. Корреляция составов клинопироксена и сосуществующего пикроильменита, судя по данным таблицы, не обнаруживается, по-видимому, из-за небольших вариаций состава минералов. В пределах отдельных зерен состав клинопироксена однороден.
По классификации Стефенса и Доусона [3] клинопироксен может быть отнесен к группам диопсида и малохромистого диопсида. При сравнительно низком содержании FeO, Na20, Cr203, Ti02 (табл. 1) диопсиды из зонки оказались наиболее сопоставимыми с клинопироксенами из включений типа маридов флогопит-амфибол-рутил-ильменит-диопсидового состава, образование которых связывается [3] с кристаллизацией из протокимберлитового расплава. Интервалы РТ-параметров кристаллизации минералов ассоциации составляют по геотермобарометру П. Нимиса, В. Тэйлора [21] 1054-1091 оС и 39.8-42.5 кбар. По сравнению с литературными данными по составу мегакри-стов Cpx из южно-африканских кимберлитов, мегакристы Cpx из якутских кимберлитов являются относительно низкотемпературными и никобарными образованиями.
Спайдердиаграммы распределения редкоземельных элементов (рис. 5) для Cpx из разных локализаций (мегак-ристы из трубок Удачная-восточная и
Таблица 1
Составы клинопироксенов из разных проявлений в кимберлитах
305a 305b 01-403 305c 9974
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiÜ2 54,6 55,3 54,8 55,3 54,69 53,62 55,32 53,8 54,2 54,6
TiÜ2 0,19 0,2 0,27 0,22 <0,18 0,44 0,28 0,66 0,34 0,37
AI2O3 1,6 1,88 1,7 0,84 0,87 0,64 1,5 0,40 0,50 2,39
СГ2О3 0,29 0,35 0,3 0,36 0,31 0,24 0,55 0,13 0,63 0,49
FeÜ 4,1 4,32 4,34 4,45 2,9 3,57 4,04 4,16 4,63 4,81
MnÜ 0,11 0,06 0,17 0,11 <0,11 0,09 <0,11 0,11 0,11 0,13
MgÜ 16,0 15,9 16,4 16,5 17,64 16,76 18,18 16,3 17,0 18,3
CaÜ 20,9 20,3 20,1 21,0 21,8 22,87 18,29 23,7 20,6 17,1
Na2Ü 0,79 1,02 1,25 1,1 <0,11 0,02 1,29 0,57 1,28 1,63
Total 98,4 99,3 99,62 99,8 99,4 99,04 99,4 4 99,7 1 99,21 99,71
Mg# 87,5 86,8 87,1 86,8 91,5 6 89,33 88,9 2 87,6 86,7 87,3
Ca# 48,4 47,8 46,8 47,8 47,0 7 49,55 42,0 51,1 46,6 40,1
Примечание: 1-6 из мегакристного проявления трубки Удачная-восточная: 1-3 -сростки, включения Срх в Ilm, 4-6 - мегакристы Срх; 7- мегакрист из тр. Дальняя; 8- среднее (21 анализ) для пироксенов основной массы кимберлитов [20]; 9- среднее (7 анализов) из включений типа MARID [18]; 10 - среднее (18 анализов) для мегакристов клинопироксена из южноафриканских трубок [20]
Минерал/хондрит
100.00 ^
10.00^
1.00 ^
0.10 ^
0.01
Клинопироксены
Из трубок: Мир 76-412 Мир 73-152 Мир 01-147 Ilm-cpx Зарница 81-330 Зарница 81-371 Мир 01-128 Incl in Ilm Мир 01-128 Incl in Ilm УВ 00/305в Срх Дальняя 91-102 Срх Дальняя 91-91 Дальняя 91-93
I I I I I I I I I I I I I La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
Рис. 5. Спайдердиаграмма распределения REE для Gar и Cpx низко-Cr ассоциации минералов из алмазоносных трубок Якутской провинции. Приведены, в том числе, графики для мегакристов Cpx из тр. Удачная-восточная (Обр. 00/305а) и из тр. Дальняя (Обр. 91-102).
Дальняя, включения Cpx в мегакри-сте пикроильменита трубки Мир) очень близки друг другу, что указывает на однородный состав материнского расплава. Конформность графиков для мегакристов Gar и Cpx свидетельствует о едином, предположительно астеносферном, источнике расплава.
Флогопит (Phi)
Мегакристы Phl образуют уплощенные овалоидные, пластинчатого габитуса, с округленными краями монокристаллы темно-коричневого с бронзовым оттенком цвета, достигающие размера до 8-10 см. Как правило, кристаллы разбиты тонкой системой трещин, деформированы, слабо изогнуты; их краевые части корродированы и обычно обогащены тонкокристаллическими зернами шпинели, образующейся во время резорбции [20]. Мегакристы Phl очень редки, особенно в кимберлитах алмазоносных трубок. В трубке Удачная-восточная в течение более десятка полевых сезонов было обнаружено всего 5 кристаллов. Более часты находки мегакристов в
Представительный ^ состав мегакристов
Верхнемунском поле, в частности, в трубке Комсомольская-Магнитная. Относительно широкой распространенностью мегакристы Phl пользуются в отдельных трубках северных полей Якутской провинции, где они образуют очень тесную ассоциацию (иногда встречаются в сростках) с мегакристами Ilm.
Нами изучен химический и микроэлементный состав мегакри-стов Phl из трубок Удачная-восточная (Далдынское поле), Комсомольская-Магнитная (Верхнемун-ское поле), из трубок Дюкенского поля (Прианабарье) (табл. 2). Phl из разных локализаций характеризуются разной магнезиальностью, разным содержанием минералообра-зующих оксидов (рис. 6). Повышенным значением магнезиальности, более высоким содержанием Ti02 отличаются мегакристы Phl из северных кимберлитовых полей. Химический состав мегакристов Phl из одной трубки варьирует, как правило, в узком диапазоне. Исключение представляют мегакристы из трубки Комсомольская-Магнитная, в которой наряду с низко-Cr встречаются и высоко-Cr разновидности.
Таблица 2
Компонента 01-348 91-74 04-142 05-150 Г 05-150 05-274 91-60 97-95 97-98 99-59-2
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 40,89 40,23 40,45 41,49 41,39 41,01 39,99 39,42 40,6 39,72
TiO2 0,36 0,55 0,56 0,84 0,74 2,21 0,43 2,28 1,51 2,42
AI2O3 12,22 12,18 11,74 11,78 11,43 7,82 12,43 12,13 11,3 11,67
СГ2О3 0,16 0,24 0,214 0,1 0,09 <0,09 0,22 0,12 0,12 0,12
FeO 5,18 4,61 4,32 6,92 6,6 7,67 5,03 6,92 8,0 7,4
MnO 0,1 0,09 <0,09 0,09 0,09 <0,09 0,1 0,15 0,09 0,11
MgO 25,55 25,19 25,42 22,93 23,48 25,26 25 22,77 22,54 22,49
CaO 0,07 0,09 <0,09 0,07 0,07 <0,07 0,07 0,09 0,09 0,09
K2O 10,63 10,79 10,62 10,58 10,75 9,53 10,89 10,71 10,53 10,18
Na2O 0,09 0,15 0,14 0,16 0,13 0,12 0,14 0,27 0,26 0,23
F 0,47 <1,001 <1,001 0,5 0,5 <1,001 0,29 <1,001 <1,001 <1,001
H2O 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5 4,5
Total 100,22 98,63 97,97 99,97 99,77 98,11 99,09 99,35 99,54 98,93
Mg# 89,79 90,69 91,30 85,52 86,39 85,44 89,86 85,44 83,39 84,42
Примечание. Phl из трубок: 110 - Дюкенского поля. Mg# =
3 - Удачная-восточная; 4-6 - Комсомольская-Магнитная; 7 - Юбилейная; 8-Mg/(Mg+Fe)x100
Распределение редких элементов, в том числе REE (рис. 7), в ме-гакристах Phl характеризуется широким диапазоном вариации содержания (более чем на порядок), хотя форма кривых, характеризующаяся плоским профилем распределения с четко выраженными положительными аномалиями для La и Nd и отрицательной - для Ce, сохраняется для всех изученных кристаллов незави-
о о
m
со О сч
О
0.8
0.6
1 0.4
0.2
0.0
Мегакристы Phl из:
+ Прианабарье
тр Удачная-восточная
□ Верхнемунское поле
• Южная Африка
■»"■fat. .._р
80
84
92
96
симо от места отбора. Исключением является проба 04-222 из трубки Удачная-восточная, для которой отсутствует цериевая аномалия. Одинаковая форма спайдердиаграмм для РЫ как из южных алмазоносных, так и из северных неалмазоносных трубок свидетельствует о едином мантийном источнике расплава, который мы отождествляем с астено-сферным.
4.0
3.0
О О
" 2.0 оТ
о
1.0
0.0
Мегакристы Phl из: + Прианабарье ф тр Удачная-восточная Q Верхнемунское поле Ф Южная Африка
+ if ++
«
+ □
□
ЧВ* □ • □
Mg/(Mg+Fe)x100
80 84 88 92 96 Mg/(Mg+Fe)x100
Рис. 6. Графики корреляции Cr2O3 и TiO2 с коэффициентом магнези-альности для мегакристов Phl из разных локализаций. Составы мегакристов из трубок Ю. Африки заимствованы из источников [12, 13, 15, 17].
100.000 -=
10.000
5 1.000 -J
J
ш 0.100 —
0.010
Флогопит: 01-348, УВ 91-74, УВ 04-222 УВ 04-142, УВ
04-308, УВ 91-60, Юб
05-274 K-M 05-150, ЗП 74-87, О-У
© 97-98, Дюкен ф 99-59-2, Дюкен
▲ ♦
▲
А
+
°.°01 I I I I I I I I I I I I I , La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
Рис. 7. Спайдердиаграммы распределения REE для мегакристов Phl из кимберлитовых трубок Якутской провинции. В легенде использованы сокращенные наименования трубок, полей: УВ- Удачная-восточная, Юб - Юбилейная, К-М - Комсомольская-Магнитная, ЗП -Заполярная, О-У - Омонос-Укукитское поле
Значительные вариации концентрации REE, возможно, связаны с разной температурой кристаллизации мегакристов. Предполагается [9], что снижение температуры кристаллизации ведет к возрастанию концентрации общей суммы REE (хотя этот вывод сделан для метаморфических слюд).
Оливин (Ol)
Как правило, в кимберлитовых трубках 0l полностью серпентини-зируется и поэтому в качестве неизмененного встречается очень редко. Исключение представляет трубка Удачная-восточная, в которой на глубине 400-500 м встречен блок совершенно несерпентинизированного кимберлита. Появилась уникальная возможность изучения состава оливина разных фракций. Мегакрист-ный оливин в трубке Удачная-восточная образует две цветовые группы, отличающиеся по составу: светло-зеленые, высокомагнезиальные (6-8%Fa) и желто-бурые, относительно железистые (10-14%Fa). Двухвершинный тип гистограмм распределения составов оливинов подтверждает их разное происхождение [5]. Если высокомагнезиальные мегакристные оливины, возможно, возникли в результате де-
зинтеграции мантийных пород ду-нит-гарцбургитового парагенезиса, то происхождение более железистых мегакристов желто-бурого цвета связывается с кристаллизацией из кимберлитового расплава.
Изотопные исследования
В результате изучения изотопной систематики Sr, Nd и О для ме-гакристной ассоциации минералов из алмазоносных трубок Якутской провинции авторы пришли к следующим выводам:
1. Изотопный состав кислорода для мегакристных желто-бурого Ol и Gar, а также для Ol из основной массы кимберлита трубок Удачная-восточная и Комсомольская-Магнитная (518О = < 5%о) по сравнению с соответствующими минералами из ксенолитов литосферной мантии (в том числе, и для мегакри-стного оливина дунит-гарцбургитового парагенезиса) является облегченным (рис. 8), что свидетельствует о преимущественно едином астеносферном источнике образования и кимберлитов, и ме-гакристной ассоциации минералов.
2. Начальное изотопное 87Sr/86Sr отношение для мегакриста Gar определено (табл. 3) как равное 0,7036 (sSr = -5,49) и отвечает слабо
m 4
о
^ 3 га 3
о m
о
<D
С о
/
Гранат :
^ мегакристы
ультраосновных ксенолитов тр. Удачная (Taylor at al, 2005)
rn 5
о
с; о
4
го 3
о m „
2
818OSMOW 0/00
ö18OSMOW, 0/00
18
Рис. 8. Гистограммы распределения изотопного состава кислорода (5 О) в гранатах и оливинах разного парагенезиса из трубки Удачная-восточная
2
6
Таблица 3
Ш)-5г изотопные определения для мегакристиой ассоциации минералов из кимберлитов Якутской провинции_
Трубка, поле Номер пробы Минерал Rb, ppm Sr, ppm Rb/Sr 1/Sr 87Sr/ 86Sr 2 sigma (87Rb/ 86Sr)i Sri sSr; Age (Ma)
УВ 91-74-1 Phi 829 41 20,22 0,024 1,091 61,5 60,69 0,7037 -4,44 448
УВ 01-348 Phi 927 23 40,3 0,043 1,4062 123,1 124,6 0,7037 -4,83 396
УВ 04-142 Phi 988 18 54,9 0,056 1,6404 169,5 173,3 0,7028 -18,4 380
км 05-150 Phi 800 115 6,96 0,009 0,8199 20,4 20,32 0,704 -0,48 400
км 05-274 Phi 114 66 1,73 0,015 0,73158 5 5,00 0,7038 -3,95 390
Юб 91-60 Phi 502 70 7,17 0,014 0,81242 20,9 20,96 0,7035 -8,17 365
О-У 74-87 Phi 605 120 5,04 0,008 0,797 15,1 14,7 0,7037 -3,55 445
Дк 97-95 Phi 585 49 11,9 0,02 0,8072 34,9 34,9 0,703 -17,2 210
Дк 97-98 Phi 513 47 10,9 0,021 0,80735 32 31,8 0,7039 -4,09 228
Дк 99-59-2 Phi 454 38 11,9 0,026 0,79216 34,6 34,85 0,703 -18,8 180
УВ 01-111 Gr 3,05 4,5 0,68 0,222 0,71482 1,96 1,96 0,7036 -5,49 400
УВ 9774 Cpx 7,9 710 0,011 0,001 0,70378 0,032 0,032 0,7036 -6,55 360
Згд 7-83 Cpx 1,03 256 0,004 0,004 0,70362 0,012 0,012 0,7036 -7,33 360
Сл Сл-276 Cpx 8,6 98 0,088 0,01 0,70377 0,253 0,254 0,7034 -13,8 100
Примечание. Использована аббревиатура для названий трубок и полей: УВ - Удачная-восточная, КМ - Комсомольская-Магнитная (Верхнемунское поле), Згд -Загадочная (Далдынское поле), Сл - Слюдянка (Куойкское поле), О-У - Омонос-Укукитское поле, Дк - Дюкенское поле. Возраст кристаллизации минералов принят как условный, ожидаемый исходя из известного возраста самих минералов и внедрения соответствующих вмещающих кимберлитов.
истощенному мантийному источнику в пересчете на возраст 400 млн. лет. Для мегакристов Срх это отношение варьирует в пределах значений 0,7034-0,7036 (еБг = -6,55 - -13,8) и отвечает слабо, средне истощенному мантийному источнику в пересчете на возраст внедрения трубок 360 млн. лет. Для мегакристов РЫ из алмазоносных трубок Якутской провинции это отношение варьирует в пересчете на возраст 365-448 млн. лет в пределах значений 0,70270,7040 (еБг = -0,48 -18,4) и отвечает мантийному источнику (с характери-
стиками от слабо истощенного до приближающегося по значению к MORB).
3. Начальное изотопное 142Nd/143Nd отношение для мегакристов граната из разных трубок Якутской провинции (табл. 4) варьирует в пределах 0,512250,51264 (5Nd = 1,51 и 9,24), что отвечает слабо истощенному мантийному источнику в пересчете на возраст 360 млн. лет.
4. Изохронные Rb-Sr возраста Phl и Gar практически совпали и составили соответственно 401,5±3,3 и 400,8±5,5 млн. лет (рис. 9,10).
87Rb/86Sr
Рис. 9. Rb-Sr изохрона для мегакристов флогопита и клинопи-роксена из трубки Удачная-восточная: № 9774 - клинопироксен, остальные номера - флогопит
Таблица 4
Бш-М изотопные определения для мегакристной ассоциации минералов из
кимберлитов Якутской провинции
Труб ка, поле Номер пробы Ми не-рал Sm (ppm) 1,75 Nd (ppm) 3,1 Sm/ Nd 1/Nd 143Nd/ 144Nd 0,513153 147S m/ 144Nd 0,34 (143Nd/ 144Nd), eNd, Age (Ma) 360
УВ 71-1017 Gr 0,565 0,323 0,51235 3,4
УВ 77-886 Gr 1,65 3,8 0,434 0,263 0,512997 0,26 0,51238 3,98 360
Длн 91-91 Gr 1,21 3,8 0,318 0,263 0,513101 0,19 0,51264 9,24 367
КМ 05-309 Gr 1,28 2,5 0,512 0,4 0,51316 0,31 0,51243 5 360
Тол 06-310 Gr 1,42 2,4 0,592 0,417 0,513095 0,36 0,51225 1,51 360
Мир 76-399 Gr 1,45 3,14 0,461 0,318 0,513126 0,28 0,51247 5,75 360
Длн 91-102 Срх 1,58 6,49 0,242 0,154 0,512846 0,15 0,51250 6,36 360
Примечание. Использована аббревиатура для названий трубок: Тол - Толуопская (Толуопское поле), Длн - Дальняя (Далдынское поле).
87Rb/86Sr
Рис. 10. Rb-Sr изохрона для мегакристов граната и клинопирок-сена из трубки Удачная-восточная: № 9774 - клинопироксен, остальные номера - гранат
Соответствующие начальные 87Sr/86Sr отношения, определенные по изохронам, составляют 0,70304 и 0,70359 (sSr = -20,7 и -12,8). Сравнение с возрастом образования трубки Удачная-восточная (367 млн. лет [4]) указывает на то, что кристаллизация основной части мегакристной ассоциации, сопровождавшаяся метасо-матической проработкой литосфер-ной мантии, произошла в предким-берлитовый период из астеносфер-ной жидкости и, по-видимому, завершилась к моменту внедрения кимберлитов.
Выводы
Особенности распределения химического, микроэлементного и изотопного состава Sr, Nd и О в ме-гакристах Gar, Cpx, Ilm и Phl свидетельствуют об их принадлежности единой парагенетической ассоциации, происхождение которой связано с единым мантийным источником, предположительно, астено-сферным.
Астеносферный расплав, из ко-
торого кристаллизовались минералы мегакристной ассоциации, эволюционировал в условиях восхождения в результате действия механизма фракционной кристаллизации и процесса контаминации пород лито-сферной мантии. Появление относительно высокохромистых разновидностей мегакристов связано с процессом контаминации.
Кристаллизация большей части мегакристов началась в предкимбер-литовый период и завершилась в момент внедрения кимберлитов.
Библиографический список
1. Алымова Н.В., Костровицкий СИ., Иванов А.С., В.П.Серов В.П. О генезисе пикроильменита. Проблемы минералогии, петрографии и металлогении: Сб. науч. статей. - Пермь. -2002. -Вып.4. -С. 36-43.
2. Алымова Н.В., С.И. Костровиц-кий, Иванов А.С., Серов В.П., Суворова Л.Ф. Пикроильменит из кимберлитов Далдынского
поля (Якутия). Доклады РАН. -2004. -Т. 395. № 6. -С. 799-802.
3. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. - М.: Мир, 1983. -244 с.
4. Кинни П.Д., Гриффин Б.Дж., Хеамэн Л.М., Брахфогель Ф.Ф., Специус З.В. Определение U-Pb возрастов перовскитов из якутских кимберлитов ионно-ионным масс-спектрометрическим SHRIMP методом // Геология и геофизика.- 1997. -Т. 38, № 1. -С. 91-99.
5. Костровицкий С.И. Геохимические особенности минералов из кимберлитов. - Новосибирск: Наука, 1986. - 263 с.
6. Костровицкий С.И., Алымова Н.В., Иванов А.С., Серов В.П. Структура Далдынского поля -вещественный аспект проблемы // Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века. - Воронеж. Гос. Университет, 2003. -С. 300-306.
7. Костровицкий С.И., Алымова Н.В., Яковлев ДА., Серов И.В., Иванов А.С., Серов В.П. Особенности типохимизма пикро-ильменита из алмазоносных полей Якутской провинции // Доклады РАН. - 2006.-Т. 406, №3. -C. 350-354.
8. Костровицкий С.И., Митчелл Р.Х., Иванова Р.Н., Суворова Л.Ф. Тренды изменчивости состава мегакристов граната из алмазосодержащих и неалмазонос-ныз кимберлитовых трубок (Якутия, Россия) // Геология и геофизика. -1997. - Т. 38, № 2. -С. 444-453.
9. Скублов С.Г. Геохимия редкоземельных элементов в породообразующих метаморфических минералах. - Санкт-Петербург: Наука, 2005. - 147 с.
10. Соболев А.В., Батанова В.Г. Мантийные лерцолиты офиоли-тового комплекса Троодос, о-в Кипр: геохимия клинопироксена // Петрология. -1995. - Т. 3, №5. - С. 487-495.
11. Соболев В.Н., Тэйлор Л. А., Снайдер Г.А., Соболев Н.В., По-хиленко Н.П., Харькив А. Д. Уникальный метасоматизиро-ванный перидотит из кимберли-товой трубки Мир (Якутия) // Геол. и геофиз. - 1997. - Т. 38, N 1. -С. 206-215.
12. Allsopp H.L. e.a. A review of the application of the Rb-Sr, U-Pb and K-Ar methods to the dating of kim-berlite pipes. In: Thesis of 11 kimberlite symposium. Cambrige. 1979. - P. 26-28.
13. Aoki K. Phlogopites and potassic richterites from mica nodules in South African kimberlites. Contrib. Mineral. Petrol. 1974. V. 48. - P. 1-7.
14. Boyd F.R., Pokhilenko N.P., Pearson D.G., Mertzman S.A., Sobolev N.V., Finger L.W. Composition of Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya xenoliths. Contrib. Miner. Petrol., 1997. V. 128. -P.228-246.
15. Boettcher A.L., O'Neil J.R. Stable isotope, chemical and petrographic studies of high-pressure amphiboles and micas: evidence for metasomatism in the mantle source regions of alkali basalts and kimberlites. Amer. J. Sci. 1980. V. 280A. -P. 594-621.
16. 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.
17. Dawson J.B., Smith J.V. Chemistry and origin of phlogopite megacrysts in kimberlite. Nature. 1975. V. 253. -P. 336-338.
18. Dawson J.B., Smith J.V. The MARID (mica-amphibole-rutile-ilmenite-diopside) suite of xeno-liths in kimberlite. Geochim. Cosmochim. Acta. 1977. V.41. - P. 309-323.
19. Mattey, D., Lowry, D., Macpher-son, C. and Chazot, G., 1994. Oxygen isotope composition of mantle minerals by laser fluorination analysis: homogeneity in peri-dotites, heterogeneity in eclogites. Min. Mag., 58A, -p. 573-574.
20. Mitchell R.H. Kimberlites: mineralogy, geochemistry, and petrology. New York: Plenum Press, 1986. -442p.
21. Nimis P., Taylor W. Single clino-pyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. № 5. -P. 541-554.
22. Pearson D.G., Shirey S.B., Carlson R.W., Boyd F.R., Pokhilenko N. P., Shimizu N. 1995. Re-Os, Sm-Nd, and Rb-Sr isotope evidence for the thick Archean lithospheric mantle beneath the Siberian craton modified by multistage metasomatism. Geochem. Et Cosmochimica Acta. V 59 (5). - P. 959- 977.
23. Tailor L.A., et al. Oceanic protho-lith of diamond-bearing peridotites: indication of the crustal origin exemplified by the Yakutian kimberlites. Geology and geophysics. 2005. v. 46. № 12. -P. 1198-1206.
24. 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.
Исследование выполнено при поддержке гранта РФФИ № 06-05-64981, а также интеграционных грантов № 21 и 7.2.1.
Рецензент: доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Института земной коры СО РАН А.С.Барышев
