Особенности вещественного состава кимберлитов Верхнемунского поля (Якутия) Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

5. Шварцев С. Л. Гидрогеохимия зоны миграции фтора в кислых дренажных гипергенеза. - 2-е изд., исправл. и доп. - водах вольфрамовых месторождений М.: Недра, 1998. - 366 с. Восточного Забайкалья // Докл. АН, 2004,

6. Замана Л.В., Букаты М Б. Формы т. 396, № 2. - С. 235-238.

Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, доцент Иркутского государственного технического университета М. А. Тугарина

УДК:549.641

1 2 3

Д.А. Яковлев , С.И. Костровицкий , Н.В. Алымова

ОСОБЕННОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА КИМБЕРЛИТОВ ВЕРХНЕМУНСКОГО ПОЛЯ (ЯКУТИЯ)

Изучены особенности петрохимического, изотопно-геохимического и минералогического состава кимберлитов, слагающих Верхнемунское поле, и показаны их существенные отличия от кимберлитов других алмазоносных полей Якутской провинции.

Ключевые слова: минералогия, петрография, поле, кимберлит, алмаз, основная масса, зональность.

Библиогр. 13. Ил. 9.

COMPOSITION FEATURES OF KIMBERLITES FROM THE UPPER MUNA FIELD (YAKUTIA)

D.A. Yakovlev1, S. I. Kostrovitsky2, N.V. Alymova3

The authors have studied the features of petrochemical, isotope-geochemical, and mineralogical composition of kimberlites, composing the Upper Muna field. Based on results of these studies the authors demonstrate essential differences of these kimberlites from ones from other diamond-bearing fields of Yakut Province.

Key words: mineralogy, petrography, field, kimberlite, diamond,matrix, zoning. 13 sources. 9 figures.

Якутская кимберлитовая провинция ской платформы и включает в себя пять

занимает северо-восточную часть Сибир- промышленно-алмазоносных полей, груп-

1 Яковлев Д.А. - младший научный сотрудник Института геохимии им. А.П. Виноградова, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, тел.: (3952) 51-14-57, факс: (3952) 42-70-50, е-mail: yakovlev@igc.irk.ru

2Костровицкий С.И. - старший научный сотрудник Института геохимии им. А.П. Виноградова, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, тел.: (3952) 51-14-57, факс: (3952) 42-70-50, е-mail: serkost@igc.irk.ru

3Алымова Н.В., научный сотрудник Института геохимии им. А.П. Виноградова, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, тел.: (3952) 51-14-57, факс: (3952) 42-70-50, е-mail: alymova@igc.irk.ru

:Yakovlev D.A. - a junior scientific worker of the Institute of Geochemistry named after A.P. Vinogradov of Siberian Department of Russian Academy of Sciences, 1a Favorsky St., Irkutsk, 664033, те1: (3952) 51-14-57, fax: (3952) 42-70-50, е-mail: yakovlev@igc.irk.ru

2Kostrovitsky S.I. - a senior scientific worker of the Institute of Geochemistry named after A.P. Vinogradov of Siberian Department of Russian Academy of Sciences, 1a Favorsky St., Irkutsk, 664033, тel.: (3952) 51-14-57, fax: (3952) 42-70-50, е-mail: serkost@igc.irk.ru

3Alymova N.V. - a scientific worker of the Institute of Geochemistry named after A.P. Vinogradov of Siberian Department of Russian Academy of Sciences, 1a Favorsky St., Irkutsk, 664033, те!.: 8(3952) 51-14-57, fax: 8(3952) 42-70-50, е-mail: alymova@igc.irk.ru

пирующихся в пределах центральной части кратона: Малоботуобинское, Накын-ское, Далдынское, Алакит-Мархинское и Верхнемунское. Последнее из них относится к числу слабоизученных кимбер-литовых полей. Рассматривая кимберлиты Верхнемунского поля, исследователи в основном затрагивают вопросы геологии, петрографии, состава и содержания типо-морфных минералов - спутников алмаза [1, 4, 5, 9, 10, 12]. Практически отсутствуют данные по изотопно-геохимической характеристике кимберлитов, типо-морфизму минералов основной массы.

Трубочные и дайковые тела Верхне-мунского поля выполнены преимущественно массивными, реже брекчиевыми и автолитсодержащими разновидностями кимберлитов, между которыми не наблюдается резких геологических контактов. Массивные кимберлиты представляют собой породы порфировой структуры с количеством ксенолитов вмещающих пород до 5 %. Кимберлитовые брекчии характеризуются большим количеством ксенолитов вмещающих пород (от 5 до 50 %). Автолитсодержащие кимберлиты содержат автолитовые образования и ксенолиты вмещающих пород от 5 до 40 %.

В петрохимическом отношении кимберлиты из большинства трубок Верхне-мунского поля имеют относительно выдержанный состав и отвечают магнезиально-железистому типу кимберлитов, наиболее распространенному в алмазоносных ким-берлитовых полях с содержанием Fe2O3 total > 6 мас. %, TiO2 > 1 % и содержанием К2О < 1 мас. % [6]. К особенностям химического состава кимберлитов Верхнеун-ского поля следует отнести более низкое по сравнению с кимберлитами других алмазоносных полей содержание глинозема (в среднем 2,0 мас. % Al2O3), карбонатной компоненты (CaO - 7,7 мас. %, CO2 -4,7%) и высокое содержание магния (MgO - 32,4 мас.%), а относительно соседнего Далдыно-Алакитского поля более высокое содержание кремнезема (SiO2 - 29,7 мас. %). Последняя особенность обусловлена двумя факторами: 1) гораздо более широ-

кой распространенностью кимберлитов, содержащих неизмененный оливин, 2) относительно низким содержанием карбонатной составляющей. Низкие содержания глинозема в кимберлитах, наряду с их в целом высокой магнезиальностью, указывают на истощенный характер мантийного плавящегося субстрата. Относительно низкое содержание карбонатной компоненты по сравнению с другими алмазоносными кимберлитовыми полями объясняется сравнительно низким уровнем развития в кимберлитах наложенной карбонатизации, что, в свою очередь, явилось следствием высокотемпературного характера самого кимберлитового расплава-флюида.

Кимберлиты из трубок Верхнемун-ского поля по сравнению с кимберлитами других алмазоносных полей характеризуются относительно высокими концентрациями N1, что может быть связано со слабой измененностью кимберлитов, в первую очередь с относительно большей сохранностью оливина. Содержание стронция и бария в отдельных образцах кимберлитов Верхнемунского поля колеблется в очень широких пределах, что объясняется, в первую очередь, значительными вариациями минералогического состава, а также разной степенью вторичного изменения. Основными минералами-концентраторами Бг и Ва являются: кальцит, апатит, флогопит и перовскит. Уровень содержания, насыщенность данными минералами породы определяют концентрацию этих элементов. Для стронция и бария характерны значимые корреляции с СаО и С02 (соответственно, для Бг гк = 0,36 и 0,22 для Ва гк = 0,27 и 0,21), которые подтверждают вывод, что одним из основных минералов-концентраторов этих элементов является кальцит. Распределение некогерентных элементов для Верхнемунских кимберлитов является типичным (рис. 1) и не отличается от других алмазоносных пород. Предполагается, что источник этих элементов был астеносферный.

Различия в обогащенности редкоземельными элементами связаны, в первую очередь, с более высокой ролью первич-

ного мантийного карбоната и соответственно с меньшей ролью процесса вторичной карбонатизации в формировании кимберлитов поля. Высокую концентрацию редкоземельных элементов объясняет и тот факт, что в Верхнемунском поле гораздо шире, чем в южных полях, распространена гипабиссальная фация кимберлитов (массивные порфировые кимберлиты), в которой более благоприятны условия переноса и сохранности этих элементов.

Из трубок

* Заполярная + Зимняя О Новинка

• Деймос Далдынскогополя

к

5

га £

ос 100.0 J

га

5 moj О.

с

£

Q)

ю 2

С$ Ва и Та Се Рг Ш гг Ей ей йу Но Тт и Р?Ь ТИ !ЧЬ 1-а РЬ Эг Эт Hf Т1 ТЬ У Ег УЬ Рис. 1. Спайдерграммыраспределения редкоэлементного состава в кимберлитах алмазоносных трубок

Изотопный состав (878г/86Бг)1 - вШ кимберлитов Верхнемунского поля соответствует значениям слабоистощенного несовместимыми элементами (относительно В БЕ) мантийного источника (рис. 2), характерного для базальтоидного типа кимберлитов (область составов кимберлитов группы I). Отклонения изотопного состава стронция кимберлитов от значений истощенного источника в сторону более обогащенного содержанием некогерентных элементов обусловлены проявлением процессов наложенной карбонатизации и связанной с ними ассимиляцией осадочно-морского стронция. Первичное изотопное отношение (878г/86Бг)1 в изученных кимберлитах варьирует в относительно широком диапазоне (от 0,704 до 0,708), практически охватывающем вариации, которые были показаны на графике изотопного состава Бг и №. Прямая корреляция между содер-

жанием СО2 и величиной отношения (87Бг/86§г)1 (1=4,2) отражает прямую зависимость изотопной характеристики от степени карбонатизации кимберлитов.

Т 2

РЧ

Кимберлиты группы II (оранжеиты)

Лампроиты Лейцит-Хилла

"1-1-1-1-1-1-1-1-1

0.702 0.704 0.706 0.708 0.710 0.712 0.714 (87Sr/86Sr)I

Рис. 2. Изотопный состав кимберлитов из разных алмазоносных кимберлитовых полей Якутской провинции:

1- кимберлиты Верхнемунского поля, 2-кимберлиты Малоботуобинского, Дал-дынского и Алакит-Мархинского полей [2, 7]

Связующая масса (основная масса) кимберлитов представлена широким спектром минералов: оливин, флогопит, хромит, ильменит, перовскит, магнетит, мон-тичеллит, хлорит, апатит, кальцит и серпентин. Размер их варьирует от 0,005 мм до 1 мм, большинство демонстрирует идиоморфизм зерен. Оливины основной массы по сравнению с одноименными макро- и мегакристами характеризуются при более широком диапазоне изменчивости в целом более высокой железис-тостью. Уникальной находкой оказались обнаруженные впервые в кимберлитах зерна желтовато-зелёного граната гроссу-ляр-андрадитового состава с мелкими включениями титаномагнетита. Параметры кристаллической решетки (аср=11,9 А, Z = 8 А; V = 1,69 А) соответствуют грос-суляру. Микрозондовый анализ показал, что гранаты из тяжелой фракции характеризуются следующим минальным составом: Pyr (4-7), Spess (0,2-0,4), Gross (6673), Andr (19-26), Ti-Andr (0,5-5), Uvar

(0,26-0,27). Необходимо отметить, что в пределах Верхнемунского поля подобные кристаллы граната в кимберлитах были встречены впервые. Вероятнее всего, их образование в основной массе кимберлитов связано с высокотемпературными параметрами кристаллизации кимберлито-вого расплава в позднемагматическую стадию становления трубок [1, 3]. Общей чертой всех изученных кимберлитов является высокое содержание перовскита в основной массе (рис. 3). Содержание ТЮ2 в пе-ровскитах варьирует в пределах 53,0-56,5 мас. %: более высокое у центра зерен -54,5 %, в краевой части - 53,7 %.

Рис. 3. Минералы основной массы кимберлита трубки Деймос:

1 - идиоморфный кристалл хромшпинели в окружении атоллов титаномагнетита, 2 -монтичеллитовое зерно неправильной формы с угловатыми очертаниями (монтичеллита 30%), 3 - карбонатная фаза (20%), 4 - лейсты хлорита (10%), 5 - серпентин (20%), 6 - пе-ровскит (5%), 7 - оливин

Монтичеллит в кимберлитах встречается в виде мелких изометричных и неправильной формы кристалликов, нередко с резорбированной поверхностью, рассеянных в основной массе карбонат-сер-пентинового состава. Зональность выражается в обогащении краевых частей зерен М^О и СаО. Предполагается, что кристаллизация ядер зональных кристаллов монтичеллита идет из расплава, а появление краевых зон может рассматриваться как результат метасоматического развития этого минерала в породе.

Карбонаты представлены преимущественно кальцитом, значительно реже доломитом. Распределение кальцита в основной массе носит крайне неравномерный характер. Содержание SrO в кальцитах колеблется от 0,2 до 1,0 мас. %. Максимально высокое содержание стронция отмечено в кальцитах трубки Поисковая и Деймос, что указывает на высокотемпературный характер кристаллизации минерала в этих трубках.

Оценка Р-Т условий кристаллизации клинопироксена нами проведена по термобарометру Nimis, Taylor [13]. Основная часть клинопироксенов из кимберлитов (рис. 4) оказалась в области стабильности алмаза. Состав идиоморфного клинопи-роксена, который предположительно кристаллизовался из кимберлитового расплава, на графике Р-Т тоже полностью попадает в поле стабильности алмаза, что может свидетельствовать о глубинных условиях его кристаллизации.

1400 -

и

о

н

1000 -

Графит Алмаз , -

2

40 mW/m

О .

и+ + 2

, - 35 mW/m

Клинопироксен:

+ ксеноморфный

О идиоморфный

□ из лерцолитов

О из пироксенитов

600-

200 -|-1-1-1-1-1-[■

0 20 40 60 80 100 P, кб

Рис. 4. Р-Т диаграмма для клинопироксена из кимберлитов Верхнемунского поля

(идиоморфный и ксеноморфный клинопироксен из тяжелой фракции, зерна с размером около 1 мм)

Гранаты из тяжелой фракции кимберлитов Верхнемунского поля находятся, в основном, в области лерцолитового тренда (рис. 5). Пожалуй, наиболее отли-

45 mW/m

чительной чертой проведенной паспортизации* является выявление гранатов низкохромистого дунит-гарцбургитового парагенезиса с содержанием Сг203 от 1,5 до 4 мас.% и низким СаО, которого практически не встречается в других южных кимберлитовых полях.

10

Гранат из трубок: □ Деймос А Поисковая + Зимняя О Заполярная

о га 5

<0 га О

"1-1-1-1-1-1-1-""

0 2 4 6 8 10 1 Cr2Oз, мас. %

Рис. 5. Графики зависимости Сг2ОгСаО для гранатов из концентрата кимберлитов.

Поля составов гранатов закреплены параметрами линий, проведенных Соболевым [8] для разграничения дунит-гарцбургитового, лерцолитового и верлитового парагенезисов.

Уникальной особенностью, характерной только для Верхнемунского поля, является наличие в кимберлитах большин-ства трубок двух групп мегакристов гра-ната (хромистой и титанистой). Нами изучено распределение редкоземельных элементов (рис. 6) в мегакристах граната и включениях граната в мегакристах оли-вина.

И титанистые, и хромистые мега-кристы граната демонстрируют кривую распределения РЗЭ, характерную для минералов магматического происхождения. Графики распределения РЗЭ для включений граната из мегакристов оливина характеризуются синусоидальной формой кривой, типичной для включений граната из алмазов. Подобная форма графиков объясняется метасоматической природой соответствующего мантийного источника. Разный характер распределения РЗЭ указывает на совершенно разную природу образования мегакристов граната и оливина.

Во всех трубках всегда обнаруживается относительно многочисленная группа зерен ильменита, характеризующаяся узким диапазоном изменчивости содержания М§0 (6-8%) при постоянном (0,80,9%) содержании Сг203 (рис. 7).

8

6

4

2

100з

о. ч

I

0

.х ц

га о. ф

1

10

0.1 -=

0.01

А

1

-9-2 -Х- 3 -ф- 4 5

Ю-6

7

8

100-

ч

I

0

.х ц

га о. ф

1

10

1

М0.1

0.01

Б

111111111111 LaCePrNdSmEuGdTbDyHo Er

П Yb

111111111111 LaCePrNdSmEuGdTbDyHo Er Yb

Рис. 6. Графики распределения редкоземельных элементов в мегакристах граната (А) и во включениях гранатов из мегакристов оливина трубки Новинка (Б):

1, 2, 3 - Заполярная; 4, 5, 6 - Новинка; 7, 8 - Комсомольская-Магнитная (А)

*В минералогический паспорт (портрет) трубки, куста трубок, поля трубок, ореола рассеивания минералов вкладывается понятие индивидуализированной характеристики состава минералов-спутников для соответствующих кимберлитовых тел, групп тел или вторичных ореолов их рассеивания, которая дается с помощью графических и табличных средств.

1

1

5 -| Тр. Заполярная

з -

•».

г С, 6

о га

г С, 6

Тр. 325 лет Якутии

—I-1-1-1-1-1-1-1-Г"

8 10 12 14 16 МдО, мас. %

Тр. Зимняя

Ч»-

п 7 I 1 г

10 12 14 МдО, мас. %

6

1 18

16

1 18

1 1 I 1 I 1 г~

8 10 12 14 МдО, мас. %

Рис. 7. Графики корреляции MgO и Сг203 в пикроильменитах из разных трубок

Верхнемунского поля

Другой общей особенностью распределения составов ильменита является наличие группы точек, образующих тренд прямой корреляции между содержанием М§О и Сг2О3. Тем не менее, отличия в распределении составов ильменита для отдельных трубок имеет существенный характер.

Одним из характерных отличий минерального состава кимберлитов, особенно в мелких фракциях, являются повышенные концентрации шпинелидов. Большинство хромшпинелидов имеют очень высокую хромистость (рис. 8). На демонстрируемом графике зависимости Сг2О3 - ТЮ2 четко выделяются два тренда кристаллизации хромшпинелидов: 1) направленный вдоль вертикальной оси (Сг2Оз), характеризующийся низким, относительно постоянным содержанием ТЮ2, который условно назван "ксеногенным"; 2) проявляющий обратную корреляцию между данными параметрами состава и характеризующий-

ся относительно высокими вариациями титана, он условно называется "кимберлито-вым" ("пикритовый" тренд - [11]). Таким образом, можно полагать, что в тяжелой

60

о

(О

со О см

О

40

20

0

Хромшпинель:

ксеноморфные зерна идиоморфные зерна из включений в оливинах из включений в перидотитах

ТЮ2, мас. %

Рис. 8. График зависимости Сг203 - ТЮ2 для хромшпинелидов

5

4

4

з

2

2

фракции кимберлитов, как правило, присутствуют шпинелиды из двух источников: 1) попавших в результате дезинтеграции мантийных шпинельсодер-жащих пород ультраосновного парагенезиса; 2) кристаллизовавшихся непосредственно в кимберлитовом расплаве.

Было изучено, с разной степенью детальности, около 70 образцов мантийных ксенолитов из трубок Верхнемунского поля. Наиболее распространены породы существенно оливинового состава. Находки лерцолитов редки, а ксенолиты эклоги-тового состава здесь практически отсутствуют.

Встреченные разновидности глубинных пород - это в основном зернистые дунит-гарцбургиты и лерцолиты, для которых характерны разные размеры первичных минералов. Обычно оливин и орто-пироксен образуют крупные зерна от 3 до 7 мм, а клинопироксен и гранат от 0,2 до 1 мм. Микроструктура зернистых перидотитов гранобластовая, с заметной сланцеватостью.

Дуниты представлены шпинелевыми, гранат-шпинелевыми и гранатовыми разновидностями. Оливин из мантийных ксенолитов отличается относительно высокомагнезиальным составом (6-9 % Ба компонента). Гранат из всех изученных пород имеет существенно пироповый состав и характеризуется переменным содержанием Т102 (от 0,1 до 1,2 мас. %), Сг20з (от 0,4 до 13 мас. %) и Са0 (от 0,5 до 7,3 мас. %). Преобладающий процент гранатов из ксенолитов Верхнемунского поля принадлежит дунит-гарцбургитовому парагенезису 57 %, из них существенно алмазоносному парагенезису 31 %, а низкохромистому дунит-гарцбургитовому 10 %. Особенности распределения РЗЭ в гранатах из отдельных ультрамафитов отражает построенная нами спайдерграм-ма (рис. 9). Вне зависимости от содержания хрома гранаты из разных парагенези-сов демонстрируют один и тот же тип кривых распределения РЗЭ - синусоидальный, обычно более свойственный высокохромистым включениям граната из алма-

зов. Одинаковый характер распределения REE в гранатах, независимо от содержания главных элементов, указывает на единый источник формирования их редкоэлемент-ного состава, возможно связанный с крип-тометасоматозом. Ортопироксен по составу отвечает энстатиту и Ti-энстатиту [4]. Содержание А12О3 в Opx колеблется от 0,5 до 2 мас. %. Содержание СаО в энстатитах низкое (менее 1 %), что указывает на ограниченное количество в них растворенного диопсида. Особенностью состава большинства хромшпинелидов из ксенолитов является их очень высокая хро-мистость (от 50 до 65 мас. %). По отношению содержания Cr2O3 к TiO2 хромшпине-лиды из мантийных ксенолитов легли в первый ("ксеногенный") тренд.

Лерцолиты представлены гранатовыми, шпинелевыми и флогопит-гранатовыми разновидностями. Клинопироксе-ны характеризуются незначительными вариациями состава и представлены диопсидом и хромдиопсидом [4], реже субкальциевым диопсидом. Все клинопи-роксены содержат также заметные количества Na2O (от 1,2 до 3,5 мас. %) и Сг2О3 (от 0,3 до 3,2 мас. %). Отношение Ca/(Ca+Mg) клинопироксенов из перидотитов и пироксенитов изменяется от 37 до 51, что, согласно полученным данным (см. рис. 4), соответствует температурам равновесия 1400-500°С и диапазону давлений (65-20 кбар). Все клинопироксены из зернистых лерцолитов оказались в области стабильности алмаза. В одной из трубок был обнаружен ксенолит катакла-зированного гранатового лерцолита, состоящий из мелкозернистого матрикса оливина, в который погружены более крупные порфирокластические зерна граната, орто- и клинопироксена. Клино-пироксен из катаклазированного лерцо-лита, как и ожидалось, показал высокие P-T параметры (см. рис. 4).

Заключение

Всестороннее изучение вещественного состава кимберлитов позволило обобщить петрохимические, геохимические и минералогические особенности Верхне-

100.0 -ц

ср ч

X

о .><

сц го

ср ф

10.0

1.0

0.1

I I I I I I I La Ce Nd Sm Eu Gd

"1 Г Dy

T~

Er

rn

Yb

Гранат из: ^ Gar гарцбургита (Cr2O3 - 1,3 мас.%) A Sp-Gar лерцолита (Cr2O3 - 1,6 мас.%) ф Gar дунита (Cr2O3 - 4 мас.%)4 Q Sp-Gar дунита (Cr2O3 - 4,3 мас.%) V Gar дунита (Cr2O3 - 8,2 мас.%) if Sp-Gar дунита (Cr2O3 - 10 мас.%) □ Sp-Gar дунита (Cr2O3 - 12,7 мас.%)

Рис. 9. Распределение РЗЭ в гранатах из гарцбургита и дунитов (в скобках дано содержание Сг2О3 в гранатах)

мунского поля. Для данного поля наиболее характерными являются в разной степени серпентинизированные порфиро-вые

монтичеллитовые и слюдяные кимберлиты с массивной текстурой. Нередко встречаются блоки относительно слабо-измененного кимберлита со значительным содержанием свежего оливина.

Кимберлиты Верхнемунского поля относятся к наиболее распространенному в южных полях Якутской провинции магне-зиально-железистому типу. Вариации составов кимберлита связаны с дифференциацией кимберлитового расплава-флюида при становлении трубок и интенсивностью проявления вторичных процессов.

Корреляция между породообразующими оксидами и микроэлементами разных групп обусловлена, в первую очередь, содержанием их в минералах-концентраторах. Кимберлиты разных трубок Верхнемунского поля по уровню накопления элементов-примесей несколько отличаются между собой. Между массивной разновидностью порфировых кимберлитов и кимберлитовой брекчией по составу микроэлементов обнаруживаются определенные различия, связанные с разной степенью наложенных процессов и с контаминацией вмещающими породами. Относительно низкая степень вторичной измененности кимберлитовых пород Верхнемунского поля, а с другой стороны,

более широкое развитие гипабиссальной фации (массивных порфировых кимберлитов) предопределили высокий уровень содержания в них микроэлементов группы железа и некогерентных элементов по сравнению с кимберлитами других алмазоносных полей. Тем не менее, распределение некогерентных элементов в кимберлитах Верхнемунского поля является типичным и не отличается от других алмазоносных кимберлитов. Предполагается, что для кимберлитов источник этих элементов был астеносферный. Изотопный состав Бг и Кё кимберлитов Верхнемун-ского поля соответствует значениям слабоистощенного мантийного источника, характерного для базальтоидного типа кимберлитов (область составов кимберлитов группы I). Отклонения изотопного состава стронция кимберлитов от значений истощенного источника, в сторону более обогащенного содержанием некогерентных элементов обусловлены проявлением процессов наложенной карбонатизации и связанной с ними ассимиляцией осадочно-морского стронция.

Кимберлиты характеризуются крайне неоднородным распределением минералов основной массы, их неоднородным составом и зональностью большинства минералов. Среди них широко распространены монтичеллит, перовскит, кальцит с относительно высоким содержанием стронция

(в среднем 0,5 мас. % Б г), а также обнаружен гранат гроссуляр-андрадитового состава. Количественные соотношения и химический состав этих минералов в определенной степени указывают на относительно высокотемпературный характер кристаллизации кимберлитовых расплавов в районе Верхнемунского поля.

Барофильные минералы тяжелой фракции из кимберлитов Верхнемунского поля характеризуются следующими особенностями: 1) присутствие в кимберлитах изученных трубок двух групп мегакрист граната - хромистой и титанистой; 2) большой процент низкохромистых гранатов тяжелой фракции, принадлежащих дунит-гарцбургитовому парагенезису (около 20 %); 3) шпинелиды образуют два тренда кристаллизации: "ксеногенный" (низкотитанистая) и "кимберлитовый" (с переменным ТЮ2); 4) пикроильмениты из Верхне-мунского поля характеризуются четко индивидуализированной картиной трендов состава по сравнению с пикроильменитами других кимберлитовых полей Якутской провинции; 5) высокие параметры Р-Т условий кристаллизации барофильных минералов из кимберлитов (45-75 кбар и 900-1400 оС), что согласуется с представлениями о зарождении расплавов в астеносферном слое мантии.

Кимберлитовый расплав в трубках Верхнемунского поля вынес из мантийных глубин обломки пород преимущественно ультраосновного состава. Наиболее характерными особенностями парагенетичес-кого состава разреза литосферной мантии под Верхнемунским полем является очень высокий процент участия в нем пород низкохромистого дунит-гарцбургитового парагенезиса, который практически не встречается в других алмазоносных полях. По термодинамическим параметрам формирования Р=45-65 кбар и Т=950-1350 0С [13] мантийные ксенолиты относятся к алмаз-пироповой фации глубинности.

Библиографический список

1. Петрография и минералогия кимберлитовых пород Якутии / Бобриевич А.П. [и др.]. - М.: Недра, 1964. - 191 с.

2. Петрогеохимические и изотопные вари-ации состава кимберлитов Якутии и их причины / Богатиков О.А. [и др.]. -Геохимия, 2004, № 9. - С.915-939.

3. Годовиков А.А. Минералогия. -М.: Недра, 1975. - 520 с.

4. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. - М.: Мир, 1983. - 300 с.

5. Костровицкий С. И. Геохимические особенности минералов кимберлитов.

- Новосибирск: Наука, 1986. - 263 с.

6. О происхождении кимберлитов / Костровицкий С.И. [и др.] //Доклады РАН.

- 2004. - Т. 399. - № 2. - С. 236-240.

7. Изотопно-геохимическая систематика кимберлитов Сибирской платформы / Костровицкий С.И. [и др.]. //Геология и геофизика. - 2007. - № 3. - C. 350-371.

8. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. - Новосибирск: Наука, 1974. - 264 с.

9. Уханов А.В., Рябчиков И.Д., Харь-кив А.Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. - М.: Наука, 1988. - 288 с.

10. Харькив А. Д. Минералогические основы поисков алмазных месторождений.

- М: "Недра", 1978. - 136 с.

11. Харькив А. Д., Зинчук Н.Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений. - М.: Недра, 1995. - 348 с

12. Харькив А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов мира. - М.: Недра. 1998. - 555 с.

13. Nimis P., Taylor W.R. Single clinopyroxene thermobrometry for garnet peridotites. Part 1. Calibration and testing of a Cr-in Cpx barometr and an enstitite-in-Cpx thermometr // Contrib. Mineral. Petrol., 2000.

- v. 139. - N 5. - Р. 541-554.

Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, доцент Иркутского государственного технического университета Г. Д. Мальцева