Размещено на http://www.allbest.ru/

Учреждение Российской академии наук Институте геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения РАН

На правах рукописи

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Минералогия и геохимия кимберлитов Западной Якутии

Специальность 25.00.05 - минералогия, кристаллография

25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Костровицкий Сергей Иванович

Иркутск - 2009

Работа выполнена в учреждении Российской академии наук Институте геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения РАН

Официальные оппоненты:

Доктор г.-м.н., член-корр. РАН Е.В. Скляров (ИЗК СО РАН)

Доктор г.-м.н., член-корр. РАН, профессор В.В. Шацкий (ИГМ СО РАН)

Доктор г.-м.н, профессор А.П. Смелов (ИГАБМ СО РАН)

Ведущая организация: Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова (г. Москва)

Защита состоится 24 ноября 2009 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск-33, ул. Фаворского 1А, факс (3952)427050

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН.

Автореферат разослан 1 октября 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к.г.-м.н. Г.П. Королева.

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы. Кимберлиты - основной в мире, а в России пока и единственный коренной источник промышленных алмазов. Уникальность кимберлитовых пород заключается в том, что они, как содержащие барофильную ассоциацию минералов, предоставляют возможность изучения мантийного петрогенезиса. Несмотря на непрерывный поток публикаций по кимберлитовой тематике, который начался с открытия Якутской кимберлитовой провинции, кимберлитовые породы остаются одним из самых интересных объектов исследований в геологии. Вопросы их происхождения, в особенности барофильных минералов, еще далеки от полного понимания. Актуальность разрабатываемой темы определяется и тем, что исследование типохимизма, микроэлементного состава минералов, - это путь как к выявлению минерало-геохимических критериев поиска новых кимберлитовых трубок, так и к познанию природы глубинных пород.

Цели и задачи исследования. Целью исследований являлось установление закономерностей формирования кимберлитов, и в первую очередь, выделение первичной магматической компоненты кимберлитов. Основные задачи:

1) Анализ петрохимической неоднородности кимберлитов в пределах Якутской провинции; обоснование необходимости выделения петрохимических типов.

2) Изучение роли вторичного процесса карбонатизации в изменении первичного состава кимберлитов; установление изотопно-геохимических критериев происхождения карбонатов за счет мантийного или осадочно-морского источников.

3) Изучение типохимизма макро-, мегакристных барофильных минералов разных парагенезисов, исследование их связи с кимберлитообразованием.

4) Сравнение изотопно-геохимических характеристик разных петрохимических типов кимберлитов, установление мантийных источников вещества.

Фактический материал. В основу работы положены материалы, полученные автором в течении 40-летних исследований на кимберлитовых трубках Якутской и Северо-Русской провинции, которые проводились с 1969 по 1986 г. в Институте земной коры СО АН СССР, а с 1986 по настоящее время - в Институте геохимии СО РАН. Автор, работая непосредственно в карьерах крупнейших месторождений алмазов, последовательно занимался сначала изучением внутреннего строения кимберлитовых трубок Мир, Интернациональная, Айхал, Удачная, затем исследованием отдельных вопросов по петрохимии и минералогии кимберлитов перечисленных и других месторождений. В последние 15 лет основное внимание автора было обращено на петрохимические, минерально-геохимические и изотопные исследования кимберлитов южных алмазоносных и северных слабоалмазоносных полей. Особый акцент исследований был сделан на изучении состава барофильных минералов из тяжелой фракции кимберлитов. При выполнении планов НИР СО РАН, а также договорных работ с АК «АЛРОСА» (ранее с объединением “Якуталмаз”), КТЭ “Архангельскгеология”, “Аэрогеология”, автором был собран и изучен каменный и шлиховой материал практически со всех трубок Малоботуобинского, Далдынского, Алакит-Мархинского, Верхнемунского и Куойкского полей и со значительного числа трубок Малокуонамского, Лучаканского, Ары-Мастахского, Староречинского и Орто-Ыаргинского полей Якутской провинции.

Аналитические работы (более 1000 проб), включающие силикатный анализ и микроэлементные определения (Ni, Co, Cr, V, Zn, Cu, Pb, Li, Rb, F, Cl, Sr, Ba, Zr, Nb) были проведены, в основном, в лабораториях Института геохимии СО РАН, частично, - в Институте земной коры. Химический состав пород определялся методом РФА, дополняемым определениями FeO, Fe₂O₃, H₂O и CO₂ методами мокрой химии. Редкоэлементный состав кимберлитов изучался методами ICP, атомной абсорбции и пламенной фотометрии. Химический состав оливина, граната, пикроильменита был изучен на рентгеновском микроанализаторе (более 15000 анализов) в ЦАЛ Ботуобинской экспедиции АК «АЛРОСа», Институте геохимии СО РАН, Институте геологии ЯФАН, МГУ, Лэйкхедском университете (Канада), Геологической Службе ЮАР (г. Претория). Редкоэлементный состав гранатов, клинопироксенов, флогопитов (более 60 определений) изучался методом вторично-ионной спектрометрии (SIMS) на микроанализаторе «Сameca IMS ion probe» в Институте микроэлектроники РАН (г. Ярославль). Изучение карбонатной составляющей кимберлитов (около 400 проб) было осуществлено методом кальцитометрии, разработанным в Институте геохимии СО РАН Е.И. Воробьевым. Комплексное изучение изотопного состава Sr, C, O и Pb в кимберлитах Якутской и Северо-Русской провинций (более 50 проб) выполнено в лабораториях Института земной коры, Института геохимии СО РАН, а также в Институте геохимии им. Вернадского РАН (г. Москва). Изотопный состав Sr и Nd валовых проб кимберлита (32 пробы) определен в японском Университете города Шинши на масс-спектрометре Finnigan MAT 262. Был также изучен изотопный состав Sr и Nd в мегакристах гранатов, клинопироксенов и флогопитов (около 30 определений) на масс-спектрометре Finnigan в ЦКП Иркутского Научного Центра. Изотопный состав кислорода в силикатных минералах был выполнен (58 проб) в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН на масс-спектрометре Finnigan MAT 252.

Новизна работы.

1. Впервые проведено комплексное изучение петрохимического, изотопно-геохимического и минералогического состава кимберлитов на представительном материале, охватывающем большинство трубочных тел алмазоносных кимберлитовых полей и значительную часть трубок из северных слабоалмазоносных полей Якутской провинции.

2. Обосновано выделение петрохимических типов кимберлитов, образование которых обусловлено разным соотношением астеносферного и литосферного субстрата, участвовавшего в формировании пород.

3. Аргументирована генетическая связь макро-, мегакристных минералов с формированием кимберлитов. Показано, что разные петрохимические типы кимберлитов содержат разные парагенезисы высокобарных минералов.

4. На основе изучения макро-, микроэлементного и изотопно-геохимического составов кимберлитов разработана гипотеза их происхождения, главным моментом которой является установление факта независимости источников макро- и микрокомпонентов кимберлитового субстрата. Показано, что химический состав кимберлитов определялся литосферным материалом верхней мантии в результате захвата дезинтегрированного субстрата и, по-видимому, его частичной ассимиляции. Высокая насыщенность кимберлитов несовместимыми элементами обусловлена преимущественно астеносферным источником.

Практическая значимость. Обобщение полученного автором колоссального по объему аналитического материала по петрохимии, минералогии и геохимии позволило обнаружить ряд характерных особенностей формирования алмазоносных и неалмазоносных кимберлитов. На основе проведенной автором паспортизации трубок по составу минералов-спутников в алмазоносных кимберлитовых полях, в том числе, Далдынском, Алакит-Мархинском и Верхнемунском, АК «АЛРОСа» была произведена переоценка потенциальной алмазоносности этого региона. Обнаруженные особенности состава минеральных включений в барофильных минералах являются основой для совершенствования критериев оценки алмазоносности кимберлитов.

Защищаемые положения:

1) Кимберлиты Якутской провинции отличаются широкой изменчивостью составов. В пределах провинции, отдельных полей трубок по содержанию FeOtotal, TiO₂ и K₂O устанавливается региональная неоднородность кимберлитов, - выделяется 5 петрохимических типов. В пределах кустов и отдельных трубок кимберлиты проявляют локальную неоднородность, являющуюся следствием дифференциации расплава-флюида при образовании трубочных тел, а также вторичных гидротермально-метасоматических процессов.

2) Характерная для кимберлитов Якутской провинции высокая насыщенность CO₂ обязана, в основном, гидротермально-метасоматическим процессам и в меньшей мере, первичной магматической карбонатной компоненте.

3) Кимберлиты разных петрохимических типов содержат разные ассоциации макро-, мегакристных барофильных минералов, происхождение которых связано с ранним этапом кристаллизации в мантийных условиях: а) низкохромистая, высокотитанистая (титансодержащий гранат (0,4-1,5 мас. % TiO₂), пикроильменит, железистый оливин (>9% Fa), флогопит); б) магнезиально-хромистая (хромистый пироп, хромшпинелид); в) калиевая магнезиально-хромистая (флогопит, хромдиопсид, хромистый пироп); г) титан-магнезиально-хромистая (высокохромистый пикроильменит (до 8 мас. % Cr₂O₃), хромисто-титанистый гранат, хромдиопсид, флогопит; Архангельская провинция).

4) Микроэлементный (по группе несовместимых элементов) состав кимберлитов, в основном, не зависит от вариаций химического состава пород, что указывает на существование разных источников макро- и микрокомпонентов при формировании магнезиального и магнезиально-железистого типов кимберлитов. Химический состав кимберлитов этих типов в значительной мере зависел от участия в их формировании обломочного материала литосферной мантии. Высокий уровень насыщенности кимберлитов несовместимыми элементами (REE, HFSE, U, Th и др.) независимо от петрохимического типа определялся единым астеносферным источником.

5) Изотопный состав Sr и Nd в кимберлитах и родственных породах Якутской провинции характеризует мантийный источник как слабо истощенный, близкий по значению к источнику PREMA. Выдержанность его состава свидетельствует о высоком уровне однородности астеносферы под Сибирской платформой.

Апробация работы. Основные результаты исследований докладывались на международных, всероссийских и региональных конференциях и симпозиумах (около 100 докладов), наиболее крупными из которых являются: Inter. Geol. Cong., 1984, 1996, 2000, 2008; Intern. kimberlite conf., 1991, 1995, 1998, 2003, 2008; XI съезд Межд. Минералог. ассоциации, Новосибирск, 1978; Всес. Совещ. по кимберлитам. Симферополь. 1980; VI съезд Всес. Мин. общества, Ленинград, 1981; Геохим. Симпоз., Семинары в ГЕОХИ, М., 1978-2007; Межд. Симпоз. “Состав и процессы глубинных зон континентальной литосферы”. Новосибирск. 1988; 16th General Meeting of Intern. Mineralogical Assosiation. Italy, 1994; 4 Межд. Симп. По проблемам прикладной геохимии. Иркутск. 1994; Межд. конф. к 100-летию Н.А.Елисеева. С.-Петербург, 1998; IX съезд Минер. Об-ва при РАН, С.-Петербург, 1999; Межд. Научно-практич. конф. по алмазам, Симферополь, 1999; Межд. Семинар. Иркутск: Институт геохимии СО РАН. 2001; Межд. Симпоз., посвященный 70-летию и акад. Н.В. Соболева. Новосибирск. 2005; Межд. Симпоз., посвященный 100-летию акад. В.С. Соболева. Новосибирск. 2008.

Список печатных работ включает более 200 наименований, в том числе, 3 монографии.

Благодарности. Проведенные исследования являются итогом многолетних творческих исканий, на длинном пути которого автор не только встречался, но и работал в тесном контакте со многими геологами - алмазниками, ветеранами труда и на производственном, и на научном поприще. Работа посвящается их памяти - живых и тех, кого уже нет в живых.

Действенную помощь в организации исследований кимберлитовых трубок - месторождений постоянно оказывали геологи рудников Мир, Айхал, Удачная - В.В. Заборовский, В.В. Готовцев, Г.А. Капитонов, Н.И. Степанов, Т.Г. Насурдинов, В.И. Волченко, Г.П. Шмаров, И.В. Маковчук, М.Л. Меркулов, М.А. Карпенко во главе с главными геологами Объединения «Якуталмаз», а в настоящее время АК «АЛРОСа» - А.И. Боткуновым, В.М. Зуевым, С.М. Безбородовым, С.И. Митюхиным.

Можно со всей определенностью сказать, что без внимания к научным исследованиям, сопровождаемых существенной финансовой поддержкой со стороны Амакинской, Ботуобинской экспедиций, а также алмазной лаборатории ЦНИГРИ АК «АЛРОСа» данная работа не состоялась бы. Автор выражает свою признательность всем геологам этих организаций, в том числе, И.Я. Богатых, М.М. Богатых, М.И. Лелюху, И.В. Лашкевичу, А.В. Герасимчуку, А.А. Кисляку, А. Я. Ротману, А.В. Толстову, В.Н. Щукину, С.Д. Черному, А.С. Фомину, А.М. Хмелькову. Хочется подчеркнуть, что особо неоценимая помощь в организации полевых работ и в обсуждении полученных результатов на научно-технических советах была оказана геологами Амакинской экспедиции и, прежде всего, ее гл. геологом В.П. Серовым.

Безусловное влияние на формирование основных идей на природу кимберлитов сыграли тесные очные и заочные (через книги, статьи) контакты с такими корифеями науки, как В.С. Соболев, М.М. Одинцов, А.А. Маракушев, И.Д. Рябчиков, В.А. Кононова, Б.М. Владимиров, А.Д. Харькив, А.В. Уханов, Г.П. Кудрявцева, Г.В. Зольников, А.В. Лапин, Б.А. Мальков, В.К. Маршинцев, В.А. Милашев, К.Н. Никишов, Е.В. Францессон.

Особую признательность автор выражает ушедшему из жизни И.П. Илупину, который был пионером в изучении минералогии и геохимии якутских кимберлитов. Скрупулезный стиль исследований Иосифа Петровича, его честность, добросовестность в сборе фактурной аргументации стали для автора примером в работе; многочисленные тропы, которые он пробивал к трубкам, стали и тропами автора; многие из его идей по глубокой связи барофильных минералов с кимберлитами были развиты в настоящем исследовании.

Работа основана на большом объеме аналитических данных, полученных в лабораториях Института геохимии СО РАН, а также в ЦАЛ Ботуобинской экспедиции АК «АЛРОСА». Автор очень благодарен всем аналитикам за высокую квалификацию, доброжелательность и проявленную терпимость к заказчику. Изотопные исследования кимберлитов проводились Ю.А. Пахольченко, Г.П. Сандимировой под руководством Г.С. Плюснина и С.И. Дриля, М.Н. Масловской, В.С, Лепиным, Л.В. Днепровской под руководством С.Б. Брандта. В изучении карбонатной составляющей кимберлитов непосредственное участие принимал Е.И. Воробьев. Микрозондовые анализы выполнялись Л.Ф. Суворовой и А.С. Ивановым. Всем им автор выражает благодарность.

Автор признателен коллегам - Л.В. Соловьевой, З.А. Алтуховой,А.И. Альмухамедову, И.В. Ащепкову, О.М. Глазунову, М.А. Горновой, К.Д. Литасову, В.Г. Мальковцу, А.Я. Медведеву, А.С. Мехоношину, О.Б. Олейникову, А.П. Смелову, а также друзьям алмазникам - А.А. Амиржанову, В.П. Корниловой, В.И. Никулину, А.И. Пономаренко, Н.П. Похиленко, С.А. Прокопьеву, З.В. Специусу, В.П. Серенко, И.В. Серову, Г.С., Фон дер Флаассу за действенную помощь в исследованиях. Большая неоценимая помощь в проведении исследований получена мной от сотрудников лабораторий (в которых я работал) и от моих бывших и настоящих учеников - К.Н. Егорова, В.Т. Подвысоцкого, Н.В. Алымовой, Д.А. Яковлева. Автор благодарен и зарубежным коллегам, научные контакты с которыми были весьма плодотворны - Деону де Бруину (Претория, ЮАР), Р. Митчеллу (Канада), Т.Морикиуо (Япония).

Автор очень признателен академикам Л.В. Таусону, М.И. Кузьмину за создание творческой атмосферы в институте, чрезвычайно важной для успеха любой научной работы, академику Н.В. Соболеву за постоянное внимание и поддержку проводимых исследований. Неоценимую техническую и моральную помощь на всех этапах исследования оказывала жена и коллега Л.В. Фивейская.

Структура и объем работы. Диссертация объемом 315 страниц состоит из введения, четырех глав и заключения, содержит 166 рисунка, 64 таблицы, 4 приложения, список литературы из 411 наименований. В автореферате материал изложен по главам диссертации.

Условные обозначения, принятые в автореферате: Fa - фаялитовый минал, Ol - оливин, Grt - гранат, Ilm - пикроильменит, Opx - ортопироксен, Enst - энстатит, CrDi - хромдиопсид, Cpx - клинопироксен, Sp - шпинель, CrSp - хромшпинелиды, Phl - флогопит, Ap - апатит, Mt - магнетит, TiMt - титаномагнетит, Srp - серпентин, Cal - кальцит, Prvs -перовскит, Mnt - монтичеллит.

Введение

Кимберлиты чрезвычайно сложны для изучения в силу неоднородности своего состава, гибридной природы, отсутствия единого равновесного минерального парагенезиса. Формирование кимберлитовых пород имеет свои особенности. Кристаллизация кимберлитов была растянута во времени и в пространстве: начало ее (протомагматическая стадия) происходило в мантии, а завершение - в приповерхностных трубочных условиях. Предполагается, что кимберлитовый расплав нес с глубин 150-200 км во взвешенном состоянии протоминералы и ксенолиты мантийных пород, что и предопределило наличие в кимберлитах наиболее барофильной ассоциации минералов. Хотя заключение о магматической природе кимберлитов является общепризнанным, но при этом очевидно, что в их становлении значительную роль сыграл метасоматоз. На 80-90 % кимберлиты, как правило, представлены серпентином и карбонатом. Именно поэтому одной из сложнейших проблем является выявление в кимберлитах первичной магматической компоненты. Изучению этой проблемы и посвящено настоящее исследование.

1. Петрохимические особенности кимберлитов

Проявления кимберлитового вулканизма на Сибирской платформе объединены в Якутскую кимберлитовую провинцию, занимающую площадь свыше 800000 км². В пределах провинции известно более 800 кимберлитовых тел, распределение которых крайне неравномерно. В Якутской провинции принято выделять южные и северные кимберлитовые поля. К южным относятся (Харькив и др., 1998) алмазоносные поля: Малоботуобинское, Накынское, Далдынское, Алакит-Мархинское, Верхнемунское. К северным причислены две группы полей, приуроченных к южному и восточному склону Анабарского щита (Харамайское, Куранахское, Лучаканское, Дьюкенское, Ары-Мастахское, Староречинское, Орто-Ыаргинское поля) и к Оленекскому поднятию (Западно-Укукитское, Восточно-Укукитское, Огонер-Юряхское, Чомурдахское, Мерчимденское, Куойкское, Верхнемолодинское, Хорбусуонское и Толуопское поля).

Пространственное распределение кимберлитовых трубок подчиняется четкому линейному тектоническому контролю, выражающемуся в приуроченности кимберлитовых полей к трем линейно вытянутым минерагеническим зонам (Харькив и др., 1998), в образовании линейно вытянутых цепочек (кустов) трубок в пределах поля, в образовании жильных и даечных кимберлитовых тел. Практически все кимберлитовые тела (за исключением нескольких трубок на Анабарском щите) обнаруживаются в пределах палеозойского осадочного чехла, сложенного, в основном, карбонатсодержащими породами.

Для кимберлитовых пород характерны широкие вариации породообразующих оксидов (Илупин и др., 1978; Харькив и др., 1991; Василенко и др., 1994, 1997). Выделяются региональная и локальная неоднородности кимберлитов, фиксируемые соответственно в пределах всей Якутской провинции, внутри отдельных полей и в пределах куста трубок, отдельных трубок. Если региональные различия обусловлены, предположительно, изначально разными мантийными источниками вещества кимберлитов, то локальная неоднородность связана со вторичными факторами перераспределения химических компонентов кимберлитов. К числу последних относятся все процессы фракционирования кимберлитового расплава при его восхождении с мантийных глубин, такие, как ликвация, опережающий подъем карбонатнасыщенного флюида, фракционная кристаллизация и гравитационное осаждение фено- и ксенокристаллов, экструзивно-эксплозивное формирование разных структурно-текстурных разновидностей кимберлитов в трубочных и кратерных условиях. К вторичным факторам относятся процессы контаминации, засорения ксеногенным материалом вмещающих пород, а также разные по интенсивности гидротермально-метасоматические процессы карбонатизации и серпентинизации.

Несмотря на интенсивность вторичных процессов, установление региональной неоднородности остается возможным благодаря существованию индикаторных относительно инертных оксидов (Милашев, 1965), таких как TiO₂, FeOtot, K₂O. В пределах Якутской провинции выделяются отдельные кимберлитовые поля, а в пределах полей трубочные тела, кусты трубок, выполненные кимберлитом с относительно высоким или низким содержанием TiO₂, FeOtot и K₂O. Например, все трубки Накынского поля выполнены относительно высоко-Mg, высоко-K кимберлитом. В Малоботуобинском поле имеются трубки, кимберлиты которых характеризуются повышенным содержанием TiO₂ и FeOtot и трубки, выполненные высоко-Mg, низко-Ti кимберлитом (рис. 1-1). Контрастные различия по содержанию индикаторных оксидов демонстрируют кимберлиты южных и северных полей Якутской провинции (Бородин и др., 1976; Илупин и др., 1978). Средние содержания индикаторных оксидов для кимберлитов из полей Прианабарья (рис. 1-2) превышают в 1,5-2 раза соответствующие величины для кимберлитов из южных алмазоносных полей. Существование региональных различий между кимберлитами по содержанию FeOtot, TiO₂, K₂O явилось основанием для выделения петрохимических типов (Костровицкий и др., 2004). Основные параметры выделенных типов указаны в табл. 1-1. Соотношение петрохимических типов для разных кимберлитовых полей различно. В Малоботуобинском поле 4 трубки из восьми выполнены 3-им магнезиально-железистым типом кимберлита, 3 трубки - 1-ым типом и 1 трубка - 2-ым типом. В Накынском поле известны 3 трубки, представленные только 2-м типом кимберлита. В Далдынском поле доминирует 3-й тип кимберлита, тогда как 1-й и 2-й типы образуют всего несколько трубок. В Алакит-Мархинском поле трубки выполнены кимберлитами 1-го и 3-го типа примерно в равном соотношении. В Верхнемунском поле, в основном, развит 3-й тип кимберлита. На севере Якутской провинции, особенно в Прианабарье, представлены, в основном, кимберлиты 4-го и 5-го типов. Значительно реже здесь встречаются кимберлиты первых трех типов.

Табл. 1-1. Петрохимические типы кимберлитов в пределах Якутской провинции.

Исключением является Куойкское поле, в котором кимберлиты 1-го типа достаточно распространены (например, трубки Обнаженная, Оливиновая, Русловая и другие).

Рис. 1-1. График корреляции FeOtot - TiO₂ для кимберлитов из трубок: 1- Мир; 2- Интернациональная (Малоботуобинское поле). Использованы данные (Василенко и др., 1997).

Кластер-анализ оксидов, проведенный как для полного массива данных, так и для анализов из отдельных кустов трубок разбивает породообразующие окислы на три группы: 1) SiO₂ и MgO, 2) TiO₂, Al₂O₃, MnO, K₂O, P₂O₅, FeOtot, 3) CaO, CO₂. Эти группы соответствуют основным минеральным фазам кимберлитов 1) Ol-Srp, 2) Prvs-Ilm, Phl, Ap; 3) Cal, которые определяют основные направления дифференциации кимберлитового расплава. Доминирующим фактором изменчивости кимберлитов является процесс карбонатизации, за счет которого содержание СаСО₃ в породе меняется от 1-3% до 70-80%. Как правило, наиболее карбонатизированными являются брекчиевые и туфовидные разновидности кимберлитов.

Детальное изучение коренных месторождений алмазов - кимберлитовых трубок показало, что большинство из них относится к многофазным образованиям (Боткунов, 1964; Классификация..., 1981; Костровицкий, Егоров, 1983). В строении таких трубок, как Мир, Удачная-западная, Удачная-восточная, Айхал, участвуют не менее пяти структурно-текстурных разновидностей кимберлитов. Кимберлиты разных фаз внедрения образуют внутри трубок, как правило, отдельные самостоятельные тела, особенности контактовых взаимоотношений между которыми помогают установить последовательность их внедрения.

Рис. 1-2. График корреляции содержания К₂О и TiO₂ в кимберлитах и родственных породах полей Прианабарья.

Оказалось, что в большинстве исследованных трубок начальным фазам внедрения отвечают порфировые кимберлиты с массивной текстурой, а конечным - кимберлитовые брекчии, автолитовые брекчии. Изучение петрохимического состава кимберлитов, слагающих разные фазы внедрения для трубок Удачная-восточная, Удачная-западная и Зарница позволило сделать вывод о закономерной направленности изменения их составов в сторону последовательного снижения в них содержания Fe, Ti, P. Тот факт, что максимальные концентрации этих оксидов фиксируются в дотрубочных жильных проявлениях (Харькив, 1975), сопровождающих все известные крупные трубки, указывает на то, что данная направленность эволюции состава кимберлитов носит общий характер. Эволюция состава кимберлитов разных фаз внедрения в сложно построенных трубках мы объясняем эффектом более быстрого восхождения к поверхности с мантийных глубин расплава-флюида астеносферного происхождения по сравнению с тем же расплавом, но нагруженным обломочным материалом литосферной мантии. Поскольку породы литосферной мантии преимущественным образом характеризуются относительно высокой магнезиальностью, заключительные фазы внедрения соответственно приобретают более магнезиальный состав.

2. Состав минералов высокобарной ассоциации в кимберлитах и проблема генезиса мегакристов

Вопросы минералогии кимберлитов Якутии освещены в многочисленных публикациях (Бобриевич и др., 1964; Владимиров и др., 1976, 1987; Гаранин и др., 1984; Илупин и др., 1978, 1987; Ковальский, 1963; Костровицкий, 1986; Лазько, 1979; Никишов и др., 1979, 1981; Сарсадских и др., 1960; Смирнов, 1970; Соболев, 1974; Харькив и др., 1976, 1978, 1998; Бойд, Клемент, 1978; Dawson, Stephens, 1975; Eggler e.a., 1979; Haggerty, 1975; Mitchell, 1986, 1995 и др.).

Как правило, кимберлит представляет собой карбонат-серпентиновую породу с незначительными количествами Ol, Phl, Ap, Mt и других минералов. Практически всегда фиксируются акцессорные высокобарные минералы - Ilm и Grt, реже обнаруживаются CrSp, Enst, CrDi, алмаз, циркон и др. В кимберлитах северных полей Якутии в значительных количествах встречается Mnt (Ковальский и др., 1969).

В кимберлитах в зависимости от размера выделяются макрокристы (от 0,2-0,5 до 1 см), мегакристы (более 1см), создающие порфировый облик породы, и минералы основной массы. К макро-, мегакристам отнесены Ol, обычно замещенный Srp и Cal, реже - Ilm, Grt, Phl, CrSp, CrDi. Минералы основной массы представлены, в основном Srp и Cal. Подчиненное значение имеют доломит, перовскит, TiMt, Phl, Ap, хлорит, сульфиды и др. Основное внимание в работе обращено на высокобарные ассоциации минералов. Особый акцент в исследованиях поставлен на изучении мегакристных минералов, которым принадлежит, по мнению автора, ключевая роль в понимании генезиса кимберлитов.

2.1 Оливин - породообразующий минерал кимберлитов

Оливин - минерал, кристаллизация которого проходила в кимберлитовой магматической системе на всех уровнях восхождения из мантийных глубин. Будучи основным породообразующим минералом, Ol образует макро-, мегакристы, входит в состав основной массы кимберлита, и присутствует в виде включений в других протоминералах - Ilm, Grt, алмазе, цирконе. Ol является основным породообразующим минералом глубинных ксенолитов ультраосновного состава.

Химический и микроэлементный состав Ol из кимберлитов трубки Удачная-восточная. Уникальную возможность изучения Ol представляет трубка Удачная-восточная, в которой на горизонтах 400-500 м. подсечен несерпентинизированный кимберлит. Макрокристы оливина размером 0,5 мм и выше были разделены на 2 цветовые разновидности - светло-зеленые и желто-бурые. Гистограмма железистости (f) Ol из кимберлитов трубки Удачная-восточная демонстрирует (Барашков, 1981; Костровицкий, 1986) два максимума, падающие на интервалы 6,5-8% и 10,5-12,5%, соответствующие выделенным цветовым разновидностям Ol. Ol из ксенолитов деформированного лерцолита по составу (Fa = 8,5-12,5%) практически не отличается от желто-бурых макрокристов. Мегакристный Ol желто-бурого цвета характеризуется максимальной железистостью (Fa = 12-15,2%).

Корреляционный анализ подтверждает наличие двух групп элементов, характеризующихся различным поведением: 1) Ni, Cr; 2) Со, Ti, Mn, Ca, Zn. Первая группа связана положительной, а вторая - отрицательной корреляцией с магнезиальностью Ol. Деформированные лерцолиты содержит Ol с повышенным содержанием Cr и Са по сравнению с желто-бурыми макрокристами.

О соотношении цветовых разновидностей Ol. В сложнопостроенных трубках Удачная, Мир, Айхал, Сытыканская проведено более детальное изучение распределения цветовых разновидностей макрокристов Ol в отдельных фазах внедрения кимберлитов. Показано, что кимберлитовые трубки демонстрируют широкие вариации состава Ol. В Далдынском поле имеются трубки, которые заполнены кимберлитом, содержащим: 1) только однородный высоко-Mg Ol зеленого цвета (трубки Осенняя, Зимняя, Аэросъемочная); 2) преимущественно железистый Ol желто-бурого цвета (трубки Полярная, Фестивальная, Ленинградская); 3) Ol с широкой вариацией состава (трубки Удачная, Зарница). Многофазные трубки, как правило, сложены кимберлитом с Ol, неоднородным по составу. Кимберлит в пределах одной фазы внедрения характеризуется относительно устойчивой величиной соотношения цветовых разновидностей Ol. Для трубки Удачная-восточная установлено, что разные фазы внедрения характеризуются разным составом Ol. В начальной фазе, сложенной овоидофировым кимберлитом фиксируется максимальное содержание желто-бурого Ol; в дейтеропорфировом кимберлите соотношение примерно равное, а в одной из самых поздних фаз внедрения - автолитовой брекчии - отмечается только зеленый Ol.

Кристаллические включения в оливинах. Изучена коллекция включений в макрокристах (Костровицкий и др., 1984) и мегакристах Ol из неизмененного кимберлита трубки Удачная-восточная. Исследование проведено на представительной выборке включений: в макрокристах Ol проанализировано 30 Grt, 17 Opx и 23 Cpx, в мегакристах Ol -проанализировано 38 Grt.

Grt из макрокристов Ol относится к Alm-Pyr ряду с широко варьирующими mg# (100Mg/(Mg+Fe)) и Ca# (100Ca/(Ca+Mg)). Согласно классификации Н.В.Соболева (1974) большинство из них (60%) попадает в поле лерцолитового парагенезиса. Grt дунит-гарцбургитового парагенезиса составляют 30%, а верлитового - 10% от общего числа включений. CrDi из Ol обнаруживает широкий диапазон изменчивости mg# (87,1-94,1%), Ca# (41,2-49,7%) и хромистости (Cr#=100Cr/(Cr+Al) = 13,8-58,9%). Подавляющее большинство включений относится к кальциевым пироксенам (Ca# > 44). Opx из Ol характеризуется выдержанным составом и является высоко-Mg (mg# - от 92,4 до 94,4%). Включения представляют собой результат совместной кристаллизации с Ol-хозяином. Об этом свидетельствуют корреляционные связи между содержаниями отдельных элементов и их отношениями в минералах, а также последовательная смена набора включений по мере возрастания железистости содержащих их Ol. Характерен широкий диапазон T⁰ кристаллизации включений из макрокристов Ol - от 712 до 1242° (оценка проведена по термометрам (Mercier, 1980; Wood, Banno, 1973; Wells, 1977; Davis, Boyd, 1966)). Более высокая T⁰ кристаллизации соответствует минералам c относительно высокой железистостью и низким содержанием Cr₂O₃.

Большинство включений Grt из высоко-Mg мегакристов Ol (около 80%) (рис. 2-1) принадлежит дунит-гарцбургитовому парагенезису. Сравнение с включениями Grt из алмазов (использованы литературные данные) указывает на полное подобие их составов, что подтверждает вывод (Pokhilenko et al, 1991; Похиленко и др., 1993) о том, что источником алмазов с включениями ультраосновного парагенезиса служили мегакристаллические дунит-гарцбургитовые породы. Одной из особенностей состава включений Grt ультраосновного парагенезиса в алмазах по сравнению с включениями из Ol является их более высокая магнезиальность (рис. 2-2).

Выше показано, что только меньшая часть минеральных включений из макрокристов Ol имеет состав, близкий составу включений из алмазов. По распространенности включений также имеются существенные различия. В алмазах наиболее распространены CrSp, Grt и Ol (Соболев и др., 1974, 1975). Среди включений в Ol чаще встречается CrSp, CrDi обнаруживается наравне с Grt. В Ol с фаялитовым миналом выше 8% содержатся минеральные включения, которые по составу не имеют аналогов среди включений в алмазах. Таким образом, сопоставление составов включений в Ol и алмазах указывает на узкую область их совместной кристаллизации. Во время кристаллизации значительной части зеленых и всей группы желто-бурого Ol алмазы не образуются.

Рис. 2-1. Бинарная диаграмма Н.В. Соболева для включений Grt из макро-, мегакристов Ol и алмазов. Ломаные линии отделяют парагенезисы (сверху - вниз: верлитовый, лерцолитовый и дунит-гарцбургитовый, справа внизу - алмазоносный дунит-гарцбургитовый).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 2-2. Корреляционные графики между параметрами магнезиальности и содержания Cr₂O₃ и CaO для включений Grt из макро-, мегакристов Ol и алмазов.

О происхождении Ol. Идиоморфизм зерен, существование четких трендов постепенного возрастания концентраций Cr, Ti и понижения Ni, Со с уменьшением размеров зерен, высокие концентрации Са подтверждают общую точку зрения о кристаллизации Ol основной массы из кимберлитового расплава. В то же время, следует согласиться с поправкой исследователей (Kamenetsky et al, 2008) о более высокобарных условиях кристаллизации ядерных частей по сравнению с периферийной зоной Ol. Ядра Ol представлены, в основном, зернами с четкой кристаллографической огранкой, что служит основанием для вывода о фенокристном их происхождении. Разный состав ядерных частей фенокристного Ol (Kamenetsky et al, 2008) убедительно указывает на гетерогенность кимберлитового расплава из трубки Удачная-восточная.

Существуют две противоположные точки зрения, объясняющие происхождение макрокристов Ol: 1) в результате кристаллизации из кимберлитового расплава (Барашков, 1981; Илупин, 1963, 1969, 1974; Милашев и др., 1963), 2) путем дезинтеграции мантийных пород (Сарсадских и др., 1960; Благулькина и др., 1962; Благулькина, 1976; Мальков и др., 1978, 1997; Родионов, 1981). Безусловно, ксеногенное происхождение имеют мегакристы высоко-Mg состава, нередко содержащие кристаллические включения низко-Ca, высоко-Cr Grt, относящиеся к дунит-гарцбургитовому парагенезису. Возраст таких мегакристов, оцененный Re-Os методом по содержащимся в них сульфидных включениях составляет 2,4 млрд лет (Griffin et al, 2002). Обнаруживаются крупнопорфировые разновидности кимберлитов (например, в трубках Удачная-восточная, Интернациональная), в которых мегакристы содержатся в значительных концентрациях (рис. 2-3). В демонстрируемом образце кимберлита мега-, макрокристы составляют в целом до 60-70 об. % породы. Угловатая и угловато-округлая форма порфирокласт свидетельствует о происхождении их в результате дезинтеграции мантийных пород. Хотя макрокристы представлены псевдоморфозами серпентина по Ol, наличие в них кристаллических включений Grt краснофиолетового и малинового цветов (отвечающих низко-Ca, высоко-Cr парагенезису) несомненно указывает на дунит-гарцбургитовый источник. Гораздо большее распространение в разрезе литосферной мантии по сравнению с дунит-гарцбургитами имеет лерцолитовый парагенезис пород и соответственно, обломочный материал последних доминирует в кимберлитах.

Рис. 2-3. Крупнопорфировый кимберлит из трубки Интернациональная.

Наличие трубок, кимберлит которых содержит Ol или только высоко-Mg, или только относительно железистый, или варьирующее соотношение соответственно зеленых и желто-бурых Ol, двухвершинный характер гистограмм распределения Fa-минала более логично объясняются ксеногенной природой большей части макрокристного Ol. По данным Ю.П. Барашкова (1981) гистограмма распределения состава Ol из мантийных ксенолитов также является двухвершинной. Изученные нами P-T условия кристаллизации Ol могут быть равным образом соотнесены и с фенокристным, и ксенокристным его генезисом.

Несомненно генетическую связь с кимберлитами имеют макро-, мегакристы Ol желто-бурого цвета, отличающиеся от Ol из деформированных лерцолитов еще более высокой железистостью. Заметим, что содержание Fa-минала в макро-, мегакристах Ol из кимберлитов северных полей достигает по нашим данным 18-20%. Как правило, данный Ol ассоциирует с желваками Ilm, Phl, реже Cpx (Костровицкий и др., 2003) и составляет с ними одну низко-Cr, высоко-Ti ассоциацию мегакристов, происхождение которой связывается с образованием кимберлитов (Костровицкий, 1986, 2008; Nowell et al, 2004).

2.2 Пикроильменит

Пикроильменит (Ilm) относится к числу наиболее важных (Соболев, 1980) типоморфных минералов кимберлитовых пород. Изучению этого минерала посвящена обширная литература (Илупин и др., 1974; Ковальский, 1963; Милашев и др., 1963; Гаранин и др., 1978-2008; Костровицкий и др., 1986, 2005; Mitchell, 1973a, 1977; Haggerty, 1975; Haggerty, Hardie, 1979), в которой детально обсуждаются вопросы состава, фазовой неоднородности, физических свойств Ilm. Форма нахождения Ilm в кимберлитах различна, но основная - в виде отдельных макро, мегакристных образований размером до 4-5 см. В ряде трубок отмечается Ilm основной массы кимберлита, отличающийся мелкими размерами (до 1 мм в поперечнике), более совершенным габитусом кристаллов и их составом. Самостоятельную группу представляют собой включения Ilm в других минералах, - в Grt (Соболев и др., 1975; Шестакова и др., 1981), значительно реже - в Ol, Cpx (Лазько, 1979) и в единичных случаях - в алмазах (Соболев, 1974; Соболев и др., 1976). Ilm присутствует в составе редких ксенолитов у/о и основного состава.

Состав макро-, мегакристного Ilm. Причина неудач обнаружить особенности состава Ilm из разных полей (Илупин и др., 1992; Геншафт и др., 1983) заключается в том, что исследователи акцентировали внимание на сопоставлении статистических параметров состава. Однако, усредненный состав Ilm из разных полей оказался достаточно близким друг другу. Гораздо более информативным является рассмотрение трендов изменчивости состава Ilm. Как нами было показано (Костровицкий и др., 2006) каждое из алмазоносных полей характеризуется своеобразием распределения фигуративных точек состава на графиках MgO - Cr₂O₃ и MgO - Al₂O₃.

Изучение особенностей распределения состава Ilm в пределах Далдынского поля (около 5000 анализов из 52 трубок) позволило установить (Костровицкий и др., 2000; Алымова и др., 2004) следующие закономерности:

1) Сопоставление усредненных значений содержания основных оксидов (TiO₂, MgO, Cr₂O₃ и FeOtot) в Ilm из разных трубок одного и того же куста показало, что они характеризуется близкими значениями, а Ilm из разных кустов имеет значимые отличия по одному из указанных выше параметров (рис. 2-4). Фигуративные точки состава Ilm из трубок одного куста располагаются на графике друг около друга. 2) Ilm из каждого из кустов трубок Далдынского поля демонстрирует отличительный тренд составов на графике MgO-Cr₂O₃ (рис. 2-5). И не только в Далдынском, но и в других кимберлитовых полях в этих координатах для Ilm отсутствует единый тренд.

3) Показательны графики корреляции содержания Al₂O₃ с MgO. Al₂O₃ в интервале изменения содержания MgO (от 8,5 до 12-13 вес. %) обычно остается постоянным и лишь в узком интервале (от 7,0 до 8,5 вес. % MgO) положительно коррелирует с этим оксидом. Следует заметить, что подобная картина зависимости устанавливается (Алымова и др., 2004) для всех кустов трубок Далдынского поля; при этом отмеченные диапазоны корреляции у них совпадают.

О происхождении Ilm. Образование макро-, мегакристаллического Ilm связывается исследователями с 1) дезинтеграцией Ilm гипербазитов (Сарсадских,

Ровша, 1960; Пономаренко и др., 1971; Haggerty, 1975); 2) кристаллизацией из фракционирующего кимберлитового расплава (Милашев, 1965; Францессон, 1968;

Рис. 2-4. Средние содержания оксидов в пикроильменитах из трубок разных кустов Далдынского поля. Точки составов Ilm из разных трубок одного куста показаны одним и тем же значком.

Илупин и др., 1974, 1982; Лазько, 1979; Mitchell, 1973, 1986); 3) кристаллизацией в астеносферном слое мантии (Nixon, Boyd, 1973.; Gurney et al, 1979). Изложенные выше особенности распределения состава Ilm позволяют сделать ряд генетических выводов. Близость усредненных составов Ilm для разных алмазоносных полей предполагает, что источник первичного расплава для Ilm был единый, предположительно (Nixon, Boyd, 1973.; Gurney et al, 1979), астеносферный. На единый мантийный источник указывает и сходство трендов состава на графиках MgO-Al₂O₃ для всех кустов трубок Далдынского поля. А вот существенные различия в трендах состава Ilm в координатах MgO-Cr₂O₃ для разных кустов трубок (рис. 2-5), для разных кимберлитовых полей свидетельствует о специфических условиях кристаллизации, которые существовали в разных магматических очагах.

Ранее (Костровицкий и др., 2003) было сделано предположение, что формирование разных кустов трубок было связано с разными магматическими очагами. Специфика формирования каждого магматического очага, предположительно, была связана с процессом ассимиляции пород неоднородной литосферной мантии, что нашло отражение в разных типах распределения Cr₂O₃ в Ilm для разных кустов трубок поля.

Сравнение состава макрокристного Ilm с Ilm из мантийных ксенолитов трубки Удачная-восточная (Костровицкий, 1986; Алымова и др., 2004) показало, что Ilm из ксенолитов является более магнезиальным, относительно низко-Cr и более восстановленным, чем макрокристы Ilm. Следовательно, макрокристный Ilm в кимберлитах этой трубки не мог произойти в результате дезинтеграции мантийных пород. На генетическую связь Ilm с кимберлитами указывают и определения возраста Ilm (Lu-Hf методом (Nowell et al, 2004)), а также возраста мегакристных Grt и Phl (см. соответствующие разделы), которые составляют с Ilm единую парагенетическую низко-Cr ассоциацию. Эти возраста или совпали, или оказались близки к возрасту внедрения кимберлитов. Кристаллизацию Ilm следует рассматривать как процесс, сопряженный с образованием кимберлитов.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 2-5. Разные типы распределения фигуративных точек состава Ilm на графиках MgO-Cr₂O₃ для разных кустов трубок Далдынского поля.

2.3 Мегакристный гранат

Среди акцессорного Grt, широко варьирующего по составу, выделяется высоко-Ti группа, большая часть которой, размером более 1см относится к мегакристной ассоциации. Для мегакристов Grt из трубок Мир, Удачная, Дальняя, Зарница, из трубок куста Веселый, из трубки им. Гриба характерны (Костровицкий и др., 1997; Kostrovitsky et al, 2004) широкие вариации состава, типичные для подобных мономинеральных образований из других провинций Мира (Nixon, Boyd, 1973; Eggler et. al.,1979; Gurney et. al., 1979; Mitchell, 1986). Магнезиальность (mg# = 100Mg/(Mg+Fetot)) Grt варьирует в пределах 71,1 - 84,0 при среднем значении 78,7 (184 анализа). Изученные мегакристы Grt, в основном, относятся к низко-Cr ассоциации (Cr₂O₃<2,0%). Мегакристы Grt из трубок Верхнемунского поля отличаются более высокой хромистостью (до 7,1% Cr₂O₃). Высокой хромистостью характеризуются также мегакристы из трубки Гриба Архангельской провинции (0,6-5,6 % Cr₂O₃, среднее - 2,6 %). На треугольной диаграмме Ca-Mg-Fe (рис. 2-6) фигуративные точки мегакристов Grt из трубки Удачная-восточная образуют тренд, параллельный оси Mg-Fe при относительно постоянном Ca. Аналогичные тренды демонстрируют низко-Cr мегакристы из других трубок Якутской провинции (Костровицкий и др., 1997) и из других провинций Мира (Mitchell, 1986).

Распределение REE в низко-Cr мегакристах Grt (рис. 2-7) характеризуется последовательным увеличением нормированного содержания от La к Yb и в целом отвечает равновесному магматическому типу распределения. Для высоко-Cr Grt из Верхнемунского поля данное распределение нарушается в области тяжелых элементов (HREE), где кривая спайдердиаграммы выполаживается с тенденцией к изменению равновесного распределения на синусоидальное. Характерной особенностью для Grt является четкая обратная корреляция между содержанием REE и магнезиальностью минерала (рис. 2-7), что установлено для мегакристов Grt из всех трубок без исключения.

В трубке Удачная-восточная деформированные перидотиты представлены преимущественно Grt лерцолитами, различающимися по структуре, по составу минералов, по степени деформированности. Для крупнопорфирового типа ксенолитов характерны обогащенность Grt и Cpx (до 25-30% каждого минерала),

Рис. 2-6. Состав Grt из мегакристной ассоциации и деформированных лерцолитов из трубки Удачная.

относительно крупные порфирокласты Grt (1-6мм). Мелкопорфировые лерцолиты резко обеднены Grt (обычно менее 10%) и Cpx (менее 3-5%), зерна Grt имеют размер <1-2 мм. Выделенные две группы деформированных лерцолитов четко различаются по составу Grt. Grt крупнопорфирового типа перидотитов, в основном, относится к низко-Cr высоко-Ti ассоциации, демонстрируя высокий уровень сходства с мегакристами Grt. Фигуративные точки состава граната из крупнопорфировых лерцолитов образуют на диаграмме Ca-Mg-Fe (рис. 2-6) тренд, близкий тренду мегакристного Grt, слабо наклоненный к оси Mg-Fe при относительно постоянном Ca. Grt из пород мелкопорфирового типа характеризуются средне-, высоко-Cr, высоко-Mg составом. Их составы образуют на диаграмме типичный для лерцолитов тренд, субпараллельный оси Mg-Са при относительно постоянном Fe.

Распределения REE для Grt из крупно- и мелкопорфировых ксенолитов контрастно различаются (рис. 2-6). Низко-Cr Grt крупнопорфировых лерцолитов как по уровню содержания, так и типу кривых близок Grt из низко-Cr мегакрист. Для крупнопорфировых лерцолитов, содержащие Grt с повышенным содержанием Cr₂O₃ (пробы 00-101 и 02-49), данное распределение нарушается в области HREE. Здесь, как и для высоко-Cr мегакристов Grt, фиксируется выполаживание кривых спайдерграмм в области HREE. Для мелкопорфировых ксенолитов распределение REE характеризуется четкой синусоидальной формой кривых.

О происхождении мегакристов граната. Происхождение мегакристов связывается с процессом фракционной кристаллизации (Eggler et al, 1979; Gurney et al, 1979; Hearn et al, 1995). Сходство в поведении как петрогенных, так и редкоэлементных элементов в Grt из крупнопорфировых деформированных лерцолитов и мегакрист указывает на происхождение данных образований из единого источника, а возможно, и о близких процессах кристаллизации. Следующие факты трудно объяснить с позиции гипотезы происхождения мегакристов только за счет фракционирования из магматического расплава: 1) Обратная корреляционная связь концентрации всех несовместимых редких элементов в гранатах c параметром mg#. Поскольку коэффициенты распределения Grt-расплав для ряда несовместимых элементов (Dy - 1,592; Y - 2,5; Er- 2,702; Yb - 4 (Xie et al, 1995) > 1, содержание этих элементов в расплаве должно убывать по мере более ранней кристаллизации высоко-Mg Grt. 2)

Рис. 2-7. Спайдерграммы распределения REE для Grt из мегакристной ассоциации и деформированных ксенолитов. Выделенное серое поле на графиках - поле состава низко-Cr мегакристов. На верхних графиках приведены значения параметра mg# для мегакристов Grt.

Относительно более высокие значения Р-Т параметров при кристаллизации низко-Mg, низко-Cr Grt (1370-1400^оС, 70-80 кбар) по сравнению с высоко-Cr (1294-1340^оС, 62-63 кбар). Расчет произведен для минералов из деформированных лерцолитов, демонстрирующих сходство по составу с мегакристами. Аналогичные соотношения Р-Т параметров рассчитываются и для ассоциации мегакристных минералов из кимберлитов штата Монтана (США) по литературным данным (Hearn, 1994). Между тем, механизм фракционной кристаллизации предполагает обратные соотношения, - высоко-Cr, высоко-Mg разновидности Grt должны быть и более высоко-T⁰.

Поведение несовместимых редких элементов в Grt из крупнопорфировых деформированных перидотитов и мегакрист объясняется процессом рефертилизации или астеносферизации литосферной мантии (Burgess, Harte, 2004). Предполагается, что в результате межзернового просачивания расплава через твердую породную матрицу в нем происходит фракционирование элементов, приводящее к накоплению в остаточном расплаве наиболее несовместимых редких элементов, в том числе LREE и к его обеднению HREE. Механизм рефертилизации объясняет только особенности распределения редких элементов в деформированных перидотитах, но не в мегакристах Grt. Очень вероятно, 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 хромистости за счет контаминации литосферным веществом. Метасоматизирующее воздействие эволюционирующего расплава нашло отражение в формировании зональности гранатов деформированных лерцолитов, выраженной в обогащении Cr краевых зон и в заметном снижении в них концентрации HREE (Соболев и др., 1997). Максимально процесс контаминации проявился при формировании расплавов, из которых кристаллизовались высокохромистые мегакристы Grt из трубок Верхнемунского поля и трубки им. Гриба.