Минералогия и геохимия кимберлитов Западной Якутии

2.4 Шпинелиды (Sp) из кимберлитов Якутской провинции

Шпинелиды в кимберлитах образуют разные генетические группы: 1) макрокристные Sp размером от 0,2 до 2-3мм; 2) из основной массы кимберлитов размером <0.1-0.2мм; 3) из мантийных ксенолитов; 4) из алмазосодержащих парагенезисов. Важной особенностью макрокристных шпинелидов является существование двух групп, резко различающихся по трендам состава, по корреляционным связям, - низко-Mg (до 45-46 % mg#) и высоко-Mg (свыше 45-46 % Mg#). Обнаружено, что тренды состава макрокристных Sp зависят от петрохимического типа кимберлита. Высоко-Mg кимберлиты (тип 1) содержат Sp с угнетенной низко-Mg ветвью на графиках Mg#-Cr₂O₃, Mg#-TiO₂ (рис. 2-8). Mg-Fe кимберлиты (тип 3) демонстрирует соответствующие графики с четко выраженными двумя трендами (рис. 2-9). Содержание TiO₂ в Sp обеих ветвей достигает 4-5 вес. %. Fe-Ti 4 и 5 типы кимберлитов, распространенные в северных полях Якутской провинции, в частности, в Прианабарье, содержит Sp (рис. 2-10) также с четко выраженными двумя ветвями (трендами) на графике mg# - Cr₂O₃.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 2-8. Графики корреляции состава акцессорных шпинелидов из кимберлитов трубки Айхал (1-й петрохимический тип). Условные обозначения: КБ - кимберлитовая брекчия, ПК - порфировый кимберлит.

При этом содержание TiO₂ в низко-Mg ветви Sp достигает 16 вес. % и более, в высоко-Mg - до 6 вес. %.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 2-9. Графики корреляции состава макрокристных шпинелидов из кимберлитов трубки Юбилейная (3-й петрохимический тип).

Явная зависимость трендов состава макрокристных шпинелидов от состава вмещающих кимберлитов указывает на фенокристное происхождение доминирующей части шпинелидов. Ульвошпинелевый и магнетитовый минал появляется в составе Sp, не только на заключительной позднемагматической стадии при кристаллизации минералов основной массы, но и ранее - при кристаллизации макрокристов. Вывод о фенокристном происхождении доминирующей части макрокристных шпинелидов имеет важное значение для дальнейших исследований условий прохождения и возможной кристаллизации кимберлитового расплава на протяженном пути - из мантийного очага до трубочного канала, для выяснения индивидуальных условий становления кимберлитов в разных трубочных телах.

Рис. 2-10. Графики корреляции состава макрокристных шпинелидов из кимберлитов Прианабарья (4-й и 5-й петрохимические типы).

2.5 Мегакристы флогопита

Мегакристы Phl (очень редкие образования в южных алмазоносных полях, чаще встречаются в кимберлитах северных полей) образуют уплощенные, пластинчатого габитуса, с округленными краями монокристаллы темно-коричневого, с бронзовым оттенком цвета, достигающие размера 8-10 см. Обычно кристаллы разбиты тонкой системой трещин, деформированы. Большинство из мегакристов Phl являются низко-Cr. Мегакристы Phl из северных кимберлитовых полей отличаются пониженной магнезиальностью, более высоким содержанием TiO₂.

Распределение REE, в мегакристах Phl характеризуется одинаковой формой кривых спайдердиаграмм (рис. 2-11), с четко выраженной положительной аномалией для La и отрицательной - для Ce и Gd, сохраняется для всех изученных кристаллов, независимо от места отбора.

Рис. 2-11. Спайдерграммы распределения REE для мегакристов Phl из кимберлитовых трубок Якутской провинции. Использованы сокращенные наименования трубок и полей: УВ- Удачная-восточная, Юб - Юбилейная, К-М - Комсомольская-Магнитная, О-У - Омонос-Укукитское поле.

Подобие форм спайдерграмм для Phl как из южных алмазоносных, так и из северных неалмазоносных трубок свидетельствует о едином мантийном источнике расплава, который отождествляется (по аналогии с источником для мегакристных Ilm и Grt) с астеносферным. Изотопные и возрастные исследования будут обсуждены в 3-й главе.

2.6 Особенности состава барофильной ассоциации минералов из слюдистых кимберлитов Далдынского поля

В алмазоносных полях Якутской провинции преимущественно развиты кимберлиты 1-го и 3-го петрохимического типа, характеризующихся низкой щелочностью (содержание K₂O < 1%), преобладанием в тяжелой фракции или хромшпинелидов (в 1-м типе), или низкохромистой ассоциации минералов (в 3-м типе). Исключение представляют несколько трубок, расположенных на севере и юге Далдынского поля. К ним относятся трубки Загадочная, им. Кусова (южный куст), Буковинская, Горняцкая, аномалия Д-57 (северный куст). Кимберлиты этих трубок отличаются низкой железистостью, относительно высокой щелочностью (содержание K₂O>1%). Наряду с псевдоморфозами Srp по Ol матрица кимберлитов содержит также макрокристы Phl и CrDi. Тяжелая фракция состоит из Grt, Cpx и шпинелидов, Ilm встречается в подчиненном количестве или отсутствует.

В трубках Загадочная и им. Кусова ультраосновной парагенезис Grt составляет 30-40% от общего количества Grt, а в трубках Буковинская и Горняцкая - 80-90%. Зерна пиропа размером до 2-4 мм обычно округлой, угловато-округлой формы, но иногда обнаруживают реликты кристаллографической огранки. Нередко Grt содержит кристаллические включения CrDi, CrSp и Phl. CrDi, обычно представленный зернами вытянутой, реже изометричной формы, по размеру варьирует от 0.1 до 1-2 мм. Иногда встречаются сростки с Grt. Включения CrSp образуют мелкие зерна размером от 0.01 до 0,n мм, приурочены, как правило, к выделениям Cpx. Phl встречается значительно реже, образуя мелкопластинчатые зерна вытянутой формы.

Макрокристный Grt (изучен состав 70 зерен) по классификации (Dawson, Stephens, 1975) относятся, в основном, к 9 и частично к 12 группам и принадлежат главным образом лерцолитовому парагенезису, частично верлитовому.

Рис. 2-12. Диаграмма Ca-Mg-Fe для граната из разных источников. 1 - макрокристы Grt из трубок Кусова, Буковинская и Загадочная; 2 - Grt из ксенолитов перидотитов из трубок Удачная и Дальняя, данные Н.В.Соболева (1974) и А.С.Родионова (1981).

Характерно, что фигуративные точки состава Grt из макрокристов и из перидотитовых ксенолитов образуют отдельные, почти неперекрывающиеся поля (рис. 2-12).

График распределения REE для Grt и Cpx из разных трубок (рис. 2-14) демонстрирует комплентарность кривых распределения для сосуществующих минералов. Все составы Grt и CrDi без исключения характеризуются слабо выраженной синусоидальной формой кривой распределения. Устанавливается относительно широкий уровень изменчивости концентрации микроэлементов для обоих минералов. При общем высоком уровне REE в CrDi (максимальное превышение по сравнению с хондритовым распределением достигает двух порядков) проявляется обедненность легкими лантаноидами, а также Sr.

Рис. 2-14. Нормированные по хондриту (McDonough, Sun, 1995) распределения REE во включениях Cpx и Grt-хозяине из трубок Загадочная и Кусова.

Хромшпинелиды. Выделяются 2 группы CrSp: 1) высокохромистая (Cr₂O₃ - 50-61,6 вес. %), относящаяся к описываемому хромистому парагенезису минералов и 2) глиноземистая (Cr₂O₃ - 20-47,7 вес. %), по-видимому, реакционной метасоматической природы. Шпинелиды обеих групп характеризуются повышенным содержанием Mt минала (в основном, в пределах от 7 до 15%), что указывает на окислительные условия их кристаллизации. Устанавливается связь содержания в кимберлитах высоко-Cr шпинелидов c содержанием макрокристов хромистого Grt и Cpx, что свидетельствует об их принадлежности единому парагенезису.

Флогопиты из включений в Grt образуют две группы: 1-я относится к низко-Ti (0,13-0,6 вес. %) и преимущественно высоко-Mg разновидности; mg# варьирует, в основном, в пределах 89,1-94,2 при минимальном значении 83,3; а 2-я группа Phl характеризуется относительно высокими содержаниями TiO₂ и FeO и, по-видимому, имеет реакционно-метасоматическую природу. Особенностями состава включений Phl первой группы являются повышенные содержания Cr₂O₃ (0,65-2,43 вес. %) и Al₂O₃ (12,62-18,6 вес. %). Phl из включений в Grt по составу отличается от Phl из глубинных ксенолитов повышенной хромистостью. Предполагается, что эта группа Phl образует единый парагенезис с высоко-Cr Grt, Sp и CrDi.

О происхождении макрокристов. Изучение зональности макрокристов Grt, указывающей на неравновесность условий кристаллизации, показало, что тренд их состава направлен от центра к краю в сторону снижения содержания Cr₂O₃ и CaO. В этом направлении магнезиальность гранатов, как правило, возрастает. Отметим также, что общий тренд состава других минералов ассоциации направлен в сторону снижения отношения Cr/(Cr+Al) в Cpx, Sp и возрастания отношения Ca/(Ca+Mg) в Cpx, что указывает на образование минералов в условиях снижения P-T параметров. Т0 кристаллизации минеральной ассоциации, оцененная с помощью геотермометров (Ellis, Green, 1979; Krogh, 1988), происходила в условиях значительного падения температур (от 1300 до 900єС). Образование хромистой ассоциации, оцененное по Cpx геобарометру (Nimis, Taylor, 2000), происходило в интервале 27-40,2 кбар. По сравнению с минералами низко-Cr, высоко-Ti ассоциацией, высоко-Cr макрокристные минералы из слюдистых кимберлитов кристаллизовалась при более низких P-Т параметрах.

Неравновесные условия кристаллизации изученной хромистой ассоциации, предполагаемые условия заметного падения Р-Т параметров указывают на возможную связь ее происхождения с кимберлитовым расплавом-флюидом. Данный вывод подтверждается также следующими аргументами: а) практическое отсутствие в трубках, содержащих ассоциацию, ксенолитов ультраосновного состава; б) индивидуализированная характеристика состава минералов ассоциации для каждой из трубок; с) наличие в кимберлитах вкрапленников CrDi, которые демонстрируют тренды изменчивости состава вплоть до полного исчезновения юриитового и жадеитового миналов (Егоров и др., 1991, 1992). Следует заметить, что вмещающий ассоциацию слюдистый кимберлит отличается наиболее высокой концентрацией REE, что явилось основанием для выделения его в самостоятельный геохимический тип. Сходство распределения REE (и по уровню концентраций, и по форме кривых спайдерграмм) для макрокристов Cpx и кимберлита является дополнительным аргументом их генетической связи.

Характер сложной, нередко пилообразной зональности вкрапленников Grt, особенности локализации кристаллических включений, их основная приуроченность к периферии и к дислокационным образованиям, указывают на сложную и длительную историю формирования минералов ассоциации. Кристаллизация Grt была растянута во времени, сопровождалась процессами перекристаллизации матрицы зерна вдоль микротрещин. Эти особенности минералов указывают на то, что нельзя исключать из рассмотрения альтернативное объяснение происхождения высоко-Cr ассоциации в результате метасоматического воздействия кимберлитового расплава-флюида на ранее образованные вкрапленники Grt. Подобное предположение было сделано В.Н. Соболевым и другими (1997) в отношении уникального образца ксенолита Grt перидотита из трубки Мир, содержащего высоко-Cr ассоциацию минералов.

Максимальное подобие описанная выше высоко-Cr ассоциация минералов обнаруживает с хромит-пироксен-гранатовыми сростками из трубки Мир (Соболев и др., 1973,1974). Авторы установили ряд особенностей, отличающих сростки от состава минералов из широко распространенных перидотитовых ксенолитов. Наряду с общей высокой хромистостью минералов к этим особенностям относится высокая окисленность железа в хромитах, что является отличительным признаком и макрокристов CrSp. Н.В. Соболев и др. (1973) предположили возможность кристаллизации сростков из кимберлитового расплава.

2.7 Особенности состава мегакристной ассоциации из кимберлитов трубки Гриба (Архангельская провинция)

При типичном для кимберлитов наборе барофильных минералов, обнаруживаемом в кимберлитах трубки им. Гриба, их состав отличается заметным своеобразием по сравнению с минералами из кимберлитов Якутской провинции. Ниже приведена краткая характеристика минералов представительной коллекции мегакристов Ilm, Grt, CrDi, Phl.

Пикроильменит, доминирующий в тяжелой фракции кимберлитов, обнаруживается в виде зерен округлой и угловатой форм размером до 1 см и более, а также в виде микрокристаллических включений в мегакристах Grt и Phl. Особенностями состава макрокристов Ilm из трубки Гриба являются повышенная хромистость и низкая степень окисленности железа. Средние значения содержания Cr₂O₃ и Fe₂O₃ составляют, соответственно, 2,4 и 3,6 вес.%. С такими параметрами состава макрокристный Ilm в кимберлитах Якутской провинции не был встречен.

Ilm из включений в Grt по составу близок составу макрокристов Ilm, хотя и характеризуется еще более высоким содержанием Cr₂O₃ и самым низким содержанием Fe₂O₃. Характерной особенностью состава Ilm из трубки Гриба является очень низкое содержание микроэлементов группы HFSE (Zr, Nb, Hf, Ta). петрохимический кимберлит якутский

Гранат встречается в виде макро-, мегакристных зерен округлой формы, иногда с реликтами октаэдрической огранки. Нередко встречаются срастания Grt с CrDi. Согласно классификации (Dawson, 1980) гранаты относятся к 1, 2 и 9 группам и принадлежат, в основном, лерцолитовому парагенезису. Титанистые и высоко-Ti пиропы 1 и 2 групп отличаются более высоким содержанием Cr₂O₃ (до 9.6 вес. %) и CaO (до11.0 вес. %). Большинство изученных мегакристов Grt оказались гомогенными по составу. Слабо выраженная зональность для отдельных мегакристов выражается в незначительном возрастании к периферийной зоне содержания Cr₂O₃ при одновременном снижении содержания TiO₂.

Клинопироксены встречаются в виде макро-, мегакристных зерен обычно овалоидной формы, реже субидиоморфной, с кристаллографической огранкой. Размер вкрапленников до 1 см и более. Cpx относятся к CrDi и юриитовым диопсидам, демонстрирующим широкие вариации малых оксидов, таких как Cr₂O₃, Al₂O₃ и Na₂O (соответственно 0,56-2,95; 0,86-3,25 и 1,3-3,0 вес. %). Cpx отличается высокими значениями mg# и Ca#, варьирующими, соответственно, в интервалах 87,4-94,3; 43,1-50,7. Как и в Ilm, в Grt и Cpx из трубки Гриба отмечается низкий уровень (по сравнению с мегакристами из якутских трубок) концентрации микроэлементов группы HFSE. CrDi из включений существенным образом отличается по составу от Cpx из перидотитовых ксенолитов и образует на графиках отдельные поля фигуративных точек. Наибольшее сходство CrDi из включений демонстрируют с вкрапленниками Cpx из кимберлита трубки Загадочная.

Флогопит встречается в виде крупных пластинчатых макро-, мегакристных кристаллов с округленными краями, размером от 2-3 мм до 15 мм по длиной оси. Мегакристы Phl характеризуются высоким содержанием MgO (23-30,2, среднее 25,4 вес. %) и умеренным содержанием TiO₂ (0,32-1,18, среднее - 0,67 вес. %) и Cr₂O₃ (0,22-0,85; среднее - 0,6 вес. %), типичным для Phl из мантийных ксенолитов перидотитов.

О происхождении мегакристов из трубки Гриба. Общим для мегакристных минералов являются относительно высокое содержание MgO и Cr₂O₃. Генетическое родство минералов, принадлежность их к одному и тому же парагенезису подтверждено изучением сосуществующих минералов из срастаний и кристаллических включений. Кристаллические включения Ilm из мегакристов Grt характеризуются таким же высоким содержанием MgO и Cr₂O₃, как и мегакристы Ilm, что является аргументом в пользу включения Ilm в общую с Grt и CrDi парагенетическую ассоциацию минералов. Характерно, что кристаллизация мегакристов Cpx (рис. 2-15) происходила при более высоком геотермическом градиенте 40-45 mW/m², чем Grt-Cpx срастаний и ксенолитов.

Тренд кристаллизации при снижении T⁰С направлен в сторону возрастания содержания

Рис. 2-15. P-T диаграмма для Cpx из мегакристов и ксенолитов трубки Гриба. Использован термобарометр (Nimis, Taylor, 2000)

MgO и Cr₂O₃ в Cpx и снижения содержания TiO₂ в Grt. Тренд кристаллизации Ilm направлен также в сторону возрастания содержания MgO. Особые условия кристаллизации Ilm (на что указывают низкое содержание Fe₂O₃ и высокая концентрация Cr₂O₃) приближаются к условиям кристаллизации алмаза. По составу минералы этой ассоциации отличаются от соответствующих минералов мантийных ксенолитов лерцолитового парагенезиса, но демонстрируют сходство с макрокристами из слюдистых кимберлитов трубок Загадочная и других, для которых предполагаетсяе фенокристное происхождение (Костровицкий, Де Бруин, 1998).

Образование мегакристной ассоциации минералов трубки Гриба происходило на протомагматической стадии развития мантийного кимберлитового очага. Заметим, что низкие концентрации элементов группы HFSE, свойственные для мегакристов Ilm, Grt и Cpx, отмечаются (Кротков и др., 2001) и для кимберлитов трубки Гриба, что подчеркивает их генетическую связь.

2.8 Минералогическая паспортизация кимберлитовых трубок

Задачей минералогической паспортизации является создание базы данных состава минералов-спутников из всех известных кимберлитовых тел. Необходимость такой базы возникает при проведении поисковых работ и решении вопроса принадлежат ли изучаемые ореолы обнаруженным ранее или неизвестным кимберлитовым телам. В минералогический паспорт трубки, куста трубок, поля трубок, ореола рассеивания спутников вкладывается понятие индивидуализированной характеристики минералов-спутников для соответствующих кимберлитовых тел, групп тел или вторичных ореолов их рассеивания, которая осуществляется с помощью графических и табличных средств. Предполагается, что паспорт с максимальной полнотой отражает особенности химизма того или иного минерала-спутника и является устойчивой, присущей только данному объекту характеристикой. Методические приемы минералогической паспортизации описаны в работе (Костровицкий и др., 2007). Паспортизация трубок была проведена в рамках выполнения хоздоговорных тем с Амакинской экспедицией АК «АЛРОСа» для большинства трубок Далдынского, Алакит-Мархинского и Верхнемунского алмазоносных полей.

Практическая значимость паспортизации трубок. Наиболее значимым для производственных целей является паспортизация трубок по Ilm. Проведенные исследования придали Ilm новое «дыхание», поскольку его роль в поисковых работах заметно повышается. Намечаются три направления, в которых может быть использовано изучение состава Ilm. Первое направление является новым и оно связано с появившимися возможностями использования состава Ilm для таксономизации проявлений кимберлитового вулканизма, например, для выделения кустов трубок, возникновение каждого из которых обязано самостоятельному магматическому очагу. Второе направление связано с расширившимися возможностями использования типохимизма Ilm в целях обнаружения новых кимберлитовых трубок на основе минералогической паспортизации уже известных трубок. И, наконец, третье направление состоит в использовании обобщенных типоморфных характеристик состава Ilm известных кимберлитовых полей для обнаружения новых полей.

Научная значимость паспортизации трубок несомненна. Обобщение паспортных данных по составу минералов-спутников позволило уточнить генетические представления об образовании макрокристов Ilm и Sp в кимберлитах. Обработка данных по составу Grt дает возможность моделировать разрезы литосферной мантии под каждым из изученных полей, установить на представительном материале различия в ее составе.

Общие выводы по главе 2:

Рассмотрение типохимизма барофильных минералов мегакристной ассоциации и содержащих их кимберлитов привело к заключению о существовании генетических связей между ними. Об этом свидетельствует зависимость парагенезиса мегакристов от состава кимберлита. Становление кимберлитовых пород может сопровождаться протокристаллизацией разных парагенетических ассоциаций макро-, мегакристов: 1) Fe-Ti (трубки Мир, Удачная, Юбилейная); 2) Mg-Cr (трубки Айхал, Интернациональная); 3) высоко-K, высоко-Mg, Cr (трубки Загадочная, Кусова); 4) высоко-Mg, Cr, Ti (трубка им. Гриба). Разные составы по макрокомпонентам обусловлены в первую очередь неоднородностью литосферного источника. Специфика редкоэлементного состава мегакристов, особенно в части некогерентных элементов, отражает особенности состава астеносферного источника.

3. Изотопно-геохимическая характеристика кимберлитов

3.1 Карбонатная компонента кимберлитов

Существуют разные мнения о генезисе карбонатов в кимберлите: 1) только за счет вторичных процессов (Бобриевич и др., 1959, 1964; Ковальский, 1963; Милашев и др., 1963; Милашев, 1974); 2) только эндогенное происхождение (Перчук, Ваганов, 1978; Ваганов и др., 1976); 3) имеются карбонаты и магматического, и гидротермально-метасоматического происхождения (Маршинцев, 1967; Мальков, 1975, 1997; Харькив и др., 1997). Выяснение вопроса, какое количество летучих возникло в результате эндогенных процессов, а какое - за счет наложенных, является ключевым моментом в познании петрогенезиса кимберлитов.

Высокая обогащенность трубочных кимберлитов Якутской провинции карбонатной компонентой (кальцитом, реже доломитом) обусловлена воздействием гидротермально-метасоматических процессов, специфику которых предопределил существенно карбонатный состав вмещающих пород. Кимберлиты других провинций Мира (Архангельская, Лесото, Гвинейско-Либерийская, Индийская и др.), которые размещены среди базальтов или кристаллических пород фундамента по сравнению с якутскими кимберлитами заметно обеднены CO₂. Высокая обогащенность карбонатами кимберлитов из жил, даек, силлов, - тел, которые объединяет интрузивная форма внедрения, объясняется процессом магматической дифференциации. Основные закономерности распределения карбонатной составляющей обусловлены процессами перераспределения карбоната, как в магматическую, так и гидротермально-метасоматическую стадии становления кимберлитовых тел.

Микроэлементный состав кальцитов из кимберлитов. Рядом исследователей (Воробьев, Костровицкий и др., 1978) показана, высокая информативность Sr, Ва и REE при генетической расшифровке кальцитов из кимберлитов. Методом кальцитометрии изучено содержание Sr, Ва и REE в карбонатной составляющей из кимберлитов (Костровицкий, 1986). Показано, что основным минералом-концентратором Sr является карбонат. Выделено три типа кальцита, существенно различающиеся по содержанию Sr, Ва и REE: 1) собственно кимберлитовый, 2) осадочный и 3) гидротермального происхождения. Если увеличение содержания карбонатной составляющей связано с магматической дифференциацией, то концентрация Sr в породе растет. В случае же поздней карбонатизации происходит значительное разубоживание Sr.

Геохимическая информация о высоком уровне концентраций в карбонатах кимберлита Sr, Ва, REE свидетельствует лишь о высоко-T⁰, скорее всего магматической кристаллизации изучаемых карбонатов (когда вхождение элементов обусловлено высокой изоморфной емкостью минералов). В решении вопроса об источнике карбонатной составляющей решающее слово принадлежит изотопным исследованиям.

Изотопный состав стронция для кимберлитов Сибирской платформы был изучен рядом исследователей М.Н. Масловской и др. (1978, 1980), С.Б. Брандтом и др. (1982), СИ. Костровицким и др. (1980; 1983; 1986, 1990, 2007), А.И. Зайцевым и др. (1981, 1983, 1984). Данные, полученные автором и др. (1986) отражены на гистограмме распределения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения для кимберлитов Якутской провинции (Рис. 3-1). Общая изотопная Sr систематика оказалась аналогичной изученной ранее для североамериканских кимберлитов (Brookins, 1967). Минимальная величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения, близкая к 0,704, зафиксирована для массивных порфировых кимберлитов с относительно низким содержанием карбонатной компоненты, а также в кимберлитах силлов, обогащенных карбонатом магматического происхождения.

Рис. 3-1. Гистограмма распределения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения для кимберлитов Якутской провинции. По данным (Костровицкий, 1986).

Интенсивно карбонатизированные кимберлиты, минералы гидротермального генезиса (кальцит, целестин, стронцианит) характеризуются значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения, соответствующими осадочно-морскому реперу (0,709-0711). Большей части трубочных кимберлитов, представленных брекчиями, отвечают промежуточные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения. Таким образом, изучение изотопного состава Sr подтверждает вывод о гибридной природе карбонатной составляющей кимберлитов, сформировавшейся за счет мантийного и осадочно-морского источников. Следует отметить, что так называемый неизмененный кимберлит трубки Удачная-восточная, фиксируемый на глубоких горизонтах, и в котором карбонат в основной массе преобладает, на самом деле, испытал значительное воздействие экзогенных карбонатизирующих растворов. На это указывает непосредственно и сеть гидротермальных кальцитовых прожилков, секущая в отдельных участках кимберлит, и изотопный состав Sr (0,7065-0,709), определенный ранее (Костровицкий, 1986, Табл. 64, пробы 220/440, 222/А3).

Корреляция изотопного состава Sr, C и O. В образцах кимберлита, характеризующихся разной степенью карбонатизации, был изучен в карбонатах изотопный состав С, О и Sr (Костровицкий и др., 1983). Большинство проб кимберлита по характеристике изотопного состава С (д¹³C) попадает в интервал от -3 до -9‰ относительно стандарта PDB, который свойственен доминирующей части алмазов (Галимов и др., 1980) и является характеристикой углерода эндогенного генезиса. Группа проб кимберлита с самыми низкими значениями д¹³C (от -10,5 до -14,9‰) характеризует в основном кимберлиты, претерпевшие в той или иной степени наложенную карбонатизацию. В изученных образцах кимберлита устанавливаются широкие вариации д¹⁸O от +6,9 до +22,8 ‰ относительно стандарта SMOW. При этом подавляющее большинство проб ложится в более узкий интервал: от +14,0 до +22,8‰. Из всех проб только одна имеет изотопный состав кислорода (д¹⁸O = +6,9‰), отвечающий мантийной характеристике. Близкий к мантийной характеристике изотопный состав кислорода имеют пробы порфирового кимберлита трубки Обнаженная и карбонатита трубки Прима. Заметим, что изотопные составы Sr и С в данных пробах отвечают мантийным реперам. Большинство образцов порфирового кимберлита, в которых наложенная карбонатизация не проявлена в заметной степени, характеризуются значениями д¹⁸O в пределах от +14 до +20‰, что, видимо, указывает на возможную роль в изменении изотопного состава кислорода процесса фракционирования. Пробы карбонатизированного кимберлита с высоким содержанием карбонатов, как правило, характеризуются значениями д¹⁸O, превышающими +20 ‰. В этом случае участие коровой компоненты в формировании карбонатной составляющей становится доминирующим.

Рис. 3-2. Соотношение изотопных составов Sr и кислорода из карбонатов в кимберлитах Якутии.

Сопоставление изотопного состава Sr и О в карбонатах из кимберлитов указывает на наличие прямой корреляционной связи между ними (рис. 3-2). Закономерное изменение изотопного состава - отражение единого процесса, смещающего изотопные отношения Sr и О в одну сторону. Таковым являлся процесс смешения, происходившего, в основном, не за счет простой ассимиляции карбоната вмещающих пород, а в результате гидротермально-метасоматического замещения. Карбонатизация кимберлита изменяла изотопный состав О в сторону его утяжеления. Привнос с карбонатизирующим раствором седиментогенного Sr одновременно приводит к возрастанию отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Прямая корреляция между изотопными составами О и Sr типична для изверженных пород и служит признаком смешения (Taylor, 1980).

Гораздо сложнее поведение изотопов углерода. В процессе простого смешения карбонатов из мантийного и осадочно-морского источников значение д¹³С должно возрастать вплоть до 0 ‰ (осадочного репера). В действительности, эволюция изотопного состава С в большой степени связана с формой его переноса, а также со степенью гидротермально-метасоматического изменения породы. Происходящее при этом изотопное фракционирование смещает изотопный состав углерода в противоположном направлении - понижения значения д¹³С. Таким образом, изотопный состав С в карбонатах кимберлита следует рассматривать как результат разнонаправленных процессов, что приводит к нарушению корреляции с изотопным составом не только Sr, но и О₂. Отсутствие корреляции между изотопным составом C и О₂ отмечалось и для африканских кимберлитов (Deines, Gold, 1973; Sheppard, Dawson, 1975; Kobelski et al., 1979).

Таким образом, совместное рассмотрение изотопных данных по Sr, С и О₂ подтверждает вывод о полигенности источников карбонатной составляющей. Кроме мантийного источника в ее формировании принимали участие процессы ассимиляции осадочного карбоната, а также метасоматического замещения в результате «промывки» кимберлитов карбонатизирующими растворами, которые содержали тот же осадочный компонент. В целом карбонатная компонента осадочно-морского источника в якутских кимберлитах доминирует.

3.2 Изотопно-геохимическая систематика кимберлитов Якутской провинции

Кимберлиты характеризуются чрезвычайно широким диапазоном изменчивости содержания редких элементов (Илупин и др., 1978; Бородин и др., 1976). Установлено, что две кимберлитовые субпровинции Якутии (южные и северные поля) заметно отличаются по уровню концентраций несовместимых элементов. Основными факторами вариации микроэлементного состава кимберлитов являются процессы дифференциации кимберлитового расплава-флюида при его подъеме из мантийного очага и становлении в трубочном пространстве, а также вторичного преобразования пород. Путем отбора образцов, характеризующихся максимальной свежестью, действие второго фактора было сведено к минимуму. Что касается первого фактора, учесть его влияние практически невозможно. Именно поэтому сравнение составов следует проводить не по абсолютным значениям содержания микроэлементов в отдельных пробах, а по уровню концентраций, характерному для групп проб. Особенностью состава кимберлитов является наличие двух резко контрастных по поведению групп элементов - совместимых и несовместимых к ультраосновному составу пород. Выделяется 4 геохимических типа кимберлитов, различающихся по уровню концентраций некогерентных элементов (Костровицкий и др., 2007). К 1-му типу отнесены кимберлиты, которые выполняют большинство трубок алмазоносных южных полей. Несмотря на широкие вариации практически всех некогерентных элементов, их распределение на спайдерграммах (рис. 3-3А) демонстрирует устойчивый вид графика. Распределение REE характеризует высокий уровень значения коэффициента фракционирования (La/Yb отношения), составляющий в среднем для южных полей (исключая Накынское) от 146 до 196. Максимальными концентрациями некогерентных элементов среди кимберлитов Якутской провинции отличаются слюдяные кимберлиты трубки Загадочная (Далдынское поле) (рис. 3-3В), выделенные в самостоятельный тип 2. В Далдынском поле к слюдяным относятся также кимберлиты из трубок Кусова, Буковинская и Горняцкая. Заметим, что индикаторные отношения редких элементов для слюдяных кимберлитов в целом мало отличаются от таковых, характерных для 1-го типа кимберлитов, что и обусловило конформность графиков для кимберлитов обоих типов. К 3-му типу отнесены кимберлиты высокоалмазоносного Накынского поля, отличающиеся от кимберлитов 1-го типа низкими концентрациями таких некогерентных элементов, как U, Th, групп HFSE и REE. По редкоэлементному составу эти кимберлиты имеют сходство с кимберлитами Архангельской провинции и кимберлитами высокоалмазоносного силла Снэп Лэйк (Канада). Аномальность кимберлитов данного типа детально охарактеризована в работах отечественных исследователей (Богатиков и др., 2004; Похиленко и др., 2000; Серов и др., 2001). Все распределения некогерентных элементов из кимберлитов северных полей подобны между собой и характеризуются очень широкой областью совпадения (рис. 3-4) с распределением для алмазоносных кимберлитов.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 3-3. Спайдерграммы распределения редких элементов, нормированных по примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995), для кимберлитов 1-3-го петрохимических Рис. А представляет кимберлиты 1-го, а рис. В - 2-го геохимических типов. Заштрихованное поле здесь и в последующих рисунках отвечает области составов для алмазоносных кимберлитов 1-го геохимического типа.

Рис. 3-4. Спайдерграммы распределения редких элементов, нормированных по (McDonough, Sun, 1995) для кимберлитов и родственных пород 1-го и 4-го геохимических типов из разных полей Прианабарья.

И в то же время, многие из анализов отличаются более высокими концентрациями таких элементов, как Cs, Rb, Sr, Ba, Zr, Nb, Ta, Hf. Поэтому в пределах северных полей часть кимберлитов и родственных пород была выделена в самостоятельный 4-й геохимический тип. Наиболее распространенными являются 1-й и 4-й геохимические типы, слагающие большинство трубок в южных и северных полях провинции. Слюдяные кимберлиты Далдынского поля и кимберлиты Накынского поля (2-й и 3-й типы) имеют локальный характер распространения. Особенностью распределения некогерентных элементов в кимберлитах 1 и 4 геохимических типов является факт независимости или слабой зависимости уровня концентраций элементов от петрохимического состава (Костровицкий и др., 2004). Из приведенных спайдерграмм видно, что и высоко-Mg, низко-Ti разновидности из трубок Интернациональная, Айхал, и относительно железистые, высоко-Ti кимберлиты из трубок Мир, Удачная характеризуются близким уровнем концентраций некогерентных элементов и одинаковыми графиками распределения. Высокую степень сходства с ними демонстрируют и спайдерграммы для высоко- Fe, высоко-Ti кимберлитов из северных полей.

Изотопная систематика Sr и Nd изучена для представительной коллекции кимберлитов и родственных пород из разных кимберлитовых полей Сибирской платформы. При обобщении полученных результатов использовались как собственные (44 анализа), так и литературные данные (Agashev et al, 2001; Богатиков и др., 2004; Кононова и др., 2005). На графике (рис. 3-5) изотопные характеристики кимберлитов и родственных пород Якутской провинции отвечают таковым для изученных ранее кимберлитов из разных провинций Мира (Smith C.B., 1983; Mitchell, 1986; Tainton et al, 1994), - большинство точек изотопных составов попадают в область слабо истощенной мантии, источнику PREMA.

Рис. 3-5. Изотопные составы Sr и Nd из разных кимберлитовых полей Якутской провинции. Использованы собственные и литературные данные (Богатиков и др., 2004). Поля составов для кимберлитов и лампроитов приведены по данным из работ (Smith C.B., 1983; Mitchell, 1986; Tainton et al, 1994).

Имеются два отклонения от данного источника - 1) в сторону возрастания изотопного ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения от 0,703-0,704 до 0,709; 2) в сторону отрицательных значений Nd. Вывод о доминирующей роли вторичных гидротермально-метасоматических процессов в изменении первичного изотопного состава Sr в кимберлитах был сделан в предыдущем разделе. Отклонение изотопных данных по Nd в сторону отрицательных значений, обнаруженное для кимберлитов Прианабарья, возможно, связано с тем, что в их формировании более заметную роль сыграл более обогащенный литосферный источник мантии. Как микроэлементный состав, так изотопные характеристики Sr и Nd практически не зависят от петрохимического типа кимберлитов.

Sr-Nd изотопная систематика для мегакристных минералов.

Выполнены определения изотопного состава Sr и Nd для Grt из мегакристов и деформированного лерцолита, и только изотопного состава Sr для Phl. В целом, Sr-Nd изотопная систематика для мегакристных минералов оказалась близкой для изученной для неизмененных кимберлитов и отвечает слабо, средне истощенному мантийному источнику в пересчете на возраст внедрения трубок (рис. 3-6).

Рис. 3-6. Изотопные составы Sr и Nd для мегакристов Grt и Phl, а также для Grt из деформированного лерцолита. Для 9 зерен Phl измерено только ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение,- поле значений показано вертикальными пунктирными линиями; для 8 зерен Grt определено только значение Nd,- поле значений показано горизонтальными пунктирными линиями.

Проведено определение возраста кристаллизации мегакристов Phl, Grt и Cpx из трубки Удачная-восточная методом построения Rb-Sr изохрон. Изохронные возраста Phl и Grt практически совпали и составили соответственно 401,5±3,3 и 400,8±5,5 млн. лет. Данная оценка не противоречит изохронному Sm-Nd возрасту мегакристов Grt из трубки Удачная, определенному А.М. Агашевым и др. (2006), который составил 383±67 млн. лет. В соответствии с возрастом образования трубки Удачная-восточная - 367 млн. лет (Кинни, Гриффин и др., 1997), сделан общий вывод, что кристаллизация основной части мегакристной ассоциации происходила в предкимберлитовый период из астеносферной жидкости, явившейся одной из основных компонент для кимберлитового расплава-флюида.

4. Основные закономерности формирования кимберлитов

4.1 Тектонический контроль кимберлитового вулканизма

Большинство исследователей, занимавшихся изучением закономерностей пространственного размещения кимберлитовых тел на Сибирской платформе (Арсеньев, 1961; Балакшин, Пляскина, 1970; Брахфогель, 1984; Владимиров и др., 1990; Ковальский и др.,1969) указывают на несомненную связь проявлений кимберлитового вулканизма с глубинными разломами. В пределах Якутской провинции кимберлитовые поля группируются в три линейно ориентированные минерагенические зоны - Вилюйско-Мархинскую, Далдыно-Оленекскую и Оленек-Анабарскую (Харькив и др., 1998). При этом большинство кимберлитовых полей (12 из 23) сосредоточено в Далдыно-Оленекской зоне, которая контролируется Далдыно-Оленекской системой глубинных разломов северо-восточного простирания общей протяженностью более 1000 км при ширине 90-120 км. (Горнштейн и др.. 1976; Брахфогель, 1984; Мокшанцев и др., 1974). Более детальная картина приуроченности кимберлитовых трубок к узким линейным зонам демонстрируется картой Алакит-Мархинского и Далдынского полей (рис. 4.1-1), которая является юго-западным фрагментом Далдыно-Оленекской зоны. На приведенной схеме в центральной зоне шириной около 6 км и протяженностью около 100 км находятся 40 трубочных тел (примерно треть трубок обоих полей).

Рис. 4-1-1. Схематическая карта расположения трубок Далдынского и Алакит-Мархинского полей. Выделены зоны: пунктирной линией - контуры общей зоны, вмещающей все трубки; сплошной линией - центральная зона шириной 6 км; штрихпунктирной линией - предполагаемые субмеридиональные зоны.

На карте в пределах Далдынского и Алакит-Мархинского полей нами показаны соответственно две субмеридиональные зоны, отличающиеся относительно высокой насыщенностью кимберлитовых трубок. Субмеридиональные разломы, выделенные ранее А.А. Потуроевым (1975) и В.А. Биланенко и др. (1976) в этих полях, являются кимберлитогенерирующими, поскольку им отвечает соответствующая ориентировка линейной зональности пространственного распределения индикаторных параметров состава кимберлитов в обоих кимберлитовых полях. Распределение усредненного содержания FeO_total, TiO₂ в трубочных кимберлитах Далдынского и. Алакит-Мархинского полей подчиняется линейной субмеридиональной зональности (Костровицкий, 1986). Предполагается, что формирование Далдынского и. Алакит-Мархинского полей произошло на пересечении глубинных разломов северо-восточного и субмеридионального направлений.

4.2 О мантийных источниках формирования кимберлитов

Признание факта связи формирования кимберлитов с глубинными разломами позволяет уточнить представления о глубинных кимберлитовых очагах. Выше было показано, что существуют два независимых основных мантийных источника кимберлитов - астеносферный, ответственный за геохимическую специализацию пород, и литосферный, который предопределяет петрохимический тип кимберлитов. Предполагается, что разломы сыграли ведущую роль в инициировании кимберлитового вулканизма. Связанные с разломами зоны пониженного давления проникали до границы литосфера-астеносфера, формируя восходящие потоки расплава-флюида из астеносферного источника. Последние при подъеме в условиях гетерогенной литосферы провоцировали образование локальных кимберлитовых очагов, которые собственно и обусловили образование контрастных петрохимических типов кимберлитов. При этом геохимическая специализация кимберлитов обязана, в основном, единому (для всех трубок поля, а возможно, даже для нескольких полей одного возраста) мантийному расплаву-флюиду, который, как правило, резко доминировал в редкоэлементном балансе гибридного расплава очага. В формировании макрокомпонентного состава кимберлитов помимо расплава немаловажное, иногда ведущее значение имел обломочный макрокристный материал мантийного происхождения. В определенном смысле жильные и трубочные тела можно трактовать как каналы прорыва астеносферного вещества на поверхность Земли.

Об астеносферном источнике, как основном для расплава, из которого кристаллизовались мегакристы низко-Cr ассоциации, свидетельствует также изотопный состав O₂. Для мегакристов Ol и Grt, а также для Ol из основной массы кимберлита трубки Удачная изотопный состав O₂ (д¹⁸О=<5‰) является облегченным (рис. 3-6) по сравнению с минералами из ксенолитов литосферной мантии (д¹⁸О=>5‰). Эта особенность указывает на более глубокий, чем литосферный, скорее всего, астеносферный источник образования кимберлитов и мегакристных минералов (Zheng, 1997).

Рис. 4-1-2 Гистограммы распределения изотопного состава кислорода в гранатах и оливинах. Изучены оливины светло-зеленого (с-з) и желто-бурого (ж-б) цвета.

Заметим, в последние годы в литературе начинает доминировать точка зрения, согласно которой кимберлитовые магмы генерируются на глубинах свыше 450 км (Moore, Gurney, 1989; Ringwood et al, 1992), на что указывают находки высокобарных мейджоритового граната, в-оливина (рингвудита), являющихся ликвидусными фазами кимберлитового расплава при давлении 16 ГПа и 1650⁰ С.

4.3.Проблема алмазоносности кимберлитовых трубок

Как известно, ранее (Милашев, 1965; Кривонос, 1998; Соболев, 1974; Соболев и др., 1975, 1976) были установлены петрохимические и минералогические критерии алмазоносности кимберлитов. Сущность петрохимического критерия заключается в установлении прямой корреляционной зависимости между магнезиальностью кимберлитовых пород и их алмазоносностью. Минералогические критерии алмазоносности были установлены академиком Н.В. Соболевым по составу граната и хромшпинелидов. Было предположено наличие прямой зависимости уровня алмазоносности от содержания в кимберлитах граната, принадлежащего к низкокальциевому высокохромистому дунит-гарцбургитовому парагенезису, и хромшпинелидов с содержанием Cr₂O₃ > 62% и TiO₂ < 0,5%. Проведенные исследования позволяют оценить «работоспособность» критериев алмазоносности на примере месторождений Якутской провинции. Наиболее высоким содержанием алмазов отличаются высокомагнезиальные кимберлиты трубок Нюрбинская, Ботуобинская, Интернациональная, Айхал. Одной из минералогических особенностей кимберлитов, слагающих эти трубки, является практическое отсутствие или незначительное содержание минералов низкохромистой мегакристной ассоциации - желваков пикроильменита и оранжево-красного граната, а с другой стороны, повышенное содержание хромшпинелидов.

Большинство других разрабатываемых и разработанных месторождений (трубки Мир, Удачная-восточная, Удачная-западная, Юбилейная, Комсомольская, Зарница, Сытыканская) относятся к магнезиально-железистому петрохимическому типу, отличающемуся относительно повышенным содержанием TiO₂ и ?FeO и относительно высоким содержанием минералов низкохромистой мегакристной ассоциации. Перечисленные месторождения характеризуются разным уровнем алмазоносности, но ни одно из них не достигает уровня алмазоносности месторождений высоко-Mg типа. Заметим, что кимберлиты с еще более высоким содержанием TiO₂ и ?FeO, относящиеся к Fe-Ti петрохимическому типу, не образуют промышленных месторождений алмазов в пределах Якутской провинции. Таким образом, сравнение месторождений, выполненных кимберлитами разных петрохимических типов, указывает на то, что петрохимический критерий алмазоносности как будто «работает». Но с другой стороны, в алмазоносных кимберлитовых полях обнаружено множество трубок, выполненных не алмазоносными кимберлитами (или с убогой алмазоносностью) высоко-Mg и Mg-Fe петрохимических типов, которые заметным образом маскируют исследуемую зависимость параметра алмазоносности от химического состава пород. Таким образом, хотя позитивная корреляция алмазоносности кимберлитов с их магнезиальностью и низким содержанием Ti (Милашев, 1965; Кривонос, 1998) прослеживается в Алакит-Мархинском поле, но она больше выглядит как тенденция и не является значимой.

Установленный нами факт независимости распределения некогерентных элементов от петрохимического типа приводит к выводу об отсутствии корреляционных связей между микроэлементным составом (по некогерентным элементам) и алмазоносностью кимберлитов. Как было показано выше, и высокомагнезиальный, и магнезиально-железистый, и железо-титанистый петрохимические типы кимберлитов, разные по уровню алмазоносности, по содержанию некогерентных элементов неотличимы, или отличаются слабо.

Гораздо более эффективно по сравнению с петрохимическим критерием работают минералогические критерии алмазоносности (Соболев, 1974; Соболев и др., 1975, 1976). Эффективность применения («работоспособность») разных критериев алмазоносности находит объяснение в предлагаемой модели формирования кимберлитовых пород. Понятно, что из двух мантийных источников только литосферный имеет отношение к алмазоносности (преимущественно ксеногенная природа алмазов). От того, какие породы литосферы оказались в большей мере брекчированы и захвачены флюидным расплавом, зависел и состав кимберлитов, и их алмазоносность. При формировании кимберлитов трубок Айхал и Интернациональная брекчированию в значительной мере были подвергнуты породы высокомагнезиального дунит-гарцбургитового алмазоносного парагенезиса, что и предопределило и высокомагнезиальный тип кимберлита, и высокую алмазоносность этих трубок.

Заключение

Вопросы происхождения кимберлитов носят остро дискуссионный характер. Высказываются иногда взаимоисключающие идеи, гипотезы (Маракушев, 1981; Пейве и др., 1976; Перчук, Ваганов, 1978; Рябчиков, 1980). Настоящее исследование посвящено, главным образом, выяснению, какие компоненты кимберлитов имеют магматическую природу. Комплексное изучение минералогии и геохимических характеристик кимберлитов позволили установить ряд закономерностей, уточняющих генетические представления об их формировании, которые и легли в основу защищаемых положений.

В пределах Якутской провинции получили развитие несколько петро- и геохимических типов кимберлита, происхождение которых связано с разными мантийными источниками. На основе устойчивых различий в магнезиальности, содержании таких показательных оксидов, как FeOtot, TiO₂, K₂O, выделено 5 петрохимических типов. Хотя данное деление является условным (не учитывает вариаций других оксидов, например, Al₂O₃, CaO), но оно имеет смысл для понимания генезиса кимберлитов, поскольку разные типы предполагают их разные по составу литосферные источники. Ведущее значение литосферного источника для кимберлитов проявлялось, прежде всего, в образовании макрокристного материала за счет дробления, дезинтеграции пород литосферной мантии. И особенно значительной оказалась роль литосферного источника при формировании кимберлитов южных алмазоносных полей, отличающихся от кимберлитов северных полей более высоким магнезиальным составом.