Геохимические свидетельства связи алмазоносного кимберлитового магматизма Сибирской платформы с подъемом глубинного плюма

Петербург, 2004. - С. 94-96.

13. Егоров К.Н., Мишенин С.Г., Се-керин А.П. и др. Оценка перспектив коренной алмазоносности юга Сибирской платформы (Муро-Ковинский алмазоносный район) //Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века. -Воронеж: Изд-во ГУ, 2003. - С .524-529.

14. Егоров К.Н., Зинчук Н.Н., Мише-нин С. Г. и др. Перспективы корен-ной и россыпной алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы //Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании «АЛРОСА»: современное состояние, перспективы, решения. - Мирный, 2003. - С. 50-84.

15. Зинчук Н.Н., Коптиль В.И. Типо-морфизм алмазов Сибирской платформы. -М.: Наука, 2003. - 603 с.

16. Манаков А.В., Романов Н.Н., Полторацкая О. Л. Кимберлитовые поля Якутии. - Воронеж, 2000. - 81с.

17. Минорин В.Е. Прогнозно-поисковые модели алмазоносных россыпей России. - М.: ЦНИГРИ, 2001. - 117с.

18. Мкртычьян А. К., Кавицкий М. Л., Варганов А. С. и др. Перспективы коренной алмазоносности южной части Тычан-ского района //Разведка и охрана недр. -1997. - № 1. - С. 18-21.

19. Никулин В.И., Лелюх М.И., Фон-дер-Флаас Г.С. Алмазопрогностика //Методическое пособие. - Иркутск, 2002. - 330 с.

20. Подчасов В.М., Минорин В.Е., Богатых И.Я. и др. Геология, прогнозирование, методика поисков, оценки и разведки месторождений алмазов. Книга 1. Коренные месторождения. - Иркутск: Изд-во СО РАН, 2004. - 548 с.

Институт земной коры СО РАН Рецензент А.А.Шиманский

УДК 552.31.5 + 552.321.6 (571.56) Л.В. Соловьева

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА СВЯЗИ АЛМАЗОНОСНОГО КИМБЕРЛИТОВОГО МАГМАТИЗМА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ С ПОДЪЕМОМ ГЛУБИННОГО ПЛЮМА

Рассмотрены данные по распределению несовместимых редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Y, Sr, REE) в гранате (Gnt) и клинопироксене (Cpx) из высокотемпературных деформированных перидотитов, в Cr-бедных мегакристах граната (астеносферное вещество) и в Gnt и Cpx низкотемпературных зернистых перидотитов (мантийная литосфера) из алмазоносной кимберлитовой трубки Удачная. Концентрации редких элементов в гранатах и клинопироксенах измерялись методом вторично-ионной спектроскопии (SIMS). Характер распределения высокозарядных элементов -HFSE (Nb, Zr, Hf, Ti) и редких земель - REE (La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb) в Gnt, Cpx и в рассчитанных, равновесных им расплавах наиболее логично соотносится с гипотезой просачивания астеносферных жидкостей через астеносферу и нижнюю часть континентальной литосферной плиты [Burgess, Harte, 2004]. Расположенная выше литосферная мантия Сибирского кратона была проработана восстановленными флюидами, поступающими из очагов астеносферных расплавов и интенсивно экстрагировавшими из пород и минералов несовместимые редкие элементы. Происхождение астеносферных расплавов можно связать с глубинным якутским плюмом, поднявшимся к основанию литосферной плиты Сибирского кратона в период верхнедевонского кимберлитового цикла.

Наиболее продуктивный на алмазы на Сибирском кратоне верхнедевонский кимберлитовый магматизм связывают с подъемом якутского глубинного плюма, вызывающего на границе литосфера - астеносфера мощное термальное возмущение и геохимическое преобразование вещества [2, 8]. В области Вилюйского па-леорифта в этот период возник протяженный Вилюйско-Мархинский дайковый пояс и ассоциирующие с ним поля алмазоносных кимберлитов. Изотопно-геохимические особенности базитов пояса свидетельствуют [2] о плюмовом источнике базальтов океанических островов - 01В. Предполагается, что плюм, подошедший к подошве жесткой континентальной плиты, производит астеносферные расплавы, родительские ассоциации Сг-бедных мегак-рист, осуществляющие своеобразное магматическое замещение вещества в верхах астеносферного слоя и в нижней части литосферы. Эти процессы достаточно хорошо исследованы на примере геохимических особенностей мегакрист и высокотемпературных деформированных перидотитов из кимберлитов Южной Африки и Якутии [1,7].

Значительно слабее исследованы геохимические последствия, которые происходят в горизонтах мантии, лежащих выше зоны непосредственного воздействия астеносферных расплавов. Зональность по главным и редким элементам в краевых частях граната из зернистых лер-цолитов и гарцбургитов в кимберлитах Южной Африки обязана воздействию флюидных агентов незадолго до их захвата кимберлитами [9] и, возможно, связана с влиянием поднявшихся к подошве литосферы плюмов.

В настоящей работе геохимическая модификация астеносферного и литосфер-ного вещества Сибирского кратона под влиянием якутского плюма в период верхнедевонского кимберлитового цикла показана на примере распределения несовместимых редких элементов в вП и Срх из высокотемпературных деформированных перидотитов, в Сг-бедных мегакристах

граната (астеносферное вещество) и в Gnt и Cpx низкотемпературных зернистых перидотитов (мантийная литосфера) из алмазоносной кимберлитовой трубки Удачная. Концентрации редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Sr, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb и Y) в гранатах и клинопироксенах измерялись методом SIMS в Институте микроэлектроники РАН, г. Ярославль. Метод обеспечивал точность измерений не ниже 10% для примесей с концентрациями >1 ppm и не ниже 15-20% для концентраций 1- 0.1 ppm.

Структурно-петрографические и геохимические особенности высокотемпературных деформированных перидотитов (T ~ 1200-1400° C; P ~ 60 - 85 кб) показали, что среди этой группы пород существуют два типа - мега-крупнопорфировые и мелкопорфировые [3]. Для крупнопорфирового типа характерны относительно крупные порфирокласты граната (1-6 мм) и обога-щенность гранатом и клинопироксеном (до 25-30% каждого минерала), а также сравнительно узкие (0,1- 0,5 мм) келифитовые каймы на гранате. В последнем нередко включены полуограненные кристаллики Cpx, Ol и глобули сульфидов. Правильные частично ограненные зерна граната и сульфидные шарики встречаются и в кли-нопироксене. В составе этого типа выделяются специфические породы, включающие сильно деформированные мегакрис-таллы Gnt, Cpx, Opx, Ol, ильменита (Il) и представляющие, по всей видимости, деформированные кумулаты мегакрист [1]. Мелкопорфировые гранатовые лерцолиты резко обеднены Gnt (обычно менее 10%) и Cpx (менее 3-5%) при том, что Gnt имеет широкие (0,5-2 мм) непрозрачные келифитовые каймы. Гранаты из пород первого типа по геохимии редких элементов почти полностью идентичны Gnt мегакристам (рис.1). Это позволяет рассматривать мега-крупнопорфировые перидотиты как бывшие высокобарные кумулаты граната, пи-роксенов, оливина, выделявшихся из асте-носферных расплавов у подошвы лито-сферной плиты.

минерал/хондрит

100.00^

расплав/хондрит

Gnt

L Gnt

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu T Gd Dy Y Er Yb

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

10000.00-

10.00

1000.00

минерал/хондрит

Gnt

расплав/хондрит

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb минерал/хондрит

Meg Gnt

L Gnt-c

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

расплав/хондрит

10000.00-

LMegGnt

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu T Gd Dy Y Er Y

1000.00

1000.00

100.00

10.00

1.00

Рис. 1. Нормированные к хондриту С1 [12] содержания REE+ HFSE.

Слева - содержания REE+ HFSE в гранате из деформированных мегапорфирового (обр. 00-92) и крупнопорфирового (обр. 01-225) гранатовых лерцолитов и в мегакристах граната (Meg Gnt).

Справа - рассчитанные составы расплавов, равновесных с зонами граната (L Gnt 00-92), c центральными частями зерен из мега- и крупнокристаллических лерцолитов (L Gnt-c) и с мегакри-стами граната (L MegGn ). Разные зерна имеют разные значки: в обр. 00-92 и 01-225 залитые значки - центральные, не залитые значки - узкие краевые зоны зерен.

Залитые поле - неизмененные кимберлиты из трубки Удачная.

Для выяснения природы этих расплавов были рассчитаны составы гипотетических жидкостей, равновесных с Gnt и Cpx, по формуле:

CL=Cmin/K, где: CL - концентрация элемента в расплаве;

Cmin - концентрация элемента в минерале;

K - коэффициент распределения элемента между минералом и расплавом.

В соответствии с [7] предполагается, что в астеносферной части и в низах лито-сферной плиты в этот период реализовы-вались условия локального равновесия минерал/расплав.

Для расчетов были взяты следующие коэффициенты распределения:

K (Gnt/L) для Nb - 0,005; Zr - 0,25; Hf - 0,23; Ti - 0,1; Yb - 4 (по [14]); для La

- 0,0011; Ce - 0,008; Nd - 0,049; Sm - 0,21; Eu - 0,345; Dy - 1,592; Y - 2,5; Er- 2,702 (по [7] - при 1300° C); для Gd - 0,54 (по [16]);

K (Cpx/L) для Nb - 0,05; Zr - 0,233; Hf - 0,2 (по [14]); для La - 0,061; Ce -0,092; Nd - 0,199; Sm - 0,276; Eu - 0,31; Dy

- 0,386; Er - 0,344; Yb - 0,43 (по [7]); для Gd - 0,44 (по [16]); для Ti - 0,384; Y -0,467 (по [10]).

Характер распределения HFSE и REE в Gnt мегакрист, в Gnt и Cpx пород, а также в равновесных с ними, рассчитанных расплавах наиболее логично соотносится с гипотезой просачивания астеносферных жидкостей через астеносферу и нижнюю часть литосферной плиты [7]. Различие между редкоэлементными составами природных кимберлитов и расплавов, рассчитанных для Gnt из мега- крупнопорфировых деформированных лерцолитов и мегакрист, заключается в наличии трогов Zr+Hf и Ti на линиях кимберлитов и максимумов на линиях рассчитанных расплавов (см. рис. 1). Напротив, кимберлиты близки расплавам, равновесным с Cpx (рис. 2), и могли быть остаточными от кристаллизации астеносферных жидкостей. Наличие максимумов HFSE (Nb, Zr+Hf, Ti) на фоне REE на кривых распла-

вов, равновесных с Оп1:, могут указывать на их источник в переходной зоне мантии, обогащенной мейджоритом и силикат-перовскитом [14].

рас плав/хондрит

1.00

0.10 -

Nb La Се Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

Рис. 2. Нормированные к хондриту С1 [12] содержания REE+ HFSE для 4-х рассчитанных составов расплавов (L Cpx), равновесных с центральными частями зерен клинопироксена (залитые значки) и с краевой зоной одного зерна

(незалитый квадрат) из деформированных Gnt лерцолитов. Залитое поле - неизмененные кимберлиты из трубки Удачная

Для оценки геохимического влияния плюма в период кимберлитового цикла на вещество мантийной литосферы, расположенной выше зоны просачивания астеносферных расплавов, исследовалось распределение несовместимых редких элементов в зернах граната и клинопироксена из низкотемпературных (T ~ 650-950° C; P ~ 40-55 кб) зернистых Gnt и Sp-Gnt перидотитов. Полученные данные свидетельствуют о том, что литосферная мантия, расположенная выше зоны просачивания ас-теносферных расплавов, «промывалась» восстановленными флюидами, поступающими из очагов астеносферных жидкостей [6]. Об этом свидетельствует резкое обеднение граната и клинопироксена несовместимыми редкими элементами из низкотемпературных зернистых Gnt и Sp-Gnt

перидотитов с бледно-зеленым не содержащим Бе3+ оливином (рис. 3). Напротив, ОП и Срх из зернистых перидотитов с оранжевым, коричневато-розовым оливином (до 4% Бе3+ от общего Бе) содержат несовместимые редкие элементы в количествах выше на 3-4 порядка (см. рис. 3). Бледно-зеленые, бесцветные оливины нередко образуют внешние зоны на оранжевых, коричневато-розовых ядрах минерала,

являются более поздними и возникли, пот- 3+

видимому, при восстановлении Бе в оли-

минерал/хондрит

Gnt

вине флюидами на ранней стадии кимбер-литообразующего цикла. Интенсивное геохимическое преобразование вещества мантийной литосферы выше зоны просачивания астеносферных жидкостей происходит под влиянием потоков восстановленных флюидов [6]. Происхождение восстановленных флюидов можно объяснить опережающим фронтом водорода в асте-носферных расплавах [4]. Продуктом этого восстановительного процесса могли быть метасоматические алмаз и графит [5].

минерал/хондрит

Gnt

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yt

минерал/хондрит

минерал/хондрит

Cpx

Nb La Ce Nd Zr Hf Sm Eu Ti Gd Dy Y Er Yb

La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb

Рис.3. Нормированные к хондриту С1 [12] содержания REE+ HFSE и REE в гранате и клинопироксене из низкотемпературных зернистых гранатовых перидотитов:

линии с залитыми значками - перидотиты с >50 % оливина оранжевой, коричневато-розовой окраски (1-5 % Fe3+ от общего количества Fe в минерале);

линии с крестами - перидотиты с бледно-зелеными, бесцветными оливинами (< 10 % оливина бледно-оранжевой окраски, < 0,8 % Fe3+ от общего количества Fe);

штрих-линии с незалитыми значками - породы с промежуточным типом оливина

10 —

10 —

1.00

0.10 —

0.01 —

100 —

10

0

1.00

1.00

0.10

0.10

0.01

0.01

расплав/прим. мантия

Рис. 4. Нормированные по примитивной мантии [12] составы рассчитанных расплавов, равновесных с ортопироксеном смешанного типа (L-OPXss).

Линии с залитыми значками - из зернистых гранатовых и шпинель-гранатовых перидотитов с обогащенными редкими элементами Ом и Срх; толстая линия - средний адакит, по [11]; линия с крестом - близкий мантийной выплавке карбонатит (обр. 90/39), по [15]

Важен также полученный вывод о том, что представители первичного вещества литосферной мантии Сибирского кра-тона до воздействия на нее восстановленных флюидов были обогащены несовместимыми редкими элементами. В этой связи нами предпринята попытка определить природу флюида или расплава, которые отвечают за древнее обогащение мантийной литосферы кратонов. Именно эти ме-тасоматизирующие агенты могли геохимически модифицировать деплетирован-ный оливин-ортопироксеновый рестит после выплавления коматиитовых жидкостей или кумулус ортопироксена и оливина, возникших при фракционной кристаллизации подобных расплавов. На базе детальных структурно-петрографических исследований зернистых перидотитов установлено, что большая часть граната и клино-пироксена в этих породах перекристаллизована из структур распада ортопироксена смешанного типа - Орх88 [3]. На этом основании мы рассчитали первичный редкоэле-ментный состав Орх88, используя модаль-

ные соотношения Opx, Gnt, Cpx с пересчетом их на 100%, и их редкоэлементный состав для REE, Y, Sr, Nb, Zr, Hf, Ti. Для расчета были взяты ксенолиты с максимальными содержаниями несовместимых редких элементов в гранате и клинопирок-сене, что указывает на их слабую проработку предкимберлитовыми восстановленными флюидами. Редкоэлементный состав Opxss определяется в основном вкладом граната и клинопироксена и в очень незначительной степени самого ортопироксена.

Модальные пропорции Opx, Gnt, Cpx были взяты и для расчета интегрального коэффициента распределения Opxss/рас-плав (D Opxss/L). Вероятный состав расплава или флюида, находившегося в равновесии с Opxss, рассчитан по формуле:

СЬ = C Opxss/(D Opxss/L), где COpxss - концентрация элемента в Opxss.

Составы рассчитанных расплавов для Opxss из пяти гранатовых и шпинель-гранатовых перидотитов с обогащенными редкими элементами Gnt и Cpx показаны

на рис. 4, на котором нанесены также составы среднего адакита по [11] и карбона-тита по [15]. Линии рассчитанных расплавов образуют достаточно однородную группу и показывают существенное фракционирование легких и тяжелых REE, а также резкие троги HSFE на фоне редких земель, особенно сильные для Zr+Hf, Ti. По уровню содержаний REE им близок средний адакит по [11], хотя в последнем значительно слабее проявлены фракционирование REE и минимумы Nb и Ti, а минимум Zr+Hf отсутствует вообще. Линия сильно обогащенного несовместимыми редкими элементами карбонатита лежит значительно выше рассчитанных расплавов, но по типу их распределений (фракционирование REE, резкие минимумы Nb, Ti, Zr+Hf) она существенно более близка рассчитанным расплавам. На этом основании можно допустить, что флюид-расплав, воздействовавший на сильно де-плетированные оливин-ортопироксеновые породы реститового или кумулативного генезиса, имел карбонатитовую природу. С таким предположением хорошо согласуются данные по древней метасоматической минерализации в зернистых перидотитах из трубки Удачная (присутствие флогопита, клинопироксена, ильменита и апатита, [4]). Само проявление карбонатитового метасоматизма в древней литосфере кра-тонов является за-гадкой и требует дальнейшего объяснения, т.к. в архее карбона-титы не найдены. Автор отдает предпочтение кумулативной гипотезе происхождения деплетированной оливин-ортопироксеновой литосферы древних кратонов на основании таких фактов, как структурно-петрографические особенности пород, обогащение зернис-тых перидотитов ортопироксеном, корре-ляция Al/Ca в породах c магнезиальностью Ol, что можно объяснить механизмом флотации в магматической жидкости. Кроме того, ультроосновная мантийная литосфера древних кратонов имеет на 85-90 % Ol -Opx состав, нередко с 30-40 % и более Opx, в то время, как реститы от выплавления Al-деплетированных коматиитовых

жидкостей практически не должны содержать ортопироксен [13].

Таким образом, полученные данные по характеру распределения HFSE и REE в Gnt, Cpx и в рассчитанных равновесных им расплавах наиболее логично соотносятся с гипотезой просачивания астеносфер-ных жидкостей вверх через астеносферу и нижнюю часть континентальной лито-сферной плиты [7]. Происхождение асте-носферных расплавов можно связать с якутским глубинным плюмом, поднявшимся к основанию литосферной плиты Сибирского кратона в период верхнедевонского кимберлитового цикла.

Литосферная мантия Сибирского кратона в ранний период среднепалеозой-ского кимберлитового цикла была проработана восстановленными флюидами, поступающими из очагов астеносферных расплавов. Поднимающиеся флюиды интенсивно экстрагировали из пород и минералов несовместимые редкие элементы. Продуктом этого восстановительного процесса могли быть метасоматические алмаз и графит.

Расчеты показали, что протолитовое вещество литосферной мантии, представленное оливин-ортопироксеновыми куму-латами или реститами, было обогащено несовместимыми редкими элементами за счет древнего метасоматического процесса, агентом которого были карбонатитовые флюиды - расплавы.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 06-05-64756).

Библиографический список

1. Егоров К.Н., Соловьева Л.В., Си-макин С.Г. Мегакристаллический катакла-зированный лерцолит из трубки Удачная: минералогия, геохимические особенности, генезис // ДАН, 2004. - Т. 397, № 1б. - С. 1011 - 1016.

2. Киселев А.И., Ярмолюк В.В., Егоров К.Н., Чернышов Р.А., Никифоров А.В. Среднепалеозойский базитовый магматизм северо-западной части Вилюйского рифта: состав, источники, геодинамика // Петрология, 2007. - Т.14, № 6. - С. 626-648.

3. Соловьева Л.В., Владимиров Б.М., Днепровская Л.В., Масловская М.Н., Брандт С.Б. Кимберлиты и кимберлитопо-добные породы. Вещество верхней мантии под древними платформами. -Новосибирск: ВО «Наука», 1994. - 256 с.

4. Соловьева Л.В., Егоров К.Н., Маркова М.Е., Харькив А.Д., Пополитов К.Э., Баранкевич В.Г. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных ксенолитах из кимберлитовой трубки Удачная - его возможная связь с алмазо- и кимберлито-образованием // Геология и геофизика. -1997. - Т. 38, № 1. - С. 172-193.

5. Соловьева Л. В., Костровицкий С.И, Уханов А.В, Суворова Л.Ф., Алымова Н. В. Мегакристаллический ортопироксе-нит с графитом из трубки Удачная, Якутия // Доклады Академии наук. - 2002. - Т. 385, № 2. - С. 231-235.

6. Соловьева Л. В. Проработка мантийной литосферы Сибирского кратона восстановленными флюидами в среднепа-леозойском кимберлитовом цикле - геохимические следствия // Доклады Академии наук. - 2007. - Т. 413, № 2. - С. 238-243.

7. Burgess S. R., Harte B. Tracing lithosphere evolution through the analysis of heterogeneous G9/G10 garnet in peridotite xenoliths, II: REE Chemistry // J. Petrol. -2004. - V. 45. - P. 609 - 634.

8. Ernst R.E., Buchan K.L. Giant radiating dyke swarms: their use in identifying pre-Mesozoic large igneous and mantle plumes // Large igneous provinces: continental oceanic and planetary volcanism. Am. Geophys. Union Geophys. Monograph. 100. -1997. - P. 297-333.

9. Griffin W.L., Shee S., Ryan C.G., Win T.T., Wyatt B.A. Harzburgite to lher-

zolite and back again: metasomatic processes in ultramafic xenoliths from the Wesselton kimberlite, Kimberley, South Africa. Contrib. Mineral. Petrol., 1999. - V. 134. - P. 232 -250.

10. Hart S.R., Dunn T. Experimental cpx/melt partitioning of 24 trace elements // Contrib. Mineral. Petrol., 1993, - V. 113, - P. 1-8.

11. Smithies R.H. The Archaean to-nalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) series is not an analogue of Cenozoic adakite // Earth Planet. Sci. Lett. - 2000. - V. 182. - P. 115-125.

12. Sun S., Mcdonough W.F. Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol. Special. Publ. - 1989. - V. 42. - P. 313-345.

13. Walter M.J. Melting of Garnet Peri-dotite and origin of Komatiite and Depleted Lithosphere // J. Petrol. - 1998. - V. 39, 1. -29-60.

14. Xie Q., McCuaig T. C., Kerrich R. Secular trends in the melting depths of mantle plumes: evidence from HFSE/REE systematics of Archean high- Mg lavas and modern oceanic basalts // Chem. Geology. - 1995. -V. 126. - P. 29 - 42.

15. Yang X.M., Yang X.Y., Zheng Y.F., Le Bas M.J. A rare earth element-rich car-bonatite dyke at Bayan Obo, Inner Mongolia, North China // Mineral. Petrol. - 2003. -V.78. - P. 93-110.

16. Zack T., Foley S. F., Jenner G. A. A consistent partitioning coefficient set for cli-nopyroxene, amphibole and garnet from laser ablation microprobe analyses of garnet pyrox-enite from Kakanui, New Zealand // News Jb. Miner. Abh. - 1997. - V. 172. - P. 23 - 41.

Институт земной коры СО РАН Рецензент А.А.Шиманский