kimberlites and megacrystic suite: isotope-geochemical studies

ПЕТРОЛОГИЯ, 2013, том 21, № 2, с. 143–162

143

ВВЕДЕНИЕ

Кимберлиты являются субвулканическимипородами, кристаллизация которых началась наглубинах верхней мантии (150–200 км) и завер#шилась в приповерхностных условиях. Продук#том барофильной кристаллизации явились круп#нопорфировые вкрапленники оливина (Ol), гра#ната (Grt), пикроильменита (Ilm), гораздо режеклинопироксена (Cpx) и флогопита (Phl), кото#рые отнесены к мегакристной низкохромистойассоциации минералов. Далеко не все исследова#тели согласились с выводом о генетической связимега#, макрокристных минералов с кимберлита#ми. Дело в том, что кимберлиты наряду с мономи#неральными барофильными образованиями со#держат крупно#мегакристаллические ксенолитымантийных пород, которые представлены мине#ралами, близкими по составу с мегакристами –факт, явившийся весомым аргументом гипотезы оксеногенной природе последних. Вопрос генети#ческой связи между мега#, макрокристными ми#нералами и вмещающими их кимберлитами оста#

ется до сих пор дискуссионным. Ключевую роль впонимании природы минералов играет изучениеHf#Sr#Nd изотопной систематики. Впрочем, ре#зультаты исследований оказались противоречивы#ми. В ряде работ было показано (Jones, 1987;Spriggs, 1988; Merry, Roex, 2007), что мегакристыотличаются от вмещающих кимберлитов по Sr#Ndизотопной систематике более истощенным харак#тером источника. Противоположный вывод сдела#ли Г. Новелл и другие (Nowell et al., 2004), показав#шие сходство Hf#Nd изотопной систематики ивозрастных определений для мегакристов Ilm ивмещающих кимберлитов из разных провинциймира. М. Копылова и другие (Kopylova et al., 2009)подтвердили данный вывод на материале мегакри#стов Grt и Cpx из трубки Джерико (Канада).

Настоящая работа является обобщением изо#топно#геохимических исследований, выполнен#ных как для мегакристов из разных трубок Якут#ской провинции, так и для вмещающих кимбер#литов. Дополнительно обсуждаются изотопно#геохимические данные для порфирокластов Grt и

КИМБЕРЛИТЫ И МЕГАКРИСТНАЯ АССОЦИАЦИЯ МИНЕРАЛОВ, ИЗОТОПНО�ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

© 2013 г. С. И. Костровицкий*, Л. В. Соловьева**, Д. А. Яковлев*, Л. Ф. Суворова*, Г. П. Сандимирова*, А. В. Травин***, Д. С. Юдин***

*Институт геохимии СО РАН ул. Фаворского 1а, Иркутск, 664033, Россия; e!mail: [email protected]

**Институт земной коры СО РАН ул. Лермонтова, 128, Иркутск, 664033, Россия; e!mail: [email protected]

***Институт геологии и минералогии СО РАНпр!т ак. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090, Россия; e!mail: [email protected]

Поступила в редакцию 15.02.2012 г.Получена после доработки 23.08.2012 г.

Проведено обобщение данных по составу петрогенных и редкоземельных элементов для мегакрист#ных минералов низкохромистой ассоциации из кимберлитов Якутской провинции. Изучена Sr#Ndизотопная систематика для мегакристов граната, клинопироксена и флогопита, а также граната иклинопироксена из деформированных лерцолитов, которая демонстрирует сходство с системати#кой, характерной для наиболее свежих образцов алмазоносных кимберлитов. Определен возрасткристаллизации мегакристных минералов методом Rb#Sr изохроны и Ar#Ar методом для мегакри#стов флогопита. Полученные данные соответствуют выводу о начале кристаллизации мегакристовнизко#Cr ассоциации в предкимберлитовый период, и ее завершении в момент трубкообразования.Показано сходство особенностей распределения химического и редкоземельного составов для гра#ната из крупнопорфировых деформированных лерцолитов и мегакрист. Сделан вывод о связи дан#ных образований с единым астеносферным источником. Обсуждается гипотеза фракционной кри#сталлизации мегакрист граната, с которой не согласуются особенности распределения несовмести#мых элементов и расчетные данные Р#Т параметров кристаллизации. Предполагается, чтокристаллизация мегакристной ассоциации происходила непосредственно в астеносферном распла#ве, который по мере восхождения, с одной стороны, оказывал метасоматическое воздействие на по#роды литосферной мантии, а с другой – сам эволюционировал в сторону повышения магнезиаль#ности и хромистости за счет контаминации литосферным веществом.

DOI: 10.7868/S0869590313020052

УДК 552.311+550.424+549

https://www.researchgate.net/publication/279546721_Strontium_and_neodymium_isotopic_and_rare_earth_element_evidence_for_the_genesis_of_megacrysts_in_kimberlites_of_southern_Africa?el=1_x_8&enrichId=rgreq-f46152cb-820a-4a63-9b4f-b43cf166355d&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Nzg0NzQ1ODtBUzoyNzc0NjU4OTQyNzcxMjJAMTQ0MzE2NDQzMjQxOA==

https://www.researchgate.net/publication/279546721_Strontium_and_neodymium_isotopic_and_rare_earth_element_evidence_for_the_genesis_of_megacrysts_in_kimberlites_of_southern_Africa?el=1_x_8&enrichId=rgreq-f46152cb-820a-4a63-9b4f-b43cf166355d&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Nzg0NzQ1ODtBUzoyNzc0NjU4OTQyNzcxMjJAMTQ0MzE2NDQzMjQxOA==

144

ПЕТРОЛОГИЯ том 21 № 2 2013

КОСТРОВИЦКИЙ и др.

Cpx из деформированных лерцолитов трубкиУдачная#Восточная, демонстрирующих сходствос мегакристами, полученные нами (Костровиц#кий и др., 2008; Соловьева и др., 2008). Хотя Sr#Ndизотопная систематика кимберлитов Якутскойпровинции была рассмотрена ранее (Богатикови др., 2004; Кононова и др., 2005; Костровицкийи др., 1999, 2007), мы возвращаемся к обсужде#нию полученных в этих работах данных с не#сколько иных позиций.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Химический состав минералов был определенна рентгеновском микроанализаторе “JXA#33”фирмы “Jeol” в Институте геохимии СО РАН(Иркутск). Состав пикроильменита изучался пре#имущественным образом на микрозондовом при#боре “Superprobe JXA 8800R” фирмы “GEOL” вЦентральной Аналитической Лаборатории Боту#обинской ГРЭ АК “АЛРОСа”. Редкоэлементныйсостав минералов был изучен методом вторично#ионной спектрометрии (SIMS) на микроанализа#торе “Сameca IMS ion probe” в Институте микро#электроники РАН, г. Ярославль по методике (Но#сова и др., 2002). Последний метод обеспечивалточность измерений редких элементов с концен#трациями >0.1 г/т 10–15 отн. % и 40–50 отн. % дляконцентраций <0.1 г/т.

Подготовка проб мегакристных минералов кизотопным исследованиям – трудоемкий про#цесс, включающий: 1) просмотр под бинокуля#ром раздробленного материала и очистку его откристаллических включений от измененныхучастков матрицы минералов, встречаемых какна внешней оболочке, так и в центральной частижелваков; 2) выщелачивание измельченного ма#териала в 10% соляной кислоте.

Изучение изотопных отношений Sr и Nd и со#держания Rb, Sr, Sm, и Nd было осуществлено ме#тодом двойного изотопного разбавления в Ин#ституте земной коры и Институте геохимии СОРАН. Были использованы многоколлекторныймасс#спектрометр Finnigan MAT 262 в статисти#ческом режиме и модернизированный масс#спектрометр МИ#1201Т в одноленточном режимес применением танталового активатора в каче#стве эмиттера (Рассказов и др., 2007; Склярови др., 2001; Birck, 1986). Выделение Rb, Sr, Sm иNd проводилось по методике, близкой описан#ной в данных работах. Измеренные отношения143Nd/144Nd нормализованы к отношению146Nd/144Nd = 0.7219 и приведены к 143Nd/144Nd == 0.511860 в Nd стандарте Jolla. Средневзвешен#ное значение 87Sr/86Sr в Sr стандарте NBS#987 порезультатам периодически проводимых измере#ний составило 0.71024 ± 0.000016 (2σ). При расче#те εSr(T) использованы значения хондритовогорезервуара (UR) – для 87Sr/86Sr 0.7045, для87Rb/86Sr – 0.0839. При расчете εNd(T) использова#

ны значения хондритового резервуара (CHUR) –143Nd/144Nd = 0.512638 и 147Sm/144Nd = 0.1967.Точность определения изотопных отношений87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd составляла ±0.005% (2σ),изотопных отношений 147Sm/144Nd и 87Rb/86Sr –±0.5% (2σ).

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Якутская кимберлитовая провинция занимаетсеверо#восточную часть Сибирской платформы(рис. 1). Кимберлитовые породы установлены втрубочных и жильных телах, группирующихся вкимберлитовые поля. В пределах провинции вы#деляется 21 поле (Харькив и др., 1998), среди ко#торых пять (Малоботуобинское, Накынское,Далдынское, Алакит#Мархинское и Верхнемун#ское поля) расположены на юге и являются алма#зоносными. В южных полях сосредоточены всеизвестные месторождения алмазов, в том числе,Мир, Интернациональное (Малоботуобинскоеполе); Удачное, Зарница (Далдынское поле); За#полярная, Комсомольско#Магнитное (Верхне#мунское поле). Кимберлиты северных полей яв#ляются убогоалмазоносными или неалмазонос#ными.

По данным разных исследователей (Зайцев,Смелов, 2010; Харькив и др., 1998) Якутская про#винция была сформирована в течение 3–7 эпохкимберлитообразования. Наиболее уверенноустановлен среднепалеозойский возраст (350–380 млн. лет) для кимберлитов большинства ал#мазоносных полей. Предполагается (Зайцев,Смелов, 2010), что формирование кимберлитовсеверных полей охватывает несколько эпох. Длягруппы полей (в том числе, Дюкенского), примы#кающих к Анабарскому щиту, предполагается, поменьшей мере, две эпохи кимберлитообразова#ния – триасовая и позднеюрская. Для Западно#Укукитского поля сообщается возраст 400–410 млн. лет (Зайцев, Смелов, 2010). Для ким#берлитов Куойкского поля, расположенного насеверо#востоке Якутской провинции, имеютсяразноречивые данные по возрастам, но болееопределенным является позднеюрский.

Характерные для кимберлитовых пород ши#рокие вариации породообразующих оксидов(Илупин и др., 1978) послужили основанием длявыделения петрохимических типов (Костровиц#кий и др., 2007). Для кимберлитов Якутской про#винции по содержанию таких оксидов, как FeO,TiO2, K2O (являющихся относительно инертнымипри вторичных процессах), было выделено 5 пет#рохимических типов, основными из которых яв#ляются три – высокомагнезиальный (высоко#Mg), магнезиально#железистый (Mg#Fe) и желе#зисто#титанистый (Fe#Ti). Данные типы кимбер#литов характеризуются разным составом как по#родообразующих минералов, так и акцессорных,минералов#спутников. Кимберлиты Mg#Fe и Fe#Ti


КИМБЕРЛИТЫ И МЕГАКРИСТНАЯ АССОЦИАЦИЯ МИНЕРАЛОВ 145

типов всегда содержат низко#Cr ассоциацию мега#кристов (Ol, содержащий > 10% Fa, Ilm, высоко#TiGrt, Phl). В высоко#Mg кимберлитах барофильнаяассоциация минералов представлена в основноммакрокристами хромистого Grt и хромшпинелида(Cr#Spl). Низко#Cr ассоциация мегакристов в вы#соко#Mg кимберлитах не встречается или обнару#живается в резко подчиненных количествах.

НИЗКОХРОМИСТАЯ МЕГАКРИСТНАЯ АССОЦИАЦИЯ МИНЕРАЛОВ

Гранат. Среди акцессорного граната, в широ#ко варьирующих по составу кимберлитах, выде#ляется высокотитанистая группа, большая часть

которой относится к низко#Cr мегакристной ас#социации. Мегакристы высоко#Ti граната оран#жево#красного цвета, представлены гладкимиокруглыми, чаще эллипсоидальными желвакамиразмером от 1 до 10 см. Мегакристы имеют гру#бую кливажность, которая сечется под косым уг#лом тонкой трещиноватостью. Как правило, ме#гакристы являются мономинеральными образо#ваниями. Нами изучены химический состав ираспределение редкоземельных элементов (REE)для мегакристных гранатов из кимберлитов тру#бок Мир (Малоботуобинское поле), Удачная,Дальняя, Зарница (Далдынское поле), Заполяр#ная, Новинка, Комсомольская#Магнитная Верх#немунского поля Якутской провинции, а также

МОРЕ ЛАПТЕВЫХ

Нижняя Тунгуска

Ени

сей

Подка

Лена

АнгараОле

кма

Алдан

Вилюй

Оленек Муна

Хета

Ана

бар

Лена

Котуй

КАРСКОЕ МОРЕ

Тун

мен ная

гуска

I

II

1

2

3

4 5

6 7

89

1011

12

1314

15

16

17

1819

2021

1

2

3

4

5

N

0 300 км

Ба

й

ка

л

Рис. 1. Обзорная карта расположения кимберлитовых полей в пределах Сибирской платформы (по (Харькиву А.Д.и др., 1998) с дополнениями авторов). 1–3 границы: 1 – Сибирской платформы; 2 – Якутской кимберлитовой провинции; 3 – между субпровинциями юж#ных (I) и северных (II) полей Якутской провинции; 4, 5 – овалы, соответствующие кимберлитовым полям разного воз#раста: 4 – среднепалеозойского, 5 – мезозойского. В пределах Якутской провинции выделены поля: 1 – Малоботу#обинское, 2 – Накынское, 3 – Алакит#Мархинское, 4 – Далдынское, 5 – Верхнемунское, 6 – Чомурдахское, 7 – Се#вернейское, 8 – Западно#Укукитское, 9 – Восточно#Укукитское, 10 – Огонер#Юряхское, 11 – Мерчимдемское, 12 –Куойкское, 13 – Молодинское, 14 – Толуопское, 15 –Хорбусуонское, 16 – Лучаканское, 17 – Куранахское, 18 – Дю#кенское, 19 – Ары#Мастахское, 20 – Староречинское, 21 – Орто# Ыаргинское.

I II

3

146



для граната из ксенолитов деформированных пе#ридотитов трубки Удачная#Восточная.

Для мегакристных гранатов (Костровицкий идр., 1997; Kostrovitsky et al., 2004) характерны ши#рокие вариации оксидов, типичные для подоб#ных мономинеральных образований из другихкимберлитовых провинций мира (Nixon, Boyd,1973; Eggler et al.,1979; Gurney et al., 1979; Mitchell,1986). Отличительными особенностями составамегакристов Grt являются относительно высокоесодержание TiO2 (от 0.4 до 1.0 мас. %) и образова#ние на треугольных диаграммах Ca–Mg–Fe трен#дов, параллельных оси Mg#Fe при относительнопостоянном Ca (Костровицкий и др., 1997, 2008;Mitchell, 1986).

По структурным и модальным признакам вы#деляются (Соловьева и др., 1994, 2008; Костро#вицкий и др., 2008) две группы деформированныхксенолитов (крупно# и мелкопорфирокластовойструктуры), четко различающиеся по составу.Практически полным подобием составов с мега#кристами граната характеризуются гранаты изкрупнопорфирокластовых деформированныхлерцолитов, с которыми они образуют единыйтренд (рис. 2). Гранаты из мелкопорфирокласто#вых деформированных лерцолитов, отличающие#ся более высокохромистым составом, на тре#угольной диаграмме Ca–Mg–Fe образуют тренд,параллельный оси Mg#Са при относительно по#стоянном Fe.

Распределение REE в низко#Cr мегакристахграната (рис. 3) характеризуется последователь#ным увеличением нормированного содержанияот La к Yb и в целом отвечает нормальному магма#тическому типу распределения (Burgess, Harte,

2004). Для высоко#Cr мегакрист граната из Верх#немунского поля данное распределение наруша#ется в области тяжелых редкоземельных элемен#тов. Кривая спайдерграммы здесь выполаживает#ся с тенденцией к изменению нормальногораспределения на синусоидальное. Особенно#стью распределения редких несовместимых эле#ментов для Grt является четкая обратная корреля#ция между содержанием REE и магнезиально#стью минерала. Данная зависимость установленанами для мегакристов Grt из всех трубок без ис#ключения.

Распределения REE для крупно# и мелкопор#фирокластовых ксенолитов контрастно различа#ются (рис. 3). Низко#Cr гранат крупнопорфиро#кластовых лерцолитов как по уровню содержа#ния, так и типу кривых близок Grt из низко#Crмегакрист. Для крупнопорфирокластовых лерцо#литов, содержащих Grt с повышенным содержа#нием Cr2O3 (пробы 00#101 и 02#49), данное рас#пределение нарушается в области тяжелых редко#земельных элементов. Здесь, как и для высоко#Crмегакристов граната, фиксируется выполажива#ние кривых спайдерграмм в области тяжелых ред#коземельных элементов. Различие по составу гра#ната из мегакрист и деформированных лерцоли#тов проявляется лишь в отсутствии у последнихобратной корреляции содержания REE с Mg#.Напротив, в гранатах из деформированных лер#цолитов устанавливается положительная корре#ляция между содержанием легких лантаноидов(Ce и La) с этим параметром. Для мелкопорфи#рокластовых ксенолитов распределение REE ха#рактеризуется четкой синусоидальной формойкривых.

20

10

60 70 80

Ca

MgFe

Гранаты

мегакристов

крупнопорф. лерцолита

мелкопорф. лерцолита

(трубка Удачная) из:

Рис. 2. Диаграмма состава гранатов из мегакристной ассоциации и деформированных ксенолитов из трубки Удачная.



Пикроильменит. В результате проведенной ав#торами (Алымова и др., 2004; Костровицкий и др.,2006) минералогической паспортизации боль#шинства трубок из Далдынского алмазоносногокимберлитового поля была показана высокая ин#формативность при изучении Ilm оксида Cr2O3.Пикроильмениты из разных трубок одного кустана графиках Cr2O3–MgO демонстрируют одно ито же распределение составов, а из разных кустов(рис. 4) – разные тренды составов. Нередко наэтих графиках можно увидеть два, три отдельныхтренда, характеризующихся иногда постоянным,иногда варьирующим содержанием Cr2O3. Рас#сматривая данные распределения составов Ilm помногим кимберлитовым трубкам (Алымова и др.,

2004; Костровицкий и др., 2006), можно сделатьобщий вывод об отсутствии линейной корреля#ции между Cr2O3 и другими оксидами. Между тем вкоординатах других основных минералообразую#щих оксидов (TiO2–FeOtot, TiO2–Fe2O3, TiO2–MgO)графики всегда представлены одним непрерыв#ным трендом, демонстрирующим положитель#ную корреляцию между TiO2 и MgO и обратнуюкорреляцию этих оксидов с Fe2O3. Показательнытакже графики корреляции Al2O3 с MgO (рис. 5).Практически на всех приведенных графиках дляразных кустов трубок Далдынского поля отмечает#ся одна и та же закономерность. В узком интервалеизменения содержания MgO (от 6–7 до 9 мас. %)устанавливается четкая положительная корреля#

Рис. 3. Спайдердиаграммы распределения REE для гранатов из мегакристной ассоциации (а, б) и деформированныхлерцолитов (в, г) (Костровицкий и др., 2008). Выделенное серое поле на графиках – поле состава низкохромистых мегакристов из разных трубок Якутской провин#ции. На графиках 3а и 3б приведены значения магнезиальности (Mg/(Mg + Fe) × 100) мегакристных гранатов. В леген#де для графика по Верхнемунскому полю (б) приведены содержания Cr2O3. (в) – гранат из крупнопорфировых лерцо#литов; (г) – гранат из мелкопорфировых лерцолитов.

3*

0.01

10

1

0.1

Минерал/хондрит

0.01

10

1

0.1


La0.01

CeNd

SmEu

GdDy

ErYb

10

1

0.1

La0.01

CeNd

SmEu

GdDy

ErYb

10

1

0.1

71.175.182.586

УЗ 77#733

УЗ 77#857

УЗ 76#910

УВ 80#81

УВ 91#81

трубка Удачная

05#206 (Cr#0.8)05#390 (Cr#1.3)06#10 (Cr#1.6)05#308 (Cr#4)05#4#27 (Cr#4.3)05#4#23 (Cr#5.6)1#6G (Cr#6.8)1#32G (Cr#5)

Верхнемунское поле

77.377.982.183.184.38084.8

00#92

00#99

00#101

01#225

02#49

01#347

00#11201#297a01#286

77

(б)(а)

(в) (г)

82.1

148



ция с Al2O3. А в верхнем интервале при изменениисодержания MgO (от 9 до 12–14 мас. %) содержа#ние Al2O3 обычно остается постоянным.

Клинопироксен. По сравнению с Grt и Ilm мега#кристы Cpx чрезвычайно редки и являются, по су#ществу, уникальными образованиями в кимбер#литах Якутской провинции. Единичные образцынами встречены в трубках Удачная#Восточная,Дальняя (Далдынское поле) и в трубке Слюдянка(Куойкское поле). В трубке Удачная#Восточнаямегакристы Cpx были обнаружены в тесной ассо#циации с мегакристами Ilm в пределах локальногоучастка размером 2 × 1.5 м, отличающегося уни#кально высокой (до 30–40% от общего объема)насыщенностью Ilm (Костровицкий и др., 2004).Парагенетические связи Cpx с Ilm подтвержда#ются отдельными находками сростков двух ми#

нералов и многочисленными кристаллическимивключениями Срх в мегакристах Ilm. Cpx относит#ся к числу наиболее часто встречаемых минераль#ных включений в мегакристах Ilm.

Представительные анализы Cpx, который былобнаружен в ассоциации с Ilm, приведены в табл. 1.Обращает на себя внимание узкий диапазон ва#риации состава минерала во всех изученных зер#нах. В пределах отдельных зерен состав Cpx одно#роден.

По классификации Стефенса и Доусона (До#усон, 1983) Срх может быть отнесен к группам ди#опсида и малохромистого диопсида. С низким со#держанием Na2O, Cr2O3 (табл. 1) диопсиды изтрубки Удачная#Восточная оказались наиболеесопоставимыми с Срх из включений типа MARID(флогопит#амфибол#рутил#ильменит#диопсидо#

60

8 10 12 14

1

2

3

MgO, мас. %6

08 10 12 14

1

2

3

MgO, мас. %

0

1

2

3Cr2O3, мас. %

0

1

2

3Cr2O3, мас. %

Куст трубки Зарница Куст трубки Якутская

Куст трубки Полярная Куст трубки Дальняя

Рис. 4. Графики MgO–Cr2O3 распределения состава Ilm из разных кустов трубок Далдынского поля.



вого состава), кристаллизация которых предпо#лагается из протокимберлитового расплава(Доусон, 1983). Интервалы Р#Т параметров кри#сталлизации минералов ассоциации составляютпо геотермобарометру П. Нимиса, В. Тэйлора(Nimis, Teylor, 2000) 1054–1091°С и 39.8–42.5 кбар.По сравнению с литературными данными по со#ставу мегакристов Cpx из южноафриканских ким#берлитов, мегакристы Cpx из якутских кимберли#тов являются относительно низкотемпературны#ми и низкобарными образованиями.

Спайдерграммы распределения редкоземель#ных элементов (рис. 6, табл. 2) для Cpx из разныхпроявлений (мегакристы из трубок Удачная#Во#сточная и Дальняя, включения Cpx в мегакристепикроильменита трубки Мир) очень близки друг

другу, что указывает на однородный состав мате#ринского расплава.

Флогопит. Мегакристы Phl представленыуплощенными, пластинчатого габитуса, с округ#ленными краями монокристаллами темно#ко#ричневого, с бронзовым оттенком цвета, достига#ющими размеров до 8–10 см. Как правило, кри#сталлы разбиты тонкой системой трещин,деформированы, слабо изогнуты, а их краевыечасти корродированны. Мегакристы Phl оченьредки, особенно в кимберлитах алмазоносныхтрубок. В трубке Удачная#Восточная в течениеболее десятка полевых сезонов было обнаруженовсего 5 кристаллов. Более часты находки мега#кристов в Верхнемунском поле, в частности, втрубке Комсомольская#Магнитная. Относитель#но широкой распространенностью мегакристы

60.2

8 10 12 14

0.6

0.8

1.0

MgO, мас. %

Куст трубки Зарница (n = 689)

0.4

Куст трубки Дальняя (n = 579)

60.2

8 10 12 14

0.6

0.8

1.0

MgO, мас. %

Куст трубки Полярная (n = 379)

0.4

0.2

0.6

0.8

1.0Al2O3, мас. %

0.4

0.2

0.6

0.8

1.0Al2O3, мас. %

Куст трубки Якутская (n = 290)

0.4

Рис. 5. Графики MgO–Al2O3 распределения состава Ilm из разных кустов трубок Далдынского поля.

150



Phl пользуются в отдельных трубках северных по#лей Якутской провинции, где они демонстрируютпарагенетическую связь (иногда встречаются всростках) с мегакристами Ilm.

Нами изучен химический и микроэлементныйсостав мегакристов Phl из трубок Удачная#Восточ#ная (Далдынское поле), Комсомольская#Магнит#ная (Верхнемунское поле), из трубок Дюкенского

поля (Прианабарье). Phl из разных локализацийхарактеризуется отличительными особенностямисостава, разной магнезиальностью, разным со#держанием оксидов (табл. 3, рис. 7). МегакристыPhl из северных кимберлитовых полей по сравне#нию с мегакристами из южных алмазоносных по#лей отличаются повышенной железистостью, бо#лее высоким содержанием TiO2, что находится вполном соответствии с различиями составов вме#щающих кимберлитов (Илупин и др., 1978). Хи#мический состав мегакристов Phl из одной трубкичаще варьирует в узком диапазоне (показательныв этом отношении мегакристы из трубки Удач#ная#Восточная). Исключение представляют ме#гакристы из трубки Комсомольская#Магнитная,в которой наряду с низко#Cr встречаются и высо#ко#Cr разновидности Phl. Для мегакристов изэтой трубки характерны и широкие вариации ко#эффициента магнезиальности.

Распределение редких элементов, в том числеREE (рис. 8), в мегакристах Phl характеризуетсяшироким диапазоном вариации содержания (бо#лее чем на порядок). Максимальные концентра#ции REE установлены для мегакриста Phl из труб#ки Юбилейная (обр. Юб 91#60). Форма кривых сплоским профилем распределения и четко выра#женной положительной аномалией для La и менеевыраженной отрицательной для Ce и Yb сохраня#ется для всех изученных кристаллов, независимоот места отбора и от уровня концентрации эле#ментов. Происхождение положительной анома#лии для La и отрицательной для Yb объясняется,на наш взгляд, характерным распределением REEдля кимберлитового расплава#флюида (отноше#ние La/Yb достигает 100 и более), из которого,предположительно, кристаллизовались мегакри#сты Phl. Одинаковая форма спайдерграмм для Phlкак из южных алмазоносных, так и из северныхнеалмазоносных трубок свидетельствует о еди#

Таблица 1. Составы клинопироксенов из разных проявлений в кимберлитах

Компо#ненты

305a 305b 01#403 305c 9774 91#102

1 2 3 4 5 6 7 8 9

SiO2 54.6 55.3 54.8 55.3 54.69 53.62 55.32 54.2 54.6TiO2 0.19 0.2 0.27 0.22 <0.18 0.44 0.28 0.34 0.37Al2O3 1.6 1.88 1.7 0.84 0.87 0.64 1.5 0.50 2.39Cr2O3 0.29 0.35 0.3 0.36 0.31 0.24 0.55 0.63 0.49FeO 4.1 4.32 4.34 4.45 2.9 3.57 4.04 4.63 4.81MnO 0.11 0.06 0.17 0.11 <0.11 0.09 <0.11 0.11 0.13MgO 16.0 15.9 16.4 16.5 17.64 16.76 18.18 17.0 18.3CaO 20.9 20.3 20.1 21.0 21.8 22.87 18.29 20.6 17.1Na2O 0.79 1.02 1.25 1.1 <0.11 0.02 1.29 1.28 1.63Сумма 98.4 99.3 99.62 99.8 99.4 99.04 99.44 99.21 99.71Mg# 87.5 86.8 87.1 86.8 91.56 89.33 88.92 86.7 87.3Ca# 48.4 47.8 46.8 47.8 47.07 49.55 42.0 46.6 40.1Примечание. 1–6 из мегакристного проявления трубки Удачная#Восточная: 1–3 сростки, включения Срх в Ilm, 4–6 – мега#кристы Срх; 7 – мегакрист из трубки Дальняя; 8 – среднее (7 анализов) из включений типа MARID (Dawson, Smith, 1977); 9 –среднее (18 анализов) для мегакристов клинопироксена из южноафриканских трубок (Mitchell, 1986).

La0.01

Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb

1000

100

10

1

0.1


Клинопироксены

Гранаты

1

2

3

4

5

6

Рис. 6. Распределение REE в клинопироксенах и гра#натах. 1 – мегакрист Cpx из трубки Дальняя, 2 – включениеCpx в Ilm, трубка Мир; 3 – мегакрист Cpx из трубкиУдачная#Восточная; 4 – мегакрист Grt, трубка Мир;5 – мегакрист Grt, трубка Удачная#Западная; 6 –включение Grt в Ilm, трубка Удачная#Западная.



ном мантийном источнике расплава, который мыотождествляем с астеносферным. Значительныевариации концентрации REE, возможно, связа#ны с разной температурой кристаллизации мега#кристов (Скублов, 2005). На спайдерграмме(рис. 8) показано поле для метасоматическихфлогопитов из перидотитовых ксенолитов в ким#берлитовых трубках Южной Африки (Gregorieet al., 2002; 2003). В целом как по уровню норми#

рованных содержаний, так и по типу кривых мега#кристы флогопита из якутских трубок показываютбольшое сходство с метасоматическими флогопи#тами из кимберлитов Южной Африки. Наиболеечеткие различия заключаются в более низких ве#личинах нормированных содержаний редких зе#мель в якутских образцах слюд и, соответственно,расположению кривых в нижней части поля мета#соматических слюд из кимберлитов Южной Аф#

Таблица 2. Химический и микроэлементный состав мегакристов граната и клинопироксена

Компоненты 1 2 3 4 5 6

91#102 00/305B 01#128 Cpx 01#128 Grt 91#71 76#910

SiO2 55.32 54.65 55.23 41.28 41.23 41.22TiO2 0.28 0.22 0.5 0.94 0.87 0.56Al2O3 1.5 1.72 2.48 21.25 21.24 20.74Cr2O3 0.55 0.32 Не опр. Не опр. 0.33 0.98FeO 4.04 3.84 5.99 12.16 11.6 12.2MnO Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. 0.41 0.5MgO 18.18 16.23 16.77 18.58 19.03 16.85CaO 18.29 20.62 16.47 4.17 4.13 5.7Na2O 1.29 1.58 1.92 0.09 Не опр. 0.06Сумма 99.44 99.19 99.36 98.47 98.84 98.81La 2.195 2.968 2.359 0.019 0.81 0.031Ce 8.315 10.775 9.05 0.173 1.458 0.312Nd 6.89 9.225 7.715 0.826 2.022 1.47Sm 1.673 2.319 2.006 0.767 1.692 1.473Eu 0.523 0.712 0.664 0.386 1.01 0.731Gd 3.208 4.171 4.038 1.83 2.431 3.385Dy 0.838 0.958 1.015 3.07 3.451 6.29Er 0.274 0.391 0.446 2.603 2.996 4.766Примечание. 1–6 см. рис. 6.

800

84 88 92 96

0.2

0.4

0.6

0.8

Mg/(Mg+Fe)×100

Cr2O3, мас. %

800

84 88 92 96

1

2

3

4

Mg/(Mg+Fe)×100

TiO2, мас. %

Мегакристы Phl из:

Прианабарьетрубка Удачная#ВосточнаяВерхнемунское полеЮжная Африка

Рис. 7. Графики Mg#–Cr2O3, TiO2 для Phl из разных локализаций.

152



Таблица 3. Представительный химический и микроэлементный состав мегакристов Phl из разных трубок Якут#ской провинции

Компоненты 01#348 УВ

91#74 УВ

04/142 УВ

04#222 УВ

04#308 УВ

91#60 Юб

05#274 К#М

97#98 Дк

99#59#2 Дк

SiO2 40.89 40.23 40.45 40.86 40.41 39.99 41.468 40.64 39.72TiO2 0.36 0.55 0.56 0.5 0.66 0.43 0.65 1.58 2.42Al2O3 12.22 12.18 11.74 11.91 11.81 12.43 11.246 10.91 11.67Cr2O3 0.16 0.24 0.21 0.22 0.26 0.22 0.09 0.12 0.12FeO 5.18 4.61 4.32 4.75 4.64 5.03 6.61 7.83 7.40MnO 0.1 0.09 0.09 0.11 0.09 0.1 0.09 0.14 0.11MgO 25.55 25.19 25.42 24.8 24.78 25 24.59 23.36 22.49CaO 0.07 0.09 0.09 0.09 0.09 0.07 0.073 0.09 0.09K2O 10.63 10.79 10.62 11.07 10.61 10.89 10.43 10.50 10.18Na2O 0.09 0.15 0.14 0.19 0.17 0.14 0.13 0.23 0.23F 0.47 1 1 1 1 0.29 0.799 0.992 0.999Сумма 95.72 95.12 94.64 95.5 94.52 94.59 96.18 96.37 95.43Mg# 89.8 90.7 91.3 90.3 90.5 89.86 86.9 84.2 84.4Ba 374 400 401 436 403 5216 169 263 545Zr 2.3 2.26 2.6 3 2 20.7 4.26 4 5.6Nb 7.84 7.92 8.77 9.44 7.69 36.2 8.57 13.3 9.75Hf 0.152 0.170 0.132 0.210 0.174 2.100 0.163 0.144 0.300La 0.400 0.150 0.143 1.820 0.130 1.940 0.180 0.079 0.480Ce 0.017 0.004 0.029 3.7 0.009 0.046 0.022 0.014 0.019Nd 0.042 0.066 0.061 1.670 0.053 0.960 0.021 0.055 0.086Sm 0.028 0.017 0.007 0.278 0.022 0.076 0.016 0.010 0.036Eu 1.950 1.920 2.040 2.350 2.160 30.50 0.720 1.380 3.200Gd 0.005 0.006 0.01 0.65 0.004 0.062 0.002 0.006 0.016Dy 0.056 0.041 0.042 0.160 0.048 0.570 0.014 0.026 0.08Er 0.025 0.016 0.027 0.062 0.018 0.253 0.000 0.003 0.032Yb 0.002 0.008 0.008 0.056 0.004 0.067 0.000 0.008 0.007Y 0.038 0.030 0.200 0.340 0.025 0.130 0.035 0.030 0.104Примечание. Аббревиатура в таблице соответствует названиям трубок и полей: УВ – Удачная#Восточная, Юб – Юбилейная,К#М – Комсомольская#Магнитная, Дк – Дюкенское поле. Mg# = Mg/(Mg + Fe) × 100.

рики (за исключением флогопита, обр. Юб 91#60,из трубки Юбилейная). Возможно, это различиесвязано с разным генезисом слюд (кристаллизацияиз расплава и развитие при флюидном метасома#тизме). Явно выраженная отрицательная аномалиядля Gd в мегакристах флогопита, скорее всего, свя#зана с низким содержанием этого элемента и с не#достаточной чуствительностью анализа.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВОЗРАСТА МЕГАКРИСТНЫХ МИНЕРАЛОВ

Возраст минералов мегакристной ассоциациинами определен Rb#Sr изохронным методом и до#полнительно для Phl Ar#Ar методом. На Rb#Srизохрону легли изотопные отношения, опреде#ленные для 6 мегакристов, в том числе для трехмегакристов Phl из трубок Удачная#Восточная иКомсомольская#Магнитная, для мегакриста Cpxи для двух мегакристов Grt из трубки Удачная#Во#сточная (рис. 9). Общий возраст мегакристов со#ставивший 400.4 ± 2.3 млн. лет, по#видимому, от#ражает глубинные процессы эволюции астено#сферного расплава#флюида на дотрубочнойстадии, которые проявились в метасоматозе по#

дошвы литосферной мантии и образовании мега#кристной ассоциации. Соответствующее началь#ное 87Sr/86Sr отношение составляет 0.7035 ±0.0004. На основании известного возраста образо#вания трубки Удачная#Восточная 367 млн. лет(Кинни и др., 1997) сделан общий вывод, что кри#сталлизация основной части мегакристной ассоци#ации происходила в предкимберлитовый период изастеносферного расплава.

Определения возраста Ar#Ar методом выпол#нены для 5 мегакристов Phl в том числе, из трубкиЮбилейная (Алакит#Мархинское поле), из тру#бочных тел Дюкенского поля Прианабарья, од#ной из трубок Западно#Укукитского поля. Нарис. 10–13 представлены возрастные диаграммы.Для Phl из кимберлита трубочной аномалии194/63 (обр. 99#59#2, Дюкенское поле) диаграммас 40Ar/39Ar спектром не была построена, посколь#ку при измерении возраста получилась лишь однаступень с возрастом 210 ± 2 млн. лет. Следует от#метить, что интерпретировать некоторые воз#растные Ar#Ar диаграммы сложно. Ряд возраст#ных ступеней, демонстрируемых диаграммами,отражает метасоматические процессы, которымоказались подвергнуты вмещающие кимберлиты



после их консолидации. Поскольку направлениетренда изменения первичных Ar#Ar соотношений(приводящих к появлению более древних или мо#лодых оценок возраста) во флогопите неизвестно,в практике используются интегральные возрасты.Однако это не означает, что последние соответ#ствуют реальным при кристаллизации минерала,скорее, они наиболее близкие к ним в рамках су#ществующих неопределенностей.

Возраст кристаллизации мегакриста Phl из труб#ки Юбилейная (рис. 10) 362.4 ± 4.3 млн. лет, оказал#ся достаточно близким возрасту трубки, определен#ному U#Pb методом по цирконам (Davis et al., 1980)и перовскитам (Lepekhina et al., 2008), равным соот#ветственно 358 и 356 млн. лет. Для разных мега#кристных кристаллов Phl из кимберлитов Дюкен#ского поля оценка возраста колеблется от 210 до307.9 млн. лет (рис. 11, 12). Заметим, что получен#ные цифры в основном соответствуют известномуMz1 (в основном триасовому) возрасту внедрениякимберлитов Прианабарья (Зайцев, Смелов, 2010)и, во всяком случае, все они моложе среднепалео#зойского этапа кимберлитового вулканизма. Инте#гральный возраст кристаллизации мегакриста Phlиз Западно#Укукитского поля (обр. 74#87) составля#ет 367.7 млн. лет (рис. 13), что не согласуется с воз#растом (400–410 млн. лет) вмещающих кимберли#тов Западно#Укукитского поля (Зайцев, Смелов,2010). Впрочем, наличие на диаграмме мегакриста74#87 ступеней с возрастами 392 и 417.9 млн. лет да#ет основание для предположения о временной бли#зости событий кристаллизации мегакристов Phl икимберлитообразования и в этом поле.

Определения возраста кристаллизации PhlAr#Ar методом носят несколько разноречивый ха#рактер, но в целом они подтверждают общий вы#вод, сделанный выше на основе изучения Rb#Srсистематики, – мегакристы низко#Cr ассоциациикристаллизовалась или в предкимберлитовый пе#риод, или в момент кимберлитообразования.

La0.0

Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb

100

10

1

0.1

0.01


УВ 91#74

УВ 01#348

УВ 04#142

УВ 04#308

К#М 05#274

Дюкен 97#98

Дюкен 99#59#2

О#У 74#87

Юб 91#60

Рис. 8. Распределение REE в мегакристах флогопита из кимберлитов разных трубок: УВ –Удачная#Восточная, Юб –Юбилейная, К#М – Комсомольская#Магнитная (Верхнемунское поле), Дюкен – Аномалия 194/63, О#У – Омонос#Укукитское поле. Выделено серое поле составов флогопитов из метасоматизированных ксенолитов (по данным из ра#боты (Gregorie et al., 2002; 2003)).

Рис. 9. Rb#Sr изохронный возраст кристаллизациимегакристных минералов из трубок Удачная и Комсо#мольская#Магнитная.

0

0.6

40 80 120

0.8

1.0

1.2

1.4

1.6

87Rb/86Sr

87Sr/86Sr

01#348 Phl

05#150 Phl

05#274 Phl

01#111 Grt

77/886 Grt

9774 Cpx400.4±2.3 млн. лет

87Sr/86Sr = 0.7035±0.0004MSWD = 9.75

154



0100

20 40 60 80 100

200

300

400

500Возраст, млн. лет

Доля выделенного 39Ar, %

Возраст плато = 362.7 ± 5.4 млн. лет

Интегральный возраст = 362.4 ± 4.3 млн. лет

Рис. 10. 40Ar/39Ar возрастной спектр Phl из трубки Юбилейная (обр. 91#60, Ar#Ar метод).

0100

20 40 60 80 100

200

300

400




240.6 ± 4.5 млн. лет

Рис. 11. 40Ar/39Ar возрастной спектр Phl из трубки (Аномалия 6a/63, обр. 97#211, Дюкенское поле, Ar#Ar метод).

0100

20 40 60 80 100

150

250

300




200

303.3 ± 2.9 млн. лет

237.3 ± 2.4 млн. лет

Рис. 12. 40Ar/39Ar возрастной спектр Phl из трубки (Аномалия 6a/63, обр. 97#98, Дюкенское поле, Ar#Ar метод).



Sr#Nd ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ДЛЯ МИНЕРАЛОВ МЕГАКРИСТНОЙ

АССОЦИАЦИИ

Нами изучены изотопные отношения Rb#Sr иSm#Nd систем в мегакристных минералах Grt,Cpx, Phl, а также в Grt и Cpx из крупнопорфировыхдеформированных лерцолитов из трубки Удач#

ная#Восточная. Результаты исследований приве#дены в табл. 4 и 5. Заметим, что для мегакристовPhl (10 образцов) изучалось изотопное отноше#ние только для Sr (концентрация Sm, Nd во Phlменее 1 ppm), а для большинства зерен Grt (9 об#разцов) – только изотопное отношение для Nd(ввиду низкой концентрации Rb, Sr). В табл. 4

Рис. 13. 40Ar/39Ar возрастной спектр Phl из кимберлитовой трубки (обр. 74#87, Омонос#Укукитское поле, Ar#Ar метод).

0100

20 40 60 80 100

200

400

500




300392.2 ± 3.5 млн. лет

417.9 ± 3.7

Таблица 4. Rb#Sr изотопные определения для мегакристной ассоциации минералов из кимберлитов Якутскойпровинции

Трубка, поле № пробы Rb, ppm Sr, ppm 87Sr/86Sr 87Rb/86Sr (87Sr/86Sr)i

Возраст, млн. лет

Мегакристы флогопитаУВ 91#74#1 829 36.6 1.091 67.99 0.7037 –4.44 400УВ 01#348 918 23 1.4062 123.4 0.7035 –7.98 400УВ 04#142 988 18 1.6404 173.3 0.7028 –18.4 380КМ 05#150 800 115 0.8199 20.32 0.704 –0.48 400КМ 05#274 114 66 0.73158 5.01 0.7030 –13.9 400Юб 91#60 502 70 0.81242 20.96 0.7035 –8.17 365О#У 74#87 605 120 0.797 14.7 0.7037 –3.55 445Дк 97#95 585 49 0.8072 34.9 0.7030 –17.2 210Дк 97#98 513 47 0.80735 31.8 0.7039 –4.09 228Дк 99#59#2 454 38 0.79216 34.85 0.703 –18.8 180

Мегакристы гранатаУВ 01#111 3.05 4.5 0.71482 1.962 0.7036 –5.49 400

77/886 5.1 7.8 0.71433 1.893 0.7035 –6.84 400Мегакристы клинопироксена

УВ 9774 0.512 149.9 0.70332 0.0097 0.7033 –10.8 400УВ 9774* 1.05 154.8 0.70302 0.0196 0.7029 –15.9 400Дк 91#102 следы 119 0.70307 0.7031 –14.3 360Згд 7#83 1.03 256 0.70362 0.012 0.7036 –7.33 360Сл Сл#276 8.6 98 0.70377 0.254 0.7034 –13.8 100

Клинопироксен из деформированных лерцолитовУВ 01#225/2 8 111 0.703841 0.208 0.7026 –19.53 400Примечание. Использована аббревиатура для названий трубок и полей: УВ – Удачная#Восточная, КМ – Комсомольская#Магнитная (Верхнемунское поле), Згд – Загадочная (Далдынское поле), Сл – Слюдянка (Куойкское поле), О#У – Омонос#Укукитское поле, Дк – Дюкенское поле. Возраст кристаллизации минералов принят, как условный, ожидаемый исходя из из#вестного возраста как самих минералов, так и внедрения соответствующих вмещающих кимберлитов. * Анализ заимствованиз (Kamenetsky et al., 2009).

εSri

156



также включены данные, полученные для мега#кристов из трубки Удачная#Восточная другимиисследователями (Агашев и др., 2006; Kamenetskyet al., 2009). Изотопные составы, измеренные вразных лабораториях мира, демонстрируют до#статочно хорошую сходимость значений. Разли#чия в данных (табл. 4) по изотопному составу Ndдля мегакриста Cpx (обр. 9774), полученных намии В.С. Каменецким и др. (Kamenetsky et al., 2009),по#видимому, объясняются недостаточной чи#стотой материала в одной из лабораторий. Хотяданный образец и был отобран из блока несер#пентинизированного кимберлита трубки Удач#ная#Восточная, он содержал включения хлорид#карбонатной минерализации, имеющей, на нашвзгляд, вторичное происхождение.

Начальное изотопное (87Sr/86Sr)i отношениедля мегакристов Grt определено (табл. 4), как рав#ное 0.7035–0.7036 (εSr = –5.49…–6.84) и отвечаетсреднеистощенному мантийному источнику в пе#ресчете на возраст 400 млн. лет. Для мегакристовCpx это отношение варьирует в пределах значе#ний 0.7029–0.7034 (εSr = –6.55…–15.9) и отвечаетсреднеистощенному мантийному источнику в пе#ресчете на возраст от 100 до 400 млн. лет. Для ме#гакристов Phl из алмазоносных трубок Якутскойпровинции 87Sr/86Sr варьирует в пересчете на воз#раст 365–448 млн. лет в пределах значений

0.7027–0.7040 (εSr = –0.48–18.4) и отвечает ман#тийному источнику (с характеристиками от сла#боистощенного до приближающегося по значе#нию к MORB). Для клинопироксена из деформи#рованных лерцолитов получено наиболее низкоезначение (87Sr/86Sr)i отношения, равное 0.7026(εSr = –19.5).

Начальное изотопное (142Nd/143Nd)i отноше#ние для мегакристов граната из разных трубокЯкутской провинции (табл. 4) варьирует в преде#лах 0.5123–0.5126 (εNd от +1.79 до +9.20), что от#вечает истощенному мантийному источнику в пе#ресчете на возраст 360–400 млн. лет. При этом до#минирующая часть проб по изотопному составуNd отвечает источнику PREMA. Начальное изо#топное (142Nd/143Nd)i отношение для двух мегакри#стов Cpx определено 0.5124 и 0.5125 (εNd = +5.0;+6.36). Для граната и клинопироксена из дефор#мированных лерцолитов (142Nd/143Nd)i отноше#ние варьирует в пределах 0.5123–0.5125 (εNd от+3.13 до +7.20).

Таким образом, большинство изученных об#разцов мегакристов из кимберлитов и минераловЯкутской провинции характеризуются изотоп#ными составами Sr и Nd, соответствующими об#ласти значений источника PREMA (рис. 14). Еди#ничные определения выходят за пределы области

Таблица 5. Sm#Nd изотопные определения для барофильных минералов из кимберлитов Якутской провинции

№ п/п

№ пробы

Трубка, поле

Sm, ppm

Nd, ppm

143Nd/144Nd 147Sm/144Nd (143Nd/144Nd)iВозраст, млн. лет

Мегакристы граната1 71#1017 УВ 1.75 3.1 0.51315 0.33897 0.51235 2.77 4002 77#886 УВ 1.65 3.8 0.51300 0.26336 0.51231 3.64 4003 01#111 УВ 1.37 2.45 0.51330 0.33812 0.51226 2.78 4004 Uv18/99* УВ 1.303 2.497 0.51317 0.31552 0.51235 4.41 4005 Uv1/99* УВ 1.380 2.476 0.51324 0.33700 0.51236 4.66 4006 Uv9/99* УВ 1.178 2.6 0.51308 0.27394 0.51236 4.70 4007 05#309 КМ 1.28 2.5 0.51316 0.30672 0.51243 5 3608 06#310 Тол 1.42 2.4 0.51309 0.35148 0.51227 1.79 3609 06#310r Тол 1.71 96.80 0.51256 0.01070 0.51254 7.09 360

10 06#311r Тол 1.74 4.51 0.51285 0.23329 0.51231 2.54 36011 76#399 Мир 1.45 3.14 0.51313 0.27902 0.51247 5.75 36012 91#91 Длн 1.21 3.8 0.51310 0.33897 0.51265 9.20 360

Мегакристы клинопироксена13 91#102 Длн 1.58 6.49 0.51285 0.14651 0.51250 6.36 36014 9774 0.51273215 9774** УВ 2.13 9.08 0.51276 0.14182 0.512425 5.0 363

Гранат из деформированных лерцолитов16 27_06 УВ 1.07 2.4 0.51306 0.26356 0.51237 4.9 40017 01#225/1 УВ 1.36 2.6 0.51312 0.32060 0.51228 3.13 400

Клинопироксен из деформированных лерцолитов18 01#225/2 УВ 1.66 7.1 0.51286 0.14163 0.51249 7.20 400

Примечание. Использована аббревиатура для названий трубок: УВ – Удачная#Восточная, КМ – Комсомольская#Магнитная(Верхнемунское поле), Тол – Толуопская (Толуопское поле), Длн – Дальняя (Далдынское поле).

εNdi



этого источника, отвечая как более истощенному,так и обогащенному источникам.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Поскольку при интерпретации полученныхданных мы часто обращаемся к понятию “астено#сферный источник”, следует сделать краткое за#мечание. В статье мы не обсуждаем вопрос, какимобразом, за счет каких процессов сформировалсяастеносферный расплав#флюид? Основные объ#яснения следующие: за счет частичного плавле#ния литосферной мантии, результат восхождениямантийного плюма и его растекания в подошвелитосферной мантии, восхождения только глу#бинных, возможно, нижнемантийных флюидов,являются предметом дискуссий. Наиболее важенвопрос, каков состав астеносферного расплава?Модельные расчеты, использующие составы ме#гакристов граната и клинопироксена, коэффици#енты распределения элементов в системе рас#плав–минерал (Jones, 1987), указывают на ще#лочно#базальтоидный состав материнскогорасплава. Именно характерные для него относи#тельно высокие содержания железа, титана ищелочей обусловили кристаллизацию низкохро#мистой ассоциации мегакристных минералов.Высокая степень подобия по содержанию и рас#пределению некогерентных элементов в кимбер#литах и щелочных базальтоидах (Бородин и др.,1976) подтверждают вывод о их генетическомродстве.

На основе изучения трендов состава мега#кристных Ilm и Grt из разных трубок кимберлито#вых провинций мира (Костровицкий и др., 1997;Mitchell, 1986) был сделан вывод о соответствииих гипотезе фракционной кристаллизации измантийного расплава. С другой стороны, обсуж#дается вопрос тесной генетической связи форми#рования мегакристов и деформированных лерцо#литов (Burgess, Harte, 2004; Костровицкий и др.,2008; Соловьева и др., 2008). Для объяснения ме#тасоматических изменений в ксенолитах Б. Хар#том (Harte et al., 1993) был предложен механизмтак называемой перколативной фракционнойкристаллизации (“percolative fractional crystalliza#tion”), действующий при просачивании расплавачерез твердую породную матрицу. Рассмотренныйв статье материал позволяет сделать вывод о суще#ственной роли в образовании мегакристов процес#са контаминации астеносферным расплавом обло#мочного материала литосферной мантии.

Геохимическая аргументация. Сходство в по#ведении как основных, так и редкоэлементныхэлементов в гранатах из крупнопорфировых де#формированных лерцолитов и мегакрист указы#вает на происхождение данных образований изединого источника, а возможно, и о близких про#цессах кристаллизации. В результате исследова#ний нами получены факты, которые трудно объ#

яснить только с позиции наиболее распростра#ненной гипотезы происхождения мегакристнойассоциации минералов за счет фракционной кри#сталлизации из магматического расплава. Обрат#ная корреляционная связь концентрации всех не#совместимых редких элементов c Mg# необъяс#нима гипотезой фракционной кристаллизации.Поскольку коэффициенты распределения гра#нат#расплав для ряда тяжелых редкоземельныхэлементов (Dy – 1.59; Y – 2.5; Er – 2.7; Yb – 4)больше единицы (Xie et al., 1995), содержаниеэтих элементов в расплаве должно убывать по ме#ре более ранней кристаллизации высоко#Mg гра#натов. В противоречие с гипотезой фракционнойкристаллизации вступает также факт относительноболее высоких значений Р#Т параметров при кри#сталлизации низко#Cr гранатов (60.6–84.0 кбар и1272–1398°С) по сравнению с высоко#Cr граната#ми (45.6–70.6 кбар и 1038–1340°С). При расчете(Соловьева и др., 2008) был использован геотер#мобарометр Г. Брея, Т. Кохлера (Brey, Kohler, 1990)для минералов из деформированных лерцолитов,демонстрирующих сходство по составу с мегакри#стами. Между тем механизм фракционной кри#сталлизации предполагает обратные соотноше#ния – высоко#Cr (они же, как правило, и высоко#Mg) разновидности должны быть и более высоко#температурными.

0.702

–15

0.704 0.706 0.708 0.710

–10

–5

0

5

10εNd

87Sr/86Sr

Phl

Grt

Кимберлиты 1

Оранжеиты(Кимберлиты 2)

ЛампроитыЛейцит#Хилла

PREMA

225/2 Grt из деф. лерцолита

27/06 Grt из деф. лерцолита

05#309 мегакрист Grt

77#886 мегакрист Grt

91#102 мегакрист Cpx

9774 мегакрист Cpx

Рис. 14. График изотопного состава Sr и Nd для минера#лов мегакристной ассоциации и гранатов из деформи#рованных лерцолитов в координатах (87Sr/86Sr)0–εNd. Поле значений (87Sr/86Sr)0 для Phl ограничено пунк#тирными вертикальными линиями, поле значенийεNd для Grt ограничено горизонтальными пунктирны#ми линиями. Поле изотопных составов для источни#ка PREMA принято по (Hofmann, 1997).

158



Мы предполагаем, что кристаллизация мега#кристной ассоциации происходила непосредствен#но из астеносферного расплава, который по меревосхождения, с одной стороны, оказывал метасома#тическое воздействие на породы литосферной ман#тии, а с другой – сам эволюционировал в сторонуповышения магнезиальности и хромистости за счетконтаминации литосферным веществом. Процессконтаминации в наиболее значительной формепроявился при формировании расплавов, из кото#рых кристаллизовались высоко#Cr мегакристы гра#натов из трубок Верхнемунского поля и трубки им.Гриба (Kostrovitsky et al., 2004). На существеннуюроль процесса контаминации на формирование ме#тасоматизирущих расплавов, приводящих к воз#никновению синусоидальной формы распределе#ния REE в высокохромистых гранатах, указываютширокие вариации в них изотопного состава Sr иNd (Pearson et al., 1995). Вероятно, разные трендысостава гранатов из крупнопорфировых деформи#рованных лерцолитов и мегакрист, с одной сторо#ны, и мелкопорфировых лерцолитов, с другой(рис. 1), отражают разные процессы их кристалли#зации – магматический (Mg#Fe изоморфизм) – впервом случае и метасоматический (Mg#Ca изомор#физм) – в другом.

Аналогичный вывод о роли процесса контами#нации сделан нами и в отношении образованиямакро#, мегакристов Ilm при изучении особенно#стей пространственного распределения их соста#вов в пределах отдельных кустов и полей трубок(Алымова и др., 2004; Костровицкий и др., 2006).

Широкие вариации составов Ilm, казалось бы,согласуются с представлением об их фракцион#ной кристаллизации из расплава, происходящейв условиях снижения Р#Т параметров по мере вос#хождения кимберлитового расплава с мантийныхглубин. Однако некоторые особенности распре#деления составов Ilm невозможно объяснить с по#зиций этого механизма кристаллизации. Рас#смотренные выше тренды с Cr2O3 и Al2O3 несутразную генетическую нагрузку. Соответствующиеграфики для одного и того же поля имеют совер#шенно разные конфигурации. На графиках зави#симости MgO–Al2O3 (рис. 5) точки составовобычно образуют единый тренд, в то время какграфики MgO–Cr2O3, как правило, демонстриру#ют отдельные разобщенные группы фигуратив#ных точек. При этом характерно, что если на диа#грамме MgO–Al2O3 всегда проявляется корреля#ция (иногда не на всем диапазоне вариацииMgO), то MgO и Cr2O3, напротив, чаще не образу#ют значимых линейных корреляций (если рас#сматривать весь диапазон вариации содержанияMgO). Нередко содержание Cr2O3 остается инва#риантной величиной при заметной вариацииMgO. С другой стороны, отдельные разобщенныегруппы фигуративных точек состава на графикахMgO–Cr2O3 (рис. 4) иногда обнаруживают поло#жительные корреляции. Как показали детальные

исследования по Далдынскому полю, одним итем же распределением по хрому характеризуют#ся трубки только одного куста; разные кусты тру#бок содержат, как правило, Ilm с разным распре#делением Cr2O3. Мы предполагаем, что для ким#берлитовых расплавов, формирующих разныекусты трубок, существовали разные условия взаи#модействия с высоко#Mg, высоко#Cr литосфер#ной мантией, связанные с разными путями вос#хождения расплава, что, в свою очередь, опреде#ляло дезинтеграцию и контаминацию разных посодержанию MgO и Cr2O3 пород. Помимо распре#делений состава Ilm (рис. 4) существуют распре#деления, именуемые как парабола Хаггерти (Hag#gerty, 1975), которые характерны, например, дляIlm из трубок Малоботуобинского поля (Костро#вицкий и др., 2006). Параболическое распределе#ние свидетельствует о сложной истории эволю#ции состава Ilm в данном случае, связанное нетолько с контаминацией литосферного материа#ла, но и с изменением окислительно#восстанови#тельных условий кристаллизации этого минерала.

Таким образом, как и в случае мегакристныхгранатов, при исследовании пикроильменитаCr2O3 является показательным оксидом, свиде#тельствующим о том, что происхождение минера#лов мегакристной ассоциации невозможно объяс#нить только процессом фракционной кристаллиза#ции. Значительная роль должна быть отведенапроцессу контаминации пород литосферной ман#тии, являющихся по сравнению с основным асте#носферным источником более хромистыми и болеемагнезиальными. Аналогичный вывод появлениявысокохромистых мегакристов из кимберлитовыхполей Африканского континента, как результатконтаминации астеносферным расплавом матери#ала литосферной мантии, был сделан ранееД.Р. Беллом и Р.О. Мур (Bell, Moore, 2004).

Изотопная аргументация. Основная цель иссле#дования мегакристной ассоциации минералов – изу#чить генетические взаимоотношения с вмещающи#ми кимберлитами, и поэтому обсуждение мы начнемс краткой характеристики Sr#Nd изотопной система#тики для кимберлитов Якутской провинции.

Изотопные Sr#Nd составы кимберлитов и род#ственных пород Якутской провинции (Богатикови др., 2004; Кононова и др., 2005; Костровицкийи др., 1999, 2007) отвечают таковым для изучен#ных ранее (Mitchell, 1986; Smith, 1983; Tainton,McKenzie, 1994) базальтоидных кимберлитов ти#па 1 из разных провинций мира, – большинствоточек изотопных составов попадают в областьслабо,# среднеистощенной мантии, при этом зна#чительная часть составов соответствует характе#ристикам астеносферного источника PREMA(Hofmann, 1997), что, в свою очередь, возможно,указывает на замещение подлитосферного веще#ства Сибирского кратона в периоды кимберлито#вого магматизма веществом глубинных плюмов.Существует предположение о том, что в Pz2 время



активизация кимберлитового и основного вулка#низма была связана с восхождением Якутскогоплюма (Ernst, Buchan, 1997).

Судя по приведенному графику распределенияизотопного состава (рис. 15) имеются два направ#ления отклонения от данного источника: 1) в сто#

рону возрастания изотопного 87Sr/86Sr отношенияот 0.703–0.704 до 0.709 и 2) в сторону отрицатель#ных значений εNd.

Существуют две точки зрения, объясняющиесубгоризонтальный тренд отклонения изотопныхсоставов Sr. По А.М. Агашеву и др. (2000) высокиезначения 87Sr/86Sr в кимберлитах Якутии отража#ют присутствие обогащенного компонента в ихмантийном источнике, которое возникает благо#даря взаимодействию нижнемантийного плюма сдревним обогащенным основанием литосферноймантии. Другими словами, авторы предполагаютналичие неоднородных мантийных источников,генерирующих кимберлиты. Иное объяснениетренда заключается в том, что за основной факторизменения изотопного состава стронция прини#мается широко распространенный в кимберлитахгидротермально#метасоматический процесс кар#бонатизации (Костровицкий, 1986; Brookins,1967), развитие которого связано с вмещающейрамой кимберлитовых трубок существенно кар#бонатного состава. При этом изотопный состав Srизменяется от 0.703–0.704 до 0.712 (рис. 16). Обэтом свидетельствует и наличие прямой корреля#ции между изотопными составами Sr и О, уста#новленное нами для кимберлитов Якутской про#винции (Костровицкий и др., 1986). Контраргу#ментом данной точки зрения является, помнению А.М. Агашева и др. (2000), расчетная мо#дель смешения мантийного и корового компо#нентов, которая не обеспечивает возможностиобъяснения реального распределения изотопныхсоставов. Действительно, это так для модели про#стой контаминации, которая ввиду низких кон#центраций стронция во вмещающих породах тре#бует чрезмерно большого объема контаминиро#ванного материала. Однако гидротермально#метасоматический процесс нельзя сводить толькок модели простого смешения расплава с твердым

0.702

–15

0.704 0.706 0.708 0.710

–10

–5

0

5

10

εNd

87Sr/86Sr

Кимберлиты 1

Оранжеиты(Кимберлиты 2)Лампроиты

Лейцит#Хилла

PREMA

Прианабарье

Оленекских

Алмазоносных южных

Накынского

Карбонатитовые трубки

Вмещающие породы

Кимберлиты из полей:

MORB

Рис. 15. График изотопного состава Sr и Nd для ким#берлитов и родственных пород разных полей Якут#ской провинции в координатах (87Sr/86Sr)0–εNd. Поля значений для кимберлитов и лампроитов при#ведены по данным из работ (Mitchell, 1986; Smith,1983; Tainton, McKenzie, 1994).

Мантийный тренд

Число анализов5

4

3

2

1

0

0.704 0.706 0.708 0.710 0.71287Sr/86Sr

Порфировый кимберлитКарбонатизированныйкимберлитКарбонатные породы

Рис. 16. Гистограмма распределения 87Sr/86Sr отношения в кимберлитах Якутской провинции. Гистограмма построена по опубликованным данным (Костровицкий, 1986).

160



субстратом. Это сложный длительный повторяю#щийся процесс растворения вещества, его отло#жения, замещения, выноса, привноса, которыйпроявлялся в разных фазах внедрения кимберли#тов, в разных участках трубок по#разному (в пери#ферийной зоне – в более интенсивной форме).

Отклонение изотопных данных в сторону отри#цательных значений εNd, обнаруженное в основномдля кимберлитов Прианабарья (рис. 13), связано стем, что в их формировании более заметную роль(по сравнению с алмазоносными кимберлитамиюга Якутской провинции) сыграл более обогащен#ный литосферный источник мантии. Существен#ные различия в изотопной систематике Nd для ли#тосферного и астеносферного источника достаточ#но убедительно просматриваются на гистограммахраспределения величины εNd (Pearson et al., 1995) вминералах из низкотемпературных и высокотемпе#ратурных перидотитов, в том числе из мантийныхксенолитов Южно#Африканской и Якутской про#винций. Высокотемпературные перидотиты, к ко#торым относятся деформированные лерцолиты икоторые по уровню залегания наиболее близки кастеносферному слою и более того подверглись егометасоматическому воздействию (Burgess, Harte,2004), характеризуются (Pearson et al., 1995) поло#жительными значениями εNd. И напротив, низко#температурным перидотитам, которыми сложенабольшая часть литосферной мантии под кратонами,соответствуют в основном отрицательные значениявеличины εNd.

Изотопная систематика для минералов мега#кристной ассоциации (Grt, Cpx и Phl) показываетее сходство с систематикой, характерной для наи#более свежих образцов алмазоносных кимберли#тов (отличающихся минимальной степенью вто#ричной проработки). Так же как и кимберлиты,большинство изученных образцов мегакристовхарактеризуются изотопными составами Sr и Nd,соответствующими области значений источникаPREMA (рис. 14). Исключение представляют двамегакриста Grt (обр. 91#91 и 06#310r) из трубокДальняя (Далдынское поле) и Толуопская (Толу#опское поле), а также для Cpx (обр. 01#225/2) изкрупнозернистого деформированного лерцолита,для которых εNd достигает значений +9.2; +7.09 и+7.2 соответственно, указывающих на более ис#тощенный источник, чем источник PREMA. Изо#топная систематика Nd подтверждает вывод оформировании кимберлитового флюида главнымобразом только за счет астеносферного источника.

Данные по рассчитанной величине εNd для гра#ната и клинопироксена из ксенолита 01#225(+3.1 для Grt и +7.2 для Cpx) заметным образом от#личаются друг от друга. Эта разница, по#видимому,является следствием изменения зерен клинопирок#сена, устанавливаемого по поздним белесым кай#мам (Соловьева и др., 2008). Площадь таких каймзанимает от 10 до 70% площади зерен. В большин#стве случаев отношение Sm/Nd в таких каймах име#

ет тенденцию к повышению относительно цен#тральных неизмененных частей зерен (Соловьеваи др., 2008 – табл. 2, ан. 34с и 34r). При анализе изо#топов использовался наиболее чистый материал,однако полного освобождения от продуктов изме#нения клинопироксена, похоже, избежать не уда#лось, что, в свою очередь, могло привести к болеевысоким измеренным значениям 143Nd/144Nd. По#этому для данного образца значение εNd в гранатеследует рассматривать как наиболее достовернуювеличину.

Достаточно сложной оказалась интерпретацияизотопных данных по Sr для мегакристов Phl. Высо#кие Rb/Sr отношения, характерные для Phl, обу#славливают очень высокую зависимость рассчитан#ного начального 87Sr/86Sr отношения как от точно#сти определения концентраций Rb и Sr, так и отпринятого значения возраста. Начальное изотоп#ное 87Sr/86Sr отношение для мегакристов Phl из ал#мазоносных трубок Якутской провинции варьирует(табл. 3) в пересчете на возраст 365–448 млн. лет впределах значений 0.7027–0.7040 (εSr = –0.5…–18.4)и отвечает мантийному источнику (с характеристи#ками от слабоистощенного до приближающегосяпо значению к MORB). Полученные данные, еслиоценивать их в целом, не противоречат заключениюо связи материнского расплава для флогопитов смантийным источником PREMA. Это – важныйвывод, поскольку он указывает на источник щело#чей для проявлений кимберлитового вулканизма впределах Якутской провинции. И для южных алма#зоносных, и для северных кимберлитовых полей субогой алмазоносностью источник щелочей былодин и тот же, по своим изотопным характеристи#кам отвечающий астеносферному.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Исследование химического, редкоэлементногои изотопного состава минералов мегакристовойнизко#Cr ассоциации (Grt, Cpx, Phl) из разновоз#растных кимберлитов Якутской алмазоносной про#винции показало ее родственные связи с родитель#скими кимберлитами и с общим астеносфернымисточником. Rb#Sr изохрона, построенная по мега#кристам Grt, Cpx и Phl из Pz2 трубок, дала возраст400.4 ± 2.3 млн. лет, который оказался древнее воз#раста кимберлитов на 25–30 млн. лет. Возраст мега#кристных Phl, определенный Ar#Ar методом,близок к таковому вмещающих кимберлитов. По#лученные данные свидетельствует о докимберлито#вой подготовке подлитосферной мантии Сибир#ского кратона глубинным термо#химическим плю#мом. Данные по изотопной систематике Sr и Nd длямегакристов и наиболее неизмененных алмазонос#ных кимберлитов указывают на источник PREMA,что, в свою очередь, указывает на замещение подли#тосферного вещества Сибирского кратона в перио#ды кимберлитового магматизма веществом глубин#ных плюмов. Смещение некоторых точек по на#



правлению к источнику DMM, скорее всего,связано с изменением изотопных отношений Sr иNd за счет диффузии этих элементов при воздей#ствии кимберлитового расплава.

Таким образом, кристаллизация мегакристныхминералов началась в астеносферном слое в доким#берлитовый период, что было вызвано его активи#зацией, сопровождавшейся метасоматическим воз#действием на граничные с астеносферой деформи#рованные лерцолиты. Завершение кристаллизациимегакристов происходило уже непосредственно вкимберлитовом расплаве#флюиде при его прохож#дении через литосферную мантию. Контаминациякимберлитовым расплавом литосферного материа#ла приводила к возрастанию его магнезиальности ихромистости, и это нашло отражение в соответству#ющем изменении составов мегакристов. Астено#сферный расплав#флюид был основным как дляформирования кимберлитов, так и для образованиянизко#Cr мегакристной ассоциации минералов.

В заключение хотелось бы обратить внимание наособое значение, которое мы придали изучениюраспределения содержания хрома для распознава#ния литосферного источника в эволюции составамегакристных минералов. И для пикроильменита,и для граната этот элемент играет ключевую, по су#ществу, индикаторную роль, свидетельствующую обизменении состава первичного расплава астено#сферного происхождения на более хромистый и бо#лее магнезиальный, что было обусловлено конта#минацией литосферного материала.

Благодарности. Авторы благодарны сотрудникамЛаборатории изотопных исследований Институтагеохимии СО РАН Н.С. Герасимову, С.И. Дрилю,Ю.А. Пахольченко за выполнение анализов, техни#ческие консультации, обсуждение результатов ра#боты. Авторы также выражают особую призна#тельность рецензенту статьи, ведущему сотрудни#ку ИГЭМ А.А. Носовой, за конструктивныезамечания как общего технического характера, таки по содержанию (интерпретации) раздела изотоп#ных исследований.

Исследование выполнено при поддержке инте!грационных грантов № 27.1, 59 и 115.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Агашев А.М., Орихаши Ю., Ватанабе Т. и др. Изотопно#геохимическая характеристика кимберлитов в связи спроблемой их происхождения // Геология и геофизика.2000. Т. 41. № 1. С. 90–99.Агашев А.М., Похиленко Н.П., Малъковец В.Г., Соболев Н.В.Sm#Nd изотопная система в мегакристаллах граната изкимберлитовой трубки Удачная (Якутия) и проблемапетрогенезиса кимберлитов // Докл. АН. 2006. Т. 407.№ 6. С. 806–809.Алымова Н.В., С.И. Костровицкий, Иванов А.С. и др.Пикроильменит из кимберлитов Далдынского поля(Якутия) // Докл. АН. 2004. Т. 395. № 6. С. 799–802.

Богатиков О.А., Кононова В.А., Голубева Ю.Ю. и др.Петрогеохимические и изотопные вариации составакимберлитов Якутии и их причины // Геохимия. 2004.№ 9. С. 915–939.Бородин Л.С., Лапин А.В., Пятенко И.К. Петрология игеохимия даек щелочно#ультраосновных пород и ким#берлитов. М.: Недра, 1976. 244 с.Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир,1983. 244 с.Дэвис Г.Л., Соболев Н.В., Харькив А.Д. Новые данные овозрасте кимберлитов Якутии, полученные уран#свинцовым методом по цирконам // Докл. АН СССР.1980. Т. 254. № 1. С. 175–179.Зайцев А.И., Смелов А.П. Изотопная геохронология по#род кимберлитовой формации Якутской провинции //Под ред. В.С. Шкодзинского. Якутск: Изд#во ОООРИЦ “Офсет”, 2010. 171 с.Илупин И.П., Каминский Ф.В., Францессон Е.В. Геохи#мия кимберлитов. М.: Недра, 1978. 352 с. Кинни П.Д., Гриффин Б.Дж., Хеамэн Л.М. и др. Опреде#ление U#Pb возрастов перовскитов из якутских ким#берлитов ионно#ионным масс#спектрометрическим(SHRIMP) методом // Геология и геофизика. 1997.Т. 38. № 1. С. 91–99.Кононова В.А., Голубева Ю.Ю., Богатиков О.А. Геохимиче#ская (ICP#MS геохимия, изотопия Sr, Nd, Pb) гетероген#ность кимберлитов Якутии: вопросы генезиса и алмазо#носность // Петрология. 2005. Т. 13. № 3. С. 227–252.Костровицкий С.И. Геохимические особенности минера#лов из кимберлитов. Новосибирск: Наука, 1986. 263 с.Костровицкий С.И., Митчелл Р.Х., Иванова Р.Н., Суво!рова Л.Ф. Тренды изменчивости состава мегакристовграната из алмазосодержащих и неалмазоносных ким#берлитовых трубок (Якутия, Россия) // Геология и гео#физика. 1997. Т. 38. № 2. С. 444–453.Костровицкий С.И., Морикио Т., Владыкин Н.В., Лепин В.С.Sr#Nd изотопная систематика кимберлитов и род#ственных пород севера Якутской провинции // Докл.АН. 1999. Т. 369. № 3. С. 371–374.Костровицкий С.И., Специус З.В., Алымова Н.В., Суво!рова Л.Ф. Клинопироксен#оливин#ильменитовая ме#гакристная ассоциация из кимберлитов трубки Удач#ная // Докл. АН. 2004. Т. 396. № 1. С. 93–97.Костровицкий С.И., Алымова Н.В., Яковлев Д.А. и др.Особенности типохимизма пикроильменита из алма#зоносных полей Якутской провинции // Докл. АН.2006.Т. 406. № 3. C. 350–354.Костровицкий С.И., Морикио Т., Серов И.В. и др. Изо#топно#геохимическая систематика кимберлитов Си#бирской платформы // Геология и геофизика. 2007.Т. 48. № 3. С. 350–371.Костровицкий С.И., Соловьева Л.В., Горнова М.А. и др.О происхождении мегакристов граната из кимберли#тов // Докл. АН. 2008. Т. 420. № 2. С. 225–230.Носова А.А., Сазонова Л.В., Наркисова В.В., СимакинС.Г. Элементы#примеси в клинопироксенах из палео#зойских вулканитов Тагильской островной дуги Сред#него Урала // Геохимия. 2002. № 3. С. 254–268.Рассказов С.В., Демонтерова Е.И., Иванов А.В. Эволю#ция позднекайнозойского магматизма на границе Ту#вино#Монгольского массива. Иркутск: ИЗК СО РАН,2007. 158 с.Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Интер#претация геохимических данных. М.: Изд#во “Интер#мет Инжиниринг”, 2001. 288 с.

4

162



Скублов С.Г. Геохимия редкоземельных элементов впородообразующих метаморфических минералах.Санкт#Петербург: Наука, 2005. 147 с.Соловьева Л.В., Владимиров Б.М., Днепровская Л.В. и др.Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: Веще#ство верхней мантии под древними платформами. Но#восибирск: ВО “Наука”, 1994. 256 с.Соловьева Л.В., Лаврентьев Ю.Г., Егоров К.Н. и др. Ге#нетическая связь деформированных перидотитов имегакристов граната из кимберлитов с астеносферны#ми расплавами // Геология и геофизика. 2008. Т. 49.№ 4. С. 281–301.Харькив А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А.И. Коренные место#рождения алмазов Мира. М.: Изд#во “Недра”, 1998. 556 с.Bell D.R., Moore R.O. Deep chemical structure of thesouthern African mantle from kimberlite megacrysts. SouthAfrican // J. Geology. 2004. V. 107. P. 59–80.Birck J.L. Precision K#Rb#Sr isotopic analyses: applicationto Rb#Sr chronology // Chemical. Geology. 1986. V. 56.P. 73–83. Brey G.P., Kohler T.J. Geothermometry in four#phase lherzo#lites II: new thermometers and a practical assessment of existingthermobarometers // J. Petrol. 1990. V. 31. P. 1353–1378.Brookins D.G. The strontium geochemistry of carbonates inkimberlites and limestones from Riley County, Kansas //Earth Planet. Sci. Lett. 1967. V. 2. P. 235–240.Burgess S.R., Harte B. Tracing lithosphere evolutionthrough the analysis of heterogeneous G9/G10 Grtnet inperidotite xenoliths, II: REE Chemistry // J. Petrol. 2004.V. 45. P. 609–634.Dawson J.B., Smith J.V. The MARID (mica#amphibole#rutile#ilmenite#diopside) suite of xenoliths in kimberlite //Geochim. Cosmochim. Acta. 1977. V. 41. P. 309–23.Eggler D.H., McCallum M.E., Smith C.B. Megacryst assem#blages in kimberlites from Northern Colorado and South#ern Wyoming: Petrology, geothermometry#barometry, andareal distribution // F.R. Boyd and H.O.A. Meyer, Eds. TheMantle Sample: Inclusions in kimberlites and other volca#nics. American Geophysical Union, Washington, D.C.1979. P. 213–226.Ernst R.E., Buchan K.L. Giant radiating dyke swarms: theiruse in identifying pre#Mesozoic large igneous and mantleplumes // Large igneous provinces: continental oceanic andplanetary volcanism. Amer. Geophys. Union Geophys.Monograph. 1997. V. 100. P. 297–333.Gregoire M., Bell D.R., Le Roex A.P. Trace elementgeochemistry of phlogopite#rich mafic mantle xenoliths:their classification and their relationship to phlogopite#bearing peridotites and kimberlites revisited // Contrib.Mineral. Petrol. 2002. V. 142(5). P. 603–625. Gregoire M., Bell D.R., Le Roex A.P. Garnet lherzolites fromthe Kaapvaal Craton (South Africa): Trace element evi#dence for a metasomatic history // J. Petrology. 2003. V. 44.№ 4. P. 629–657.Gurney J.J., Jacob W.R.O., Dawson J.B. Megacrysts fromthe Monastery kimberlite pipe, South Africa // R.F. Boydand H.A.O. Meyer, Eds, Proceedings of the 2nd Interna#tional Kimberlite Conference, Amer. Geophys. Union.1979. V. 2. P. 227–243.Haggerty S.E. The chemistry and genesis of opaque miner#als in kimberlite // Phys. Chem. Earth. New York: Perga#mon Press, 1975. V. 9. P. 295–308.Harte B., Hunter R.H., Kinny P.D. Melt geometry, move#ment and crystallization, in relation to mantle dykes, veins

and metasomatism // Philosophical Transaction of theRoyal Sosiety of London. Series A 342. 1993. P. 1–21.Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message fromoceanic volcanism // Nature. 1997. V. 385. P. 219–229.Jones R.A. Sr and Nd isotopic and rare earth element evi#dence for the genesis of megacrysts in kimberlites of south#ern Africa // P.H. Nixon, Ed. Mantle xenoliths. John WileySons Ltd, 1987. P. 711–724.Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B., Sobolev A.V. et al. Canpyroxenes be liquidus minerals in the kimberlite magma? //Lithos. 2009. V. 112S. Proceedings 9 IKC. P. 213–222.Kopylova M.G., Nowell G.M., Pearson D.G., Markovic G.Crystallization of megacrysts from protokimberlitic fluids:geochemical evidence from high#Cr megacrysts in the Jeri#cho kimberlite // Lithos. 2009. V. 112S. P. 284–295.Kostrovitsky S.I., Malkovets V.G., Verichev E.M. et al. Mega#crysts from the Grib kimberlite pipe (Arkhangelsk province,Russia) // Lithos. 2004. V. 77. P. 511–523.Kostrovitsky S.I., Morikyo T., Serov I.V., Rotman A.Ya. On kim#berlite origin // Doklady AS. 2004. V. 399. № 2. P. 236–240.Lepekhina E.N., Rotman A.Ya., Antonov A.V. et al. SHRIMPU#Pb dating of perovskite from kimberlites of Siberian plat#form (Verhnemunskoe and Alakite#Marhinskoe fields) // Pro#ceedings of the 9th International Kimberlite Conference.Frankfurt, Germany. 2008. № 91KC#A#00353.Merry M., Le Roex A. Megacryst suites from the Lekkerfon#tein and Uintjiesberg kimberlites, southern Africa: evidencefor a non#cognate origin. South African // J. Geology. 2007.V. 110. P. 597–610.Mitchell R.H. Kimberlites: mineralogy, geochemistry, andpetrology. New York: Plenum Press, 1986. 442 p.Moore A.E., Lock N.P. The origin of mantle#derived mega#crysts and sheared peridotites – evidence from kimberlites inthe northern Lesotho Orange Free State (South Africa) andBotswana pipe clusters // J. Geology. 2001. V. 104. P. 23–38. Nimis P., Taylor W. Single clinopyroxene thermobarometryfor Grtnet peridotites. Part I. Calibration and testing of aCr#in#Cpx barometer and an enstatite#in#Cpx thermometer //Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. No 5. P. 541–554. Nixon P.H., Boyd F.R. The Liqhobong intrusions and kim#berlitic olivine composition in Lesotho kimberlites //Lesotho kimberlite. Lesotho Nat. Dev. Corp. Lesotho.1973. P. 141–148.Nowell G.M., Pearson D.G., Bell D.R. et al. Hf isotope sys#tematics of kimberlites and their megacrysts: new con#straints on their source regions // J. Petrology. 2004. V. 45.№ 5. P. 1583–1612.Pearson D.G., Shirey S.B., Carlson R.W. et al. Re#Os, Sm#Nd, and Rb#Sr isotope evidence for the thick Archeanlithospheric mantle beneath the Siberian craton modifiedby multistage metasomatism // Geochem. Cosmochim.Acta. 1995. V. 59. № 5. P. 959–977.Smith C.B. Pb, Sr and Nd isotopic evidence for sources of Afri#can Cretaceous kimberlites. Nature. 1983. V. 304. P. 51–54.Spriggs A.J. A geochemical and isotopic study of kimberlitesfrom Namibia: Ph. D. thesis. University of Leeds. 1988. Tainton K.M., McKenzie D. The generation of kimberlites,lamproites, and their source rocks // J. Petrol. 1994. V. 35.P. 787–817.Xie Q., McCuaig T. C., Kerrich R. Secular trends in the melt#ing depths of mantle plumes: evidence from HFSE/REEsystematics of Archean high#Mg lavas and modern oceanicbasalts // Chem. Geology. 1995. V. 126. P. 29–42.

kimberlites and megacrystic suite: isotope-geochemical studies

Documents