Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 505, № 1, стр. 38-45

ВВЕДЕНИЕ

Кимберлиты являются уникальными природными объектами, содержащими вещество литосферной мантии в виде ксенолитов и ксенокристов. Хромсодержащий гранат пиропового состава является одним из самых информативных минералов-индикаторов кимберлита, так как интерпретация его состава позволяет получать информацию о типах мантийных пород, их соотношении и положении в разрезе литосферной мантии. Хромдиопсид также является важным для изучения минералом-индикатором кимберлита, так как существующие методы термобарометрии дают возможность получать данные по параметрам температуры и давления, что в свою очередь позволяет определять тепловой режим литосферной мантии на момент кимберлитового магматизма. Использование в комплексе данных по составам гранатов и хромдиопсидов позволяет определять основные характеристики литосферной мантии: состав, строение, термальный режим, глубину залегания нижней границы и мощность “алмазного окна”. Эта информация имеет фундаментальное значение как для понимания особенностей состава и строения литосферной мантии в районе известных кимберлитовых трубок с разной степенью алмазоносности, так и на этапах поисково-разведочных работ на алмазы с целью выявления перспективных объектов и территорий алмазодобычи.

Кимберлитовая трубка им. В. Гриба (372 ± 8 млн лет [1]) является частью масштабного девонского-верхнекаменноугольного этапа (390–340 млн лет) основного и ультраосновного магматизма в Архангельской алмазоносной провинции (ААП) (обзор в [2]). Особенностью этой трубки являются высокая алмазоносность (0.93–1.27 кар/т в диатремовой части [3]), а также большое количество и разнообразие слабоизмененных мантийных пород и ксенокристов по сравнению с другими кимберлитовыми объектами ААП. В настоящей работе мы приводим данные по концентрациям главных элементов для 1100 зерен гранатов (в том числе данные по Ni) и 831 зерна клинопироксенов из кимберлита трубки им. В. Гриба для выявления основных характеристик высокоалмазоносной литосферной мантии в этом регионе.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Гранаты и хромдиопсиды были отобраны методом случайной выборки из концентрата минералов тяжелой фракции, полученного из раздробленных образцов кимберлита диатремовой части трубки. Концентрации главных элементов в гранатах и хромдипосидах определялись с помощью электронно-зондового микроанализатора “JEOL” JXA-8100 в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Новосибирск) при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе 50 нА с размером пучка 1 мкм. Время подсчета составляло 20 с для пиков сигнала и 10 с для фона; был применен метод коррекции ZAF. Пределы обнаружения составляли <0.05 мас. % для всех анализируемых элементов, в том числе 0.01 мас. % для Cr и Mn, 0.02 мас. % для Ti и Na и 0.05 мас. % для K. Для определения концентраций Ni были использованы ускоряющее напряжение 25 кВ и ток 300 нА, время подсчета составляло 400 с для пиков сигнала и фона. Концентрации Ni были дополнительно определены методом масс-спектрометрии с использованием квадрупольного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой XSERIES2 (“Thermo Scientific”) с лазерной абляцией Nd:YAG LaserProbe в Аналитическом центре НГУ (г. Новосибирск). Соответствие данных по концентрациям Ni в гранатах, определенных методами микрозондового анализа и LA–ICP–MS, находится в пределах 90–100%.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

На основании цветовых характеристик гранаты были разделены на четыре группы: фиолетовые (46% от общего количества зерен), красные (11%), оранжевые (21%) и красно-оранжевые (22%). Для установления парагенезисов гранатов были использованы классификации [4, 5]. Распределение парагенезисов гранатов для каждой цветовой группы и в целом для трубки представлено на рис. 1. Преобладающая часть зерен фиолетовых гранатов (80%) относится к лерцолитовой ассоциации; красных и красно-оранжевых (50 и 39% соответственно) – к мегакристам; оранжевых (64%) – к ассоциации низкохромистых пироксенитов. Данные по всем гранатам из трубки указывают на то, что среди гранатов перидотитовой ассоциации преобладают пиропы лерцолитового парагенезиса (47% от общего количества всех зерен) при подчиненном значении дунит-гарцбургитовых пиропов (11%), и редко встречены пиропы из деформированных лерцолитов (1%) и верлитов (0.4%). Полю гранатов дунит-гарцбургитовой “алмазной ассоциации” соответствует 4% гранатов от общей выборки (рис. 2). Для трубки отмечается ранее не установленное [6] высокое содержание пиропов мегакристной (16.6%) и низкохромистой пироксенитовой (15%) ассоциаций. Доля гранатов эклогитового парагенезиса составляет 9%.

Рис. 1.

Распределение парагенезисов гранатов (%) различных цветовых групп из кимберлитовой трубки им. В. Гриба на основании классификаций [4, 5]. Lz – лерцолитовый/G9, Lz def – деформированные лерцолиты, Hz – гарцбургитовый/G10, HzDA – гарцбургит-дунитовый “алмазная ассоциация”/G10DA, W – верлитовый, Meg – мегакристы, Р – низкохромистый пироксенитовый/G4, E – эклогитовый/G3.

Рис. 2.

Положение точек составов гранатов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба на диаграмме [4]. Поля ассоциаций эклогитов (Е/G3) и низкохромистых пироксенитов (Р/G4) проведены согласно [5].

Все изученные гранаты характеризуются однородным составом в пределах зерна без признаков зональности. Среди гранатов наблюдается тренд одновременного уменьшения концентраций TiO₂ и увеличения значений mg# (Mg/(Mg + Fe)) и содержаний Cr₂O₃ от гранатов мегакристной ассоциации (TiO₂ = 0.7–1.8 мас. %; Cr₂O₃ = 1.5–4.2 мас. %; mg# = 0.76–0.82) к лерцолитовым (TiO₂ = 0.01–0.7 мас. %; Cr₂O₃ = 1–10 мас. %; mg# = 0.75–0.85), гарцбургитовым (TiO₂ = 0.02–0.5 мас. %; Cr₂O₃ = = 5.1–12.3 мас. %; mg# = 0.81–0.85) и гарцбургит-дунитовым “алмазной ассоциации” (TiO₂ = =  0.01–0.3 мас. %; Cr₂O₃ = 5–13.5 мас. %; mg# = 0.82–0.87; рис. 3а, 3б). В распределении Na₂O/TiO₂ [7] > 70% гранатов эклогитового парагенезиса соответствуют полю включений в алмазах (рис. 3е), но, тем не менее, содержат более низкие концентрации Na₂O по сравнению с таковыми из включений в алмазах ААП [8].

Рис. 3.

Особенности состава гранатов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Распределение TiO₂/mg# (а), Cr₂O₃/mg# (б), TiO₂/Ni (в), Т°С/mg# (г) в гранатах перидотитовой и мегакристной ассоциаций; Р/Cr₂O₃ (д) в гранатах перидотитовой ассоциации и TiO₂/Na₂O (е) в гранатах эклогитового парагенезиса. Lz – лерцолитовый/G9, Lz def – деформированные лерцолиты, Hz – гарцбургитовый/G10, HzDA – гарцбургит-дунитовый “алмазная ассоциация”/G10DA, Meg – мегакристы, W – верлитовый, 1 – гранаты эклогитовой ассоциации из трубки им. В. Гриба, 2 – гранаты из крупнозернистых эклогитов субдукционного генезиса из трубки им. В. Гриба [13]. Включения в алмазах мира [7], включения в алмазах ААП [8].

На основании концентраций Al₂O₃ и Cr₂O₃ и диаграммы [9] было определено, что из 831 зерен клинопироксенов 86% (712 зерен) являются хромдиопсидами (0.5 < Cr₂O₃ < 3.4 мас. %; mg# = = 0.86–0.95), типичными для кратонных перидотитов, в том числе по составу идентичны таковым из перидотитов месторождений им. М.В. Ломоносова и им. В. Гриба [10–12]; 12% – диопсидами с содержанием Cr₂O₃ < 0.5 мас. % и генетически могут относиться к мегакристной ассоциации (mg# = 0.83–0.96); 1% – омфацитами (0.21 < < Na/Na + Ca < 0.52; mg# = 0.77–0.90), типичными для мантийных эклогитов, в том числе по составу идентичным высоко- и низкомагниевым разновидностям из трубки им. В. Гриба, имеющим субдукционный генезис [13]); и 1% – хромдиопсидами из мантийных внекратонных перидотитов (рис. 4а). Для расчета РТ-параметров были использованы данные по составу хромдиопсидов, соответствующих по составу полю “кратонных перидотитов” (712 зерен), с использованием термобарометра [14] и рекомендаций [15]. Термобарометр [14] основан на комбинации термометра “En-in-Cpx” (энстатитовый компонент в клинопироксене) и барометра “Cr-in-Cpx”, при условии равновесия между хромдиопсидом, энстатитом и гранатом. Для получения корректных значений Р и Т были использованы зерна, состав которых соответствует протоколу [15]: 1) сумма катионов, рассчитанных на 6 атомов кислорода, должны находиться в диапазоне 3.98–4.02, исключено 12 зерен (2%); 2) концентрации Al₂O₃ ≥ 0.7 мас. % и Al₂O₃ ≥ 12.175–0.6375*MgO мас. %, исключено 407 зерен (57%); 3) значения Cr# (Cr/(Cr + Al)) в диапазоне от 0.1 до 0.65, не исключено ни одного зерна; 4) α_Cr/Cr# > > 0.011, где α_Cr = Cr–0.81*(Na + K)*Cr/(Cr + Al), исключено 218 зерен (31%). В результате отбраковки составы 75 зерен (10%) были использованы для РТ-расчетов. Расчетные значения РТ-параметров для хромдиопсидов (рис. 4б) находятся в интервале Т от 710 до 1163°С и Р от 28 до 61 кбар и соответствуют интервалу глубины от ~90 до ~180 км. Значения РТ-параметров соответствуют тепловому потоку 35–37 мВ/м² в центральной части литосферной мантии (120–150 км) и от 37 до 40  мВ/м² в ее верхних (<120 км) и нижних (>150 км) участках.

Рис. 4.

Положение точек составов ксенокристов клинопироксенов из кимберлитовой трубки им. В. Гриба на диаграмме [9] (а) и расчетные РТ-параметры по [14] (б) для хромдиопсидов. Составы клинопироксенов из крупнозернистых эклогитов субдукционного генезиса из трубки им. В. Гриба [13]. Гранатовые перидотиты [11, 12]. Тепловые потоки [20]. Зона перехода графит–алмаз [17].

Для оценки параметра Т для гранатов был использован термометр [16], основанный на зависимости значений коэффициента распределения Ni между сосуществующими в равновесии гранатом и оливином от температуры. Гистограмма распределения параметра T_Ni для гранатов лерцолитовой, гарцбургитовой, низкохромистых пироксенитовой и мегакристной ассоциаций из трубки им. В. Гриба показана на рис. 5. Большинство гранатов лерцолитового (72%), гарцбургитового (70%) и гарцбургит-дунитового “алмазного” (86%) парагенезисов соответствует диапазону температур от 900 до 1100°С, интервалу, традиционно считающемуся полем температур, при которых стабилен алмаз [17]. Практически все (94%) гранаты ассоциаций деформированных перидотитов и мегакристов характеризуются параметром Т от 1000 до 1200°С. Треть гранатов (34%) низкохромистой пироксенитовой ассоциации имеет параметр Т, соответствующий полю стабильности графита. Для определения параметра Р для гранатов лерцолитовой, гарцбургитовой и низкохромистой пироксенитовой ассоциаций был использован метод проецирования полученных значений Т на геотерму 37 мВ/м² (рис. 6). Гранаты лерцолитового парагенезиса характеризуются широким диапазоном значений Т (720–1240°С) и Р (30–73 кбар), соответствуя интервалу глубины от ~90 до ~220 км; 100% гранатов гарцбургит-дунитового парагенезиса, в том числе “алмазной ассоциации”, соответствуют полю стабильности алмаза с параметрами Т от 900 до 1180°С и Р от 40 до 66 кбар, соответствуя интервалу глубины от ~120 до ~200 км. Гранаты низкохромистой пироксенитовой ассоциации характеризуются самыми широкими вариациями Т (от 630 до 1250°С) и Р (26–75 кбар), соответствуя интервалу глубины от 75 до 225 км. Каких-либо корреляций между значениями Cr₂O₃, TiO₂, mg# и Cr# гранатов с расчетными параметрами давления не наблюдается (рис. 3в–3д).

Рис. 5.

Гистограмма распределения параметра T_Ni по [16] для гранатов лерцолитовой, гарцбургит-дунитовой, низкохромистых пироксенитовой и мегакристной ассоциаций из трубки им. В. Гриба.

Рис. 6.

Положение точек расчетных значений T_Ni по [16] гранатов лерцолитовой, гарцбургит-дунитовой и низкохромистой пироксенитовой ассоциаций из трубки им. В. Гриба на геотерме 37 мВ/м² [20]. Max и min – максимальные и минимальные значения мощности соответственно. Зона перехода графит–алмаз [17].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Данные по составу ксенокристов гранатов и хромдиопсидов, представленные в настоящей работе и полученные ранее для образцов мантийных перидотитов [11, 12] позволяют более детально охарактеризовать состав, строение и термальный режим литосферной мантии в районе высокоалмазоносной трубки им. В. Гриба на момент кимберлитового магматизма. Расчетные РТ-параметры ксенокристов хромдиопсидов свидетельствуют об опробовании участка литосферной мантии в интервале ~80–180 км, термальный режим которой соответствует 35–37 мВ/м² в ее центральной части (120–150 км) и 37–40 мВ/м² в ее верхних (80–120 км) и нижних (150–180 км) участках. РТ-параметры гранатовых перидотитов [11, 12] соответствуют тепловым потокам 37–40 мВ/м² в верхних и нижних частях литосферной мантии (70–110 и 140–230 км) и от 35 до 40 мВ/м² в ее центральной части (110–140 км; рис. 3б). Зона перехода графит–алмаз может быть предположена при минимальных значениях Т от 800 до 900°С, что соответствует глубине от 120 км. Максимальные значения Р для гранатовых перидотитов определены в 51 кбар [12] и 60 и 77 кбар [11], соответствуя глубине ~155, ~180 и ~230 км. При проецировании параметра Т_Ni на геотерму 37 мВ/м² максимальные значения Р для гранатов определены как 63 кбар для гарцбургитовой “алмазной” ассоциации, 66 кбар для гарцбургитовой ассоциации и 73 кбар для лерцолитовой ассоциации, что соответствует глубине ~190, ~200 и 220 км соответственно. Таким образом, нижняя граница литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба может находиться в интервале глубин 210–230 км, что соответствует таковой, определенной для высокоалмазоносной кимберлитовой трубки Архангельская [18]. Мощность “алмазного окна” может варьировать от минимальной ~80 км при термальном режиме 40 мВ/м² до максимальной ~110 км при термальном режиме 35 мВ/м² (рис. 3б). При условии термального режима 37 мВ/м² мощность “алмазного окна” составит ~105 км; при этом может быть установлено, что гранат-содержащие лерцолиты и низкохромистые пироксениты представлены на всем участке литосферной мантии от ~70 до 210–230 км; гарцбургиты – в центральной и нижней частях литосферной мантии от ~120 до 200 км; гарцбургит-дуниты “алмазной ассоциации”, т.е. потенциально алмазоносные породы могут представлять пятидесятикилометровый интервал литосферной мантии от ~140 до ~190 км (рис. 6). Расчетные значения Т для гранатов ассоциации мегакристов и деформированных перидотитов свидетельствуют о расположении этих типов пород преимущественно в нижней части литосферной мантии (>120–130 км), но оценить глубину их нахождения затруднительно, так как они могут представлять значительно более прогретые (до 40–45 мВ/м² по [19]) локальные участки литосферной мантии.

Отсутствие положительной корреляции между значениями Mg# и расчетной глубиной для гранатов лерцолитовой и гарцбургит-дунитовой ассоциаций (рис. 3в–д) исключает более деплетированный состав пород в нижней части литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба. Присутствие высокохромистых (>7 мас. %) гранатов лерцолитового парагенезиса на всем участке литосферной мантии (рис. 3д) свидетельствует о том, что процессы рефертилизации могли быть проявлены вдоль всего ее разреза. Концентрации TiO₂ в гранатах лерцолитовой ассоциации также не показывают каких-либо корреляций ни с расчетными параметрами температуры (рис. 3в), ни с определенными значениями давления и глубины, свидетельствуя о том, что процессы высокотемпературного мантийного метасоматоза также могли быть проявлены вдоль всего разреза литосферной мантии. Тем не менее результаты настоящего исследования показывают, что более деплетированные породы типа гарцбургит-дунитов, в том числе потенциально алмазоносные, сохранились исключительно в ее центральной и нижней частях на момент кимберлитового магматизма (рис. 6). Учитывая достаточно низкий процент гранатов “алмазной ассоциации” (от 4 до 6% по нашим данным и [6] соответственно) и высокую алмазоносность трубки им. В. Гриба, можно предположить, что алмазоносность изученного участка литосферной мантии могла быть связана не только с деплетированными породами гарцбургит-дунитового типа, но и с лерцолитами, содержащими высокохромистые пиропы (как предложено в [6]), которые также достаточно распространены в нижней части литосферной мантии при РТ-параметрах стабильности алмаза. Связь алмазоносности литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки им. В. Гриба с породами эклогитового типа в настоящее время нельзя ни подтвердить, ни исключить, так как данные по составам включений в алмазах из трубки им. В. Гриба отсутствуют и алмаз-содержащие эклогиты до сих пор не обнаружены, но более 70% ксенокристов гранатов эклогитового парагенезиса содержат концентрации Na₂O и TiO₂, соответствующие полю включений в алмазах.