ФОРМИРОВАНИЕ МЕГАКРИСТОВОЙ МИНЕРАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ В КИМБЕРЛИТАХ: МАГМАТИЧЕСКИЕ НИЗКОХРОМИСТЫЕ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ВЫСОКОХРОМИСТЫЕ МЕГАКРИСТЫ ИЗ ТРУБКИ ГРИБА, АРХАНГЕЛЬСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Носова¹ А.А., Голубкова² А.Б.

¹ИГЕМ РАН, г. Москва, e-mail: [email protected]

² Institute of Geochemistry and Petrology, ETH Zurich, e-mail: [email protected]
Ассоциация мегакристовых минералов  обычно крупных гранатов (Gar), клинопироксенов (Cpx), ильменитов (Ilm), флогопитов (Phl), оливинов (Ol), ортопироксенов (Opx)  в кимберлитах привлекает повышенное внимание исследователей, поскольку представляет наиболее высоко-Т, наиболее глубинные производные кимберлитовой (протокимберлитовой) магмы. Несмотря на то, что генетическая связь мегакристов с кимберлитами не вызывает сомнений у большинства исследователей, природа этой связи остается дискуссионной. Среди мегакристов принято выделять две ассоциации: высоко-Cr и низко-Сr, минералы второй по отношению к первой обеднены хромом и магнием, но обогащены кальцием.

Мегакристы низко-Cr ассоциации встречаются гораздо чаще, чем мегакристы высоко-Cr ассоциации (Kopylova et al., 2009; Kostrovitsky et al., 2008; Moore, Belousova, 2005). Обычно мегакристы представлены отдельными кристаллами, реже их сростками, при этом в них присутствуют минералы только одной ассоциации: высоко- либо низко-Cr. В очень редких случаях в одном фрагменте мегакристовой породы устанавливаются минералы обеих ассоциаций, при этом они имеют реакционные взаимоотношения (Moore, Belousova, 2005).

Граничные содержания Cr₂O₃, разделяющие гранаты низко-Cr и высоко-Cr ассоциаций, варьируют в различных кимберлитовых проявлениях и обычно составляют около 5 вес.%, но в кимберлитах Джерико, где присутствуют обе ассоциации, эта граница близка к 2.0 вес. % Cr₂O₃ (0.3-1.8 вес.% Cr₂O₃ в низко-Cr гранатах и 2.8-6.0 вес.% Cr₂O₃ в высоко-Cr гранатах (Kopylova et al., 2009). Определяющим для одновременного выделения гранатов двух ассоциаций является четкий разрыв в содержаниях Cr₂O₃ в несколько вес.%.

Изучение редких находок мегакристовых сростков, содержащих минералы обеих ассоциаций, позволяет рассмотреть их происхождение, непосредственно связанное с формированием вмещающих кимберлитов. Нами был исследован сросток (фрагмент мегакристовой породы) из кимберлитов трубки Гриба, расположенной в Архангельской провинции (север Восточно-Европейского кратона). Ранее мегакристы из этой высокоалмазоносной трубки были описаны в работе (Kostrovitsky et al., 2004) и отнесены к высоко-Cr ассоциации, также было сделано предположение об их кристаллизации из протокимберлитового расплава.

Петрографическая характеристика мегакристовой породы. Изученный нами фрагмент мегакристовой породы (размером 3×4 см), отвечающий по минеральному составу ильменит-гранатовому клинопироксениту, имеет крупнозернистую неравномернозернистую гранобластовую, участками коронарную структуру. Он сложен хромдиопсидом (до 15 мм), гранатом (более 2 мм), ильменитом (около 10 мм) и флогопитом, а также серпентиновым агрегатом. Внешние зоны граната представлены срастаниями граната с хромдиопсидом и содержат включения ильменита. Гранат окружен каймами флогопита, который также встречается в виде совместных с кальцитом включений в хромдиопсиде. Пространство между зернами граната, хромдиопсида и ильменита выполнено серпентином, содержащим зерна барита, титанита и кальцита.

Слагающий сросток минеральный агрегат по структурным особенностям может быть разделен на три ассоциации. Ассоциация Gar1+Cpx1+Ilm1+Phl1 (низко-Cr) слагает основную ткань породы, при этом Gar1, Cpx1 и Ilm1 образуют крупные зерна, а флогопит обрастает их, заполняя интерстиции. Gar1 и Gar2 сохраняется в виде доменов в крупных зернах, замещенных ассоциацией Gar3+Cpx2+Ilm2+Ru (высоко-Cr), которая формирует мелкозернистый агрегат, иногда симплектитового типа, развивающийся по Gar1 и Gar2 (высоко-Cr) как в форме зоны сплошной перекристаллизации от края к центру кристаллов, так и в виде короны, а также сети прожилков внутри зерен. При этом Gar1 и Gar2 сохраняются в виде реликтовых доменов преимущественно в центральных частях перекристаллизованных зерен (Gar1) и часто нескольких разобщенных доменов (Gar2). Наиболее внешняя часть зерен (кайма) Gar2 имеет более плотное строение. Таким образом, в строении зерен Gar2 различается реликтовый центральный домен с зональным строением, широкая промежуточная зона, сложенная агрегатом Gar3+Cpx2+Ilm2+Ru, и плотная кайма. Наконец, Carb+Phl2 присутствуют в виде жилок и включений в более ранних минералах. Особенности зерен гранатов сложного строения свидетельствуют о неравновесных соотношениях и имевших место процессах замещения и перекристаллизации при образовании мегакристовой породы.

Методика изучения составов минералов. Определение составов минералов выполнено методом EPMA, микроэлементный состав хромдиопсида и граната изучен методом SIMS. Определения изотопного состава кислорода были выполнены на установке фторирования с лазерным нагревом и газовым масс-спектрометре DELTA^plus, Finnigan.

Составы минералов. Все минералы изученного сростка имеют составы (как в отношении основных компонентов, так и элементов-примесей), типичные для мегакристов из кимберлитов. Основные компоненты. Ассоциация Gar1+Cpx1+Ilm1+Phl1 может быть отнесена к низкохромистым мегакристам. Gar1 при Mg# =0.82-0.79 обогащен Ti (TiО₂ от 1.34 до 3.24 вес. %), Na (Na₂O от 0.13 до 0.26 вес. %), Fe³⁺ (Fe³⁺/Fe²⁺ от 0.27 до 0.48) и резко обеднен хромом (Cr₂О₃ от 1.27 до 1.73 вес. %). Присутствующий в этой ассоциации Cpx1 (Mg# = 0.92-0.88) содержит 0.41-1.01 вес. % Cr₂О₃, 0.72-1.91 вес.% Al₂O₃ и 0.96-1.44 вес.% Na₂O+K₂O.

Зерна Ilm1 гомогенны по составу, но иногда наблюдается увеличение содержания Mg и Cr (2.19-2.70 вес. % Cr₂О₃) в краевых частях кристаллов. Домены Gar2 по сравнению с Gar1 при близкой Mg# (0.81-0.78) отличаются высоко-Cr составом: Cr₂О₃ варьирует от 3.03 до 4.37 вес. %. Они также характеризуются повышенными содержаниями TiО₂ (от 1.34 до 2.30 вес. %) и умеренными Na₂O (0.11-0.13 вес. %) при Fe³⁺/Fe²⁺ в пределах 0.16-0.19. Согласно этим характеристикам Gar2 принадлежит к мегакристам высокохромистой ассоциации. Ассоциация Gar3+Cpx2+Ilm2 также отвечает высокохромистым мегакристам. Gar3 содержит 2.80-4.26 вес. % Cr₂О₃ при Mg# = 0,78-0.80, содержания TiО₂ (0.58-1.71 вес. %), Na₂O (0.09 вес. %) и Fe³⁺/Fe²⁺ (0.12) близки к таковым в Gar2. Cpx2 отличается от Cpx1 более высокими содержаниями Cr₂О₃ (1.06-1.63 вес. %), Al₂O₃ (2.53-3.45 вес. %) и Na₂O+K₂O (1.57-1.92 вес. %). Ilm2, напротив, содержит меньше Cr₂О₃ (1.62-2.04 вес. %), чем Ilm1.

Зональность в гранатах. Особенностью как низкохромистого Gar1, так и высокохромистого Gar2 является хорошо выраженная зональность в распределении Mg, Fe, Cr и других компонентов. Зональность имеет преимущественно осцилляторный характер, с зонами различной ширины (5-50 мкм). Эти зоны могут быть конформны границам зерен (насколько можно судить по сохранившимся реликтовым доменам), но в большинстве случаев имеют диффузный, пятнистый характер, причем иногда можно проследить их связь с жилками, выполненными микрозернистым агрегатом с Gar3. В сохранившихся доменах низкохромистого Gar1 центральные части имеют Mg# = 0.79-0.80, тогда, как в краевых частях Mg# несколько повышается до 0.80-0.82. В этом же направлении происходит уменьшение содержаний TiО₂ и Na₂O, падение отношения Fe³⁺/Fe²⁺, концентрация Cr₂О₃ ведет себя незакономерно. В доменах высокохромистого Gar2 центральные части имеют Mg# = 0.79-0.80, в краевых частях Mg# варьирует от 0.78 до 0.81. При этом краевые части обогащаются Cr₂О₃, TiО₂, Na₂O, в них возрастет Fe³⁺/Fe²⁺. Состав высокохромистого Gar3 из мелкозернистых агрегатов близок к центральным частям Gar2.

Элементы-примеси. Распределение элементов-примесей в Gar1 и Gar2 весьма сходно и типично для гранатов мегакристовой ассоциации. Они обогащены слабо фракционированными средними-тяжелыми РЗЭ и резко деплетированы La и Ce. Как для высоко-Cr Gar2, так и для низко-Cr Gar1 на мультиэлементных диаграммах характерны отрицательные аномалии Sr и обогащение Zr и Hf, а также Nb относительно La. Распределение РЗЭ в Gar3 отличается обогащением легкими лантаноидами, в результате спектр приобретает синусоидальный характер, значение отношения La/Ybn повышается до 0.2-0.6 в отличие от типичного для мегакристов значения La/Ybn около 0.01, наблюдаемого в Gar1 и Gar2. Мультиэлементные спектры Gar3 в области «совместимых» элементов (Nd-Yb) совпадают со спектрами гранатов Gar1 и Gar2, но в области несовместимых элементов (от Rb до Sr) они сильно различаются за счет обогащения Gar3 этими элементами.

Клинопироксены также характеризуются сходным с мегакристовым распределением элементов-примесей. Мультиэлементные диаграммы Срх имеют типичный «колоколобразный» вид: в них наблюдается обогащенность в области La-Ti с характерной отрицательной аномалией Zr и умеренное деплетирование в области тяжелых РЗЭ. Обращают на себя внимание положительные аномалии Sr и К. Спектры РЗЭ характеризуются очень сильно фракционированным характером, с резким обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых лантаноидов.

Изотопный состав кислорода в мегакристах. Клинопироксены характеризуются значениями δ¹⁸О = 5.31-5.56 ‰, флогопит – 6.29 ‰, ильмениты  3.88-4.02 ‰, а гранаты отличаются повышенными (по сравнению с характерными для мантийных минералов) значениями δ¹⁸О = 5.85-6.92 ‰. Такие значения δ¹⁸О обычно наблюдаются в гранатах эклогитовых парагенезисов из кимберлитов, для источника которых – субдуцированной океанической коры  предполагаются низко-Т изменения (Riches et al., 2010). Для гранатов эклогитовых парагенезисов из трубки Гриба были получены значения δ¹⁸О в интервале 4.05-5.64 ‰ (Malkovets et al., 2008).

Оценки Р-Т параметров формирования мегакристов. Оценки условий образования мегакристовой ассоциации были выполнены с использованием двух подходов: геотермометра на основании содержаний Ni в гранате (Canil, 1999) и клинопироксенового геотермобарометра (Nimis, Taylor, 2000). Первый предполагает равновесное с оливином распределение Ni в гранате; поскольку в нашем случае оливин не сохранился, в расчетах было принято содержание Ni 2900±360 ppm, типичное для мантийных оливинов (Ryan et al., 1996); использовались содержания Ni в гранате (только в гомогенных частях доменов), полученные методом EPMA. Аналогичный расчет был выполнен и для мегакристов граната из трубки Гриба, составы которых приведены в работе (Kostrovitsky et al., 2004). Полученные значения температур лежат в интервале 1220-1598°K, первые отвечают мегакристам из (Kostrovitsky et al., 2004), вторые – нашему случаю. Рассчитанные с помощью геобарометра (Cr-in-Cpx, Nimis, Taylor, 2000) P для Срх1 составили 60-62 кбар при Т = 1598°K и P = 40-56 кбар при Т = 1220°K. Геотермометр (enstatite-in-cpx, Nimis, Taylor, 2000) при расчете с учетом полученных давлений дает для Срх1 интервал Т в 1320-1361°K. Учитывая многочисленные допущения, принятые в расчетах, средние параметры формирования мегакристовой ассоциации можно с осторожностью оценить в Р около 50 кбар и Т около 1100°С; в таком случае эти параметры несколько выше средней геотермы архейских кратонов 41±11 mW/m2 (Rudnick et al., 1998). Образование ламелей рутила в ильмените Ilm1 происходило при температурах не ниже 1000-1100°С и фугитивности кислорода ΔlgfO₂(NNO) – 3.7 при давлении порядка 40 кбар (Голубкова и др., 2012).

Процессы диффузии и перекристаллизации. Как известно, зональное строение не характерно для минералов мегакристовой ассоциации; зональными бывают гранаты из деформированных перидотитов, приближающиеся по составу к мегакристам (Burgess and Harte, 2004). Редкие случаи зонального строения были описаны для гранатов из мегакристовых сростков кимберлитов Джерико, образовавшихся за счет метасоматической переработки перидотитов (Kopylova et al., 2009), а также в мегакристах из кимберлитов Файетт (Hunter, Taylor, 1984), образованных при смешении высоко- и низко-Cr протокимберлитовых магм.

Текстурно-структурные соотношения минеральных фаз в изученном фрагменте мегакристовой породы и гетерогенность их состава, проявленная в первую очередь в гранатах, свидетельствуют, что порода испытала метасоматические преобразования. Отчетливо выраженная зональность в гранатах (сохранность этой зональности свидетельствует, что окончательное формирование породы произошло незадолго до внедрения кимберлитов) имеет, на наш взгляд, различное происхождение. Распределение Mg и Cr в зональных кристаллах граната может быть ключом к пониманию природы зональности: в случае ростовой (магматической) зональности следует ожидать понижения концентраций Cr по мере снижения Mg#, тогда, как в случае диффузионной (реакционной) зональности возможны обратные соотношения (Hunter, Taylor, 1984). В доменах низко-Cr Gar1 наблюдается тенденция к снижению Cr/(Cr+Al) по мере уменьшения значений Mg#; в высоко-Cr доменах Gar2, напротив, отчетливо выражен рост Cr/(Cr+Al) при падении Mg#. Можно полагать, что в доменах Gar1 сохранилась реликтовая ростовая зональность, несколько нарушенная за счет взаимодействия с метасоматизирующим высоко-Cr агентом (расплавом, флюидом). Домены Gar2 представляют результат замещения этим агентом исходного Gar1. Изменения в ходе взаимодействия низко-Cr ассоциации с высоко-Cr метасоматизирующим агентом, природа которых не ясна (возможно, возрастание отношения порода/расплав или доли СО₂-флюида в составе агента?) привели к тому, что процессы диффузионного замещения сменились растворением и кристаллизацией высоко-Cr ассоциации Gar3+Cpx2+Ilm2.

Расплавы (флюиды), равновесные с мегакристами. Геохимический характер расплавов, которые могли быть в равновесии с Срх, был оценен путем расчета с использованием Kd для карбонатитовых (данные экспериментальных исследований Klemme et al., 1995; Blundy, Dalton, 2000) и кимберлитовых (Fujimaki, Tatsumoto, 1984) расплавов. По сравнению с первичными кимберлитовыми расплавами трубки Джерико (Price et al., 2000) полученные составы расплавов отличаются наличием положительных Sr и К аномалий. Подобные аномалии отмечались в спектрах модельных расплавов, полученных для кимберлитов Дайвик (Araujo et al., 2009). Можно с осторожностью предположить, что расплавы, формировавшие мегакристы ранней ассоциации, характеризовались повышенной долей СО₂, и, возможно, K₂O (поскольку как Срх, так и модельные расплавы имеют положительную К аномалию).

Выводы. Изученный фрагмент мегакристовой породы из кимберлитов трубки Гриба содержит минералы как низкохромистой, так и высокохромистой ассоциаций, включающих зональные гранаты в сложных реакционных соотношениях. На основании проведенных исследований составов минералов можно сделать следующие предварительные предположения: 1) ранняя низко-Cr ассоциация была сформирована путем кристаллизации из сильно фракционированного протокимберлитового расплава с повышенной долей СО₂; 2) более поздняя высоко-Cr ассоциация формировалась метасоматическим путем за счет механизмов диффузии и перекристаллизации при взаимодействии с новой порцией кимберлитового расплава, ассимилировавшей большую долю перидотитового материала.