СЛОЖНАЯ ИСТОРИЯ ТЕРМАЛЬНОГО РЕЖИМА ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ ПРИАНАБАРЬЯ: РЕКОНСТРУКЦИИ НА ОСНОВЕ КСЕНОКРИСТАЛЛОВ ИЗ КИМБЕРЛИТОВ

Эволюцию термального режима литосферной мантии Сибирского кратона (СК) активно изучают разные исследователи [Muravjeva et al., 2022; Dymshits et al., 2020, 2023b; Ashchepkov et al., 2019; Tychkov et al., 2018; Griffin et al., 1999; Sobolev, 1977; Ziberna et al., 2016], используя минералы из концентрата тяжелой фракции кимберлитов, а также мантийные ксенолиты. Эти исследования выявили значительные различия в толщине и составе литосферной мантии, а также геотермические градиенты между южными алмазоносными и северными кимберлитовыми полями (т.е. архейскими Маганским и Анабарским террейнами на юге и протерозойскими Хапчанским и Биректинским террейнами на севере) (рис. 1). Причины подобной гетерогенности литосферной мантии интерпретируются по-разному. В работе [Griffin et al., 1999] авторы на основе анализа более 4000 зерен ксенокристаллов граната из 65 кимберлитовых трубок СК отметили увеличение регионального теплового потока с 35 до 40 мВт/м² и обеднение низов литосферной мантии гарцбургитовым компонентом и связали эти процессы с многократным рифтингом на протяжении фанерозоя. В работе [Ashchepkov et al., 2019] различия в термальном режиме и составе пород литосферной мантии под южным и северными кимберлитовыми полями объясняются процессами субдукции, которые периодически затрагивали СК и его окраины на протяжении всего протерозойского времени. Н.П. Поxиленко c соавторами [Pokhilenko et al., 1999, 2002] на основе сравнительного изучения пиропов из более чем ста кимберлитовых трубок Сибирской платформы делают вывод о существенном изменении состава и утонении литосферы в ее северной части к верхнеюрскому времени. По этим данным мощность литосферы региона составляла в палеозойское время 180–230 км и около 130–150 км в мезозойское, а тепловой поток изменился, соответственно, от 37 до 40–41 мВт/м². При этом авторы считают, что пермско-триасовая тектонотеpмальная активизация CК была вызвана воздействием так называемого суперплюма, приведшим к интенсивному трапповому вулканизму 250 млн лет назад, и стала основной причиной существенного преобразования литосферной мантии кратона и увеличения в ее составе доли пироксенитовых пород [Pokhilenko et al., 2002; Howarth et al., 2014].

Традиционно Якутская кимберлитовая провинция (ЯКП) разделяется на южную и северную субпровинции. К южной субпровинции относятся пять кимберлитовых полей – Мирнинское, Накынское, Алакит-Мархинское, Далдынское и Верхнемунское, в которых сконцентрированы известные коренные месторождения алмазов СК. К северным относятся две группы полей, в данную работу были включены следующие: четыре поля, приуроченные к южному и восточному склону Анабарского щита: Куранахское (228–211 млн лет), Лучаканское (225–217 млн лет), Дюкенское (несколько этапов магматизма: 228–217 и 168–163 млн лет), Ары-Мастахское (достоверно датированы 229–214 млн лет), и одно поле, расположенное в Оленекском поднятии: Чомурдахское (429–408 млн лет) [Sun et al., 2014, 2018].

В данном исследовании использовались образцы клинопироксенов из ксенолитов и ксенокристаллы из концентрата тяжелой фракции кимберлитов. Всего было отобрано 712 зерен, из них 149 зерен из Дюкенского, 124 зерна из Куранахского, 90 ксенокристаллов клинопироксена из Чомурдахского, 44 ксенокристалла из Лучаканского и 90 кристаллов клинопироксена из Ары-Мастахского кимберлитового поля.

Для каждого зерна было проведено 1–3 измерения и рассчитано среднее значение. Содержания главных и примесных элементов в клинопироксенах определялись на электронно-зондовом микроанализаторе JEOL JXA-8200 (ЦКП «Изотопно-геохимических исследований» Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск) с пятью спектрометрами c волновой дисперсией. Для последующей оценки давлений и температур химические составы клинопироксенов отбраковывались в соответствии со схемой, представленной в работе [Ziberna et al., 2016], так как не любой пироксен может быть использован для мономинеральной термобарометрии [Nimis, Taylor, 2000].

Подгонка линии геотермы к набору PT-данных (Supple 1 на странице статьи онлайн) производилась в оригинальной программе Gtherm (https://gtherm.ru/index.html), созданной авторами данной работы. В качестве модели использована работа [Hasterok, Chapman, 2011], которая признана мировым сообществом исследователей как достаточно достоверная. По модели [Hasterok, Chapman, 2011] оценивается температура литосферных слоев, исходя из начальных условий – мощности составляющих основу литосферных слоев, данных теплового потока в слоях. Программа позволяет провести оценку теплового потока на поверхности по данным оценки температуры литосферных слоев исследуемого объекта. Задача оценки теплового потока представлена как проблема оптимизации отклонения измеренных значений температуры слоев на различных глубинах (PT-оценки ксенокристаллов клинопироксена) от профиля моделируемой геотермы, задаваемого начальным значением теплового потока. Процедура оптимизации параметра модели строилась на основе расчета оценок отклонений измеренных значений геотермы от вычисленных для нескольких начальных значений теплового потока (35, 35.2, 35.4, …, 39 мВт/м²) аппроксимацией промежуточных значений отклонений сплайнами третьего порядка с применением метода одномерной оптимизации «Золотое сечение» на полученном сплайне. Аппроксимация сплайном позволяет не тратить вычислительные ресурсы для проведения процедуры моделирования в процессе решения оптимизационной задачи при обеспечении требуемой точности (0.1 мВт/м²). Программа находится в свободном доступе и может быть использована широким кругом исследователей для оценки теплового режима различных геодинамических обстановок.

Мощность литосферы в литературе имеет разные определения. В данной работе граница литосферы с астеносферой оценивается как пересечение геотермы, рассчитанной по данным давлений и температур мантийного материала, с потенциальной адиабатой 1315 °С (TBL – thermal boundary layer – термическая граница), так как в астеносфере конвективное перемешивание приводит к адиабатическому распределению температуры. Термический пограничный слой включает кондуктивный слой и переходную зону (где наблюдается и конвективный, и кондуктивный теплоперенос) и простирается до глубин, пограничных с астеносферным слоем [Kuskov et al., 2014].

Исследования ксенолитов позволяют оценить мощность петрологической литосферы или химического погранслоя (CBL – chemical boundary layer), который можно определить как слой, сильно обедненный базальтоидными компонентами [Kuskov et al., 2014]. Нижняя граница петрологической литосферы иногда определяется по переходу от деплетированных до фертильных составов (например, глубина, с которой выносятся гранаты с низкими содержаниями рассеянных элементов, в частности, Y<10 г/т [Griffin et al., 1999]), иногда она оценивается по наиболее глубинным образцам, которые выносятся кимберлитами. Под некоторыми кратонами петрологическая и термическая литосфера могут иметь одинаковую мощность [Kuskov et al., 2014], но в большинстве случаев будут не совпадать, так как имеют разный петролого-геофизический смысл и требуют внимательного разбора и сопоставления в каждом конкретном случае.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Не все зерна клинопироксенов пригодны для мономинеральной термобарометрии (могли в мантии не находиться в равновесии с гранатом и ортопироксеном, могли быть подвержены сильным изменениям под действием расплавов и флюидов), поэтому была произведена отбраковка зерен клинопироксена на основе фильтров, предложенных в работе [Ziberna et al., 2016]. Для Дюкенского кимберлитового поля все фильтры прошли 38 зерен клинопироксена, для Куранахского – 33, для Чомурдахского – 14, для Лучаканского – 14, для Ары-Мастахского – 33.

Химические составы клинопироксенов представлены на дискриминационных диаграммах Cr₂O₃–Al₂O₃ (рис. 2). Клинопироксены из гранатовых перидотитов наиболее распространены (79 % всех зерен) во всех изученных полях. Наибольшее количество клинопироксенов, относящихся к пироксенитовой и эклогитовой серии, наблюдается в полях триасовой и юрской эпохи кимберлитового магматизма, в то время как в палеозойском поле таких пироксенов очень мало.

Чомурдахское поле. Оценки PT для ксенокристаллов клинопироксена показывают равномерное распределение глубин от 90 до 170 км. Подгонка набора давлений и температур дает поверхностный тепловой поток 36.9 мВт/м² и термальную толщину литосферы 229 км. Точки равномерно распределяются вдоль кондуктивной геотермы, захватывая глубины. Толщина алмазного окна составляет 95 км. Имеется совсем немного точек, которые при этом попадают в область стабильности алмаза, в данном поле задокументировано несколько алмазоносных кимберлитовых тел [Argunov, 2006; Zaitsev, Smelov, 2010].

Куранахское поле. Зерна клинопироксенов распределены очень неравномерно и дают очень широкий диапазон по температуре от ~600 до 1000 °C на глубинах 70–160 км. Подгонка PT-оценок дает поверхностный тепловой поток 35.1 мВт/м² и мощность литосферы 263 км. Рассчитанное алмазное окно соответствует более 130 км, что согласуется с обнаружением в этом поле алмазоносных кимберлитов [Argunov, 2006].

Дюкенское поле. Палеогеотермы были отдельно рассчитаны для трубок, отвечающих триасовой и юрской эпохам кимберлитового магматизма. Поверхностный тепловой поток для более древнего этапа составляет 36.5 мВт/м², мощность литосферы соответствует 235 км. Рассчитанное алмазное окно соответствует 110 км. Почти все зерна клинопироксена из этого поля попадают на PT-диаграмме в область стабильности алмаза. Поверхностный тепловой поток для юрской эпохи составляет 40.0 мВт/м², мощность литосферы соответствует 188 км. Рассчитанное алмазное окно соответствует 45 км. Зерна клинопироксена из этих трубок поля расположены либо выше линии графит – алмаз, либо вблизи ее границы.

Лучаканское поле. Предварительная оценка термального состояния под этим полем была проведена только по восьми зернам. Часть клинопироксенов, прошедших все фильтры (по [Ziberna et al., 2016]), показала очень высокие значения температуры при умеренных значениях давления (расположены на геотерме 45 мВт/м² и выше). Детальный анализ их химического состава показал, что они попадают в область метасоматизированных клинопироксенов на диаграмме Na₂O – SiO₂/Al₂O₃ [Bonadiman et al., 2005]. Таким образом, использовать их для построения кондуктивной геотермы некорректно, и они могут указывать на преобразование пород литосферной мантии на небольших глубинах под действием расплавов или флюидов, в том числе связанных с кимберлитовым магматизмом. Такие же зерна клинопироксенов были зафиксированы в Куранахском кимберлитовом поле (из 42 зерен были использованы 25) и Дюкенском (из 77 зерен были использованы 49) и тоже были исключены из расчета. Подгонка PT-оценок дает поверхностный тепловой поток 36.0 мВт/м² и мощность литосферы 243 км. Алмазы в данном поле установлены в нескольких диатремах, что в целом согласуется с полученными значениями мощности литосферной мантии на период триасовой эпохи кимберлитового магматизма.

Ранее в работе [Kostrovitsky et al., 2022] было показано, что общей особенностью состава мантийных минералов из всех рассмотренных выше анабарских трубок является их высокая магнезиальность, относительно более высокая, чем для минералов из мантийных ксенолитов алмазоносной трубки Удачной. В данной работе мы при этом показываем, что магнезиальность уменьшается с глубиной, и, вероятно, такая же тенденция есть и в полях центральной части ЯАП, однако там трубки выносят гранаты и пироксены и с бóльших глубин. Для детального анализа необходимо в дальнейшем провести сопоставление состава минералов на различных глубинах для максимально представительных выборок как из северных, так и из южных полей.

Ары-Мастахское поле. Подгонка PT-оценок дает достаточно холодный поверхностный тепловой поток 35.4 мВт/м² и очень мощную литосферу в 254 км. Толщина алмазного окна составляет почти 130 км. Ксенокристаллы клинопироксена показывают равномерное распределение глубин от 80 до 160 км. В отличие от других полей, здесь выделяется кластер высокотемпературных пироксенов, который попадает в область стабильности алмаза на глубинах 130–160 км. Два образца ложатся на очень горячую геотерму (не были использованы при подгонке геотермы) и отвечают аномально высокому содержанию титана и железа.

4. ОБСУЖДЕНИЕ

На основе проведенного изучения химического состава ксенокристаллов клинопироксена можно сделать вывод о том, что в литосферной мантии под пятью изученными северными полями СК преобладают перидотиты гранатовой и шпинелевой фации глубинности. В Чомурдахском кимберлитовом поле, наиболее древнем из представленных (429–408 млн лет), абсолютное большинство клинопироксенов попадают в область гранатовых перидотитов (95 % всех зерен). Почти для всех полей с глубиной уменьшается магнезиальность клинопироксенов (за исключением Ары-Мастахского поля, для которого такой закономерности нет). Содержание TiO₂ в Чомурдахском и Ары-Мастахском полях редко превышает 0.3 мас. %, что является типичным для южных полей ЯКП. Дюкенское, Куранахское и Лучаканское поля отличаются более высокими содержаниями TiO₂ – до 0.6 мас. %. Как было показано в работах [Kostrovitsky et al., 2018, 2022], высокое содержание TiO₂ (>0.4 мас. %) в гранатах северных полей отражает глубокие метасоматические преобразования отдельных блоков литосферной мантии на севере ЯКП. При этом повышенное содержание Ti является характерной особенностью значительной части как кимберлитовых, так и базитовых пород, получивших развитие на северной окраине СК.

Ранее в работе [Kostrovitsky et al., 2022] было показано, что большая часть изученных мантийных ксенокристаллов Куранахского и Лучаканского полей определяется при значении теплового потока >45 мВт/м², а для Ары-Мастахского и Дюкенского полей они находятся в интервале 35–45 мВт/м². В данной работе мы показываем, что крайне важно внимательно оценивать составы клинопироксенов, прежде чем использовать их для оценки давлений и температур. Очень высокие значения теплового потока могут быть связаны с использованием метасоматизированных зерен, которые в большом количестве были обнаружены и в нашей выборке.

В Дюкенском и Чомурдахском кимберлитовых полях магма выносила ксенокристаллы с глубины 170 км, в Ары-Мастахского КП – с глубины 150 км, а в Куранахском и Лучаканском КП – с глубины 120 км. Это значительно меньше, чем для трубок центральной части СК, где обнаружены мантийные ксенолиты и ксенокристаллы, вынесенные с 200–220 км [Griffin et al., 1999; Pokhilenko et al., 2002]. Для данных полей условно эти значения можно назвать петрологической границей литосферы. При этом интересно отметить, что реконструкция мантийных палеогеотерм на момент кимберлитового магматизма указывает на глубины термальной границы литосферы и астеносферы в 230 км в девонское время, как минимум 240 км в триасе и 190–200 км в юре (табл. 1). В пределах Дюкенского поля фиксируют две эпохи кимберлитового магматизма: юрскую и в меньшей степени триасовую, хотя требуются более точные и свежие датировки [Altukhova, Zaitscev, 2006; Zaitsev, Smelov, 2010]. Исходя из термобарометрических оценок ксенокристаллов клинопироксена явно наблюдается более холодная триасовая и более горячая юрская эпоха в восточном блоке Прианабарья (рис. 5).

Геодинамический режим СК мог изменяться к моменту юрской эпохи кимберлитового магматизма в пределах Прианабарья. Исходя из проведенных реконструкций мантийной палеогеотермы, тепловой поток повышается (с 35 до 40 мВт/м²), литосферная мантия становится горячее, термическая граница литосфера – астеносфера сдвигается до глубины 200 км, магматическая активность сопровождается также активным базитовым вулканизмом. Юрские дайки пикритов, меллилитов, альнеитов датированы во многих полях Прианабарья [Zaitsev, Smelov, 2010]. Мощность литосферы в 190–200 км является достаточной, чтобы кимберлитовая магма, поднимаясь к поверхности, могла выносить некоторый объем продуктивного на алмазы слоя. Так, например, в высокоалмазоносной провинции Кимберли мощность термальной литосферы составляет около 180 км [Sharygin et al., 2022]. Однако значительная метасоматическая проработка региона базитовыми расплавами могла привести к их уничтожению.

Оценки термальной границы литосферы и астеносферы в пределах Хапчанского террейна, на котором расположены изученные трубки, показывают, что на протяжении всего периода кимберлитового магматизма (от 430 до 150 млн лет назад) литосферная мантия прошла этап значительного прогрева в пермско-триасовое время и, возможно, сокращение термальной мощности до 190–200 км в юрское время. По современным оценкам, Хапчанский террейн может располагаться в пределах крутого мантийного клина и мощность в его пределах сильно варьируется – от 170 до 230 км [Cherepanova, Artemieva, 2015]. На Беректинском террейне, в районе проявления кимберлитового магматизма, современные значения мощности литосферной мантии оцениваются в 140–160 км [Cherepanova, Artemieva, 2015; Kuskov et al., 2014] и в 200 км – в мезозое [Muravjeva et al., 2022; Dymshits et al., 2023b]. Для центральной части СК мощность оценивается в 300 км и более [Cherepanova, Artemieva, 2015]. Можно предположить, что литосферная мантия на Хапчанском террейне претерпевала процесс постепенного остывания и так называемого «намораживания» до 220–250 км в своей центральной части, причлененной к Мархинскому и Далдынскому террейнам. Отдаляясь на север СК в пределах Хапчанского террейна, в район Дюкенского поля, можно наблюдать уменьшение мощности литосферной мантии. Продвигаясь еще дальше на север, к Ары-Мастахскому полю и далее на Беректинский террейн, за последние 150 млн лет можно предположить процесс эрозии литосферной мантии, что связывают с процессами миграции и значительной трансформации краевых частей СК [Matthews et al., 2016].