Содержание
Перейти к:
СОСТАВ СЛЮДЫ КАК ОТРАЖЕНИЕ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ АЙЛИКИТОВ ЗИМИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ)
https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-5-0786
EDN: OAGAKW
Аннотация
В макрокристовых и мелкопорфировых айликитах из Ярминской зоны Урикско-Ийского грабена по особенностям морфологии, химического состава, зональности и условий кристаллизации выделены четыре типа слюды. Слюда первого типа присутствует в макрокристовых айликитах, где представлена деформированными макрокристаллами богатого TiO2 (2.5–5.7 мас. %) флогопита с варьирующимся содержанием Cr2O3 (от ниже предела обнаружения до 2.0 мас. %) и магнезиальностью (Mg# 0.87–0.89 и 0.79–0.81 в разных дайках). По химическому составу этот флогопит соответствует вторичному флогопиту из мантийных ксенолитов и, вероятно, был захвачен протоайликитовым расплавом из пород литосферной мантии. Слюда второго типа представлена флогопитом из основной массы и более редких вкрапленников в мелкопорфировых айликитах и основной массы макрокристовых айликитов. Содержание TiO2 в этом флогопите варьируется в разных дайках от 0.7 до 6.0 мас. %, магнезиальность Mg# – от 0.70 до 0.90. Кристаллизация флогопита происходила в условиях верхней коры в диапазоне от 840 до 680 °С. Слюда третьего типа представлена биотитом (Mg# 0.40–0.65), образующим каймы вокруг флогопита и самостоятельные зерна в мелкопорфировых и, редко, в макрокристовых айликитах. Каймы кристаллизовались из остаточного обогащенного железом расплава при умеренно повышенной fO2, температура образования биотита составляла 700‒760 °C. Слюда четвертого типа присутствует в макрокристовых айликитах и представлена биотитом (Mg# 0.40‒0.67) с каймами флогопита. Предполагается, что этот биотит кристаллизовался в промежуточных магматических камерах в верхней коре из существенно карбонатных расплавов, отделившихся в процессе кристаллизационной дифференциации от протоайликитовых магм, и был захвачен новыми порциями менее дифференцированных расплавов. Полученные данные указывают на предшествующее выплавлению протоайликитовых расплавов метасоматическое преобразование литосферной мантии под южной окраиной Сибирского кратона и позволяют предполагать существование в верхней коре участков, выполненных частично закристаллизованным расплавом.
Ключевые слова
флогопит,
антекристаллы,
ультрамафические лампрофиры,
карбонатиты,
зиминский комплекс,
Урикско-Ийский грабен,
Сибирский кратон
Финансирование: Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (проект 23-17-00196). При выполнении работы задействовалось оборудование ЦКП «Геодинамика и геохронология» Института земной коры СО РАН в рамках гранта № 075‒15‒2021‒682. Изучение химического состава минералов выполнено в рамках государственного задания ГИН СО РАН по проекту АААА‒А21‒121011390002‒2.
Для цитирования:
Савельева В.Б., Данилова Ю.В., Базарова Е.П., Данилов Б.С., Хромова Е.А. СОСТАВ СЛЮДЫ КАК ОТРАЖЕНИЕ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ АЙЛИКИТОВ ЗИМИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ). Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(5):0786. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-5-0786. EDN: OAGAKW
For citation:
Savelyeva V.B., Danilova Yu.V., Bazarova E.P., Danilov B.S., Khromova E.A. MICA COMPOSITION REFLECTING CONDITIONS OF AILLIKITE FORMATION IN ZIMA COMPLEX OF EASTERN SIBERIA. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(5):0786. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-5-0786. EDN: OAGAKW
1. ВВЕДЕНИЕ
Айликиты представляют собой разновидность ультрамафических лампрофиров и являются продуктами кристаллизации богатых углекислотой и калием мантийных расплавов. Подобно кимберлитам, карбонатитам, ультрабазитам и базитам они являются источником информации о вещественном составе и геохимии литосферной мантии и происходящих в ней процессах. Изучение особенностей химического состава породообразующих минералов мантийных пород, наряду с геохимическими и изотопно-геохимическими исследованиями, позволяет получить сведения об условиях генерации расплавов, составе мантийного источника и изменениях, происходящих на пути движения расплавов к земной поверхности.
Айликиты характеризуются присутствием вкрапленников оливина и флогопита в основной массе, состоящей из кальцита, флогопита, оксишпинели, богатого Ti граната, перовскита и других минералов [Tappe et al., 2005]. Некоторые айликиты содержат алмаз [Digonnet et al., 2000; Tappe et al., 2008]. Эти породы распространены в регионах проявления литосферного растяжения, обычно образуются на ранних стадиях внутриконтинентального рифтогенеза и ассоциируются с карбонатитами. Они обнаружены на п-ове Лабрадор и в Грендандии [Tappe et al., 2004, 2006; Upton et al., 2006], Скандинавском п-ове [Zozulya et al., 2020], Кольском п-ове [Nosova et al., 2021], в Восточной Сибири [Kargin et al., 2016, 2017; Ashchepkov et al., 2020; Doroshkevich et al., 2022; Prokopyev et al., 2020], Индии [Srivastava, 2013; Chalapathi Rao et al., 2020], Южной Африке [Ogungbuyi et al., 2022], Австралии [Sudholz et al., 2023].
На юго-западной окраине Сибирского кратона айликиты выявлены в Урикско-Ийском грабене [Ashchepkov et al., 2020] (рис. 1, а). Их образование связано с неопротерозойским этапом континентального растяжения [Yarmolyuk et al., 2005, 2006], проявившегося после длительного периода стабильного геодинамического режима [Gladkochub et al., 2014]. В интервале 620‒650 млн лет назад на территории грабена произошло формирование многофазных массивов щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов, даек ультраосновных лампрофиров и трубок взрыва.
Рис. 1. Схемы расположения (а) и геологического строения участка работ (б).
(а): 1 – фанерозойский осадочный чехол; 2 – раннедокембрийские выступы фундамента (Бк – Байкальский, Б – Бирюсинский, Г – Голоустненский, Ш – Шарыжалгайский); 3 – палеопротерозойский Урикско-Ийский грабен (У); 4 – отложения неопротерозойской окраины кратона; 5 – Центрально-Азиатский складчатый пояс; 6 – расположение участка работ; (б): 7 – кайнозойские отложения; 8 – терригенные отложения R1; 9 ‒ вулканогенно-осадочные отложения PR1 (ингашинская свита); 10–11 ‒ зиминский комплекс R3: 10 ‒ ультраосновные – щелочные породы и карбонатиты, 11 ‒ дайки, жилы (а) и трубки (б) ультраосновного состава (вне масштаба); 12 – гранитоиды чернозиминского комплекса R1; 13 – граниты саянского комплекса PR1; 14 – габбро-диабазы PR1; 15 ‒ гнейсограниты PR1; 16 ‒ разломы; 17 – номера проб; 18 – местонахождение керна скважин.
Fig 1. Location (a) and geological structure of surveyed site (б).
(a): 1 – Phanerozoic sedimentary cover; 2 – Early Precambrian projections of the basement (Bk – Baikal, B – Biryusa, G – Goloustenje, Sh – Sharyzhalgay); 3 – Paleoproterozoic Urik-Iya graben (U); 4 – sediments of the Neoproterozoic craton margin; 5 – Central Asian fold belt; 6 – location of work site; (б): 7 – Cenozoic deposits; 8 – terrigenous deposits R1; 9 ‒ volcanogenic-sedimentary deposits PR1 (Ingashy formation); 10–11 – Zima complex R3: 10 ‒ ultrabasic-alkaline rocks and carbonatites, 11 ‒ dikes, veins (a) and pipes (б) of ultrabasic composition (out of scale); 12 – granitoids of the Chernozima complex R1; 13 – granites of the Sayan complex PR1; 14 – gabbro-diabase PR1; 15 ‒ PR1 gneiss granites; 16 ‒ faults; 17 – sample numbers; 18 – location of well cores.
Изучение минерального состава айликитов из Ярминской зоны в Урикско-Ийском грабене позволило выявить в них несколько типов зерен слюды, различающихся по морфологии, химическому составу, зональности и условиям кристаллизации. На основании данных о химическом составе слюды и его эволюции авторы рассматривают условия образования ультрамафических лампрофиров на юго-западной окраине Сибирского кратона.
2. МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Был изучен минеральный состав айликитов из коренных обнажений в бассейне рек Ярма и Черная Зима (шесть даек), крупных обломков айликитов в верховье р. Белая Зима (трубка Южная) и из керна буровых скважин, пройденных при геологоразведочных работах в Ярминской зоне (четыре образца) (рис. 1, б). Изучение химического состава минералов выполнено на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (Carl Zeiss, Германия) с системой энергодисперсионного микроанализа INCA Energy 350 (Oxford Instruments, Великобритания) в ЦКП «Геоспектр» ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ). Условия EDS-анализа: ускоряющее напряжение – 20 кВ, ток электронного пучка – 1.5 нА, время набора спектров – 20–40 с. В качестве образцов сравнения для большинства элементов были использованы простые химические соединения и металлы: SiO2 (Si, O), Al2O3 (Al), диопсид (Mg, Ca), альбит (Na), ортоклаз (K), BaF2 (Ba, F), Ca2P2O7 (P), Ti, Nb, Zr, Fe, Mn, Zn и др. Для количественной оптимизации (нормировка на ток зонда и калибровка спектрометра по энергии) применялся металлический Co.
В основу статьи положены около 300 анализов слюды из айликитов Ярминской зоны и трубки взрыва Южной. Для выяснения источника обломков зерен биотита в айликитах привлечены собственные анализы слюды из пород Белозиминского и Среднезиминского щелочных массивов и раннедокембрийских пород фундамента кратона из литературных источников [Petrova, Levitskiy, 1984; Sizykh, 1987]. В статью не включены данные о химическом составе слюды из пикритов Бушканайской дайки в Ярминской зоне, опубликованные ранее [Minaeva, Egorov, 2008; Savel’eva et al., 2020], но поля состава этой слюды показаны для сравнения на используемых диаграммах.
3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ
Урикско-Ийский грабен представляет собой структуру северо-западного простирания протяженностью до 200 и шириной до 30 км между Бирюсинским и Шарыжалгайским выступами Сибирского кратона (рис. 1, а). Согласно работе [Gladkochub et al., 2014] грабен является длительно развивавшимся палеоавлакогеном, седиментогенез в котором соответствовал рубежам 1.91–1.87, 1.75–1.70 и 1.65–1.60 млрд лет. Мощность осадочно-вулканогенных образований достигает 15 км, толщи дислоцированы, метаморфизм отвечает зеленосланцевой, реже – эпидот-амфиболитовой фации. Магматические образования (рис. 1, б) представлены дайками раннедокембрийских базитов (1.91 млрд лет), гранитоидами саянского комплекса, развитыми в теле кратона и на границе Бирюсинского выступа с Урикско-Ийским грабеном (1.87–1.83 млрд лет), гранитоидами чернозиминского комплекса (1.54 млрд лет) [Gladkochub et al., 2014], телами лампроитов спорного возраста [Kostrovitsky et al., 2022] (за пределами рис. 1), неопротерозойскими щелочно-ультраосновными с карбонатитами интрузиями зиминского комплекса.
Щелочные интрузии представлены многофазными массивами ‒ Белозиминским, Среднезиминским и Большетагнинским, состав которых варьируется от пироксенитов и мельтейгитов до щелочных и субщелочных сиенитов и карбонатитов. С массивами связаны крупные запасы Nb, Ta, TR, U, Pb, Zn, флюорита и микроклина [Frolov, Belov, 1999]. Возраст интрузий, определенный U-Pb методом по циркону и гранату, составляет от 624±5 до 646±6 млн лет [Yarmolyuk et al., 2005; Doroshkevich et al., 2016; Salnikova et al., 2019; Stifeeva et al., 2023].
Ярминская зона выделяется к западу от Белозиминского и Большетагнинского массивов (рис. 1, б) [Frolov, Belov, 1999]. Она приурочена к разломам северо-западного простирания и характеризуется локализацией в сланцах и песчаниках ингашинской свиты PR1 жильных и брекчиевых тел с Th-REE минерализацией, которые образуют прерывистую систему жильных зон мощностью от первых метров до десятков метров. Предполагается [Frolov, Belov, 1999], что минерализованные жильные зоны образованы над невскрытой эрозией апофизой щелочного массива и представляют собой верхние уровни единой рудно-магматической системы.
Дайки айликитов прорывают породы ультраосновных щелочных массивов, а также широко развиты в Ярминской зоне (рис. 1, б). Взаимоотношения айликитов с кальцитовыми карбонатитами в пределах массивов указывают на более раннее формирование лампрофиров или интракарбонатитовое время их внедрения [Frolov, Belov, 1999; Savel’eva et al., 2020; Zhmodik et al., 2022; Ashchepkov et al., 2020]. В Ярминской зоне дайки айликитов имеют преимущественно северо-западное простирание, мощность от сантиметров до первых метров, крутопадающее залегание, резкие контакты с зонами закалки с песчаниками и сланцами. Возраст айликитов, определенный 40Ar‒39Ar методом по флогопиту, варьируется от 621±6 до 646±9 млн лет [Ashchepkov et al., 2020; Savelyeva et al., 2022b]. Краткие сведения о химическом составе айликитов Ярминской зоны приведены в работах [Danilova et al., 2022; Savelieva et al., 2022a].
Трубка Южная находится в верховье р. Белая Зима. Она имеет форму овала длиной 350 м [Odintsov et al., 1962]. Трубка выполнена эксплозивной брекчией, состоящей из обломков сланцев, песчаников, кристаллокластических туфов, сцементированных тем же, но более тонкозернистым, рибекитизированным и доломитизированным материалом. Глыбы лампрофира величиной до 0.7 м при толщине 0.2‒0.3 м встречаются среди выходов брекчии.
4. ПЕТРОГРАФИЯ АЙЛИКИТОВ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГЛАВНЫХ МИНЕРАЛОВ
Подавляющее большинство даек айликитов в Ярминской зоне сложены мелкопорфировыми породами с вкрапленниками идиоморфных зерен оливина величиной 2‒7 мм, реже флогопита (табл. 1; рис. 2, а, б). Неизмененный оливин встречается редко, обычно он замещен серпентином или тальком и доломитом. Основная масса мелкопорфировых пород сложена кальцитом (10‒40 об. %), флогопитом (10‒35 об. %), серпентином, хромшпинелидом, титаномагнетитом, апатитом, перовскитом и др. и нередко имеет флюидальную текстуру (рис. 2, б). Диопсид присутствует в основной массе большинства жил, но его количество варьируется от редких зерен-микролитов до 15–20 об. %. В шлифах наблюдается неравномерное распределение оливина: некоторые участки богаты оливином, тогда как другие участки сложены преимущественно кальцитом и флогопитом и содержат оливин в подчиненном количестве (рис. 2, в). В соответствии с классификацией ультрамафических лампрофиров [Tappe et al., 2005], породы имеют промежуточный состав между айликитами и мела-айликитами, т.е. лампрофирами, не содержащими и содержащими клинопироксен соответственно.
Таблица 1. Минеральный состав айликитов Ярминской зоны
Table 1. Mineral composition of allikite of the Yarma zone
№ пробы | Мелкопорфировые айликиты | |
Фенокристы | Основная масса | |
97/8 | Ol 20–25 об. % | Cal, Phl, Di (1–2 об. %), Ol*, K-BaFs, Chl, Dol, Chr, Uvs, Prv, Ilm, Ap, Rt |
17/8 | Ol* 25–30 об. % | Cal, Dol, Phl, Di (2–3 об. %), Srp, KFs, Ap, Uvs, Mag, Rt, Mnz, Brt, Py, Ccp |
26/8 | Ol* 10–15 об. % | Cal, Phl, Ol, Di (1–2 об. %), Dol, Chl, Ap, Chr, Uvs, Rt |
53/8 | Ol* 7–10 об. %, Phl 2–3 об. % | Cal, Dol, Phl, Chl, Mrbk, Ap, Chr, Uvs, Mag, Rt, Ab, Zrn, Brt, Py, Seg, Syt |
67/8 | Ol 25–30 об. % | Cal, Phl, Di (1–2 об. %), Adr (<1 об. %), Dol, Tlc, Chr, Uvs, Mag, Prv, Ilm, Ap, Brt, Py, Seg |
70/8 | Ol 25–30 об. %, Phl 1–2 об. % | Cal, Phl, Di (≤3 об. %), Ol (Srp), Dol, Tlc, Ap, Chr, Uvs, Mag, Prv, Rt |
88/8 | Phl 15–17 об. %, Ol* ед.з. | Di (15-20 об. %), Phl, Cal, Dol, Chl, Kfs, Ab, Uvs, Rt, Ilm, Ap, Kas, Py, Ccp |
105/8 | Ol* 10–15 % | Phl, Cal, Dol, Di, Tlc, Chl, Srp, Chr, Uvs, Ap, Mnz, Zrn, Py |
D53 | Ol 25–30 об. % | Cal, Phl, Chr, Di (1–2 об. %), Adr (<1 об. %), Chl, Chr, Uvs, Mag, Prv, Ilm, Rt, Ap, Ttn, Brt, Py, Ccp, Pn |
№ пробы | Макрокристовые айликиты | |
Макро- и мегакристы | Основная масса | |
175/8, 183/8 (тр. Южная) | Ol*+Cpx+Phl – 25–30 об. %, Mhst <1 об. % | Cal, Phl, Di, Ol (Srp), Bt, Chl, Dol, Adr, Ap, Prv, Mchr, Uvs, Ilm, Bdy, Caz, Ttn, Py, Сcp, Pn |
111/8 (Чернозиминская дайка) | Phl+Cpx – 15–20 об. %, Ol* <1 об. %, Krs ед.з. | Dol, Phl, Di, Aeg, Bt, Ab, K-BaFs, Chl, Ap, Uvs, Ilm, Rt, Brt, Bsn, Mnz, Py, Ccp, Sp |
Примечание. Символы минералов [Warr, 2021]: Ab – альбит, Adr – андрадит, Aeg – эгирин, Ap – апатит, Bdy – бадделеит, Brt – барит, Bsn – бастнезит, Bt – биотит, Cal – кальцит, Caz – кальциртит, Ccp – халькопирит, Chl – хлорит, Chr – хромит, Di – диопсид, Dol – доломит, Ilm – ильменит, Kas – кассит, KFs – калиевый полевой шпат, K-BaFs – K-Ba полевой шпат, Krs – керсутит, Mchr – магнезиохромит, Mhst – магнезиогастингсит, Mnz – монацит, Mrbk – магнезиорибекит, Ol – оливин, Phl – флогопит, Pn – пентландит, Prv – перовскит, Py – пирит, Rt – рутил, Seg – зигенит, Sp – сфалерит, Srp – серпентин, Syt – смизит, Ttn – титанит, Uvs – ульвошпинель, Zrn – циркон. * – оливин полностью замещен серпентином, тальком, доломитом. Ед. з. – единичные зерна.
Note. Symbols for minerals [Warr, 2021]: Ab – albite, Adr – andradite, Aeg – aegirine, Ap – apatite, Bdy – baddeleite, Brt – barite, Bsn – bastnesite, Bt – biotite, Cal – calcite, Caz – calcirtite, Ccp – chalcopyrite, Chl – chlorite, Chr – chromite, Di – diopside, Dol – dolomite, Ilm – ilmenite, Kas – cassite, KFs – potassic feldspar, K-BaFs – K-Ba feldspar, Krs – kersutite, Mchr – magnesiochromite, Mhst – magnesiogastingsite, Mnz – monacite, Mrbk – magnesioriebeckite, Ol – olivine, Phl – phlogopite, Pn – pentlandite, Prv – perovskite, Py – pyrite, Rt – rutile, Seg – zigenite, Sp – sphalerite, Srp – serpentine, Syt – smizite, Ttn – titanite, Uvs – ulvospinel, Zrn – zircon. * – olivine is totally replaced by serpentine, talk, dolomite. Ед. з. – single grains.
Рис. 2. Взаимоотношения минералов в айликитах (фотографии шлифов).
(а‒в) – мелкопорфировые айликиты; (г‒и) – макрокристовые айликиты трубки Южной (г‒е) и Чернозиминской дайки (ж‒и). Пояснения в тексте. Символы минералов см. в примечании к табл. 1. С целью диагностики кальцит был окрашен слабокислым раствором ализарина красного.
Fig. 2. Relationships of minerals in aillikites (thin section photos).
(a‒в) – fine porphyritic aillikites; (г‒и) – macrocryst aillikites of Yuzhnaya pipe (г‒е) and Chernozima dike (ж‒и). See explanations in the text, mineral symbols in note to Table 1. For diagnostic purposes, calcite was stained with weakly acidic solution of red alizarin.
Две из изученных даек айликитов (трубки Южной и Чернозиминская) имеют иной, резко неравномерно-зернистый, облик. Айликит трубки Южной (табл. 1; рис. 2, г, д) содержит макро- и мегакристаллы (1‒3 см) оливина (10‒15 об. %), флогопита (15‒17 об. %), клинопироксена (2‒3 об. %), амфибола (≤1 об. %) (рис. 2, г, д), обломки шпинелевого клинопироксенита.
Основная масса сложена кальцитом, флогопитом, хромшпинелидом, титаномагнетитом, перовскитом, клинопироксеном, Ti-содержащим андрадитом, апатитом и др. Зерна оливина ксеноморфные и полностью замещены серпентином; зерна клинопироксена и амфибола деформированы, корродированы по краям. Вкрапленники флогопита также сильно деформированы: изогнуты, изломаны, расщеплены и обрастают флогопитом поздней генерации с вростками титаномагнетита, апатита, перовскита (рис. 2, д). В основной массе встречаются мелкие зональные зерна слюды с темными ядрами и более светлыми каймами (рис. 2, е).
Айликит Чернозиминской дайки содержит в разной степени деформированные макро- и мегакристаллы флогопита (10‒15 об. %), заключенные в тонкомелкозернистую основную массу (табл. 1; рис. 2, ж, з). Присутствуют также редкие деформированные макрокристаллы измененного оливина, клинопироксена и амфибола. Основная масса породы интенсивно замещена железистым доломитом, в котором сохраняются зерна слюды, титаномагнетита, рутила, апатита и др. Макрокристаллы флогопита по краям корродированы доломитом (рис. 2, з) с образованием мелких зерен калиевого полевого шпата. Как и в айликите трубки Южной, присутствуют зональные зерна слюды с темными ядрами и светлыми каймами (рис. 2, и) величиной до 0.5 мм.
Неизмененные или частично замещенные зерна оливина встречаются лишь в редких образцах мелкопорфировых айликитов. На долю форстеритового минала приходится 80‒88 мол. %, количество СаО составляет 0.20‒0.54, NiO – 0.37‒0.47, MnO – до 0.50 мас. %. В большинстве зерен проявлена зональность со снижением магнезиальности Mg#1 от центра к краю зерен (от 0.86‒0.88 до 0.81‒0.85), но в некоторых зернах отмечена обратная зональность: Mg# возрастает от 0.80–0.83 в центральной части до 0.85 в краевой части зерен.
Клинопироксен из мелкопорфировых айликитов и Чернозиминской дайки варьируется по составу от диопсида до титанистого авгита, отдельные зерна имеют кайму эгирина. В айликите трубки Южной макрокристаллы клинопироксена представлены Cr-диопсидом (Cr2O3=0.6‒1.1 мас. %) и диопсидом с каймами титанистого авгита. Присутствуют зерна с обратной зональностью.
Амфибол в мелкопорфировых айликитах представлен вторичным актинолитом и магнезиорибекитом. В макрокристовых айликитах присутствуют зерна керсутита и магнезиогастингсита.
Шпинелиды в мелкопорфировых айликитах представлены хромитом (Cr/(Cr+Al)=0.51‒0.76) c реликтами магнезиохромита; хромит замещается титаномагнетитом (TiO2=10.1‒13.6 мас. %), а последний – магнетитом. В лампрофире трубки Южной шпинелиды представлены зернами магнезиохромита (Cr/(Cr+Al)=0.58‒0.68), которые по краям замещаются хромитом и окружены каймой титаномагнетита. В Чернозиминской дайке шпинелиды представлены титаномагнетитом и более редким магнетитом.
Ильменит в основном содержит менее 0.8 мас. % MgO, но в отдельных зернах количество MgO составляет 5.0‒7.4 мас. %. Содержание MnО варьируется от 1.5 до 12.5 мас. %.
5. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Химический состав слюды. В мелкопорфировых айликитах часть зерен слюды незональна, тогда как в других зернах в шлифах и под электронным микроскопом наблюдаются тонкие (10‒50 мкм) каймы (рис. 2, в; рис. 3, а, б).
Рис. 3. Зональные зерна слюды в айликитах (изображения в обратнорассеянных электронах).
(а–б) – каймы биотита вокруг зерен флогопита в мелкопорфировых айликитах; (в–г) – каймы флогопита вокруг зерен биотита в макрокристовых айликитах. Символы минералов см. в примечании к табл. 1.
Fig. 3. Zoned mica grains in aillikites (backscatter electron images).
(а–б) – biotite rims around phlogopite grains in fine porphyry aillikites; (в–г) – phlogopite rims around biotite grains in macrocryst aillikites. Mineral symbols see in note to Table 1.
Центральная часть зональных и большинство незональных зерен представлены флогопитом, состав которого варьируется в разных жилах: магнезиальность Mg# составляет от 0.70 до 0.86, количество TiO2 – от 2.2 до 5.7, Al2O3 – от 12.6 до 17.5, FeOобщ – от 6.5 до 13.8, MgO – от 17.1 до 22.4 мас. % (рис. 4; Suppl. 1 на странице статьи онлайн). Количество MnO, Na2O и ВаО от ниже предела обнаружения до 0.6, 0.6 и 2.8 мас. % соответственно, количество F ниже предела обнаружения.
Рис. 4. Состав слюды из мелкопорфировых айликитов на диаграммах Al2O3 – TiO2 (а) и Al2O3 – FeOобщ (б), мас. %.
Слюда из разных даек: 1 – незональные зерна, 2 – центральная часть зональных зерен, 3 – краевая часть зональных зерен; стрелки показывают изменение состава в зональных зернах. Штрихпунктирной линией показано поле состава слюды из пикритов Бушканайской дайки Ярминской зоны [Savel’eva et al., 2020]. Здесь и на рис. 5 и 6 поля составов слюды и тренды приведены по [Mitchell, 1995]: K ‒ кимберлиты, L ‒ лампроиты, M ‒ минетты, O – оранжеиты. Серым цветом на фрагменте (а) показаны поля состава слюды из эталонных айликитов п-ова Лабрадор [Tappe et al., 2006]. Конечные члены группы слюд здесь и на рис. 5, 6, 8: Ann – аннит, Phl – флогопит, TFA – тетраферрианнит, TFP – тетраферрифлогопит.
Fig. 4. Composition of mica from fine porphyry aillikites in Al2O3 – TiO2 (a) and Al2O3 – FeOtot (б) diagrams, wt. %.
Composition points of mica from different dikes: 1 – unzoned grains, 2 – center of zonal grains, 3 – edge of zonal grains; the arrows show changing mica composition from center to edge. The dash-dotted line displays the composition field of mica from picrites of the Bushkanai dike of the Yarma zone [Savel’eva et al., 2020]. Here and in Fig. 5 and 6 fields of mica compositions and trends are given in accordance with [Mitchell, 1995]: K ‒ kimberlite, L ‒ lamproite, M ‒ minette, O ‒ orangeite. In fragment (a) gray color shows the composition fields of mica from reference aillikites of the Labrador Peninsula [Tappe et al., 2006]. The end members of the mica group are here and in Figs 5, 6, 8: Ann – annite, Phl – phlogopite, TFA – tetraferriannite, TFP – tetraferriflogopite.
Каймы в зональных зернах и часть незональных зерен представлены биотитом (рис. 4). В каймах по сравнению с центром зерен ниже содержание Al2O3 (7.5‒14.5 мас. %), MgO (10.1‒18.0 мас. %), выше FeOобщ (14.0‒24.9 мас. %) и варьирующееся содержание TiO2 (1.4‒5.7 мас. %). В некоторых незональных зернах количество FeOобщ достигает 26.1‒30.0 мас. %, а Al2O3 снижается до 7.5‒8.3 мас. % (рис. 4; Suppl. 1).
В макрокристовом айликите трубки Южной выделены три разновидности зерен слюды: а) богатый Ti и Cr флогопит; б) умеренно титанистый безхромистый флогопит; в) биотит (рис. 5; Suppl. 1). Богатый Ti и Cr флогопит представлен деформированными макрокристаллами (см. рис. 2, г, д), реже – зернами основной массы. Количество Сr2O3 составляет 0.3‒2.0, TiO2 – 2.5‒4.5, Al2O3 – 13.7‒16.7, FeOобщ – 4.7‒5.8, MgO – 21.2‒23.3, Na2O – 0.4‒0.8 мас. %. ВаО присутствует в редких анализах в количестве 0.8‒1.2 мас. %, F не обнаружен, Mg# – 0.87‒0.89 (рис. 5; Suppl. 1).
Безхромистый флогопит образует зерна в основной массе и каймы вокруг зерен богатого Cr флогопита (см. рис. 2, д: Phl 1 – богатый Ti и Cr флогопит, Phl 2 – безхромистый флогопит). Количество TiO2 в безхромистом флогопите составляет 0.7‒2.4, Al2O3 – 13.6‒17.7, FeOобщ – 5.3‒7.0, MgO – 22.0‒26.3, Na2O – 0.4‒1.4 мас. %. ВаО присутствует в количестве до 0.9 мас. %, F не обнаружен, Mg# – 0.85‒0.90.
Рис. 5. Состав слюды из айликита трубки Южной на диаграммах Al2O3 – TiO2 (а), Al2O3 – FeOобщ (б) и Cr2O3 – TiO2 (в), мас. %.
1–2 – богатый Ti-Cr флогопит макрокристаллов (1) и основной массы (2); 3 ‒ безхромистый флогопит основной массы; 4 ‒ биотит из ядер зональных зерен; 5 – каймы флогопита вокруг ядер биотита (зеленые стрелки показывают изменение состава слюды); 6–9 – поля составов: 6 – Ti-Cr флогопита из мантийных метасоматитов Якутской алмазоносной провинции [Solov’eva et al., 2012], 7 – Ti-Cr флогопита из мантийной полимиктовой брекчии и кайм вокруг зерен флогопита в перидотитах [Giuliani et al., 2016], 8 – флогопита из мелкопорфировых айликитов Ярминской зоны (см. рис. 4), 9 ‒ слюды из айликитов п-ова Лабрадор [Tappe et al., 2006]. Прочие обозначения см. на рис. 3.
Fig. 5. Composition of mica from aillikite of the Yuzhnaya pipe in the diagrams Al2O3 – TiO2 (a), Al2O3 – FeOtot (б) and Cr2O3 – TiO2 (в), wt. %.
1–2 – Ti-Cr-rich phlogopite of macrocrysts (1) and groundmass (2); 3 – Cr-free phlogopite groundmass; 4 – biotite from cores of zoned grains; 5 – phlogopite rims around biotite cores (green arrows show changes in mica composition); 6–9 – composition fields: 6 – Ti-Cr phlogopite from mantle metasomatites of the Yakutia diamond-bearing province [Solov’eva et al., 2012], 7 – Ti-Cr phlogopite from mantle polymict breccia and rims around phlogopite grains in peridotites [Giuliani et al., 2016], 8 – phlogopite from fine porphyritic aillikites of the Yarma zone (see Fig. 4), 9 – micas from aillikites of the Labrador Peninsula [Tappe et al., 2006]. For other symbols, see Fig. 3.
Биотит встречается в виде деформированных зерен, окруженных каймами флогопита, часто сильно хлоритизированного (см. рис. 2, е; см. рис. 3, в). Количество – TiO2 в биотите – 2.8‒4.2, Al2O3 – 13.4‒14.4, FeOобщ – 14.5‒18.8, MgO – 13.6‒17.4, Na2O – 0.4‒0.7 мас. %, Mg# – 0.56‒0.67. Флогопит кайм по химическому составу аналогичен флогопиту основной массы (рис. 5; Suppl. 1).
В макрокристовом айликите Чернозиминской дайки выделены следующие разновидности слюды: а) флогопит макрокристаллов; б) флогопит основной массы; в) биотит (рис. 6; Suppl. 1).
Рис. 6. Состав слюды из айликита Чернозиминской дайки на диаграммах Al2O3 – TiO2 (а), Al2O3 – FeOобщ (б) и Na2O – TiO2 (в), мас. %. 1–2 – макрокристаллы: 1 – центр, 2 – край; 3 – флогопит основной массы, стрелками показана направленность изменения состава в зональных зернах; 4–5 – зерна с обратной зональностью: 4 – ядра биотита, 5 – каймы вокруг биотита. Прочие обозначения см. на рис. 4 и 5.
Fig. 6. Composition of mica from aillikite of the Chernozima dike in Al2O3 – TiO2 (a), Al2O3 – FeOtot (б) and Na2O – TiO2 (в) diagrams, wt. %. 1–2 – macrocrystals: 1 – center, 2 – edge; 3 – phlogopite groundmass, arrows show the direction of composition changes in zoned grains; 4–5 – grains with reverse zoning: 4 – biotite cores, 5 – rims around biotite. Other symbols see in Figs 4 and 5.
Макрокристаллы (см. рис. 2, ж, з) характеризуются узким диапазоном химического состава и слабо выраженной зональностью. Количество TiO2 в центральной части зерен составляет 4.8‒5.7, Al2O3 – 14.4‒15.5, FeOобщ – 8.3‒9.7, MgO – 17.0‒20.3, Na2O – 0.4‒1.0 мас. %. В единичных анализах присутствует Cr2O3 в количестве 0.3‒0.8 и ВаО ‒ 0.8‒0.9 мас. %; Mg# – 0.79–0.81. В краевой части зерен снижается содержание TiО2, иногда Al2O3 (рис. 6). Флогопит основной массы имеет более варьирующийся состав: количество TiO2 составляет 3.1‒6.0, Al2O3 – 12.2‒15.7, FeOобщ – 6.6‒9.8, MgO – 17.1‒22.6, ВаО – 0.8‒1.8, Na2O – 0.4‒0.7 мас. %, Mg# – 0.78‒0.86. В редких анализах присутствует F в количестве 1.3‒2.1 мас. %.
Вокруг некоторых зерен флогопита основной массы наблюдаются тонкие каймы биотита. Кроме того, биотит образует ядра в зональных зернах (см. рис. 2, и; см. рис. 3, г). Количество TiO2 в ядрах зональных зерен составляет 3.3‒5.2, Al2O3 – 12.1‒14.7, FeОобщ – 14.6‒25.6, MgO – 8.9‒14.7, Na2O – до 0.6 мас. %, Mg# – 0.40‒0.64. Слюда из кайм вокруг биотита по составу отвечает флогопиту основной массы (рис. 6).
Температура кристаллизации слюды. Для оценки температуры кристаллизации слюды в айликитах авторами использовался геотермометр [Henry et al., 2005], имеющий вид T={[ln(Ti)-a-c(XMg)3]/b}0.333, где T – температура, °С, Ti – число атомов на формульную единицу, нормированное на 22 атома О, XMg=Mg/(Mg+Fe), a=‒2.3594, b=4.6482×10–9 и c=‒1.7283. Точность геотермометра при высоких температурах составляет ±12 °C [Henry et al., 2005]. Этот термометр первоначально разрабатывался для ильменит-рутилсодержащих графитовых метапелитов, но показана возможность его применения и для других пород, содержащих, наряду с флогопитом, насыщенные титаном фазы [Namur et al., 2009]. Присутствие в айликитах перовскита, ильменита и титаномагнетита (табл. 1) дает основание для использования данного геотермометра для оценки температуры кристаллизации слюды из основной массы. Согласно расчетам, в мелкопорфировых айликитах флогопит кристаллизовался в температурном интервале 840–750 °C (Suppl. 1). Кристаллизация флогопита основной массы в Чернозиминской дайке происходила примерно при этой же температуре – 850–760 °C, тогда как в основной массе трубки Южной при более низкой температуре – 770–680 °C (Suppl. 1). В целом эти оценки согласуются с температурой кристаллизации основной массы айликитов залива Айллик, полученной по паре ильменит-магнетит – от 868 до 641 °C [Tappe et al., 2006]. Биотит из кайм в мелкопорфировых айликитах и из ядер зональных зерен в макрокристовых айликитах кристаллизовался в основном при 760–700 °C.
6. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Генезис слюды в айликитах. На диаграмме Al2O3 ‒ TiO2 точки состава флогопита из мелкопорфировых лампрофиров (см. рис. 4, а) находятся в поле состава флогопита из эталонных айликитов [Tappe et al., 2006], что, наряду с петрографическим составом изученных пород, подтверждает их принадлежность к айликитам. При этом флогопит из разных даек различается по величине магнезиальности Mg# и содержанию титана (рис. 7). Наблюдаемые различия в величине Mg# флогопита, вероятнее всего, связаны с разной степенью обеднения айликитовых расплавов магнием в результате фракционирования оливина. Удаление оливина из расплава могло происходить как в промежуточных магматических камерах, так и на пути движения расплавов. Содержание титана в слюдах из мантийных высококалиевых пород, согласно данным [Arima, Edgar, 1981], возрастает с увеличением температуры и fO2 и, возможно, с уменьшением давления при постоянной fO2. Сходство минерального состава мелкопорфировых айликитов и их образование в одно и то же время в одной и той же геологической обстановке позволяют предполагать, что фугитивность кислорода и литостатическое давление при кристаллизации отдельных порций расплава существенно не отличались. Таким образом, основным фактором, влиявшим на содержание Ti во флогопите из айликитов, вероятно, являлась температура. Как следует из уравнения геотермометра [Henry et al., 2005], при близкой магнезиальности слюды более титанистый флогопит кристаллизовался при более высокой температуре. Вариации содержания титана в центральных частях зерен флогопита из некоторых даек (разница в 1.5–2.0 мас. %, образцы 53/8, 88/8, 105/8) указывают на то, что кристаллизация флогопита происходила на фоне снижения температуры.
Рис. 7. Диаграмма TiO2 (мас. %) – Mg# для слюды из айликитов.
Слюда из мелкопорфировых айликитов: 1 – незональные зерна; 2 – центральная часть зональных зерен; 3 – краевая часть зональных зерен; стрелки показывают изменение состава в зональных зернах.
Fig. 7. TiO2 (wt. %) – Mg# diagram for mica from aillikites.
Mica from fine porphyry aillikites: 1 – unzoned grains; 2 – central part of zonal grains; 3 – marginal part of zonal grains; arrows show compositional changes in zoned grains.
Зональность, наблюдаемая в слюде из мелкопорфировых айликитов, отвечает в основном тетраферрианнитовому тренду, выражающемуся в изоморфном замещении по схеме Fe2+Fe3+→Mg2+Al3+ (см. рис. 4, б). Менее проявлен аннитовый тренд с замещением Fe2+→Mg2+ (см. рис. 4, б). Оба эти тренда отражают накопление железа в остаточном расплаве в процессе кристаллизации оливина и диопсида и присущи мела-айликитам [Tappe et al., 2004]. В айликитах изменение состава слюды происходит по тетраферрифлогопитовому тренду с замещением по схеме Fe3+→Al3 [Tappe et al., 2004; Digonnet et al., 2000; Doroshkevich et al., 2022; Nosova et al., 2020; и др.]. Таким образом, кристаллизация мелкопорфировых лампрофиров Ярминской зоны происходила в относительно более восстановительных условиях по сравнению с типичными айликитами [Tappe et al., 2004, 2006]. Некоторые зерна флогопита демонстрируют обеднение титаном и более магнезиальный состав краевых зон по сравнению с центральными частями зерен (рис. 7), что обусловлено, вероятно, кристаллизацией в основной массе одновременно с флогопитом титаномагнетита.
Флогопит из основной массы макрокристового лампрофира трубки Южной имеет более магнезиальный и низкотитанистый состав по сравнению с флогопитом из мелкопорфировых айликитов. Тем не менее точки состава этого флогопита также лежат в поле состава флогопита из эталонных айликитов (см. рис. 5). Можно предполагать, что высокая магнезиальность флогопита из основной массы айликита трубки Южной обусловлена ассимиляцией богатым карбонатами расплавом материала литосферной мантии [Giuliani et al., 2020; Sokol, Kruk, 2021; и ссылки в этих работах], в пользу чего свидетельствует присутствие в породе большого количества ксеногенных оливина, клинопироксена, магнезиогастингсита.
Кристаллизация флогопита основной массы макрокристового айликита трубки Южной просходила в более низкотемпературных условиях по сравнению с мелкопорфировыми айликитами, а отсутствие кайм биотита вокруг зерен флогопита указывает на слабую роль фракционной дифференциации в образовании этой породы.
Точки состава богатого Ti и Сr флогопита из айликита трубки Южной на бинарных диаграммах для слюды располагаются обособленно от точек состава флогопита основной массы. Cr-содержащий флогопит основной массы по химическому составу не отличается от макрокристаллов (см. рис. 4) и представляет собой, вероятно, обломки макрокристаллов. По химическому составу богатый Ti и Сr флогопит близок к вторичному Ti-Cr флогопиту из мантийных метасоматитов и полимиктовой брекчии, что позволяет предполагать его захват из метасоматизированных пород литосферной мантии. Считается, что кристаллизация такого флогопита происходила в мантийных перидотитах под воздействием высокоплотных силикатно-карбонатных флюидов-расплавов [Solov’eva et al., 1997, 2012; Shchukina et al., 2015; Carswell, 1973; Giuliani et al., 2016; Kargin et al., 2019].
Айликит трубки Южной отличается от мелкопорфировых айликитов также присутствием в нем зерен биотита с каймами флогопита. Каймы флогопита указывают на то, что биотит был неравновесен с айликитовым расплавом, т.е. захвачен из иного источника. Подобный биотит неоднократно отмечался в кимберлитах, где его происхождение связывалось с захватом коровых ксенолитов [Birkett et al., 2004; Hall et al., 1986], интрузивных предшественников кимберлитов, возможно карбонатитов [Smith et al., 1978], либо метасоматизированных мантийных ксенолитов [Downes et al., 2006].
Флогопит из основной массы макрокристового айликита Чернозиминской дайки характеризуется широкими вариациями содержания титана и величины Mg# (см. рис. 6; рис. 7). Доминирующей направленностью изменения состава флогопита является небольшое увеличение магнезиальности при снижении содержания Ti (рис. 7), обусловленное кристаллизацией титаномагнетита, который полностью замещает хромит в Чернозиминской дайке. Реже в зернах отмечается зональность, отвечающая тетраферрианнитовому тренду (рис. 7).
Флогопит макрокристаллов из айликита Чернозиминской дайки имеет более низкую магнезиальность и повышенное содержание Na2O по сравнению с флогопитом основной массы (см. рис. 6, в; рис. 7), что не позволяет рассматривать его как раннюю фазу, кристаллизующуюся из айликитового расплава. Признаки деформации и коррозии макрокристаллов (см. рис. 2, ж, з) наряду с особенностями химического состава этого флогопита, позволяют предполагать, что, как и Cr-Ti флогопит айликита трубки Южной, он был захвачен из пород литосферной мантии. Высокотитанистый (TiO2>4 мас. %) низкохромистый умеренно магнезиальный флогопит обнаружен во включениях в алмазах эклогитового парагенезиса [Sobolev et al., 2010], в серпентинизированных ультраосновных ксенолитах в кимберлитах Австралии [Downes et al., 2006], в виде макрокристаллов в кимберлите трубки Юбилейной [Babushkina, 2019]. Предполагается [Kargin et al., 2019], что образование высокотитанистого обедненного хромом флогопита в мантийных породах обусловлено более ранней кристаллизацией хромшпинелида.
Айликит Чернозиминской дайки, как и айликит трубки Южной, содержит в основной массе зерна биотита, окаймленные флогопитом (см. рис. 2, и; рис. 3, г). Возможным источником биотита могли быть метаморфические и магматические породы, слагающие основание Урикско-Ийского грабена. Хотя авторы и наблюдали мелкие (от миллиметров до первых сантиметров) ксенолиты сланцев в айликите трубки Южной и краевых зонах даек мелкопорфировых айлликитов, но не встречали ни ксенолитов гнейсов или гранитоидов, ни обломков полевых шпатов или кварца, указывающих на захват таких ксенолитов. По химическому составу биотит из ядер зональных зерен отличается как от слюды из гранулитов и гнейсов Шарыжалгайского и Бирюсинского блоков, слагающих нижние и средние части разреза коры, так и от слюды из щелочных пород и карбонатитов зиминского комплекса (рис. 8). Тетраферрианнитовый эволюционный тренд, присущий ксеногенному биотиту (рис. 8), не проявлен в слюде из метаморфических и щелочных пород.
Рис. 8. Состав биотита в айликитах, породах фундамента кратона и зиминского комплекса.
Биотит: 1–2 – из ядер зональных зерен в айликитах трубки Южной (1) и Чернозиминской дайки (2), 3 – гранулитов и мигматитов Шарыжалгайского выступа фундамента [Petrova, Levitsky, 1984], 4 – метаморфических пород Бирюсинского выступа фундамента [Sizykh, 1987], 5 – ийолитов, сиенитов и карбонатитов Среднезиминского массива (авторские данные) и Белозиминского массива [Khromova et al., 2020]; 6–7 – поля состава слюды из мелкопорфировых айликитов (см. рис. 4): 6 – незональные зерна и центральные части зональных зерен, 7 – края зональных зерен.
Fig. 8. Composition of biotite in lamprophyres, rocks of the craton basement and Zima complex.
Biotite: 1–2 – from cores of zoned grains in lamprophyres of the Yuzhnaya (1) and Chernozima dike (2) pipes, 3 – granulites and migmatites of the Sharyzhalgay basement protrusion [Petrova, Levitsky, 1984], 4 – metamorphic rocks of the Biryusa basement protrusion [Sizykh, 1987], 5 – ijolites, syenites and carbonatites of the Srednezima massif (author’s data) and Belozima massif [Khromova et al., 2020]; 6–7 – fields of mica composition from fine porphyry aillikites (see Fig. 4): 6 – unzoned grains and central parts of zonal grains, 7 – edges of zonal grains.
В то же время состав биотита из ядер зональных зерен близок к составу биотита из кайм вокруг флогопита в мелкопорфировых айликитах (рис. 8). Это позволяет предполагать, что при подъеме айликитовых расплавов к поверхности они захватывали биотит из более ранних и более дифференцированных родственных интрузий. Авторы считают, что ядра биотита являются антекристаллами, т.е. кристаллами, «включенными» в конечную магму и химически неравновесными с ней, но кристаллизовавшимися из ее предшественников и непосредственно связанными с активной магматической системой [Jerram, Martin, 2008; Menezes et al., 2015; Sharma et al., 2023; Ubide et al., 2014].
Геодинамические следствия. Образование щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов на южной окраине Сибирского кратона было связано с воздействием суперплюма на литосферную мантию около 700 млн лет назад [Andreeva et al., 2007; Kuzmin, Yarmolyuk, 2014; Yarmolyuk et al., 2005]. Айликитовые расплавы возникли на глубинах мантии, отвечающих гранатовой фации, при Р≤4 ГПа [Ashchepkov et al., 2020]. Присутствие в макрокристовых айликитах деформированных зерен богатого Ti флогопита является свидетельством метасоматического преобразования деплетированной мантии под Сибирским кратоном, предшествующего образованию айликитов. Согласно [Giuliani et al., 2014, 2016; Kargin et al., 2019, 2021; Tappe et al., 2006] ранние импульсы богатых щелочами и карбонатами протокимберлитовых или протоайликитовых расплавов создают в литосферной мантии метасоматизированные каналы, по которым более поздние порции расплавов могут подниматься с минимальным взаимодействием с окружающими перидотитами. При быстром подъеме расплава захваченные им кристаллы флогопита из мантийных пород могли выноситься в верхние горизонты земной коры.
По мнению авторов, на пути движения протоайликитовых расплавов к поверхности могли возникать промежуточные магматические очаги (вблизи поверхности Мохо или основании нижней коры [Ashchepkov et al., 2020; Nosova et al., 2021]), где при температуре свыше 800–850 °С происходила глубокая дифференциация протоайликитового расплава с отделением остаточных расплавов, близких по составу к карбонатитовым (сёвитовым) [Tappe et al., 2006; Nosova et al., 2021]. При подъеме к поверхности эти расплавы могли задерживаться в верхней коре с образованием участков, сложенных кашеобразными смесями кристаллов и расплава [Bachmann, Bergantz, 2008; Cashman et al., 2017; Putirka, 2017] c температурой ≤760 °С. Последующее внедрение менее эволюционированных расплавов по тем же ослабленным зонам в земной коре могло привести к захвату кристаллов из кашеобразных смесей – преимущественно кальцита и биотита и, вследствие неравновесности биотита с более магнезиальным расплавом, образованию кайм флогопита вокруг зерен биотита (рис. 9).
Рис. 9. Схема образования айликитов Ярминской зоны с учетом данных [Ashchepkov et al., 2020]. В кружках показаны ассоциирующиеся фазы. Символы минералов см. в примечании к табл. 1. L – расплав/жидкость.
Fig. 9. Scheme of aillikite formation in the Yarma zone taken from [Ashchepkov et al., 2020]. Circles depict associated phases. See mineral symbols in note to Table 1. L – melt/liquid.
7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В мелкопорфировых айликитах Ярминской зоны Урикско-Ийского грабена слюда представлена:
а) флогопитом с содержанием TiO2 2.2–5.7 мас. % и магнезиальностью Mg# 0.70–0.86, кристаллизовавшимся в условиях верхней коры в диапазоне температур от 840 до 750 °С;
б) биотитом (Mg# 0.40–0.65), образующим каймы вокруг флогопита и самостоятельные зерна, кристаллизовавшимся из остаточного богатого железом расплава при температуре ниже 760 °С и умеренно повышенной fO2. Эволюция состава слюды отвечает тетраферрианнитовому и аннитовому тренду.
В макрокристовых айликитах Ярминской зоны слюда представлена следующими типами:
а) деформированными макрокристаллами богатого TiO2 (2.5–5.7 мас. %) флогопита с варьирующимися содержанием Cr2O3 (от ниже предела обнаружения до 2.0 мас. %) и магнезиальностью (Mg# 0.87–0.89 в айликите трубки Южной и 0.79–0.81 в Чернозиминской дайке). По химическому составу этот флогопит отвечает вторичному флогопиту из мантийных ксенолитов, и, вероятно, был захвачен протоайликитовым расплавом из пород литосферной мантии;
б) флогопитом основной массы. По химическому составу флогопит Чернозиминской дайки близок к флогопиту из мелкопорфировых айликитов и кристаллизовался в интервале температур 850–760 °С, тогда как флогопит из айликита трубки Южной имеет более высокую магнезиальность (Mg# 0.85‒0.90) и низкое содержание TiO2 (0.7‒2.4 мас. %) и кристаллизовался при 770–680 °С. Тетраферрианнитовый и аннитовый тренды эволюции состава слюды не проявлены (айликит трубки Южной) или проявлены слабо (Чернозиминская дайка);
в) антекристаллами биотита (Mg# 0.40–0.67), являющегося продуктом частичной кристаллизации в верхней коре существенно карбонатных расплавов, отделившихся от глубинных очагов протоайликитовой магмы, и захваченного новыми порциями менее дифференцированных расплавов.
Эволюция состава слюды из основной массы указывает на более важную роль фракционирования оливина и клинопироксена при образовании мелкопорфировых айликитов по сравнению с макрокристовыми айликитами. Присутствие в макрокристовых айликитах обломков богатого Ti флогопита свидетельствует о предшествующем выплавлению протоайликитового расплава метасоматическом преобразовании мантийных перидотитов под южной окраиной Сибирского кратона. Антекристаллы биотита в айликитах позволяют предполагать существование в верхней коре участков, выполненных кашеобразными смесями кристаллов и расплава, и неоднократное внедрение мантийных расплавов по одним и тем же зонам повышенной проницаемости.
8. БЛАГОДАРНОСТИ
Авторы выражают признательность рецензентам за высказанные ими замечания, послужившие улучшению качества статьи.
9. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS
Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.
All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.
10. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.
The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.
Список литературы
1. Andreeva I.A., Kovalenko V.I., Nikiforov A.V., Kononkova N.N., 2007. Compositions of Magmas, Formation Conditions, and Genesis of Carbonate-Bearing Ijolites and Carbonatites of the Belaya Zima Alkaline Carbonatite Complex, Eastern Sayan. Petrology 15, 551–574. https://doi.org/10.1134/S0869591107060033.
2. Arima M., Edgar A.D., 1981. Substitution Mechanisms and Solibility of Titanium in Phlogopites from Rocks of Probable Mantle Origin. Contributions to Mineralogy and Petrology 77, 288–295. https://doi.org/10.1007/BF00373544.
3. Ashchepkov I., Zhmodik S., Belyanin D., Kiseleva O.N., Medvedev N., Travin A., Yudin D., Karmanov N.S., Downes H., 2020. Aillikites and Alkali Ultramafic Lamprophyres of the Beloziminsky Alkaline Ultrabasic-Carbonatite Massif: Possible Origin and Relations with Ore Deposits. Minerals 10 (5), 404. https://doi.org/10.3390/min10050404.
4. Бабушкина С.А. Новые данные о составе макрокристаллов флогопита из трубки Юбилейная // Вестник Северо-Восточного федерального университета. Науки о Земле. 2019. № 4. С. 41–46. DOI:10.25587/SVFU.2020.16.49738.
5. Bachmann O., Bergantz G.W., 2008. Rhyolites and Their Source Mushes across Tectonic Setting. Journal of Petrology 49 (12), 2277–2285. https://doi.org/10.1093/petrology/egn068.
6. Birkett T.C., McCandless T.E., Hood C.T., 2004. Petrology of the Renard Igneous Bodies: Host Rocks for Diamond in the Northern Otish Mountains Region, Quebec. Lithos 76 (1–4), 475–490. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.03.054.
7. Carswell D.A., 1973. Primary and Secondary Phlogopites and Clinopyroxenes in Garnet Lherzolite Xenoliths. In: L.N. Ahrens, A.R. Duncan, A.J. Erlank (Eds), Extended Abstracts of Papers of the International Conference on Kimberlite (September 16 – October 8, 1973, Rondebosch, South Africa), p. 59–62. https://doi.org/10.29173/ikc846.
8. Cashman K.V., Sparks R.S.J., Blundy J.D., 2017. Vertically Extensive and Unstable Magmatic Systems: A Unified View of Igneous Processes. Science 355 (6331), eaag3055. https://doi.org/10.1126/science.aag3055.
9. Chalapathi Rao N.V., Giri R.K., Sharma A., Pandey A., 2020. Lamprophyres from the Indian Shield: A Review of Their Occurrence, Petrology, Tectonomagmatic Significance and Relationship with the Kimberlites and Related Rocks. Episodes 43 (1), 231–248. https://doi.org/10.18814/epiiugs/2020/020014.
10. Данилова Ю.В., Савельева В.Б., Базарова Е.П., Данилов Б.С., Пономарчук В.А. Изотопный состав углерода и кислорода кальцитов щелочно-ультрамафических даек Урикско-Ийского грабена // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13. № 4. 0653. https://doi.org/10.5800/GT-2022-13-4-0653.
11. Digonnet S., Goulet N., Bourne J., Stevenson R., Archibald D., 2000. Petrology of the Abloviak Aillikite Dykes, New Québec: Evidence for a Cambrian Diamondiferous Alkaline Province in Northeastern North America. Canadian Journal of Earth Sciences 37 (4), 517–533. https://doi.org/10.1139/e00-008.
12. Doroshkevich A., Prokopyev I., Kruk M., Sharygin V., Izbrodin I., Starikova A., Ponomarchuk A., Izokh A., Nugumanova Y., 2022. Age and Petrogenesis of Ultramafic Lamprophyres of the Arbarastakh Alkaline-Carbonatite Complex, Aldan-Stanovoy Shield, South of Siberian Craton (Russia): Evidence for Ultramafic Lamprophyre-Carbonatite Link. Journal of Petrology 63 (9), egac073. https://doi.org/10.1093/petrology/egac073.
13. Doroshkevich A.G., Veksler I.V., Izbrodin I.A., Ripp G.S., Khromova E.A., Posokhov V.F., Travin A.V., Vladykin N.V., 2016. Stable Isotope Composition of Minerals in the Belaya Zima Plutonic Complex, Russia: Implications for the Sources of the Parental Magma and Metasomatizing Fluids. Journal of Asian Earth Sciences 116, 81–96. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.11.011.
14. Downes P.J., Wartho J.-A., Griffin B.J., 2006. Magmatic Evolution and Ascent History of the Aries Micaceous Kimberlite, Central Kimberley Basin, Western Australia: Evidence from Zoned Phlogopite Phenocrysts, and UV Laser 40Ar/39Ar Analysis of Phlogopite–Biotite. Journal of Petrology 47 (9), 1751–1783. https://doi.org/10.1093/petrology/egl026.
15. Фролов А.А., Белов С.В. Комплексные карбонатитовые месторождения Зиминского рудного района (Восточный Саян, Россия) // Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41. № 2. С. 109–130.
16. Giuliani A., Pearson D.G., Soltys A., Dalton H., Phillips D., Foley S. F., Lim E., Goemann K., Griffin W.L., Mitchell R.H., 2020. Kimberlite Genesis from a Common Carbonate-Rich Primary Melt Modified by Lithospheric Mantle Assimilation. Science Advances 6 (17), eaaz0424. https://doi.org/10.1126/sciadv.aaz0424.
17. Giuliani A., Phillips D., Kamenetsky V.S., Goemann K., 2016. Constraints on Kimberlite Ascent Mechanisms Revealed by Phlogopite Compositions in Kimberlites and Mantle Xenoliths. Lithos 240–243, 189–201. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.013.
18. Giuliani A., Phillips D., Kamenetsky V.S., Kendrick M.A., Wyatt B.A., Goemann K., Hutchinson G., 2014. Petrogenesis of Mantle Polymict Breccias: Insights into Mantle Processes Coeval with Kimberlite Magmatism. Journal of Petrology 55 (4), 831–858. https://doi.org/10.1093/petrology/egu008.
19. Gladkochub D.P., Mazukabzov A.M., Stanevich A.M., Donskaya T.V., Motova Z.L., Vanin V.A., 2014. Precambrian Sedimentation in the Urik-Iya Graben, Southern Siberian Craton: Main Stages and Tectonic Settings. Geotectonics 48, 359–370. https://doi.org/10.1134/S0016852114050033.
20. Hall D.C., Helmstaedt H., Schulze D.J., 1986. The Cross Diatreme, British Columbia, Canada: A Kimberlite in a Young Orogenic Belt. In: Extended Abstracts of the Fourth International Kimberlite Conference (August 11–15, 1986, Perth, Western Australia). Geological Society of Australia Abstracts Series 16, p. 30–32. https://doi.org/10.29173/ikc1063.
21. Henry D.J., Guidotti C.V., Thompson J.A., 2005. The Ti-Saturation Surface for Low-to-Medium Pressure Metapelitic Biotites: Implications for Geothermometry and Ti-Substitution Mechanisms. American Mineralogist 90 (2–3), 316–328. https://doi.org/10.2138/am.2005.1498.
22. Jerram D.A., Martin V.M., 2008. Understanding Crystal Populations and Their Significance through the Magma Plumbing System. In: C. Annen, G.G. Zellmer (Eds), Dynamics of Crustal Magma Transfer, Storage and Differentiation. Geological Society of London Special Publications 304, p. 133–148. https://doi.org/10.1144/SP304.7.
23. Kargin A., Bussweiler Y., Nosova A., Sazonova L., Berndt J., Klemme S., 2021. Titanium‑Rich Metasomatism in the Lithospheric Mantle beneath the Arkhangelsk Diamond Province, Russia: Insights from Ilmenite‑Bearing Xenoliths and HP–HT Reaction Experiments. Contributions to Mineralogy and Petrology 176, 101. https://doi.org/10.1007/s00410-021-01863-9.
24. Kargin A.V., Golubeva Y.Y., Demonterova E.I., Koval’chuk E.V., 2017. Petrographic-Geochemical Types of Triassic Alkaline Ultramafic Rocks in the Northern Anabar Province, Yakutia, Russia. Petrology 25, 535–565. https://doi.org/10.1134/S0869591117060030.
25. Kargin A.V., Nosova A.A., Postnikov A.V., Chugaev A.V., Postnikova O.V., Popova L.P., Poshibaev V.V., Sazonova L.V., Dokuchaev A.Ya., Smirnova M.D., 2016. Devonian Ultramafic Lamprophyre in the Irkineeva–Chadobets Trough in the Southwest of the Siberian Platform: Age, Composition, and Implications for Diamond Potential Prediction. Geology of Ore Deposits 58, 383–403. https://doi.org/10.1134/S1075701516050068.
26. Kargin A.V., Sazonova L.V., Nosova A.A., Lebedeva N.M., Kostitsyn Yu.A., Kovalchuk E.V., Tretyachenko V.V., Tikhomirova Ya.S., 2019. Phlogopite in Mantle Xenoliths and Kimberlite from the Grib Pipe, Arkhangelsk Province, Russia: Evidence for Multi-Stage Mantle Metasomatism and Origin of Phlogopite in Kimberlite. Geoscience Frontiers 10 (5), 1941–1959. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.12.006.
27. Хромова Е.А., Дорошкевич А.Г., Избродин И.А. Геохимическая и Sr-Nd-Pb изотопная характеристикаи щелочных пород и карбонатитов Белозиминского массива (Восточный Саян) // Геосферные исследования. 2020. № 1. С. 33–55. https://doi.org/10.17223/25421379/14/3.
28. Kostrovitsky S.I., Yakovlev D.A., Sharygin I.S., Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Tretiakova I.G., Dymshits A.M., Sekerin A.P., Malkovets V.G., 2022. Diamondiferous Lamproites of Ingashi Field, Siberian Craton. In: L. Krmíček, N.V. Chalapathi Rao (Eds), Lamprophyres, Lamproites and Related Rocks: Tracers to Supercontinent Cycles and Metallogenesis. Geological Society of London Special Publications 513, p. 45–70. https://doi.org/10.1144/SP513-2020-274.
29. Kuzmin M.I., Yarmolyuk V.V., 2014. Mantle Plumes of Central Asia (Northeast Asia) and Their Role in Forming Endogenous Deposits. Russian Geology and Geophysics 55 (2), 120–143. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2014.01.002.
30. Menezes S.G., Azzone R.G., Rojas G.E.E., Ruberti E., Cagliarani R., Gomes C.B., Chmyz L., 2015. The Antecryst Compositional Influence on Cretaceous Alkaline Lamprophyre Dykes, SE Brazil. Brazilian Journal of Geology 45 (1), 79–93. https://doi.org/10.1590/23174889201500010006.
31. Минаева Ю.А., Егоров К.Н. Минералого-петрографические особенности дайки кимберлит-пикритового состава в северо-западной части Урикско-Ийского грабена (Восточное Присаянье) // Записки РМО. 2008. Т. 137. Вып. 3. С. 23–39.
32. Mitchell R.H., 1995. Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Springer, New York, 410 p. https://doi.org/10.1007/978-1-4615-1993-5.
33. Namur O., Hatert F., Grandjean F., Long G.J., Krins N., Fransolet A.-M., Vander Auvera J., Charlier B., 2009. Ti Substitution Mechanisms in Phlogopites from the Suwalki Massif-Type Anorthosite, NE Poland. European Journal of Mineralogy 21 (2), 397–406. https://doi.org/10.1127/0935-1221/2009/0021-1894.
34. Nosova A.A., Kargin A.V., Sazonova L.V., Dubinina E.O., Chugaev A.V., Lebedeva N.M., Yudin D.S., Laionova Y.O., Abersteiner A., Gareev B.I., Batalin G.A., 2020. Sr-Nd-Pb Isotopic Systematic and Geochronology of Ultramafic Alkaline Magmatism of the Southwestern Margin of the Siberian Craton: Metasomatism of the Sub-Continental Lithospheric Mantle Related to Subduction and Plume Events. Lithos 364–365, 105509. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105509.
35. Nosova A.A., Kopylova M.G., Sazonova L.V., Vozniak A.A., Kargin A.V., Lebedeva N.M., Volkova G.D., Peresetskaya E.V., 2021. Petrology of Lamprophyre Dykes in the Kola Alkaline Carbonatite Province (N Europe). Lithos 398–399, 106277. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106277.
36. Одинцов М.М., Твердохлебов В.А., Владимиров Б.М., Ильюхина А.В., Колесникова Т.П., Конев А.А. Структура, вулканизм и алмазоносность Иркутского амфитеатра. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 180 с.
37. Ogungbuyi P.I., Janney P.E., Harris C., 2022. Carbonatite, Aillikite and Olivine Melilitite from Zandkopsdrift, Namaqualand, South Africa: Constraints on the Origin of an Unusual Lamprophyre-Dominated Carbonatite Complex and the Nature of Its Mantle Source. Lithos 418–419, 106678. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2022.106678.
38. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1984. 200 с.
39. Prokopyev I., Starikova A., Doroshkevich A., Nugumanova Y., Potapov V., 2020. Petrogenesis of Ultramafic Lamprophyres from the Terina Complex (Chadobets Upland, Russia): Mineralogy and Melt Inclusion Composition. Minerals 10 (5), 419. https://doi.org/10.3390/min10050419.
40. Putirka K.D., 2017. Down the Crater: Where Magmas Are Stored and Why They Erupt. Elements 13 (1), 11–16. https://doi.org/10.2113/gselements.13.1.11.
41. Salnikova E.B., Chakhmouradian A.R., Stifeeva M.V., Reguir E.P., Kotov A.B., Gritsenko Y.D., Nikiforov A.V., 2019. Calcic Garnets as a Geochronological and Petrogenetic Tool Applicable to a Wide Variety of Rocks. Lithos 338–339, 141–154. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.03.032.
42. Савельева В.Б., Данилова Ю.В., Базарова Е.П., Данилов Б.С. Кимберлитоподобные породы Урикско-Ийского грабена, Восточное Присаянье: минеральный состав, геохимия и условия формирования // Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 4. С. 678–696. https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-4-0500.
43. Савельева В.Б., Базарова Е.П., Данилова Ю.В., Данилов Б.С. Геохимические особенности дайковых айликитов и щелочных пород Большетагнинского массива (Урикско-Ийский грабен, Восточное Присаянье) // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13. № 2s. 0614. https://doi.org/10.5800/GT-2022-13-2s-0614.
44. Savelyeva V.B., Danilova Yu.V., Letnikov F.A., Demonterova E.I., Yudin D.S., Bazarova E.P., Danilov B.S., Sharygin I.S., 2022b. Age and Melt Sources of Ultramafic Dykes and Rocks of the Bolshetagninskii Alkaline Carbonatite Massif (Urik-Iya Graben, SW Margin of the Siberian Craton). Doklady Earth Sciences 505, 452–458. https://doi.org/10.1134/S1028334X22070169.
45. Sharma A., Pandey R., Chalapathi Rao N.V., Sahoo S., Belyatsky B.V., Dhote P., 2023. Mineralogy and Petrology of Lamprophyre and Dolerite Dykes from the End‑Cretaceous (~66 Ma) Phenaimata Alkaline Igneous Complex, North‑Western India: Evidence for Open Magma Chamber Fractionation, Mafic Recharge, and Disaggregation of Crystal Mush Zone in a Large Igneous Province. Mineralogy and Petrology 117, 415–445. https://doi.org/10.1007/s00710-021-00770-y.
46. Shchukina E.V., Agashev A.M., Kostrovitsky S.I., Pokhilenko N.P., 2015. Metasomatic Processes in the Lithospheric Mantle beneath the V. Grib Kimberlite Pipe (Arkhangelsk Diamondiferous Province, Russia). Russian Geology and Geophysics 56 (12), 1701-1716. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2015.11.004.
47. Сизых А.И. Докембрий Бирюсинского метаморфического пояса. Иркутск: Изд-во ИГУ, 1987. 240 с.
48. Smith J.V., Brennesholtz R., Dawson J.B., 1978. Chemistry of Micas from Kimberlites and Xenoliths–I. Micaceous Kimberlites. Geochimica et Cosmochimica Acta 42 (7), 959–971. https://doi.org/10.1016/0016-7037(78)90285-5.
49. Sobolev N.V., Logvinova A.M., Efimova E.S., 2010. Syngenetic Phlogopite Inclusions in Kimberlite-Hosted Diamonds: Implications for Role of Volatiles in Diamond Formation. Russian Geology and Geophysics 50 (12), 1234–1248. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2009.11.021.
50. Sokol A.G., Kruk A.N., 2021. Role of CO2 in the Evolution of Kimberlite Magma: Experimental Constraints at 5.5 GPa and 1200–1450 °C. Lithos 386–387, 106042. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106042.
51. Соловьева Л.В., Егоров К.Н., Маркова М.Е., Харькив А.Д., Пополитов К.Э., Баранкевич В.Г. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных ксенолитах из трубки Удачная, их возможная связь с алмазо- и кимберлитообразованием // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 1. С. 172–193.
52. Solov’eva L.V., Yasnygina T.A., Egorov K.N., 2012. Metasomatic Parageneses in Deep-Seated Xenoliths from Pipes Udachnaya and Komsomol’skaya-Magnitnaya as Indicators of Fluid Transfer through the Mantle Lithosphere of the Siberian Craton. Russian Geology and Geophysics 53 (12), 1304–1323. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2012.10.004.
53. Srivastava R.K., 2013. Petrological and Geochemical Characteristics of Paleoproterozoic Ultramafic Lamprophyres and Carbonatites from the Chitrangi Region, Mahakoshal Supracrustal Belt, Central India. Journal of Earth System Science 122, 759–776. https://doi.org/10.1007/s12040-013-0311-1.
54. Stifeeva M.V., Salnikova E.B., Savelyeva V.B., Kotov A.B., Danilova Y.V., Bazarova E.P., Danilov B.S., 2023. Timing of Carbonatite Ultramafic Complexes of the Eastern Sayan Alkaline Province, Siberia: U-Pb (ID–TIMS) Geochronology of Ca-Fe Garnets. Minerals 13 (8), 1086. https://doi.org/10.3390/min13081086.
55. Sudholz Z.J., Reddicliffe T.H., Jaques A.L., Yaxley G.M., Haynes M., Gorbatov A., Czarnota K., Frigo C., Maas R., Knowles B., 2023. Petrology, Age, and Rift Origin of Ultramafic Lamprophyres (Aillikites) at Mount Webb, a New Alkaline Province in Central Australia. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 24 (10), e2023GC011120. https://doi.org/10.1029/2023GC011120.
56. Tappe S., Foley S.F., Jenner G.A., Heaman L.M., Kjarsgaard B.A., Romer R.L., Stracke A., Joyce N., Hoefs J., 2006. Genesis of Ultramafic Lamprophyres and Carbonatites at Aillik Bay, Labrador: A Consequence of Incipient Lithospheric Thinning beneath the North Atlantic Craton. Journal of Petrology 47 (7), 1261–1315 https://doi.org/10.1093/petrology/egl008.
57. Tappe S., Foley S.F., Jenner G.A., Kjarsgaard B., 2005. Ultramafic Lamprophyres into the IUGS Classification of Igneous Rocks: Rationale and Implications. Journal of Petrology 46 (9), 1893–1900. https://doi.org/10.1093/petrology/egi039.
58. Tappe S., Foley S.F., Kjarsgaard B.A., Romer R.L., Heaman L.M., Stracke A., Jenner G.A., 2008. Between Carbonatite and Lamproite-Diamondiferous Torngat Ultramafic Lamprophyres Formed Bycarbonate-Fluxed Melting of Cratonic MARID-Type Metasomes. Geochimica et Cosmochimica Acta 72 (13), 3258–3286. https://doi.org/10.1016/j.gca.2008.03.008.
59. Tappe S., Jenner G.A., Foley S.F., Heaman L., Besserer D., Kjarsgaard B.A., Ryan B., 2004. Torngat Ultramafic Lamprophyres and Their Relation to the North Atlantic Alkaline Province. Lithos 76 (1–2). 491–518. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.03.040.
60. Ubide T., Galé C., Larrea P., Arranz E., Lago M., 2014. Antecrysts and Their Effect on Rock Compositions: The Cretaceous Lamprophyre Suite in the Catalonian Coastal Ranges (NE Spain). Lithos 206–207, 214–233. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.07.029.
61. Upton B.G.J., Craven J.A., Kirstein L.A., 2006. Crystallisation of Mela-Aillikites of the Narsaq Region, Gardar Alkaline Province, South Greenland and Relationships to Other Aillikitic–Carbonatitic Associations in the Province. Lithos 92 (1–2), 300–319. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.03.046.
62. Warr L.N., 2021. IMA–CNMNC Approved Mineral Symbols. Mineralogical Magazine 85 (3), 291–320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43.
63. Yarmolyuk V.V., Kovalenko V.I., Kovach V.P., Rytsk E.Yu., Kozakov I.K., Kotov A.B., Sal’nikova E.B., 2006. Early Stages of the Paleoasian Ocean Formation: Results of Geochronological, Isotopic, and Geochemical Investigations of Late Riphean and Vendian–Cambrian Complexes in the Central Asian Foldbelt. Doklady Earth Sciences 411, 1184–1189. https://doi.org/10.1134/S1028334X06080046.
64. Yarmolyuk V.V., Kovalenko V.I., Salnikova E.B., Nikiforov A.V., Kotov A.B., Vladykin N.V., 2005. Late Riphean Rifting and Breakup of Laurasia: Data on Geochronological Studies of Ultramafic Alkaline Complexes in the Southern Framing of the Siberian Craton. Doklady Earth Sciences 404 (7), 1031–1036.
65. Жмодик С.М., Ащепков И.В., Белянин Д.К., Айриянц Е.В., Киселева О.Н., Пономарчук В.А. Последовательность формирования айлликитов и кальцитовых карбонатитов массива Белая Зима (Восточная Сибирь, Россия) // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13. № 4. 0654. https://doi.org/10.5800/GT-2022-13-4-0654.
66. Zozulya D.R., Kullerud K., Ribacki E., Altenberger U., Sudo M., Savchenko Y.E., 2020. The Newly Discovered Neoproterozoic Aillikite Occurrence in Vinoren (Southern Norway): Age, Geodynamic Position and Mineralogical Evidence of Diamond-Bearing Mantle Source. Minerals 10 (11), 1029. https://doi.org/10.3390/min10111029.
Об авторах
В. Б. Савельева
Институт земной коры СО РАН
Россия
Россия
664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128
Ю. В. Данилова
Институт земной коры СО РАН
Россия
Россия
664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128
Е. П. Базарова
Институт земной коры СО РАН
Россия
Россия
664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128
Б. С. Данилов
Институт земной коры СО РАН
Россия
Россия
664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128
Е. А. Хромова
Геологический институт им. Н.Л. Добрецова СО РАН
Россия
Россия
670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Республика Бурятия
Дополнительные файлы
|
1. Savelyeva_et_al_Suppl_1.xlsx | |
| Тема | ||
| Тип | Исследовательские инструменты | |
Скачать
(115KB)
|
Метаданные ▾ | |
Рецензия
Для цитирования:
Савельева В.Б., Данилова Ю.В., Базарова Е.П., Данилов Б.С., Хромова Е.А. СОСТАВ СЛЮДЫ КАК ОТРАЖЕНИЕ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ АЙЛИКИТОВ ЗИМИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ). Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(5):0786. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-5-0786. EDN: OAGAKW
For citation:
Savelyeva V.B., Danilova Yu.V., Bazarova E.P., Danilov B.S., Khromova E.A. MICA COMPOSITION REFLECTING CONDITIONS OF AILLIKITE FORMATION IN ZIMA COMPLEX OF EASTERN SIBERIA. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(5):0786. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-5-0786. EDN: OAGAKW
Просмотров:
299
Послать статью по эл. почте 