Different types of CaSiO₃ in the Earth’s mantle and its geochemical heterogeneity: the Juina area in Brazil as an example

全文:

ВВЕДЕНИЕ

Минералы CaSiO₃ в мантии Земли – дейвмаоит и брейит – являются высокобарическими полиморфами CaSiO₃ (Milani et al., 2021). Кубический дейвмаоит (бывший CaSi-перовскит; Tschauner et al., 2021, 2022) составляет 7–10 об. % нижней мантии (Akaogi, 2007; Tsuchiya, Kawai, 2013; Dorfman, 2016), где он ассоциирует с бриджманитом и ферропериклазом. Находка природного CaSiO₃ со структурой перовскита была сделана Нестола с соавторами (Nestola et al., 2023) в виде включения в алмазе из южноафриканской кимберлитовой трубки Куллинан. Однако параметры этого минерала не соответствовали параметрам синтетического кубического CaSiO₃, и он не был утвержден IMA в качестве нового минерала. Впоследствии надежно определенный кубический CaSiO₃ был найден в алмазе из другой южноафриканской трубки Орапа и был утвержден в качестве нового минерала дейвмаоита (Tschauner et al., 2021).

Триклинный брейит (бывший Ca-уолстромит; Brenker et al., 2021) стабилен в переходной зоне и нижней части верхней мантии и является либо ретроградной фазой дейвмаоита, либо кристаллизуется при 5–15 ГПа в ассоциации с мэйджоритом и вадслеитом. Как дейвмаоит, так и брейит являются основными концентраторами редкоземельных элементов (РЗЭ) и других микроэлементов в глубинах Земли (Corgne et al., 2005; Kaminsky, 2017). Между этими минералами не известно никаких геохимических различий.

Ассоциирующий с минералами CaSiO₃ ферропериклаз образует две группы, различающиеся по составу и генезису: протогенетический высоко-Mg – высоко-Ni ферропериклаз (Mg# = Mg/(Mg+Fe)_at. = 0.756–0.842; Ni = 8270–10660 ppm) и сингенетический низко-Fe – низко-Ni ферропериклаз (Mg# = 0.477–0.718; Ni = 600–3050 ppm). Ферропериклаз с высоким содержанием Mg и Ni образуется в верхней части нижней мантии, а ферропериклаз с высоким содержанием Fe и низким содержанием Ni – в литосфере (Kaminsky et al., 2023). Lorenzon et al. (2023) подтвердили существование двух различных генетических групп включений ферропериклаза в сверхглубоких алмазах, изучив их взаимоотношения по кристаллографической ориентации. Согласно полученным ими данным, ферропериклазы, богатые Fe, имеют неслучайные ориентации и были специфически ориентированы на момент их включения. Они были сформированы вместе со своими алмазами-хозяевами (т. е. являются сингенетическими) в нижней части верхней мантии или переходной зоне. Бедные Fe включения ферропериклаза демонстрируют случайные ориентации по отношению к своему алмазу-хозяину и являются протогенетическими, представляя собой материал нижней мантии, захваченный во время роста алмаза-хозяина.

Одним из немногих районов в мире, где встречаются алмазы нижней мантии, является район Джуина в штате Мату-Гросу, Бразилия (Harte et al., 1999; Kaminsky et al., 2001) (рис. 1). Район Джуина является также одним из основных алмазодобывающих районов в Бразилии. В 1970–2010-х годах в районе было обнаружено тридцать три кимберлитовые трубки, мало- или неалмазоносные. Hayman et al. (2005) провели первое общее исследование алмазов Рио Соррисо. Они обнаружили ассоциации ферропериклаза с CaSiO₃, MgSiO₃ (ретроградный бриджманит) и некоторые другие, что указывает на глубинное происхождение этой ассоциации.

 

Рис. 1. Алмазоносный район Джуина и положение в нем россыпи Рио Соррисо (красная звезда). По Kaminsky et al. (2010), модифицировано.

 

В данной работе мы представляем результаты детального изучения вновь обнаруженных включений CaSiO₃ из изученной ранее коллекции алмазов Рио Соррисо (Kaminsky et al., 2023). Мы проанализировали их геохимические особенности, показав, что среди включений CaSiO₃ также имеются две различные по составу и генезису группы, протогенетические и сингенетические.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА

Алмазоносный район Джуина расположен в Центрально-Бразильском щите, который является частью Южно-Американской плиты, в середине протерозойского Амазонского кратона (рис. 2). Его геологическая история началась с архейского зарождения Центрально-Амазонской провинции 3.2–2.6 млрд лет назад, за чем последовал региональный Трансамазонский метаморфизм с формированием обширных гранитно-зеленокаменных террейнов возрастом 2.25–2.05 млрд лет.

 

Рис. 2. Положение района Джуина (красная звездочка) в Амазонском кратоне. По Cordani and Teixeira (2007), модифицировано.

 

Провинция Рио-Негро-Джуриена, в состав которой входит кимберлитовый район, является одним из протерозойских поясов, образовавшимся приблизительно 2.0 млрд лет назад в результате аккреции вдоль юго-западной окраины Центрально-Амазонской провинции с общим омоложением аккреционных клиньев с северо-востока на юго-запад (рис. 2). В этом регионе выявлены два последовательных протерозойских мегааккреционных цикла с последующей кратонизацией, самый ранний из которых относится к 1980–1830 млн лет назад, а более молодой – к 1780–1550 млн лет. Они сопровождались большим количеством ювенильного материала, образовавшегося в условиях субдукции (Cordani, Teixeira, 2007).

Провинция Рио-Негро-Джуриена сложена преимущественно гранито-гнейсовыми и гранитоидными породами в результате формирования протерозойских гранитоидов (1.78–1.55 млрд лет, 1.54– 1.51 млрд лет и 1.08–0.92 млрд лет) и анорогенного бимодального плутонизма, выразившегося в формировании интрузивной свиты Сьерра-да-Провиденсия (1.60–1.53 млрд лет). Наиболее выраженными тектоническими событиями в протерозойское время были образования рифтовых структур, связанных с вулканогенно-осадочными комплексами (Cordani, Teixeira, 2007; Teixeira, Cordani, 2008).

Внедрение кимберлитов Джуины, которые являются источниками алмазов в россыпных отложениях этого района, происходило в верхнемеловое (сеноман-туронское) время (91.6–93.9 млн лет; Heaman et al. 1998; Bulanova et al., 2010; Kaminsky et al., 2010). Возрасты минеральных включений в алмазах, обычно рассматриваемые в качестве возраста формирования алмазов, более древние, как и в других алмазоносных провинциях (например, Smit et al., 2022). Они варьируют от 101 млн лет (модельный U-Pb возраст сублитосферного CaSiO₃; Bulanova et al., 2010) до 1271 млн лет (модельный Re-Os возраст эклогитового сульфида; Hutchison et al., 2012) (рис. 3). Подробная морфологическая характеристика алмазов и результаты петрографических исследований кимберлитов в этом районе представлены в работах (Bulanova et al., 2010; Kaminsky et al., 2010; Araujo et al., 2013; Cabral-Neto et al., 2024).

 

Рис. 3. Возрасты включений в алмазах из района Джуина. Данные из Bulanova et al. (2010), Hutchison et al. (2012), Smit et al. (2022), Nestola et al. (2023), Timmerman et al. (2023).

 

ОБРАЗЦЫ И МЕТОДЫ ИХ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изученные алмазы были собраны в россыпи реки Рио Соррисо. Они представляют собой округлые ромбододекаэдроиды, характерные для бразильских алмазов. Размер их варьирует от 0.1 мм до 1 мм. Они содержат многочисленные включения ферропериклаза, бриджманита, CaSiO₃, Ca(Si,Ti)O₃, магнезита и мерриллита (Kaminsky et al., 2023). В трех алмазах (RS-122, RS-222 и RS-223) были выявлены шесть зерен CaSiO₃ в ассоциации с ферропериклазом. Из этих шести зерен, идентифицированных как брейит, с помощью спектров комбинационного рассеяния света удалось выполнить четыре микрозондовых анализа и пять анализов на РЗЭ и изотопные соотношения. В некоторых образцах брейит находится в срастании с кальцитом (№ 1.2.2), ларнитом (№ 2.2.2) и титанитом (№ 2.2.3) (Timmerman et al., 2023). Они образуют неправильные зерна (рис. 4).

 

Рис. 4. Выведенные на полированную поверхность алмазов включения CaSiO₃. По Timmerman et al. (2023). © Nature.

 

Анализ CaSiO₃ и ферропериклаза на главные химические элементы (EPMA) был выполнен в Институте геологии и минералогии СО РАН с использованием электронно-зондового микроанализатора JEOL JXA 8100 согласно протоколу, изложенному в работе Лаврентьева и др. (2015), а также и сканирующего электронного микроскопа MIRA 3 LMU (Tescan), оснащенного системой микроанализа INCA Energy 450 Xmax 80 (Oxford Instruments). Для EPMA использовались: ускоряющее напряжение 15 кВ, ток зонда 20 нА, диаметр пучка 2 μm. В качестве стандартных образцов использовался стандартный набор простейших соединений и чистых металлов: кварц SiO₂ (для Si и O), корунд Al₂O₃ (для Al), Cr₂O₃ (для Cr), диопсид MgCaSi₂O₆ (для Mg и Ca), альбит NaAlSi₃O₈ (для Na), ортоклаз KAlSi₃O₈ (для K), и металлы (для Ti, Mn, Fe и Ni). Время набора сигнала на пике и фоне при определении концентраций петрогенных элементов и микропримесей (P, Mn, Ti, Cr) составляло 80 и 40 с соответственно. Внутренняя неопределенность каждого анализа EPM не превышала 3 %.

Определения содержаний Rb, Sr, Sm, Nd, U, Pb и изотопных отношений Sr, Nd и Pb в зернах CaSiO₃ были проведены в лаборатории ресурсов Арктики Университета Альберты. Детальная информация об этих анализах представлена Timmerman et al. (2023).

Изотопные отношения углерода были измерены в ГЕОХИ РАН с помощью Flash EA 1112 (Thermo Fisher Scientific) в комбинации с масс-спектрометром Finnigan Delta Plus XP. Алмазы измельчали в агатовой ступке, а полученные фрагменты алмазов размером 50–100 мкм помещали в капсулы Sn и сбрасывали в реактор сгорания (1020 °C). Температура восстановительного реактора поддерживалась на уровне 650 °C. Все углеродно-изотопные составы образцов представлены в стандартной нотации по шкале Vienna Pee Dee Belemnite Reference standard (VPDB) (δ¹³С_VPDB). Для расчета средних значений и значений стандартного отклонения (1s) были проанализированы от четырех до шести фрагментов каждого образца.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Химический состав включений CaSiO₃

Химический состав четырех включений CaSiO₃ и ассоциирующих с ними включений ферропериклаза из россыпи Рио Соррисо представлен в табл. 1. Невысокие суммы в анализах, вероятно, связаны с наличием в составах CaSiO₃ непроанализированных элементов, в частности РЗЭ, содержание которых в наших образцах достигает 0.36 мас. % (см. анализ 2.2.b1 в табл. 2) и Sr, содержание которого в образцах из Гвинеи и Канады достигает 0.73–0.85 мас. % SrO (Stachel et al., 2000; Zhang et al., 2024). Все проанализированные включения CaSiO₃ относятся к ультрамафической ассоциации, которая, по сравнению с включениями CaSiO₃ мафической (“эклогитовой”) ассоциации (рис. 5), характеризуется низкими концентрациями Fe (0.01– 0.87 мас. % FeO) и Al (0.03–1.52 мас. % Al₂O₃) (Kaminsky, 2017). CaSiO₃ в образце № 1.2.2 ассоциирует с низко-Mg и низко-Ni ферропериклазом (Mg# = 0.537; 0.22 мас. % NiO); в образцах № 2.2.2 и № 2.2.3 – с высоко-Mg и высоко-Ni ферропериклазом (Mg# = 0.751–0.756; 1.15–1.18 мас. % NiO). В последних двух образцах CaSiO₃ содержит несколько более высокий уровень Al₂O₃ (0.06–0.59 мас. %) по сравнению с образцом № 1.2.2, где он ниже уровня чувствительности анализа (<0.01 мас. %).

 

Таблица 1. Химические составы CaSiO₃ и ферропериклаза, включенных в алмазы (вес. %), и изотопный состав углерода алмазов-хозяев (‰ δ¹³C_VPDB) из россыпи Рио Соррисо в районе Джуина

Окислы	1.2.2b1	1.2.2b2	1.2.2a	2.2.2a	2.2.1-2	2.2.3b	2.2.3c	2.2.3a
	CaSiO3	Ca(Si,Ti)O3	fPer	CaSiO3	fPer	CaSiO3	CaSiO3	fPer
	fPer+ CaSiO3+Ca(Si,Ti)O3			fPer + CaSiO3		fPer + CaSiO3
SiO2	49.98	12.92	00.05	47.92	bdl	51.58	50.64	00.06
TiO2	bdl	40.28	00.02	bdl	bdl	00.04	00.02	00.01
Al2O3	bdl	01.83	00.04	0.59	00.11	00.09	00.06	00.04
Cr2O3	bdl	01.33	00.15	bdl	00.54	00.01	00.02	00.53
FeO	00.35	00.51	59.06	0.53	35.25	00.28	00.08	35.88
NiO	bdl	bdl	00.22	bdl	01.15	00.02	bdl	01.18
MnO	bdl	bdl	00.37	bdl	00.27	00.03	00.03	00.29
MgO	00.28	bdl	38.44	bdl	61.23	bdl	bdl	60.52
CaO	48.13	38.06	bdl	49.7	bdl	47.44	47.46	bdl
Na2O	bdl	bdl	00.09	bdl	00.17	00.06	00.02	00.21
K2O	bdl	bdl	bdl	bdl	00.01	00.02	bdl	00.01
Сумма	98.74	94.93	98.44	98.74	98.74	99.56	98.33	98.73
Mg# = Mg/(Mg + Fe)at.	–	–	000.537	–	000.756	–	–	000.751
δ13CVPDB в алмазе-хозяине, ‰	–5.76 ± 0.99 (n = 6)			–5.10 ± 0.10 (n = 4)		–5.61 ± 0.74 (n = 4)

Примечания. fPer – ферропериклаз; bdl – ниже уровня чувствительности.

 

Рис. 5. Химические составы включений CaSiO₃ ультрамафического и мафического парагенезисов. Все четыре исследованных включения CaSiO₃ из россыпи Рио Соррисо (показаны звездочками) относятся к ультрамафическому парагенезису. Основа по (Kaminsky, 2017, Fig. 5.5a).

 

Зерна ферропериклаза, ассоциирующие с включениями CaSiO₃ в одних и тех же алмазах, принадлежат к разным популяциям: протогенетической, с низким содержанием железа и высоким содержанием Ni, и сингенетической, с высоким содержанием Fe и низким содержанием Ni. Низко-Fe – высоко-Ni-ферропериклазы образуются в верхней части нижней мантии, где они ассоциируют с бриджманитом, в то время как высоко-Fe – низко-Ni-ферропериклазы, скорее всего, образуются в переходной зоне (Kaminsky et al., 2023). Этот вывод подтверждается экспериментальными данными, согласно которым богатые железом ферропериклазы образуются не в нижней мантии, где они связываются с бриджманитом, а в литосферных условиях в верхней мантии и переходной зоне (Brey et al., 2004; Thomson et al., 2016b; Bulatov et al., 2019). Эти же две группы встречаются среди изученных в настоящей работе зерен ферропериклаза, ассоциирующих с включениями CaSiO₃. Образцы № 2.2.2 и № 2.2.3 являются высоко-Mg разностями (Mg# = 0.756 и 0.751) с повышенными концентрациями Ni (1.15 и 1.18 мас. % NiO соответственно), в то время как ферропериклаз из образца № 1.2.2 является высоко-Fe – низко-Ni (Mg# = 0.537; NiO = 0.22 мас. %) (табл. 1). Таким образом, образцы № 2.2.2 и № 2.2.3 можно считать протогенетическими и отнести к нижней мантии, и CaSiO₃ можно предположить ретроградным дейвмаоитом, а образец № 1.2.2 может быть отнесен к переходной зоне и сформированным как брейит.

Известно, что редкоземельные элементы, а также Th и U⁴⁺ обладают высокой совместимостью с CaSiO₃-перовскитом (Corgne and Wood, 2005). Наиболее благоприятным механизмом для включения этих элементов в CaSiO₃ является образование вакансии в позиции Ca²⁺.

Распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей в CaSiO₃

Распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) в двух выделенных разновидностях CaSiO₃ подтверждает вышесказанный вывод. Он показан в табл. 2 и на графике РЗЭ_н, нормализованном по хондриту CI (рис. 6).

 

Таблица 2. Концентрации РЗЭ в CaSiO₃ из включений в алмазы Рио Соррисо (ppm)

Элементы	1.2.2b1	2.2.2a	2.2.3a	2.2.3b	2.2.3c	2.2.3-av.3
Ti	–	–	–	505	–	505
Rb	0.71	1.1	4.0	bdl	20.7	12.3
Sr	2475	25.8	27.5	466	18.6	170.8
Y	18	0.19	1.4	2.5	2.0	2.0
Zr	–	–	–	155	–	155
Nb	–	–	–	0.8	–	0.8
Cs	1.3	0.08	0.5	bdl	2.1	1.3
Ba	1282	7	45	bdl	42	43.7
La	60	0.6	3.2	15.9	3.1	7.4
Ce	1051	0.53	19	9.9	15	14.6
Pr	135	0.07	1.8	1.7	1.6	1.7
Nd	bdl	0.35	5.4	5.5	5.0	5.3
Sm	84	0.05	0.8	0.9	1.1	0.93
Eu	8.2	0.01	0.06	0.15	0.10	0.1
Dy	7.0	0.03	0.22	0.52	0.34	0.36
Ho	bdl	0.006	0.04	0.06	0.06	0.05
Er	1.38	0.01	0.12	0.24	0.20	0.19
Tm	–	–	–	–	–	–
Yb	bdl	bdl	0.12	bdl	0.24	0.18
Lu	0.36	0.004	0.14	bdl	0.04	0.07
Hf	–	–	–	2.06	–	2.06
Ta	–	–	–	0.60	–	0.60
Pb	–	–	–	1.25	–	1.25ц
Th	–	–	–	1.76	–	1.76
U	–	–	–	0.14	–	0.14

Примечания. bdl – ниже уровня чувствительности.

 

Рис. 6. Нормализованное по хондриту распределение РЗЭ во включенных в алмазы из россыпи Рио Соррисо CaSiO₃. Затененная зеленая область показывает вариации РЗЭ в образце № 2.2.3. Тонкая серая линия показывает распределение РЗЭ между CaSiO₃-перовскитом и расплавом по Corgne et al. (2005). Аналитические данные по Timmerman et al. (2023). Данные по хондритам по McDonough, Sun (1995). Данные по образцу Мачадо по Burnham et al. (2016).

 

Эти распределения РЗЭ аналогичны тем, которые были установлены ранее для CaSiO₃ из Бразилии и Гвинеи (Kaminsky, 2017, рис. 7.25). Для Рио Соррисо можно выделить два типа распределения РЗЭ_н (терминология по Creighton et al., 2009). Тип I (образец № 2.2.3, ассоциирующий с высоко-Mg – высоко-Ni ферропериклазом (Mg# = 0.751 и NiO = 1.18 мас. %)) имеет нормальный характер РЗЭ_н с пологим отрицательным наклоном для легких и средних РЗЭ_н и практически плоским распределением для тяжелых РЗЭ_н начиная от Eu, с приблизительно хондритовыми значениями для Eu, Dy, Ho, Er и Yb (0.92–1.78× к хондриту) и повышенным Lu (2.85× к хондриту). Распределение РЗЭ в образце № 2.2.2 аналогично распределению для № 2.2.3, лишь нормализованные коэффициенты элементов на порядок ниже. CaSiO₃ в образце № 2.2.2 также связан с ферропериклазом, имеющим высокие содержания Mg и Ni (Mg# = Mg# = 0.756; Ni = 1.15 мас. %).

CaSiO₃ типа II (образец № 1.2.2, ассоциирующий с низко-Mg – низко-Ni ферропериклазом (Mg# = 0.537 и NiO = 0.22 мас. %)) имеет синусоидальный характер с максимумом в аномалии Ce (1715× к хондриту), за которым следует пологий отрицательный наклон через Pr и Sm (1454–565× к хондриту), затем крутой наклон через средние РЗЭ_н до минимума на Er (8.64× к хондриту) и обогащения Lu (14.55× к хондриту). Общее соотношение тяжелых РЗЭ к сумме средних и легких РЗЭ в образце II типа № 1.2.2 (78.4) в несколько раз больше, чем в “нормальных образцах” I типа №№ 2.2.2 и 2.2.3 (21.7–31.5) (рис. 7). Соотношение Ce_н/Er_н в образце II типа составляет 198.5, что на порядок больше, чем в образцах I типа (9.2–40.2), а также в образце Мачадо I типа (23.6; Burnham et al., 2016). Некоторые другие микроэлементы также имеют разные концентрации в зернах CaSiO₃ I и II типа. Например, образец № 1.2.2 (тип I) обогащен Sr на два порядка по сравнению с образцами № 2.2.2a, 2.2.2b и 2.2.2c (все типа II) (табл. 3).

 

Рис. 7. Соотношение средних и тяжелых с легкими РЗЭ в изученных образцах CaSiO₃. Источник данных – табл. 2. Красная звезда отвечает составу хондрита по McDonough, Sun (1995).

 

Таблица 3. Изотопная систематика Rb/Sr, Sm/Nd and U/Pb в CaSiO₃ из алмазов Рио Соррисо

Элементы	1.2.2b1	2.2.2a	2.2.3a	2.2.3c	2.2.3b
Rb, ppm	0.71 ± 0.35	1.13 ± 0.62	3.96 ± 2.43	20.66 ± 8.82	2.19 ± 0.16
Sr, ppm	2475 ± 63	25.8 ± 0.5	27.5 ± 2.1	18.6 ± 0.7	460 ± 2
87Rb/86Sr	0.0008 ± 0.0004	0.127 ± 0.070	0.417 ± 0.258	3.23 ± 1.38	0.014 ± 0.001
87Sr/86Sr	0.70909 ± 0.0023	0.70378 ± 0.00011	0.71156 ± 0.00043	0.72593 ± 0.00038	0.703035 ± 0.000045
n	131	320	185	280	124
Sm, ppm	–	0.069 ± 0.004	–	0.345 ± 0.006	0.87 ± 0.07
Nd, ppm	–	0.35 ± 0.01	–	1.71 ± 0.02	5.51 ± 0.04
147Sm/144Nd	–	0.1204 ± 0.0084	–	0.1218 ± 0.0026	0.0954 ± 0.0075
143Nd/144Nd	–	0.51124 ± 0.00074	–	0.51185 ± 0.00164	0.51363 ± 0.00087
n	–	80	–	46	23
Th/U	–	3.60	2.59	2.86	–
U, ppm	–	0.03	0.11	0.21	0.13
Pb, ppm	–	5.33	12.85	12.70	1.866
206Pb/204Pb	–	18.35 ± 0.025	18.14 ± 0.09	18.35 ± 0.017	18.67 ± 0.011
207Pb/204Pb	–	15.56 ± 0.06	15.56 ± 0.04	15.65 ± 0.04	15.62 ± 0.07
238U/206Pb	–	0.019 ± 0.002	0.031 ± 0.004	0.063 ± 0.002	0.312 ± 0.024
207Pb/206Pb	–	0.848 ± 0.001	0.858 ± 0.001	0.853 ± 0.001	0.836 ± 0.002

Примечания. Аналитические данные по Timmerman et al. (2023). Аналитические погрешности 2s для Rb, Sr, Sm, Nd и 1s для U и Pb.

 

Характеристики изотопов во включениях CaSiO₃

Результаты исследования изотопных систем во включениях CaSiO₃ представлены в табл. 3. Прежде всего следует отметить значительную элементную гетерогенность исследованных включений. Например, соотношения Rb/Sr в образцах CaSiO₃ II типа № 2.2.2 и 2.2.3 (0.044–1.11) на 3–4 порядка выше, чем в образце I типа № 1.2.2 (0.0003). Даже в пределах одного алмаза № 2.2.3 три разных зерна CaSiO₃ имеют соотношение Rb/Sr от 0.005 (#2.2.2b) до 1.11 (#2.2.3c). То же самое справедливо и для U/Pb отношения (например, величина m в образце 2.2.3 изменяется на порядок: от 0.031 до 0.312) и, в некоторой степени, для отношений Sm/Nd (табл. 3). Вариации содержаний элементов-примесей и их отношений во много раз выше, чем вариации главных элементов для включений одного и того же минерального состава (ср. данные табл. 1 с данными табл. 2 и 3). Это может указывать на гетерогенность нижнемантийных пород в отношении содержаний элементов-примесей. Подобная гетерогенность, в свою очередь, на больших временных интервалах неизбежно приводит к возникновению изотопной гетерогенности в системах с радиогенными изотопами: долговременная неоднородность Rb/Sr, Sm/Nd, U/Th/Pb отношений в мантийном источнике становится причиной изотопных вариаций Sr, Nd, Pb в нем.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Два типа изученных зерен CaSiO₃

В итоге выделяются два типа CaSiO₃. Зерна CaSiO₃ I типа имеют нормальный рисунок РЗЭ_н. Напротив, зерна типа II имеют синусоидальное распределение РЗЭ_н (рис. 6). Ранее распределение РЗЭ изучалось во включениях CaSiO₃ из других местонахождений в районе и вблизи него, из кимберлитовой трубки Джуина-5 (Thomson et al., 2016a) и россыпного месторождения Мачадо, расположенного приблизительно в 200 км к западу от района Джуина (Bulanova et al., 2008; Burnham et al., 2016). Распределение РЗЭ_н в CaSiO₃ из россыпи Мачадо имеет такое же нормальное распределение I типа, как и для #2.2.3, лишь с несколько повышенными концентрациями (рис. 6). Данные Thomson et al. (2016a), полученные в основном для композитных включений CaSiO₃–CaTiO₃ методом SIMS, показывают очень высокие концентрации РЗЭ в CaSiO₃ (в некоторых образцах превышающие 20 000 и даже 80 000 ppm, т. е. 2–8 мас. %). Их распределение нерегулярно, с общим уклоном от легких к тяжелым РЗЭ.

Зерна ферропериклаза, ассоциирующие с включениями CaSiO₃ в одних и тех же алмазах, также принадлежат к разным группам: протогенетической, образовавшейся в нижней мантии, и сингенетической, сформированной в переходной зоне мантии (Kaminsky et al., 2023). Это подтверждается экспериментальными данными, согласно которым богатый железом (с низким содержанием Mg) ферропериклаз образуется не в нижней мантии, а в верхней мантии и переходной зоне (Brey et al., 2004; Thomson et al., 2016b; Bulatov et al., 2019). Среди изученных зерен ферропериклаза, ассоциирующих с включениями CaSiO₃, встречаются те же две группы. Образцы № 2.2.2 и № 2.2.3 являются высоко-Mg разностями (Mg# = 0.756 и 0.751) с повышенными концентрациями Ni (1.15 и 1.18 мас. % NiO соответственно), тогда как ферропериклаз № 1.2.2 имеет низкие содержания Mg и Ni (Mg# = = 0.537; NiO = 0.22 мас. % (табл. 1). Таким образом, образцы № 2.2.2 и № 2.2.3 можно считать протогенетическими и отнести к нижней мантии, а CaSiO₃ можно определить как ретроградный дейвмаоит. Образец № 1.2.2 должен быть отнесен к переходной зоне, он был кристаллизован как брейит.

Обогащенность CaSiO₃ РЗЭ, особенно легкими РЗЭ, соответствует высоким значениям коэффициента распределения CaSiO₃/расплав (Corgne et al., 2003; Corgne and Wood, 2005) и указывает на образование CaSiO₃ из мантийного материала; образование CaSiO₃, менее обогащенных РЗЭ, можно объяснить их формированием при более высоких давлениях (Thomson et al., 2016a). Протогенетический CaSiO₃ типа I сформировался в верхней части нижней мантии и является более древним, чем алмаз-хозяин; сингенетический CaSiO₃ II типа образовался позже, одновременно с алмазами. Таким образом, протогенетические образцы № 2.2.2 и № 2.2.3, ассоциирующие с высоко-Mg – высоко-Ni ферропериклазом, кристаллизовались в более глубоких слоях Земли (верхняя часть нижней мантии), чем сингенетический образец № 1.2.2, связанный с сингенетической высоко-Fe – низко-Ni ферропериклазом из переходной зоны. Обе группы CaSiO₃ являются ретроградными фазами бывшего CaSi-перовскита (дейвмаоита; образцы № 2.2.2 и № 2.2.3) и брейита (образец № 1.2.2) (Milani et al., 2021; Kaminsky et al., 2023).

Следует подчеркнуть, что исследуемые образцы CaSiO₃ относятся к ультрамафической ассоциации (рис. 5), так как в некоторых работах включения в алмазах указываются как эклогитовые без должного обоснования (например, Timmerman et al., 2023). Они a priori считаются результатом субдукции литосферных плит на глубинах свыше 100 км, где давления превышают 4 ГПа и возможно образование алмазов. Однако даже если минеральные включения являются эклогитовыми, они не обязательно образовались в результате субдукции. Существуют разные типы эклогитов. Биминеральные (гранат-омфацитовые) эклогиты группы А (по классификации Coleman et al., 1965) имеют мантийное происхождение. Они являются магматическими в результате образования “эклогитовой магмы”, по терминологии Эскола (Godard, 2001), из мантийного расплава. В качестве иллюстрации можно привести разнообразие эклогитовых ксенолитов в кимберлитовой трубке Робертс Виктор в Южной Африке, расположенной в центральной части кратона Каапвааль рядом с кластером кимберлитов Кимберли (Huang et al., 2012). Среди них выделяют два типа (I и II) эклогитов, образовавшихся на глубинах 120–200 км, которые различаются по минералогическому и изотопному составам и по степени вторичного изменения. Они имеют разный возраст формирования: 103 ± 10 млн лет (Sm-Nd) и 132 ± 16 млн лет (Lu-Hf) для I типа, и 738–1143 млн лет (Sm-Nd) и 1148–1544 млн лет (Lu-Hf) для II типа, и процессы субдукции этих возрастов в регионе неизвестны. Как пришли к выводу Huang et al. (2012), эклогитовые ксенолиты из трубки Робертс-Виктор изначально были магматическими породами, кристаллизовавшимися на глубине, а не продуктами субдукции океанической коры.

В исследованных образцах все четыре включения CaSiO₃ относятся к ультрамафическому парагенезису (рис. 5), и их возраст (рис. 3) отражает не эпохи гипотетических древних субдукций литосферных плит, а связан с эпизодическим образованием расплавов в мантии в результате глубинных геодинамических процессов.

Недавно были опубликованы данные об аналогичных включениях в сублитосферных алмазах из другого района, из кимберлитовой трубки DO-27 на кратоне Слейв, Канада (Zhang et al., 2024). Среди них диагностированы энстатит (бывший бриджманит), ферропериклаз, брейит CaSiO₃ и другие. Два проанализированных зерна брейита имеют очень низкие концентрации Al (0.01–0.07 мас. % Al₂O₃) и Fe (0.01–0.05 мас. % FeO); по этому признаку они также принадлежат к ультрамафической ассоциации. Одно из этих зерен (#DO-088) ассоциирует с высоко-Mg (Mg# = 0.865) – высоко-Ni (1.15 мас. % NiO) ферропериклазом и может быть отнесено к нашему типу I CaSiO₃, образовавшемуся в нижней мантии. Эта связь подтверждается очень низкими концентрациями легких РЗЭ в CaSiO₃, а среднее соотношение La_н/Yb_н составляет 35.8, что близко к нашим данным для района Джуина (27.9).

Изотопная неоднородность

Недавно были опубликованы данные виртуозных изотопных исследований мельчайших включений CaSiO₃ в алмазах из разных регионов, включая район Джуина (Timmerman et al., 2023). В этой работе сделана попытка придать полученным изотопным данным геохронологический смысл, однако опубликованные в ней изотопные данные не согласуются с изохронной моделью, и на основе выполненных анализов изохроны не могут быть построены (Timmerman et al., 2023, рис. 4). Все три изотопные системы (Rb–Sr, Sm–Nd и U–Pb) нарушены. Представленные данные показывают неоднородность как по изотопным, так и по элементным (Rb/Sr, Sm/Nd, U/Pb) соотношениям и содержанию элементов. Имеющиеся изотопные данные не позволяют предположить, были ли эти минералы когда-либо однородными, и если да, то чем была вызвана наблюдаемая изотопная неоднородность.

На рис. 8 представлены изотопные данные по Rb–Sr (рис. 8а), Sm–Nd (рис. 8б) и Pb (рис. 8в) для включений CaSiO₃ в алмазах из района Джуина в сравнении с вариациями для базальтов срединно-океанических хребтов (MORB) и базальтов океанических островов (OIB). Изотопные характеристики последних двух групп горных пород могут представлять собой состав ювенильного мантийного источника, потенциально наименее загрязненного обогащенным материалом земной коры. Вариации изотопных соотношений Sr, Nd и Pb в изученных включениях CaSiO₃ заметно шире, чем в мантийных породах, хотя значительная часть вариаций изотопных соотношений этих элементов во включениях может быть вызвана аналитическими погрешностями.

 

Рис. 8. Rb–Sr (а), Sm–Nd (б) и Pb (в) изотопные данные для изученных включений CaSiO₃ в алмазах из района Джуина (Juina). Данные по MORB и OIB из Костицын (2004, 2007). Для сравнения на рис. (а) и (б) также приведены линии, отвечающие возрасту трубки Джуина – 90 млн лет. Аналитические точки не попадают ни на эту линию, ни на любую другую.

 

Многие публикации посвящены изучению магматических пород мантийного происхождения, и подавляющее большинство из них содержат доказательства изотопной неоднородности мантии по результатам исследований кимберлитов, включений в них, и алмазов (например, Kargin et al., 2011; Palot et al., 2012; Zedgenizov et al., 2014; Walter et al., 2022; и ссылки в них). Насколько нам известно, нет данных, показывающих изотопную однородность верхнемантийного источника для любой магматической провинции или даже для одного значительного магматического тела. Вопрос об однородности/неоднородности нижней мантии остается открытым. В работах (Костицын, 2004, 2007) на основе анализа обширной изотопно-геохимической базы данных приведены доводы в пользу полномасштабного конвективного перемешивания мантии без возможности изоляции нижней ее части от верхней. Эти выводы основаны на масс-балансе в системе кора-мантия и ряде других соображений, а также показано, что Sr–Nd–Pb изотопная гетерогенность мантийных источников статистически согласуется с их химической гетерогенностью в части Rb/Sr, Sm/Nd, U/Th/Pb отношений. Эти выводы относятся к мантии в целом и нижней ее части в частности.

Нет оснований a priori предполагать, что источник исследованных минеральных включений глубинной мантии в алмазе был или мог быть изотопно однородным. Исследования кимберлитов и мантийных ксенолитов свидетельствуют об обратном; их мантийный источник также химически и изотопно неоднороден (например, Fraser, Hawkesworth, 1992; Gibson et al., 1995; Carlson et al., 2006; Kargin et al., 2011; Shirey et al., 2024). Вопрос только в масштабах этой неоднородности. Является ли вещество нижней мантии неоднородным в масштабе километров, метров или миллиметров? Изученные включения CaSiO₃ в алмазах из Джуины указывают на то, что их мантийный источник неоднороден в очень малых масштабах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изученные включения CaSiO₃ в глубинных алмазах из района Джуина, Бразилия, принадлежат к ультрамафической ассоциации и не связаны с процессами субдукции. Среди этих включений CaSiO₃ выделяются два различных генетических типа по их композиционным особенностям и минеральным ассоциациям. Тип I, ассоциирующий с протогенетическим ферропериклазом с высокими содержаниями Mg и Ni, имеет нормальный характер распределения РЗЭ_н, тогда как тип II CaSiO₃, ассоциирующий с сингенетическим ферропериклазом, имеющим низкие содержания Mg и Ni, имеет синусоидальный тип РЗЭ_н с повышенными концентрациями Ce, Pr и Sm. CaSiO₃ типа I может быть отнесен к нижней мантии, тип II – к переходной зоне. Их генетический тип следует учитывать в первую очередь при определении возраста алмазных включений в будущем.

Sr–Nd–Pb изотопные данные для исследованных образцов CaSiO₃ указывают на сильную химическую и изотопную гетерогенность в глубинах Земли в масштабе источников вещества включений, находящихся в одном и том же кристалле алмаза, т. е. на очень малых расстояниях. Эта особенность, впервые установленная для нижней мантии, заслуживает дальнейшего изучения.

Авторы благодарны Д.А. Зедгенизову за первичную идентификацию и выделение включений CaSiO₃ в алмазах Рио Соррисо, Л.Н. Когарко за полезные советы по интерпретации распределения РЗЭ в CaSiO₃, а также научному редактору и двум анонимны рецензентам статьи за ее детальный анализ и ценные конструктивные замечания, которые способствовали улучшению работы.

Микрозондовый анализ CaSiO₃ и ферропериклаза был выполнен в Институте геологии и минералогии СО РАН. Анализы концентраций РЗЭ, и изотопной систематики Rb/Sr, Sm/Nd и U/Pb во включениях CaSiO₃ из алмазов Рио Соррисо выполнены в лаборатории Университета Альберты, Канада. Анализ изотопного состава углерода алмазов выполнен в Институте геохимии и аналитической химии РАН.

Авторы заявляют, что у них нет известных конкурирующих финансовых интересов или личных отношений, которые могли бы повлиять на работу, описанную в этой статье.

Работа профинансирована Министерством науки и высшего образования РФ в рамках государственного задания Института геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского Российской академии наук (ГЕОХИ РАН).

作者简介

F. Kaminsky

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

编辑信件的主要联系方式.
Email: kaminsky@geokhi.ru
ORCID iD: 0000-0001-6035-7114
俄罗斯联邦, Kosygin Str., 19, Moscow, 119991

Yu. Kostitsyn

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Email: kaminsky@geokhi.ru
俄罗斯联邦, Kosygin Str., 19, Moscow, 119991

参考

补充文件