Геохимия, 2020, T. 65, № 3, стр. 209-236

ВВЕДЕНИЕ

Алмазоносные породы обнаруживаются совместно с подобными безалмазными породами верхней мантии среди глубинных ксенолитов в кимберлитах. Сравнительный анализ химических составов одноименных минералов из обеих групп пород позволяет определить генетически важные характеристики составов минералов алмазоносных пород. В свою очередь, эти характеристики дают возможность раскрыть происхождение алмазоносных пород в рамках мантийно-карбонатитовой теории генезиса алмазов и ассоциированных фаз, основой которой является согласование данных аналитического изучения парагенных минеральных включений в алмазах с результатами исследования фазовых отношений при плавлении алмазообразующих минеральных систем в физико-химическом эксперименте (Litvin, 2017).

Ксенолиты пород верхней мантии из кимберлитовых трубок Якутии, Ю. Африки, С. Америки и др. регионов представлены ультрабазитовыми перидотит-пироксенитовыми и базитовыми эклогит-гроспидитовыми породами. При этом среди ксенолитов перидотиты преобладают по сравнению с эклогитами в отношении 95 : 5 об. % по статистическим оценкам (Mathias et al., 1970; Ringwood, 1975). Таким образом, ассоциация ксенолитов в кимберлитах свидетельствует, что верхняя мантия сильно дифференцирована и сложена главным образом перидотитами. Алмазоносные перидотиты и пироксениты, а также эклогиты и гроспидиты изредка встречаются среди ксенолитов подобных им безалмазных верхне-мантийных пород в кимберлитах. Аналитические данные минералогии (Соболев, 1974), петрологии (Маракушев, 1985) и геохимии (Galimov, 1991) документируют факты ультрабазит-базитовой эволюции как верхне-мантийных безалмазных, так и алмазоносных пород. С ними согласуются вариации изотопного состава углерода алмазов на гистограмме распределения δ¹³С в перидотит-эклогитовом интервале составов. В физико-химическом эксперименте раскрыты перитектические реакции ортопироксена и оливина (Литвин и др., 2016; Litvin, Kuzuyra, 2018), которыми обеспечивается непрерывная ультрабазит-базитовая эволюция алмазообразующих и безалмазных пород верхней мантии в режиме фракционной кристаллизации.

Впервые ксенолит алмазоносного эклогита был обнаружен в кимберлите трубки Ньюлэндс, Ю. Африка (Bonney, 1899), но о составах его породообразующих минералов не сообщалось. Аналитические исследования алмазоносных пород начаты с эклогита из кимберлитовой трубки Мир, Якутия (Бобриевич и др., 1959). Более 300 образцов алмазоносных эклогитов из кимберлитовых трубок Якутии изучено к 2015 г., в том числе биминеральных (Соболев и др., 1972; Соболев, 1974; Буланова и др., 1993; Specius, Taylor, 2008; Специус и др., 2015), а также их корунд- и кианит-содержащих разновидностей и гроспидитов (Пономаренко и др., 1976; Похиленко и др., 1982; Sobolev et al., 1994).

В первом сообщении о ксенолите алмазоносного перидотита из кимберлита Ю. Африки (Williams, 1932) сведения о составах минералов отсутствуют. Вначале данные о составах минералов были получены при изучении серпентинизированного алмазоносного перидотита из трубки Айхал, Якутия (Соболев и др., 1969). Затем были исследованы ксенолиты алмазоносных перидотитов из якутских трубок Мир (Соболев, 1974), Удачная (Илупин и др., 1982; Похиленко и др., 2014; Логвинова и др., 2015), Краснопресненская (Барашков, Зудин, 1997), Нюрбинская (Spetsius et al., 2008), а также из кимберлитов Ю. Африки (Dawson, Smith, 1975; Viljoen et al., 2004), США (McCallum, Eggler, 1976) и Канады (Creighton et al., 2008; Aulbach et al., 2011). При этом обнаружились фрагменты неизмененных породообразующих оливинов (Griffin et al., 1993; Sobolev et al., 2008, 2009).

Количество найденных ксенолитов алмазоносных перидотитовых пород несколько больше, чем эклогитовых (Логвинова и др., 2015). Средний вес ксенолитов 50–70 г. Самые крупные – ксенолиты алмазоносных эклогитов весом 8.6 кг из трубки Робертс Виктор, Ю. Африка (Jacob, Jagoutz, 1994), а также весом 6.9 кг (Shatsky et al., 2008) и 8.8 кг (Степанов и др., 2008) из трубки Удачная, Якутия.

Алмазоносные перидотиты представлены дунитами, гарцбургитами и лерцолитами, пироксениты – гранатовыми вебстеритами и верлитами. Среди алмазоносных эклогитов преобладают биминеральные породы, реже встречаются корундовые, кианитовые и коэситовые эклогиты, а также гроспидиты. Для совместной парагенной кристаллизации алмазов и ассоциированных минералов алмазоносных пород и первичных включений в алмазах показательно сохранение в них первоначальных ростовых положений алмазов относительно минеральных фаз как породообразующих, так и включенных (Соболев, 1974), что детализировано в объеме образцов методом высокоразрешающей рентгеновской компьютерной томографии (Taylor et al., 2000).

Для однозначного решения проблемы генезиса алмазов критически значимы составы включений в них минеральных фаз перидотитового и эклогитового парагенезисов, а также “свежих” породообразующих минералов алмазоносных перидотитов, пироксенитов, эклогитов и гроспидитов; такие исследования многочисленны (Harris, 1968; MacGregor, Carter, 1970; Meyer, Boyd, 1972; Соболев и др., 1972; Cоболев, 1974; Navon et al., 1988; Griffin et al., 1988; Schrauder, Navon, 1994; Stachel et al., 1998; Pokhilenko et al., 2004; Taylor, Anand, 2004; Специус и др., 2006; Klein-BenDavid et al., 2007; Zedgenizov et al., 2007; Shatsky et al., 2008; Логвинова и др., 2015). Их обобщение дает достоверные данные об изменчивом составе алмазообразующих систем. Это позволяет определить граничные составы ультрабазитовых и базитовых алмазообразующих систем для их экспериментальных исследований на основе методов физической химии многокомпонентных многофазовых систем (Rhines, 1956; Палатник, Ландау, 1961; Захаров, 1985; Литвин, 1991). В результате выясняются фундаментальные закономерности генезиса алмазов и ассоциированных минералов, определяются реакционные отношения минералов и расплавов, механизмы алмазообразующих реакций, а также парагенезиса алмазов и ростовых включений. Согласование аналитических минералогических и экспериментальных физико-химических данных раскрывает движущие силы в происхождении алмазов и ассоциированных фаз и является основой мантийно-карбонатитовой теории генезиса природных алмазов (Литвин и др., 2016; Litvin, 2017).

Главные цели данной работы заключаются в том, чтобы раскрыть физико-химические условия происхождения алмазоносных ультрабазитовых и базитовых пород, а также причины их ассоциирования с подобными безалмазными породами в ассоциации верхне-мантийных ксенолитов в кимберлитах. Для достижения этих целей необходимо выполнение следующих исследований: (1) аналитическое изучение ряда образцов природных метасоматизированных алмазоносных эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная, Якутия с интерпретацией результатов на современном уровне; (2) обобщение полученных и литературных данных по составам “свежих” минералов алмазоносных и безалмазных ксенолитов в кимберлитах, определение генетически важных характеристик составов минералов алмазоносных пород (в том числе при сопоставлении с парагенными минеральными включеними в алмазах); (3) приложение физико-химических механизмов парагенезиса алмазов и ассоциированных минералов к проблеме происхождения алмазоносных пород в рамках мантийно-карбонатитовой теории генезиса алмазов; (4) построение диаграммы сингенезиса алмазов и породообразующих минералов перидотитов и эклогитов в режиме фракционной кристаллизации на основе экспериментальных данных; (5) обоснование концепции происхождения алмазоносных пород при согласовании данных аналитических исследований минералов алмазоносных пород с положениями экспериментально обоснованной мантийно-карбонатитовой теории происхождения алмазов и ассоциированных минеральных фаз верхней мантии.

МЕТОДЫ АНАЛИТИЧЕСКИХ И ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Исследуемые метасоматизированные алмазоносные эклогиты из кимберлитовой трубки Удачная, Якутия являются округло-овальными образцами крупно- и среднезернистых пород с массивной текстурой.

Электронно-зондовый микроанализ полированных образцов породообразущих и метасоматических минералов, включая получение изображения их текстуры с увеличениями от 8.5 до 2500 раз и рентгеноспектральный локальный микроанализ со средней погрешностью ±0.2 мас. %. выполнялся при ускоряющем напряжении 20 кВ на сканирующем электронном микроскопе CamScan MV2300 (VEGA TS 5130MM) с электронным энергодисперсионным микроанализатором Link INCA Energy-350 в Институте экспериментальной минералогии РАН. Размер электронного зонда 115–140 нм, при сканировании до 60 нм, диаметр области возбуждения до 5 мкм. Стандарты – кварц, альбит, MgO, Al₂O₃, волластонит, металлы Mn, Cr, Ti и Fe.

Раман-спектры исследуемых образцов измерялись в геометрии обратного рассеяния на установке, состоящей из спектрографа Acton SpectraPro-2500i с охлаждаемым до –70°C детектором CCD Pixis2K и микроскопом Olympus с непрерывным твердотельным одномодовым лазером с длиной волны излучения 532 нм и диодной накачкой в ИЭМ РАН. Лазерный пучок фокусировался на образец при помощи объектива Olympus 50' в пятно диаметром ~5 μm. Линия излучения лазера в рассеянном пучке подавлялась с помощью оптического супер-нотч фильтра с оптической плотностью OD = 6 и шириной полосы ~160 см^–1, а интенсивность возбуждения составляла ~0.7 мВт.

Фазовые диаграммы политермических сечений многокомпонентных систем, используемые в настоящей работе, построены с использованием методики физико-химического эксперимента, детально охарактеризованной в работе (Литвин и др., 2008). Опыты проводились в аппарате высоких далений и температур типа “наковальня с лункой-тороид” с изотермическим графитовым нагревателем при давлении 6 ГПа и температурах 1200–1600°С. Стартовыми материалами служили гелевые смеси с составами определенных минеральных компонентов верхней мантии. Исследуемый образцы размещались в центральной части нагревателя и после выдержек в течение 30–60 мин. закаливались под давлением со скоростью 300°С/с. Погрешность определения давления ±0.25 ГПа, температуры ±20°С.

МЕТОДОЛОГИЯ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ МНОГОКОМПОНЕНТНЫХ МАНТИЙНЫХ СИСТЕМ

Фундаментальные физико-химические свойства коренного верхне-мантийного вещества при его плавлении определяются системой оксидов SiO₂–Al₂O₃–MgO–FeO–CaO–Na₂O. Компоненты расплавов могут кристаллизоваться в виде оксидов SiO₂, Al₂O₃, MgO и их соединений M-g₂SiO₄, MgSiO₃, CaMgSi₂O₆, Mg₃Al₂Si₃O₁₂, A-l₂SiO₅, их твердых растворов (Mg,Fe)O_ss, (Mg,Fe)₂SiO₄ (оливин), (Mg,Fe)SiO₃ (ортопироксен), (Ca,Na₂)(Mg,Fe)(Si,Al)₂O₆ (Са-клинопироксен/омфацит), (Mg,Fe,Ca)₃Al₂Si₃O₁₂ (гранат). Минералогическая информация позволяет объединить ультрабазитовые перидотит-пироксенитовые составы в диаграмме-тетраэдре оливин Ol – ортопироксен Opx – Са-клинопироксен Cpx – перидотитовый гранат P-Grt, а базитовые в тетраэдре омфацит Omph – эклогитовый гранат E-Grt – корунд Crn – коэсит Coe. При соединении ультрабазитового и базитового тетраэдров по общей границе ортопироксен Opx-клинопироксен/омфацит Cpx/Omph–корунд Crn создается общая диаграмма-тетраэдр Ol–Cpx/Omph–Crn–Coe (Литвин и др., 2016) для всех ультрабазит-базитовых составов вещества гранат-перидотитовой фации верхней мантии (рис. 1). В диаграмме-комплексе объединены тетраэдрические диаграммы-симплексы: ультрабазитовые – перидотит-пироксенитовый А, оливин-корунд-эклогитовый В и базитовые эклогитовые – корунд-кианитовый С, кианит-коэситовый D, коэсит-ортопироксеновый E.

Рис. 1.

Диаграмма-комплекс вещества гранат-перидотитовой фации верхней мантии и ее симплексы: ультрабазитовые – перидотит-пироксенитовый А и оливин-корунд-эклогитовый B; базитовые – корунд-кианит-эклогитовый С, кианит-коэсит-эклогитовый D и коэсит-ортопироксен-эклогитовый E.

Подобным образом оксидные компоненты определяют силикат-оксидную составляющую силикат-оксид-карбонат-углеродных материнских расплавов алмазов и ассоциированных парагенных фаз. Ее состав: SiO₂–Al₂O₃–MgO–FeO–CaO–Na₂O-Carb*–С, где символом Carb* обозначена карбонатная составляющая (Mg–Fe–Ca–Na–K-карбонаты). В обобщенной диаграмме-комплексе алмазообразующих пород верхней мантии (Ol,Carb*)–(Cpx/Omph,Carb*)–(Crn,Carb*)–(Coe,Carb*) сохраняется соотношение ультрабазитовых и базитовых симплексов соответственно диаграмме состава безалмазных пород (рис. 1). В экспериментальном исследовании мантийных и алмазообразующих систем важна методология физической химии многокомпонентных многофазовых систем (Rhines, 1956; Палатник, Ландау, 1961; Захаров, 1985).

Диаграммы-комплексы составов коренных и алмазообразующих систем верхней мантии – главные объекты физико-химического эксперимента, позволяющего раскрыть фундаментальные закономерности, а также механизмы их плавления и ультрабазит-базитовой эволюции, образования алмазов и парагенных включений, генезиса алмазоносных пород. Каждый симплекс является носителем единственной 5-фазовой нонвариантной точки, определяющей его ликвидусное строение. В эксперименте эффективен метод двухмерных политермических сечений, позволяющий получать информацию о фазовых отношениях при плавлении многокомпонентных систем в виде двухмерных фазовых диаграмм. Их топологическая корректность контролируется правилом фаз Райнза (Rhines, 1956; Палатник, Ландау, 1961) по соотношению числа фаз в сопряженных фазовых полях. В физико-химическом эксперименте (Литвин, 1991) определена перитектическая реакция ортопироксена и расплава с образованием клинопироксена, происходящая как в ультрабазитовом перидотит-пироксенитовом симплексе А, так и базитовом коэсит-ортопироксен-эклогитовом E. Эвтектическими являются системы ультрабазитового оливин-корунд-эклогитового B, а также базитовых эклогитовых симплексов – корунд-кианитового С и кианит-коэситового D. В равновесной поверхности ликвидуса ультрабазит-базитовых диаграмм-комплексов безалмазных и алмазообразующих пород верхней мантии важны моновариантные котектические кривые, которые с понижением температуры связывают нонвариантные перитектические и эвтектические точки смежных ультрабазитовых A и B, а также базитовых E и D симплексов. Необходимо обратить внимание на то, что подобная физико-химическая связь отсутствует между совокупностями ультрабазитовых и базитовых симплексов. Это обусловлено возникновением температурных максимумов (“термальных барьеров”) на соединяющих их котектических кривых в граничной плоскости Opx–Cpx/Omph–Crn. Это означает, что ультрабазит-базитовая эволюция мантийных магм и алмазообразующих расплавов невозможна в равновесных условиях. Следует понимать, что “термальные барьеры” обнаруживаются в диаграммах-комплексах верхне-мантийных и алмазообразующих равновесных систем. Однако в данном случае существование “термальных барьеров” противоречит аналитическим фактам минералогии, петрологии и геохимии (Соболев, 1974; Маракушев, 1985; Galimov, 1991) о реальности ультрабазит-базитовых изменений таких систем, что возможно исключительно в неравновесном режиме фракционной кристаллизации, когда состав системы испытывает последовательное изменение.

Данная проблема решается в физико-химическом эксперименте (Litvin, Kuzyura, 2018) благодаря тому, что раскрыта перитектическая реакция оливина и жадеит-содержащего расплава с образованием граната. Значение этой реакции в том, что она обепечивает ультрабазит-базитовый переход от перидотит-пироксенитовых пород к эклогитовым в режиме их фракционной магматической кристаллизации. Значение данного режима в том, что он способствует повышению концентрации жадеитового компонента в общем составе системы при фракционной кристаллизации остаточных ультрабазитовых расплавов.

МИНЕРАЛЬНЫЕ ФАЗЫ МЕТАСОМАТИЗИРОВАННЫХ АЛМАЗОНОСНЫХ ЭКЛОГИТОВ

Исследуемые алмазоносные эклогиты сложены оранжевым гранатом (до 7 мм) и зеленым омфацитом (до 15 мм). Сравнительно крупные (до 1.1 мм) монокристаллические алмазы отличаются пластинчато-ступенчатым развитием октаэдрических граней (рис. 2а, 2в, 2г). Обнаруживается сохранность первичных контактов алмазов с породообразующими минералами (рис. 2б; 3а, 3б, 3н) как результат их совместной кристаллизации в общей ростовой среде в Р-Т-условиях верхней мантии. Текстура исследуемых пород (рис. 3з, 3ш) усложнена продуктами метаморфических, а также метасоматических реакций породообразующих гранатов и омфацитов при взаимодействии с кимберлитовой магмой во время их перемещения из мантии в коровые трубки взрыва. Омфациты испытали интенсивные объемные метасоматические изменения с образованием губчатой текстуры (рис. 3ш), однако имеются их сохранившиеся фрагменты (рис. 3к, 3п, 3с). В гранатах обнаруживаются келифитовые каймы по периферии зерен (рис. 3и, 3л, 3о, 3р, 3ц, 3ч). Мелкие вторичные фазы приурочены к трещинам, кавернам (размером 50–100 мкм) и зонам контактов породообразующих минералов (рис 3б, 3в, 3г, 3о, 3п, 3у, 3х, 3ц).

Рис. 2.

Метасоматизированные алмазоносные эклогиты из кимберлитовой трубки Удачная, Якутия: (а), (в), (г) общий вид; (б) – ростовой контакт монокристаллического алмаза с породообразующими минералами эклогита. Символы: D – алмаз, Grt – гранат, Omph – омфацит.

Рис. 3.

СЭМ снимки полированных образцов алмазоносных эклогитов, раскрывающие их текстуры и реакционные изменения породообразующих минералов в результате метаморфических и метасоматических превращений при выносе кимберлитовыми магмами из алмазообразующих очагов в земную кору. Pl – плагиоклаз, Сpx – Са-клинопироксен, Cpx* – губчатый клинопироксен с включениями различных вторичных минералов, Kfs – калиевый полевой шпат, Chl – хлорит, Phl – флогопит, Sdl – содалит, Ol – оливин, Sul – сульфид, Djf – джерфишерит, Po – пирротин, Spl – шпинель, Cal – кальцит, Pl glass – стекло плагиоклазового состава.

Рис. 3.

Окончание

Составы породообразующих минералов алмазоносных эклогитов приведены в табл. 1 и 2, метаморфических и метасоматических фаз – в табл. 3 и 4. Кианит Al₂SiO₅ – первичный минерал алмазоносных кианитовых эклогитов. Гранаты однородны, содержат Na-мэйджоритовый компонент Na₂MgSi₅O₁₂ (Bobrov, Litvin, 2011; Dymshits et al, 2013). В их келифитовых каймах – метаморфическая шпинель (Mg,Fe)Al₂O₄ и метасоматический флогопит Phl (K,Na)(Mg,Fe,Ca)₃AlSi₃O₁₀(OH)₂. Образование шпинели Spl по гранату (рис. 3р) инициировано понижением давления при пересечении границы между гранат- и шпинель-перидотитовыми фациями верхней мантии во время высокотемпературного выноса ксенолитов к поверхности. С понижением давления связано и экссолюционное образование по гранату – рутила TiO₂, ильменита (Fe,Mg)TiO₃, кварца SiO₂, а по омфациту – ортопироксена Opx (Mg,Fe)SiO_3, рутила TiO₂, ильменита (Fe,Mg)TiO₃ (Alifirova et al., 2012, 2015). Упорядоченные межзерновые ламели апатита Ca₅(PO₄)₃(F,Cl) в текстуре распада омфацита могли образоваться с участием кимберлитового метасоматоза. Кроме того, в образцах обнаружены: плагиоклаз Pl, хлорит Chl, кальцит Cal, содалит Sod, серпентин Serp, амфиболы Amph, калиевый полевой шпат Kfs, хлор-флогопит Chl-Phl, а также стекла различного состава L.

Первичные минералы алмазоносных эклогитов, их метаморфические фазы, включая экссолюционные, подвергались воздействию К-содержащих метасоматических агентов, генерированных кимберлитовыми магмами при их перемещении из консолидированных мантийных очагов в коровые кумулятивные камеры. В метасоматизированных алмазоносных эклогитах, как и в безалмазных, а также в гранатовых вебстеритах и пироксенитах из трубок Далдыно-Алакитского и Мало-Ботуобинского районов Якутии обнаружены межзерновые в основном высококалиевые закалочные стекла (табл. 5) среди метасоматических ассоциаций вторичных минералов по гранату и омфациту (Hunter, Taylor, 1982; Sobolev et al., 1999; Spetsius, Taylor, 2002). Относительные содержания ассоциированных со стеклами вторичных минералов очень изменчивы, в их числе клинопироксен (с пониженным содержанием Na-компонента), плагиоклаз, Fe–Mg-шпинель, флогопит (с 8–12 мас. % K₂O и 0.7–3.2, иногда до 9.5 мас. % TiO₂), реже гиперстеновый ортопироксен (с 26–29 мас. % MgO) и амфибол, кальцит, калиевый полевой шпат (с высоким содержанием 8–13 мас. % K₂O и пониженным 1–5 мас. % Na₂O), кварц, корунд Al₂O₃ и муллит по кианиту, изредка Na-K-Cl-содалит и сульфид джерфишерит. Первичный омфацит замещается смесью стекла с плагиоклазом, клинопироксеном. В случае граната обнаруживаются обогащенные К-компонентом стекла в ассоциации со шпинелью и флогопитом. Вероятно, стекла были образованы при закалочном затвердевании эвтектических расплавов легкоплавких минералов метасоматического происхождения.

В изученных нами образцах алмазоносных ксенолитов также встречены стекла, преимущественно силикатного состава, близкого к плагиоклазу (табл. 3, рис. 3г). В гранате стекла ассоциируют с флогопитом, оливином, содалитом и клинопироксеном. Стекла, приуроченные к омфациту, сопровождаются кальцитом и клинопироксеном.

Таким образом, происхождение ассоциаций вторичных минералов с переохлажденным метастабильным К–Na-алюмосиликатным стеклом может быть объяснено как результат пространственно совмещенных метаморфических и метасоматических реакций породообразующих граната и омфацита на завершающем этапе кимберлитового транспорта алмазообразующих и безалмазных пород. В сохранившихся фрагментах омфацитов концентрации Na₂O и Al₂O₃ заметно понижены при повышенных содержаниях MgO и СаО. Это показывает, что метасоматическое кимберлитовое воздействие могло изменять отношение концентраций компонентов в неограниченных диопсид-жадеитовых твердых растворах от омфацитовых к Са-клинопироксеновым. Примечательно, что губчатый клинопироксен по омфациту обогащен межзерновым K–Na–Al-стеклом, образованным при метастабильном затвердевании низкотемпературной эвтектической смеси метасоматических фаз. Также в омфацитах (и в губчатых клинопироксенах) содержатся примеси компонентов TiO₂ (до 0.43–0.62 мас. %), заимствованные омфацитами в алмазообразующих силикат-карбонатных расплавах. Для Mg–Fe–Ca–Na–K – карбонатной составляющей материнского расплава значения растворимости TiO₂ экспериментально определены в пределах 0.28–1.31 мас. % (Литвин и др., 2018а). К продуктам метасоматических реакций омфацитов с компонентами транспортирующей кимберлитовой магмы могут быть отнесены нефелин (Na,K)AlSiO₄, жадеит (Na,K)AlSi₂O₆, альбит NaAlSi₃O₈, анортит CaAl₂Si₂O₈.

В ксенолитах безалмазных эклогитов трубки Робертс Виктор (Ю. Африка) отмечены процессы прогрессивного метасоматизма (Huang et al., 2014). В породообразующих пироп-гроссуляр-альмандиновых гранатах установлено последовательное возрастание концентрации пиропового компонента от 0.49 до 0.70% между достаточно “свежими” центральными зонами зерен до периферийных, а также понижение концентрации альмандина от 0.38 до до 0.04%. При этом в акмит–жадеит–Са-чермакит–геденбергит–энстатит–ферросилитовых омфацитах содержание компонента MgO повышается от центра к периферии, тогда как жадеитового – уменьшается от 0.34 до 0.13%. Составы метасоматических агентов трубок Робертс Виктор и Кимберли (Ю. Африка) обоснованы как относительно изменчивые карбонатит-кимберлитовые флюидизированные расплавы с высокими содержаниями MgO, а также LREE и LILE. В “свежих” центральных зонах породообразующих гранатов и омфацитов нет вторичных минералов (флогопит, рутил, сульфиды) и включений метасоматических агентов в виде флюидизированных карбонат-содержащих расплавов, но их количество растет от центра к периферии минералов. Метасоматические воздействия на безалмазные и алмазоносные эклогиты (породы с различной генетической историей) подобны из-за их совместного транспорта кимберлитовой магмой.

Показательно, что в герметических включениях в алмазах обнаруживаются карбонатные минералы и карбонат-содержащие закалочные расплавы (Schrauder, Navon, 1994; Zedgenizov et al., 2009; Klein-BenDavid et al., 2009), сообщалось о включении CaCO₃ в алмазе образца алмазоносного эклогита (Shatsky et al., 2008). В целом среди первичных включений в алмазах идентифицированы компоненты карбонатов Mg, Fe, Ca, Na и K, чем раскрывается общий состав карбонатной составляющей алмазообразующих расплавов в верхне-мантийных алмазообразующих очагах. Высокая алмазообразующая эффективность Mg–Fe–Ca–Na–K-карбонатных расплавов с растворенным углеродом, а также силикат-карбонатных расплавов-растворов углерода с их участием установлена экспериментально для всех глубин мантии (Литвин, Жариков, 2000; Litvin, 2017).

Участие карбонатных компонентов и состав карбонатных составляющих в расплавах, материнских для алмазообразующих пород, не может быть подтверждено аналитическими минералогическими исследованиями первичных породообразующих и вторичных метамофических и метасоматических минералов. Во-первых, при выносе из мантии в кору карбонатные фазы и компоненты алмазообразующих расплавов MgCO₃ и FeCO₃ разлагаются на оксиды при температурах в интервале 800–1550^оС и давлениях ниже 2.6 и 0.4 ГПа, соответственно, тогда как CaCO₃ сохраняется до затвердевания кимберлитов (Литвин и др., 2018б). Во-вторых, минералы алмазообразующих пород открыты для воздействия метасоматических агентов кимберлитовых расплавов. Щелочные компоненты алмазообразующих расплавов Na₂CO₃ и K₂CO₃, которые плавятся конгруэнтно при 1250 и 1400°С в условиях алмазообразования при 6 ГПа, отличаются высокой реакционной способностью и могут полностью расходоваться в реакциях с компонентами и фазами кимберлитовых расплавов.

Главный интерес вызывают карбонаты мантийного происхождения, прежде всего, железистый магнезит (Mg,Fe)CO₃, который установлен в виде первичных включений в алмазах (Kaminsky, 2019) и других глубинных минералах, например, в пироповых гранатах (McGetchin, Besancon, 1973). В исследуемом метасоматизированном алмазоносном эклогите в метасоматическом веществе нередко обнаруживается кальцит CaCO₃ как минерал кимберлита. Железистый магнезит обнаружен в ассоциации с первичными породообразующим гранатом и кианитом Al₂SiO₅, экссолюционным ортопироксеном (Mg,Fe)SiO₃ по гранату, а также кальцитом. Состав карбонатного вещества (мас. %): MgO 14.7–16.8, FeO 17.0–18.6, MnO 0.5–0.7, CaO 11.9–12.0, Na₂O 1.4–2.1, K₂O 1.8–2.0, CO₂ 49.4–50.6, что может соответствовать смеси железистого магнезита и кальцита с примесными карбонатами Na и K и ассоциироваться с Mg–Fe–Ca–Na–K-карбонатной составляющей силикат-карбонатных материнских расплавов алмазов и асоциированных парагенных минералов. При этом магнезит мог сохраниться, будучи сильно прижатым и защемленным в глубокой трещине в гранате с экраном из смеси стабильных кальцита, кианита и ортопироксена. Не исключено, что первоначально магнезит вместе с кальцитом оказался в трещине, как во включении, в близсолидусных РТ-условиях кристаллизации алмазообразующего силикат-карбонатного расплава в материнском очаге. При последующем перемещении алмазоносного эклогита из мантии в кору кимберлитовой магмой давление выше 2.6 ГПа в глубине трещины сохранялось при затвердевании магмы в кумулятивном центре.

При использовании метода Раман-спектроскопии для идентификации веществ внутри пор, каверн и зон контактов между породообразующими минералами (рис. 4) был идентифицирован Mg–Fe-магнезит совместно с алмазом и ортопироксеном. На Раман- спектрах наблюдаются интенсивные четкие пики от монокристаллов алмаза (спектры 1–4) и Mg–Fe-карбоната – магнезита (спектр 5). В группе менее интенсивных и несколько размытых спектров, характеризующих мелкозернистое вещество в межзерновых контактах, также присутствуют пики Mg–Fe-карбоната (спектры 2 и 4).

Рис. 4.

Рамановские спектры веществ из межзерновых контактов и трещин породообразующих минералов алмазоносных эклогитов. 1 – Образец № 59. Пики 1000 и 1029 см^–1 соответствуют клиноэнстатиту (CEn), 1333 см^–1 – пик монокристаллического алмаза; 2 – образец № 79. Группа пиков 889, 908, 1100, 1129 см^–1 соответствуют колебаниям силикатной группы в ортопироксене, пики 1102 и 1420, 1437, 1458 см^–1 – пики внутренних колебаний группы ${\text{CO}}_{3}^{{ - 2}}$ в Mg,Fe – карбонате-магнезите, 1295 см^–1 – пик алмаза (смещен, по-видимому, из-за значительных внутренних деформаций в кристалле); 3 – образец № 59. Пик 1331 см^–1 соответствует монокристаллическому алмазу; 4 – образец № 59. Пики 889 и 908, а также 1100, 1129 см^–1 соответствуют колебаниям силикатной группы в ортопироксене, пики 1102 и 1420, 1437, 1458 см^–1 – пики внутренних колебаний группы ${\text{CO}}_{3}^{{ - 2}}$ в Mg–Fe-магнезите, 1295 см^–1 – пик алмаза; 5 – Образец № 40. Пик 1085 см^–1 соответствует монокристаллическому Mg,Fe-карбонату – магнезиту.

В алмазоносных эклогитах присутствуют сульфидные включения, главным образом, пирротина FeS и никелистого пирротина (Fe,Ni)S, пентландита (Fe,Ni,Co)₉S₈, халькопирита CuFeS₂, а также джерфишерита K₆(Cu,Fe,Ni)₂₃S₂₆Cl, идентифицированного по измеренному составу (мас. %): K – 10.02, Cu – 1.90, Fe – 31.37, Ni – 9.76, S – 45.75, Cl 1.2. Интересно, что джерфишерит, судя по каплевидной форме его затвердевшего зерна (рис. 3и, 3м), должен быть захвачен как ксеногенный расплав, несмесимый с полностью смесимым материнским, в данном случае, эклогит–карбонат–углеродным расплавом. Эффекты несмесимости сульфидных расплавов с силикат-карбонатными алмазообразующими расплавами обоснованы в физико-химических экспериментах (Shushkanova, Litvin, 2008).

ТОЖДЕСТВЕННОСТЬ СОСТАВОВ МИНЕРАЛОВ-ВКЛЮЧЕНИЙ В АЛМАЗАХ И ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ АЛМАЗОНОСНЫХ ЭКЛОГИТОВ

Тождественность составов первичных минеральных включений в алмазах и породообразующих минералов в “свежей” алмазоносной породе (табл. 6) впервые установлена для граната Grt-1 и омфацита Omph-1 алмазоносного эклогита из трубки Мир, Якутия (Соболев и др., 1972) и подтверждена также для граната Grt-2 и омфацита Omph-2 алмазоносых эклогитов из трубки Удачная (Shatsky et al., 2008). Тождественность составов можно рассматривать как ключевое свидетельство, что алмазы, минералы включений и породообразующие минералы алмазоносных пород являются продуктами единого алмазообразующего процесса в общем очаге-резервуаре материнских расплавов. Это отвечает требованиям экспериментально обоснованного критерия сингенезиса алмазов и ассоциированных фаз к составу и физико-химическим свойствам их материнской среды (Litvin, 2007, 2017). Пониженные содержания FeO на 10.5% в гранате и на 9.3% в омфаците алмазоносного эклогита трубки Мир в сравнении с минералами включений в алмазах могли быть вызваны тем, что при перемещении из мантии в кору породообразующие минералы были открыты к контактам с кимберлитовыми расплавами или флюидами, тогда как внешние воздействия исключались для минералов герметических включений в алмазах. Составы минералов алмазоносных эклогитов и включений в алмазах трубки Удачная практически тождественны, что свидетельствует о большей сохранности составов породообразующих минералов, в большей степени экранированных от воздействий метасоматических агентов кимберлитовых магм. Расширенные аналитические исследования породообразующих гранатов, клинопироксенов и омфацитов в алмазоносных перидотитах и эклогитах, а также первичных включений этих минералов в алмазах показывают близкое статистическое подобие их составов для пород, минимально затронутых вторичными метасоматическими процесами (Taylor, Anand, 2004; Spetsius, Taylor, 2008). Последующие метасоматические воздействия необратимо изменяют породообразующие минералы, разрушая их сходство по составам с аналогичными включениями.

Нарушение тождественности составов минералов алмазоносных пород и ростовых включений в их алмазах могло происходить и без участия метасоматических агентов в процессах их парагенезиса при постепенном охлаждении материнских расплавов с понижением температуры в алмазообразующих очагах-резервуарах из-за теплоотвода во вмещающие породы мантии. Отдельные кристаллы алмазов и ассоциированных минералов, образованные при более высоких температурах, перемещаясь в маловязких ростовых расплавах, могли входить в составы алмазоносных пород, формирующихся в условиях понизившихся температур очагов. При этом составы минералов, включенных в алмазы при более высоких температурах, сохранялись. Составы же включений в алмазах и минералов в породах, образующихся при пониженных температурах, закономерно изменялись. Такое изменение соответствовало перемещению фигуративных точек их составов по поверхностям ликвидусов ультрабазитовых или базитовых систем согласованно с температурным режимом. При этом вероятность участия алмазов с более высокотемпературными включениями в формирования алмазоносных пород при более низких температурах достаточно высокая. Таким образом, различие физических условий генезиса минералов алмазоносных пород могут привносить заметные отличия в составы минералов, включенных в алмазы, и породообразующих минералов. Для однозначного вывода о парагенном формировании минералов включений в алмазах и породообразующих приоритетно значима тождественность их составов.

Отличия составов породообразующих минералов алмазоносных и безалмазных пород из ассоциации верхне-мантийных ксенолитов в кимберлитах свидетельствуют о разных условиях их происхождения. Аналитическими исследованиями (Соболев, 1974) установлены типоморфные различия минералов для обеих групп пород. Так, магнезиальные гранаты алмазоносных перидотитов в отличие от безалмазных отличаются повышенными концентрациями Cr₂O₃ (4.91–14.1 мас. %), вносимыми кноррингитовым компонентом Mg₃Cr₂Si₃O₁₂, при пониженных содержаниях CaO. С другой стороны, гранаты из алмазоносных эклогитовых ассоциаций по сравнению с безалмазными характеризуются повышенными содержаниями Na₂O (0.10–0.22 мас. %), создаваемыми примесным Na-мэйджоритовым компонентом Na₂MgSi₅O₁₂, по данным экспериментальных исследований (Bobrov, Litvin, 2011). Подобные соотношения характерны для гранатов из включений в алмазах и парагенных сростков с алмазами.

ФИЗИКО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ГЕНЕЗИСА АЛМАЗОНОСНЫХ ПОРОД

Ростовые среды и физико-химические механизмы со-кристаллизации алмазов и породообразующих минералов алмазоносных пород

Происхождение алмазоносных пород раскрывается на основе мантийно-карбонатитовой теории генезиса алмазов и ассоциированных фаз (Литвин и др., 2016). В ее основе – согласование аналитических данных о составах первичных включений в алмазах и результатов исследований фазовых отношений при плавлении многокомпонентных алмазообразующих систем в физико-химическом эксперименте (Litvin, 2017). Природные ростовые среды алмазов и включений обоснованы как силикат-(±оксид)-карбонатные расплавы с растворенным углеродом (Литвин, Жариков, 2000; Литвин, 2009; 2012), что отвечает требованиям критерия сингенезиса к их составам и физико-химическим свойствам (Litvin, 2007). Образование мантийных очагов – резервуаров материнских расплавов-растворов проходит через этапы метасоматической карбонатизации коренных дифференцированных пород мантии (Литвин, 1998), а затем растворения в образовавшихся при этом карбонатных расплавах твердых фаз углерода и минералов перидотитов и эклогитов.

В результате создаются полностью смесимые силикат-(±оксид)-карбонат-углеродные расплавы, которые физико-химически способны обеспечить со-кристаллизацию алмазов и парагенных силикатных, оксидных и карбонатных минералов, захватываемых частично растущими алмазами как герметические включения. Способность к совместному генезису алмазов и включений определяется не только главными граничными фазами и компонентами природных алмазообразующих расплавов-растворов, в числе которых силикаты (оливин, ортопироксен, Са-клинопироксен, гранат, жадеит, кианит), оксиды (коэсит, корунд), карбонаты Mg, Fe, Ca, Na, K и углерод (метастабильный графит, алмаз, растворенные формы углерода), но и их физико-химическими свойствами – конгруэнтным плавлением карбонатов, полной жидкостной смесимостью силикатных, оксидных и карбонатных расплавов, высокой растворимостью элементарного углерода в полностью смесимых силикат-оксид-карбонатных расплавах. Таким образом, многокомпонентные силикат-(±оксид)-карбонатные расплавы с растворенным углеродом обеспечивают парагенную кристаллизацию алмазов и породообразующих минералов алмазоносных пород.

Второстепенные фазы и компоненты материнских расплавов-растворов не вносят качественные изменения в алмазообразующие процессы из-за недостаточно высоких концентраций или присущим им физико-химических свойств. Среди них как парагенные, растворимые в силикат-карбонатных материнских расплавах (оксиды Fe, силикаты Zr, Cr, Na, фосфат Са, хлориды Na, R, Ca, карбонаты Ba, Sr, летучие H₂O, CO₂, N₂, CH₄, H₂ др.), так и ксеногенные, нерастворимые и несмесимые с материнскими полностью смесимыми силикат-карбонатными расплавами (сульфиды, металлы, титанаты и др.).

Составы многокомпонентных материнских сред алмазов и ассоциированных фаз обобщены в диаграмме (рис. 5), учитывающей генетическую роль главных и второстепенных (парагенных и ксеногенных) фаз и компонентов. При этом наглядны соотношения составов алмазоносных и безалмазных пород и физические границы области алмазообразующих расплавов. Отражена необходимость в режиме фракционной кристаллизации, а также обозначено направление изменения составов в условиях ультрабазит-базитовой эволюции алмазообразующих расплавов и мантийных магм.

Рис. 5.

Обобщенная диаграмма составов ростовых расплавов алмазов и ассоциированных минералов алмазообразующих очагов верхней мантии. Условные обозначения: Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, P-Grt – гранат перидотитового парагенезиса, Omph – омфацит, E-Grt – гранат эклогитового парагенезиса, Crn – корунд, Ky – кианит, Coe – коэсит, Mag – магнезит, Arg – арагонит, Sid – сидерит, КБНА – концентрационный барьер нуклеации алмаза, г.п.ж.н. – граница полной жидкостной несмесимости, ф.к. – фракционная кристаллизация, направление которой обозначено стрелкой.

В обобщенной диаграмме составы алмазообразующих и безалмазных систем сосредоточены в главном тетраэдре (светлые кружки в вершинах). С его вершинами контактируют тетраэдры граничных составов (черные кружки в вершинах). В эксперименте общий состав исследуемой системы может быть изменен соответственно перемещению фигуративных точек по поверхности и в объеме граничных тетраэдров. В природных условиях общие составы магматических и алмазообразующих систем могут изменяться в режиме фракционной кристаллизации. Однако любое изменение общих составов детерминировано дивариантными, моновариантными и нонвариантными элементами поверхности ликвидуса физико-химической системы, а любые вариации ее фазовых отношений определяются изменениями граничных составов при фракционном удалении из расплавов кристаллизующихся фаз.

Граничные составы в обобщенной диаграмме составов определены на основе данных аналитической минералогии. Символ углерода как компонента, общего для всех вспомогательных тетраэдров, вынесен за пределы диаграммы для ее упрощения. Тетраэдр ксеногенных компонентов отделен условной границей полной жидкостной несмесимости (г.п.ж.н.) от главного. Поле материнских расплавов алмазов и парагенных минералов, в которых происходит генезис алмазоносных перидотитов и эклогитов, принадлежит к тройной граничной системе перидотит-эклогит-карбонат и примыкает к карбонатитовому вспомогательному тетраэдру. В Mg–Fe–Ca–Na–K-карбонатной составляющей алмазообразующих расплавов учтены составы затвердевших включений природных материнских расплавов (Schrauder, Navon, 1994). Линия концентрационного барьера нуклеации алмаза КБНА определена экспериментально (Литвин и др., 2008), она ограничивает поле материнских расплавов в сторону повышения в них концентрации силикатных компонентов. Это обусловлено тем, что силикатные компоненты алмазообразующих систем являются ингибиторами нуклеации алмаза, т.е. с повышением их концентрации в силикатно-карбонатных материнских расплавах понижается плотность нуклеации алмаза вплоть до полного ее прекращения на границе КБНА. В обобщенной диаграмме отражены также факты ультрабазит-базитовой эволюции алмазообразующих расплавов с формированием парагенных с алмазами минералов, включая алмазоносные породы (пунктирная линия со стрелкой и обозначением ф.к. на границе материнских расплавов). Вместе с тем пунктирная линия со стрелкой и обозначением ф.к. между “перидотитовой” и “эклогитовой” вершинами главного тетраэдра обозначает направление ультрабазит-базитовой эволюции коренных магматических систем с образованием безалмазных пород верхней мантии.

Физико-химические механизмы со-кристаллизации алмазов и породообразующих минералов алмазоносных пород раскрываются экспериментальными диаграммами сингенезиса алмазов и породообразующих минералов, которые приложимы к генезису алмазоносных перидотитов и эклогитов. Это диаграммы политермических сечений, соответственно, тройных систем перидотит-карбонатит-алмаз (рис. 6) и эклогит-карбонатит-алмаз (рис. 7), а также четверной системы эклогит-карбонатит-сульфид-алмаз (рис. 8). Детали их экспериментальных исследований при 7.0 ГПа показаны в работах (Литвин 2012, 2013; Литвин и др., 2012, 2016). В стартовых составах пород верхней мантии (табл. 7) представлены главные компоненты представительных породообразующих минералов гранатовых перидотитов и биминеральных эклогитов из ксенолитов в кимберлитах. Диаграммы сингенезиса раскрывают физико-химические механизмы совместной с алмазами кристаллизации как парагенных минералов, так и ксеногенных, в данном случае сульфидов (рис. 8).

Рис. 6.

Диаграмма сингенезиса алмаза иассоциированных фаз системы Prd₃₀Carb₇₀ – D при 7 ГПа. Условные обозначения: Prd – перидотит, Carb – карбонатный состав (K₂CO₃)₂₅(MgCO₃)₅₀(CaCO₃)₂₅ (мас. %), Carb* – карбонатные минералы, L – расплав, РА – кривая растворимости алмаза.

Рис. 7.

Диаграмма сингенезиса алмаза и ассоциированных фаз системы Ecl₄₀Carb₆₀ – D при 7 ГПа. Условные обозначения: Ecl – эклогит, Omph – омфацит.

Рис. 8.

Диаграмма сингенезиса алмаза и ассоциированных фаз гетерогенной алмазообразующей системы эклогит– карбонат–сульфид–алмаз Ecl₂₀Carb₃₀Sul₅₀ – D при 7 ГПа (штрих-пунктиром изображен разрыв диаграммы в области высоких температур). Фазовое поле подсистемы эклогит – карбонат – алмаз (сплошные линии) разделено кривой растворимости алмаза (около 20–22 мас. % алмаза) в полностью смесимых силикат-карбонатных расплавах, слева от нее – ненасыщенные к алмазу расплавы-растворы углерода (образование алмаза невозможно), справа – насыщенные (область алмазообразования при создании пересыщения к алмазу). В фазовом поле сульфидной подсистемы пирротин–пентландит–халькопирит–алмаз (пунктипные линии) кривая растворимости алмаза в сульфидных расплавах при 30–32 мас. % углерода, сульфидные расплавы полностью несмесимы с силикат-кабонатными. Область насыщенных к алмазу силикат-карбонатных расплавов частисно переврыта областью ненасыщенных углеродом сульфидных расплавов, поэтому пересыщение к алмазу образуется раньше в силикат-карбонатном расплаве, чем инициируется его кристаллизация, но сульфидные расплавы остаются ненасыщенными, и кристаллизация алмаза в них невозможна.

Таблица 7.  

Составы граничных фаз (в мас. %) перидотитовой и эклогитовой систем (Литвин, 1991) в экспериментах по фазовым отношениям при плавлении

Фазы	Оксиды
	SiO2	Al2O3	MgO	FeO	CaO	Na2O
Перидотитовая система Ol–Opx–Cpx–Grt
Ol	40.02	–	45.63	14.35	–	–
Opx	57.80	0.49	33.34	7.28	0.81	0.30
Cpx	55.90	4.28	16.88	4.68	15.66	2.60
Grt	42.55	24.07	20.93	8.48	3.97	–
Эклогитовая система Omph–Grt
Omp	56.31	9.32	8.50	6.40	12.09	7.41
Grt	39.23	22.19	8.51	24.08	5.98	–

Ключевая роль в диаграммах сингенезиса принадлежит кривой равновесной растворимости алмаза (РА) в граничных полностью смесимых силикат-карбонатных расплавах, которая делит фазовые диаграммы на области составов расплавов-растворов углерода, ненасыщенных (слева) и насыщенных (справа) по отношению к алмазу. С повышением температуры растворимость алмаза возрастает, при температурах полного плавления силикат-карбонатной составляющей кривая растворимости определяет ликвидусную границу первичной кристаллизации алмаза. По предварительным экспериментальным оценкам (Литвин и др., 2016) в субликвидусе растворимость алмаза близка к 20–22 мас. % углерода. Кривая растворимости имеет положительный наклон, что позволяет контролировать процессы возникновения неравновесных состояний пересыщения по отношению к алмазу, обеспечивающих его кристаллизацию. При понижении температуры фигуративная точка любого состава расплава-раствора углерода на кривой растворимости должна ее покинуть и переместиться в область насыщенных растворов. При пониженной температуре в этой области раствор углерода, насыщенный при более высокой температуре, автоматически становится термодинамически неустойчивым, метастабильно пересыщенным к алмазу и стремится возвратиться на кривую равновесия с меньшей растворимостью алмаза. В результате избыточный пересыщенный углерод кристаллизуется как алмаз. Этот механизм работает до полного затвердевания материнских расплавов-растворов на солидусе алмазообразующей силикат-карбонатной системы.

Физико-химическое поведение силикат-карбонат-сульфидных систем (Литвин и др., 2012) представляет интерес в том отношении, что: во-первых, сульфидные минералы являются сингенетическими фазами с природными алмазами, их включениями, а также с породообразущими минералами алмазоносных пород; во-вторых, сульфидные расплавы полностью несмесимы с полностью смесимыми силикат-карбонатными материнскими расплавами алмазов и ассоциированными с ними силикатными и карбонатныхми минералами; в-третьих, сульфидные расплавы с растворенным углеродом являются достаточно эффективными алмазообразующими средами (Литвин и др., 2002). Однако сульфид-углеродные алмазообразующие системы не отвечают требованиям критерия сингенезиса, поскольку со-кристаллизация с алмазами практически нерастворимых в них силикатных, оксидных, карбонатных и других парагенных минералов невозможна. Вместе с тем, сульфидные минералы и расплавы, будучи нерастворимыми в материнских силикат-карбонат-углеродных расплавах алмазов и парагенных минералов, т.е. ксеногенными, могут механически проникать в них, свободно перемещаться и быть захваченными растущими алмазами и парагенными минералами (что обнаруживается также в алмазоносных породах). Немаловажно, что равновесная растворимость в них алмаза выше, чем в полностью смесимых силикат-карбонатных. Поэтому в условиях их сосуществования с источником углерода состояние насыщения и пересыщения углеродом по отношению к алмазу, вызывающего его кристаллизацию, создается раньше в силикат-карбонатных расплавах. В результате сульфидные расплавы остаются ненасыщенными растворенным углеродом и поэтому не способны к кристаллизации алмаза в присутствии силикат-карбонатных материнских расплавов.

Перитектические реакции породообразующих минералов во фракционном ультрабазит-базитовом переходе от перидотитовых составов к эклогитовым

Ультрабазит-базитовая изменчивость составов проявлена как в алмазоносных породах, генезис которых связан с мантийными очагами-резервуарами алмазообразующих силикат-карбонатных расплавов с растворенным углеродом, так и в безалмазных коренных породах верхней мантии. В физико-химическом эксперименте раскрыты перитектические реакции с устранением ортопироксена (Литвин, 1991) и оливина (Litvin, Kuzyra, 2018), чем создается возможность фракционной ультрабазит-базитовой эволюции как силикатных магм, так и силикат-оксид-карбонатных алмазообразующих расплавов. В результате создаются физико-химические условия для образованием непрерывных серий перидотит-пироксенит-эклогитовых пород как коренных верхне-мантийных, так и алмазоносных (Литвин и др., 2016; Litvin, 2017).

Объяснить генезис эклогитовых пород фракционной ультрабазит-базитовой кристаллизацией мантийных магм, выплавленных из гранатовых лерцолитов, не удалось (O’Hara and Yoder, 1967). Причина в отсутствии физико-химических данных, раскрывающих “каким образом кристаллизация продуктов частичного плавления гранатового перидотита сопровождается исчезновением двух главных фаз – оливина и ортопироксена с образованием эклогитовых граната и клинопироксена” (Йодер, 1979).

В физико-химическом эксперименте установлено, что ортопироксен исчезает в перитектической реакции с расплавом, в результате образуется клинопироксен (Литвин, 1991), а оливин – в перитектической реакции с расплавом, содержащим жадеитовый компонент (Litvin, Kuzyura, 2018), с образованием граната. Эти реакции раскрыты при изучении фазовых отношений при плавлении в политермических сечениях многокомпонентных систем – ультрабазитовой оливин-ортопироксен-Са-клинопироксен-гранат при 4 ГПа (рис. 9а, 9б) и ультрабазит-базитовой оливин–Са-клинопироксен-омфацит при 6 ГПа (рис. 10а, 10б). Состав оливина соответствует Fo₈₀Fa₂₀, омфацита – Di₃₈Jd₆₂.

Рис. 9.

Перитектическая реакция ортопироксена Opx + L → Cpx в ультрабазитовой перидотит-пироксенитовой системе оливин–ортопироксен–клинопироксен–гранат при 4 ГПа: (а) в политермическом сечении Opx₅₁Ol₉Grt₄₀–Cp-x₅₁Ol₉Grt₄₀; (б) в поверхности ликвидуса во внутреннем тройном сечении Ol₆₀Grt₄₀–Cpx₆₀Grt₄₀–Opx₆₀Grt₄₀. Составы граничных фаз в табл. 7.

Рис. 10.

Перитектическая реакция оливина Ol + Jd-L → Grt в ультрабазит-базитовой системе оливин–диопсид/клинопироксен–жадеит/омфацит–гранат при 6 ГПа: (а) в политермическом сечении O l–Omph; (б) в проекции на поверхность ликвидуса граничной тройной системы Ol–Di–Jd системы в развертке системы Ol–Di–Jd–Grt. Условные обозначения минеральных фаз и нонвариантных точек: Fo – форстерит, Fa – фаялит, Di – диопсид, Jd – жадеит, P – перитектика, E – эвтектика.

В реализации ультрабазит-базитовой эволюции расплавов принципиально значим не только режим фракционной кристаллизации, но и межфазовое распределение их компонентов. При полном плавлении системы ее исходный состав сохраняется в образующемся расплаве. В перитектической системе последовательность равновесной кристаллизации расплава при понижении температуры контролируется элементами ее поверхности ликвидуса – дивариантным полем (расплав₁ + одна твердая фаза), моновариантной котектикой (расплав₂ + две твердые фазы), нонвариантной перитектикой (расплав₃ + три твердых фазы). При этом составы кристаллизующихся расплавов изменяются, однако общий состав системы сохраняется постоянным и равным исходному. При температуре перитектики система полностью затвердевает, и ее общий состав должен соответствовать стартовому. Таким образом, фигуративная точка состава равновесной системы занимает исходное положение во всех эпизодах плавления-кристаллизации.

Принципиальным отличием фракционной кристаллиации является ее необратимость. В перитектической системе последовательность фракционной кристаллизации расплава при понижении температуры контролируется теми же элементами ликвидуса, что при равновесной кристаллизации, вплоть до перитектической точки. Однако в идеальном случае безвозвратное удаление кристаллизующихся твердых фаз из расплавов создает остаточные расплавы, составы которых непрерывно изменяются. Естественно, при этом непрерывно изменяется и общий состав системы, становясь равным составам остаточных расплавов. В перитектической точке происходит реакционное исчезновение одной из фаз, и фракционная кристаллизация продолжается с понижением температуры вдоль образовавшейся и сопряженной моновариантной котектики.

Коэффициенты межфазового распределения компонентнов системы MgO–FeO–Al₂O₃–CaO–Na₂O–SiO₂ влияют на составы остаточных расплавов в условиях их фракционной кристаллизации. При кристаллизации ультрабазитовых расплавов легкоплавкий жадеитовый компонент NaAlSi₂O₆ распределяется в клинопироксен Cpx, ортопироксен Opx и расплав L и не распределяется в оливин Ol и гранат Grt. Повышается железистость остаточных расплавов и кристаллизующихся фаз. С фракционным удалением Ol и Grt, а затем и Opx в результате перитектической реакции концентрация компонента NaAlSi₂O₆ в остаточных расплавах L и Cpx (и в общем составе системы) непрерывно повышается. Фракционная кристаллизация повышает содержание жадеитового компонента в Cpx и остаточных расплавах, кристаллизация которых контролируется моновариантной котектикой Ol + Cpx + Grt + L. В итоге появляется самостоятельная ультрабазит-базитовая система Ol – (Di × Jd)_ss – Grt, в которой граничной фазой (Di × Jd)_ss представлены непрерывные твердые растворы системы Di–Jd с переходом от Са-клинопироксенов к омфацитам. В результате жадеит из примесного компонента Са-клинопироксенов перидотитов превращается в компонент породообразующего минерала базитовых эклогитов. Это документируется аналитическими минералогическими данными, поскольку содержание жадеитового компонента в омфацитах достигает более 70 мас. % (Доусон, 1983), а концентрация Na₂O – более 6.6 мас. % (Соболев, 1974), что существенно выше, чем в Са-клинопироксенах перидотитов (до 2.5 мас. %). Вместе с тем, экспериментально при 6.5 ГПа в системе форстерит-жадеит открыта реакция ее компонентов с образованием пиропа (Gasparik, Litvin, 1997).

Фазовые отношения при плавлении ультрабазит-базитовой системы Ol–Di (Cpx)–Jd (Omph)–Grt (рис. 10а) исследованы в физико-химическом эксперименте при 6 ГПа (Litvin, Kuzyura, 2018). В результате перитектической реакции оливина с расплавом, обогащенным жадеитовым компонентом, образуется гранат. При этом на ликвидусной поверхности исследуемой системы (рис. 10б) моновариантные котектики Ol + Cpx+ L и Ol + Grt + L сходятся в нонвариантной перитектике Ol + (Cpx → → Omph) + Grt + L, после реакционного исчезновения Ol в которой возникает моновариантная котектика Omph + Grt + L. В результате происходит ультрабазит-базитовое изменение общего состава системы с переходом от ультрабазитовых составов к базитовым.

Необходимо отметить, что принципиально важное значение имеет ультрабазит-базитовая эволюции верхне-мантийных силикатных магм, выплавленных из гранатовых лерцолитов, с образованием непрерывных серий дифференцированных перидотит-пироксенит-эклогитовых пород. Эти процессы обеспечиваются сочетанием фракционной кристаллизации, непрерывно корректирующей общий состав системы по составам остаточных магматических расплавов, и перитектических реакций оливина и ортопироксена с образованием гранатов, клинопироксенов и омфацитов. В результате между ультрабазитовыми и базитовыми составами обобщенной верхне-мантийной системы оливин-клинопироксен-гранат-корунд преодолевается термальный барьер, непреодолимый в условиях равновесной кристаллизации. Эти механизмы также эффективны в алмазообразующих силикат-(оксид)-карбонат-углеродных алмазообразующих системах, что позволяет построить фазовую диаграмму сингенезиса алмазов и ассоциированных перидотитовых и эклогитовых минералов в режиме фракционной кристаллизации (рис. 11). В диаграмме сингенезиса раскрывается закономерная последовательность формирования серий алмазоносных перидотитовых и эклогитовых пород (а также алмазов с первичными включениями минералов перидотитов эклогитов), обоснованная в физико-химическом эксперименте и согласующаяся с аналитическими минералогическими данными.

Рис. 11.

Диаграмма фракционной ультрабазит-базитовой эволюции расплавов системы (Prd, Carb)–D в алмазообразующих очагах верхней мантии, раскрывающая физико-химические закономерности генезиса алмазоносных перидотитовых и эклогитовых пород с сопряженным захватом растущими алмазами парагенных включений – фрагментов их породообразующих минералов. В символике граничного состава (Prd, Carb)[→Ky,Coe-Ecl, Carb*] определены стартовый ультрабазитовый состав перидотита (Prd,Carb), испытывающий фракционную кристаллизацию (символизируется стрелкой), а также прогнозируемый итог – субсолидусный минеральный состав базитового кианит-коэситового эклогита. Поля фазовой диаграммы соответствуют элементам поверхности ликвидуса единой ультрабазит-базитовой системы, включая перитектические реакции, которыми устраняются ортопироксен и оливин. РА – кривая растворимости алмаза.

Таким образом, перидотит-пироксенитовые и эклогит-гроспидитовые парагенезизы включений в алмазах и породообразующих минералов – продукты ультрабазит-базитовой изменчивости составов их материнских расплавов.

ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ И ВЫВОДЫ

Ксенолиты дифференцированных пород верхней мантии в кимберлитовых трубках представлены преимущественно безалмазными перидотитами, пироксенитами, эклогитами и гроспидитами. Изредка среди них встречаются подобные им алмазоносные породы. Обе группы пород могут быть изменены в одинаковой степени метаморфическими и метасоматическими реакциями в условиях кимберлитового транспорта. Достаточно “свежие” породообразующие минералы алмазоносных и безалмазных пород обнаруживают типоморфные различия. Вместе с тем показательна тождественность составов гранатов и клинопироксенов (или омфацитов) как первичных включений в алмазах, так и породообразующих минералов общей алмазоносной породы. Единство процессов происхождения алмазоносных перидотитов и эклогитов и первичных включений перидотитового и эклогитового парагенезисов в алмазах раскрывается мантийно-карбонатитовой теорией генезиса алмазов и ассоциированных фаз, основой которой является согласование данных аналитической минералогии алмазов и их включений с результатами экспериментальных физико-химических исследований многокомпонентных алмазообразующих систем, граничные составы которых обоснованы данными аналитической минералогии. Генезис алмазов и породообразующих минералов, фрагментарно захватываемых растущими алмазами как парагенные включения, осуществлялся в верхне-мантийных очагах-резервуарах материнских силикат-оксид-карбонатных расплавов-растворов углерода. Подобные безалмазные породы верхней мантии были вмещающими для очагов. Естественное остывание очагов за счет теплоотвода во вмещающие породы контролировало понижение температуры алмазообразующих процессов, инициировало физико-химические механизмы нуклеации алмазов и их фракционной кристаллизации с парагенными минералами (с перитектическими механизмами устранения оливина и ортопироксена для реализации ультрабазит-базитовой эволюции состава алмазообразующих расплавов). В результате в маловязких силикатно-карбонатных расплавах происходил единый процесс формирования отдельных алмазов и последовательно парагенных ультрабазитовых и базитовых минералов, первичных включений в алмазах и алмазоносных перидотитовых, пироксенитовых, эклогитовых и гроспидитовых пород. Безалмазные силикатные породы верхней мантии, вмещающие для очагов, могли испытать процессы фракционной ультрабазит-базитовой эволюции магм с подобными перитектическими реакциями (видимо, до появления очагов силикатно-карбонатных алмазообразующих расплавов). Перемешивание алмазоносных и безалмазных ксенолитов в условиях их выноса кимберлитовыми магмами из мантии в кору, а затем единообразное воздействие на них метаморфических и метасоматических факторов могло “маскировать” на исторически начальных этапах аналитических исследований различные условия их генезиса. Так, в мантийных версиях прослеживаются предположения о совместном происхождении алмазоносных и безалмазных эклогитов как продуктов глубинного in situ магматизма (Соболев, 1974; Griffin, O’Reilly, 2007). Вместе с тем, в субдукционных версиях предполагается, что алмазоносные и безалмазные породы являются общими производными вещества океанических плит при их погружении в мантию (Aulbach et al., 2007; Smart et al., 2009).

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН I.08.П и тематического проекта ИЭМ РАН AAAA-A18-118020590140-7.