Геохимия, 2021, T. 66, № 9, стр. 771-798

ВВЕДЕНИЕ

Физико-геохимические механизмы и закономерности эволюции магматических и алмазообразующих процессов верхней мантии заложены в строении ликвидуса их многокомпонентных систем. Экспериментальные исследования фазовых отношений при плавлении способны раскрыть ликвидусные структуры силикатных магматических систем верхней мантии, если главные компоненты породообразующих минералов представительно воспроизведены в их граничных составах. В данном случае, дифференцированные коренные породы верхней мантии, ксенолиты которых в кимберлитах доступны для аналитических исследований, являются необходимым источником информации. Преимущественно ультрабазитовые оливин-содержащие перидотит-пироксенитовые породы (в основном, гранатовые дуниты, гарцбургиты, верлиты и лерцолиты) и менее 6% пироксенитов (гранат-оливиновых и гранатовых ортопироксенитов, вебстеритов и клинопироксенитов) транспортированы кимберлитовыми магмами из верхней мантии в трубки взрыва совместно с базитовыми кремнезем-насыщенными биминеральными омфацит-гранатовыми эклогитами, кианит-коэситовыми и коэсит-ортопироксеновыми эклогитами, а также гроспидитами (Бобриевич и др., 1960; MacGregor, Carter, 1970; Mathias et al., 1970; Соболев, 1970; Smith, Hatton, 1977; Dawson, 1980). В целом, ультрабазитовые перидотит-пироксенитовые породы среди ксенолитов, перемещенных кимберлитовыми магмами из верхней мантии в земную кору, являются более многочисленными (до 95%) по сравнению с базитовыми эклогит-гроспидитовыми породами (около 5%). Это позволило рассматривать совокупность ксенолитов в кимберлитах как свидетельство преимущественно перидотитового состава верхней мантии (Ringwood, 1975), тогда как эклогиты отнесены к достаточно распространенным, но количественно подчиненным породам. Вместе с тем повсеместное сосуществование ксенолитов перидотитов и эклогитов в кимберлитах показательно в отношении возможной ультрабазит-базитовой магматической эволюции коренного вещества верхней мантии.

Граничные составы алмазообразующих силикат-карбонатных систем определяются по герметическим минеральным включениям в алмазах, при этом минералы включений отнесены к ультрабазитовому перидотит-пироксенитовому и базитовому эклогит-гроспидитовому парагенезисам (Соболев, 1970; Prinz et al., 1975). К этим парагенезисам принадлежат также породообразующие минералы относительно немногочисленных ксенолитов алмазоносных перидотитов, пироксенитов, эклогитов и гроспидитов, обнаруживаемых совместно с коренными породами верхней мантии в кимберлитах (Бобриевич и др., 1969; Соболев и др., 1969, 1976, 2009; Reid et al., 1976; Rickwood, Mathias, 1970; Aulbach et al., 2011; Похиленко и др., 2014; Специус и др., 2015; Логвинова и др., 2015). Алмазы с парагенными минеральными включениями, как и алмазоносные породы, образованы в локализованных глубинных очагах материнских силикат-карбонат-углеродных расплавов в соответствии с мантийно-карбонатитовой теорией генезиса алмазов (Литвин и др., 2016, 2020; Litvin, 2017). При этом вмещающими для алмазообразующих очагов являются дифференцированные породы верхней мантии. В этой ситуации стал возможным вынос восходящими кимберлитовыми магмами содержимого разрушенных ими алмазообразующих очагов вместе с вмещающими коренными породами верхней мантии к поверхности земной коры. Вместе с тем обосновано, что на ранней стадии формирования силикат-карбонат-углеродных алмазообразующих расплавов в их составы было вовлечено коренное силикатное вещество верхней мантии. Таким образом, минеральные включения в алмазах находятся в генетической связи с коренными минералами мантии и представляют собой их модальные аналоги. Немаловажно, что, подобно коренным породам верхней мантии, минеральные включения в алмазах и минералы алмазоносных пород также свидетельствуют о возможной ультрабазит-базитовой эволюции их материнских силикат-карбонат-углеродных расплавов.

Аналитические исследования ксенолитов пород верхней мантии в отношении взаимосвязанных концентрационных изменений компонентов системы MgO–(FeO + Fe₂O₃ + TiO₂)–Al₂O₃ (Маракушев, 1984) установили постепенные переходы между составами ультрабазитовых и базитовых пород (рис. 1), что косвенно свидетельствует о возможном едином эволюционном развитии мантийного магматического процесса. Отмечено также постепенное изменение взаимосогласованного распределения железистости между клинопироксенами/омфацитами и гранатами включений перидотитового и эклогитового парагенезисов в алмазах (также с учетом данных для алмазоносных эклогитов) (Соболев, 1970). Эти соотношения позволяют предположить, что закономерности ультрабазит-базитовой эволюции алмазообразующих силикат-карбонат-углеродных расплавов определяются ведущей ролью их силикатной составляющей в формировании ликвидусной структуры гетерогенных ростовых расплавов алмазов и ассоциированных фаз.

Рис. 1.

Петрохимические отношения ультрабазитовых и базитовых пород верхней мантии по составам системы MgO–(FeO + Fe₂O₃ + TiO₂)–Al₂O₃ (Маракушев, 1984). Светлые значки для Mg–Al-пород: кружки – гранатовые дуниты и перидотиты, треугольники – гранатовые пироксениты, квадраты – биминеральные и кианитовые эклогиты. Черные значки для Fe–Ti-пород: кружки – флогопит-ильменитовые перидотиты, треугольники – флогопит-ильменитовые пироксениты, квадраты – рутиловые эклогиты.

Возможность ультрабазит-базитовой эволюции верхне-мантийных магм и происхождения эклогитов как дериватов ультрабазитовых перидотитов интенсивно исследовалось прежде (O’Hara, Yoder, 1967). Однако эволюционный механизм не мог быть раскрытым в отсутствие понимания, как могут исчезнуть оливин и ортопироксен из ассоциации минералов гранатового лерцолита, чтобы оставались только клинопироксен и гранат как основа эклогитовых пород (Yoder, 1976). В дальнейшем экспериментальные физико-химические исследования многокомпонентных многофазовых систем верхней мантии поволили раскрыть перитектические реакции ортопироксена и расплава с образованием клинопироксена (Литвин, 1991; Litvin, 2017), а также оливина и жадеит-содержащего расплава с образованием граната [Литвин и др., 2016, 2019, 2020] как главные механизмы ультрабазит-базитовой эволюции верхне-мантийных магм и алмазообразующих расплавов. Перитектическая реакция ортопироксена является определяющим физико-химическим механизмом на стадии фракционной ультрабазитовой эволюции магматических и алмазообразующих расплавов. Эта реакция создает также возможности для формирования ультрабазитовых оливин-нормативных эклогитов, которые, тем не менее, обнаруживаются в единичных случаях (O’Hara, 1968), в том числе и как ассоциированные минералы включений в алмазах (Wang, 1998). Вместе с тем, важная роль перитектической реакции оливина состоит в создании ключевого эпизода фракционной ультрабазит-базитой эволюции магматических и алмазообразующих расплавов верхней мантии, включая генезис базитовых кремнезем-нормативных эклогитов и гроспидитов, вплоть до коэсит-содержащих разновидностей (Литвин и др., 2020). При этом, обе задачи эволюционного перехода для составов ультрабазитовых перидотитов как к ультрабазитовым, так и базитовым эклогитам нерешаемы на основе равновесных физико-химических систем.

Состав ультрабазит-базитовой системы верхней мантии как единого физико-геохимического объекта представлен на рис. 2 в виде координатного остова комплексной диаграммы составов многокомпонентной многофазовой системы оливин (Ol)–омфацит/клинопироксен (Omph/Cpx)–корунд (Crn)–коэсит (Coe) ± (C–O–H) (Литвин, 1991; Litvin, 2017). Диаграмма-комплекс состоит из простейших диаграмм-симплексов, в числе которых два ультрабазитовых: перидотит-пироксенитовый Ol–ортопироксен (Opx)–Cpx–гранат (Grt) и оливин-эклогитовый Ol–Crn–Cpх–Grt, а также три базитовых эклогитовых: Crn – кианит (Ky)–Omph–Grt, Ky–Coe–Omph–Grt и Coe–Opx–Omph–Grt. Данный координатный остов сохраняется и при участии в веществе верхней мантии (C–O–H)-летучих компонентов с содержаниями, по меньшей мере, менее 5.0 мас. %. При этом место пограничного раздела между симплексами с ультрабазитовыми и базитовыми составами занимает система Opx-Omph/Cpx–Crn ± (C–O–H).

Рис. 2.

Координатный остов диаграммы-комплекса составов многокомпонентной многофазовой системы верхней оливин Ol–(омфацит Omph ↔ клинопироксен Cpx}–корунд Crn–коэсит Coe ± (С–О–Н)-летучие (в равновесных условиях) и их элементарные симплексы – ультрабазитовые: (A) перидотит-пироксенитовый Ol–Opx–Cpx–Grt, (B) оливин-корунд-эклогитовый Ol–Crn–Cpx–Grt; базитовые: (C) корунд-кианит-эклогитовый Crn–Ky–Omph–Grt, (D) кианит-коэсит-эклогитовый Ky–Coe–Omph–Grt; (E) коэсит-ортопироксен-эклогитовый Coe–Opx–Omph–Grt. Внутренняя плоскость Opx–(Omph ↔ Cpx)–Grt диаграммы-комплекса представляет пограничный раздел между ультрабазитовыми и базитовыми составами. Координатный остов также приложим к равновесной системе Ol–(Omph ↔ Cpx)–Crn–Coe–(С–О–H).

Равновесная структура ликвидуса комплексной диаграммы составов системы оливин Ol–омфацит/клинопироксен Omph/Cpx–корунд Crn–коэсит Coe, объединяющая структуры ликвидусов ультрабазитовых и базитовых симплексов, представлена на рис 3. Наиболее важным элементом равновесного ликвидуса в отношении механизма ультрабазит-базитовой эволюции является перитектическая точка (P₁) L + Ol + Opx + Cpx + Grt из-за реакционного исчезновения в ней ортопироксена (перидотит-пироксенитовый симплекс А). Перитектическая точка P₁ сопряжена посредством регрессивной моновариантной котектики L + Ol + Cpx + Grt с эвтектической точкой Е₁ (L + + Ol + Cpx + Grt + Crn) смежного ультрабазитового оливин-корунд-эклогитового симплекса (В). Однако эволюционные изменений общего состава равновесной системы ограничены пределами единственного симплекса, т.е. равновесное перемещение фигуративной точки любого исходного состава от ортопироксеновой перитектики симплекса A вдоль регрессивной котектики L + Ol + + Cpx + Grt до оливин-эклогитовой эвтектики симплекса В невозможно (своеобразный равновесный физико-химический барьер). Перитектическая точка P₁ (L + Ol + Opx + Cpx + Grt), в которой исчезает ортопироксен, ультрабазитового симплекса А также сопряжена посредством моновариантной котектики L + Opx + Omph/Cpx + Grt с перитектической точкой Р₂ (L + Coe + Opx + Omph + Grt) смежного базитового коэсит-ортопироксен-эклогитового симплекса Е. Однако в плоскости пограничной системы Opx-Omph/Cpx–Grt моновариантная котектика имеет высокотемпературный термальный максимум, известный как “эклогитовый барьер” (O’Hara, 1968). Это делает данное направление невозможным для ультрабазит-базитовой эволюции (к тому же, это препятствие совмещено с равновесным физико-химическим барьером на границе двух симплексов А и Е). Между тем, примечательно, что ультрабазитовые оливиновые эклогиты редки, тогда как базитовые кремнезем-насыщенные распространены повсеместно, что свидетельствует о преимущественном значении сценария ультрабазит-базитовой эволюции магматизма в условиях верхней мантии.

Рис. 3.

Единое равновесное строение ликвидуса ультрабазит-базитовой системы верхней мантии Ol–Cpx/Omph–Crn–Coe в проекции из вершины Cpx но изотермическое горизонтальное сечение Ol, Cpx–Crn, Cpx/Omph–Coe, Omph; вертикальная линия Cpx–Grt, пронизывающая сечение тетраэдра, обозначена маленьким кружком с центральной точкой внутри. Подобное равновесное строение ликвидуса свойственно условиям гранат-перидотитовой фации на глубинах верхней мантии 80–410 км в интервале давлений 3.2–14.0 ГПа (Cоболев, 1974; Stachel et al., 2005), включая алмазообразующие системы. Символы для нонвариантных точек с ультрабазитовыми составами: P₁ – перидотит-пироксенитовая перитектика L + Ol + Opx + Cpx + Grt; E₁ – оливин-эклогитовая эвтектика L + Ol + Crn + Cpx + Grt; для базитовых составов: P₂ – коэсит-эклогитовая перитектика L + Coe + Opx + Omph + Grt; E₂ – корунд-эклогитовая эвтектика L + + Crn + Ky + Omph + Grt; E₃ – кианит-эклогитовая эвтектика L + Ky + Coe + Omph + Grt. Нумерация моновариантных кривых ультрабазитовых симплексов: [A] перидотит-пироксенитового – 1: L + Ol + Opx + Cpx, 2: L + Opx + Cpx + Grt, 3: L + Ol + Cpx + Grt, 4: L + Ol + Opx + Grt (как проекция снизу на точку P₁); [B] оливин-эклогитового – 5: L + Ol + + Cpx + Grt, 6: L + Ol + Cpx + Crn, 7: L + Crn + Cpx + Grt, 8: L + Ol + Crn + Grt (как проекция снизу на точку E₁). Нумерация нонвариантных кривых базитовых симплексов: [C] корунд-эклогитового – 9: L + Crn + Omph + Grt, 10: L + Crn + + Ky + Omph, 11: L + Ky + Omph + Grt, 12: L + Crn + Ky + Grt (как проекция снизу на точку E₂); [D] кианит-эклогитового – 13: L + Ky + Omph + Grt, 14: L + Ky + Coe + Omph, 15: L + Coe + Omph + Grt, 16: L + Coe + Ky + Grt (как проекция снизу на точку E₃); [E] коэсит-эклогитового – 17: L + Coe + Omph + Grt, 18: L + Coe + Opx + Omph, 19: L + + Opx + Omph + Grt, 20: L + Coe + Opx + Grt (как проекция снизу на точку P₂). Стрелками показаны направления понижения температуры вдоль моновариантных кривых. Данная ликвидусная структура также приложима к равновесной системе Ol–Cpx/Omph–Crn–Coe–(С–О–H).

Показательно, что в равновесной структуре ликвидуса ультрабазит-базитовой системы оливин (Ol)–омфацит/клинопироксен (Omph/Cpx)–корунд (Crn)–коэсит (Coe) ± (С–О–Н) перитектическая реакция оливина отсутствует вообще, что делает невозможным ультрабазит-базитовую эволюцию в этих условиях. Между тем, экспериментальное открытие реакционного взаимодействия форстерита и жадеита при давлении более 4.5 ГПа с образованием пиропа в системах форстерит (Fo)–жадеит (Jd), энстатит (En)–нефелин (Ne) и форстерит–жадеит–диопсид (Di) (Gasparik, Litvin, 1997; Литвин и др., 2000) инициировало интерес к экспериментальным исследованиям фазовых отношений при плавлении ультрабазит-базитовой системы оливин–жадеит–диопсид–гранат, в граничных составах которой повышено содержание жадеитового компонента (Литвин и др., 2019; Litvin et al., 2020). Это согласуется с аналитическими исследованиями составов природных минералов, которые показывают, что содержание Na₂O в клинопироксенах ультрабазитовых перидотитов и пироксенитов варьирует в пределах 1.5–4.5 мас. %, но существенно возрастает в омфацитах эклогитов (2.5–6.5 мас. %) и гроспидитов (4.5–9.9 мас. %) (Dawson, 1980). Еще выше содержание Na₂O в парагенных включениях омфацита в алмазах (6.4– 10.7 мас. %) (Соболев, 1974). Это свидетельствует о значительном росте концентрации жадеитового компонента в ультрабазит-базитовой системе и его превращении из примесного компонента в клинопироксенах перидотитов в главный системообразующий компонент базитовых омфацитов. Такое существенное накопление жадеитового компонента может происходить в режиме фракционной кристаллизации, в результате чего формируется новый критически важный симплекс системы Ol–Jd–Di–Grt, который отсутствует в равновесной диаграмме (рис. 2 и 3). По существу, данный симплекс возникает в условиях фракционной кристаллизации в результате трансформации тройной пограничной ультрабазитовой системы Ol–Cpx–Grt в самостоятельный симплекс Ol–Cpx–Omph–Grt (в рамках системы Ol–Jd–Di–Grt), преобразуя при этом равновесный координатный остов в фракционный. Исследование при 6 ГПа фазовых отношений при плавлении системы Ol–Jd–Di–Grt (рис. 4) позволило раскрыть перитектическую реакцию оливина и жадеит-содержащего расплава с образованием граната, которая определяет структуру ликвидуса данной системы как “физико-химического мостика” между ультрабазитовыми и базитовыми составами верхней мантии (Литвин и др., 2019). Таким образом, реализация всего физико-геохимического сценария эволюции мантийного магматизма на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина осуществима только в условиях фракционной кристаллизации.

Рис. 4.

Экспериментальные фазовые отношения при плавлении для политермического сечения Ol–Omph ультрабазит-базитовой системы верхней мантии Ol–Di–Jd с реакционным Grt при 6 ГПа (Литвин и др., 2019). Примечание: стартовые Ol = Fo₈₀Fa₂₀ и Omph = Jd₆₂Di₃₈ (мас. %), экспериментальные точки показаны черными точками. Символы: L – фаза расплава, Ol – оливин, Fo – форстерит Mg₂SiO₄, Fa – фаялит Fe₂SiO₄, Cpx – клинопироксен, Omph – омфацит, Jd – жадеит NaAlSi₂O₆, Di – диопсид CaMgSi₂O₆, Grt – гранат. P – квазинонвариантная перитектика – L + Ol + + Omph + Grt.

Первостепенное значение перитектической реакции оливина состоит в том, что с ее участием создается ключевой механизм магматизма верхней мантии, обеспечивающий фракционную эволюцию коренных магматических систем от ультрабазитовых к базитовым составам и, соответственно, генезис серий коренных перидотит-пироксенитовых и эклогит-гроспидитовых пород в едином магматическом цикле.

В процессах фракционной кристаллизации активизируются механизмы межфазового минерал–расплав распределения примесных компонентов, чем обусловлено постепенное возрастание их концентраций в определенных минералах и остаточных расплавах. Так, Na–Al-жадеитовый, а также Fe–Al-альмандиновый и Са–Al-гроссуляровый компоненты, которые являются примесными, соответственно, в клинопироксенах и гранатах перидотитов, способны распределяться в остаточные расплавы и кристаллизующиеся минералы-хозяева. Повышение их концентраций на стадии фракционной ультрабазитовой эволюции согласуется с минералогическими наблюдениями (MacGregor, Carter, 1970; Соболев, 1974); этому способствует и фракционное удаление оливина на ультрабазитовой стадии остаточных расплавов. На стадии фракционной базитовой эволюции жадеитовый, альмандиновый и гроссуляровый компоненты входят в число главных в составах, соответственно, омфацитов и гранатов эклогитовых и гроспидитовых пород.

В условиях фракционной кристаллизации можно также ожидать накопление (С–О–Н)-летучих компонентов в остаточных расплавах, поскольку их растворимость в твердых минеральных фазах пренебрежимо мала в данном случае. В связи с этим, представляет интерес особенности перитектической реакции оливина, как ключевого механизма ультрабазит-базитовой магматической эволюции верхней мантии, в среде с (С–О–H)-флюидом. В РТ-условиях верхней мантии многокомпонентные составы магматических силикат-оксидных и алмазообразующих силикат-оксид-карбонат-углеродных систем включают (С–О–Н)-летучие соединения, главным образом, воду Н₂О и двуокись углерода СО₂. Об этом свидетельствуют жидкие Н₂О и газообразные СО₂ фазы, которые диагносцированы при комнатной температуре в составе летучих соединений герметических включений в минералах коренных магматических пород верхней мантии (Green et al., 1987). Это находится в соответствии с тем, что вода и двуокись углерода, как летучие соединения, являются главными компонентами в составе вулканических газов (Symonds et al., 1994). Как жидкая вода, так и газообразная СО₂ определены как самостоятельные фазы в герметических микровключениях в алмазах при комнатной температуре (Schrauder, Navon, 1994; Izraeli et al., 2001). Подобные включения особенно характерны для центральных зон волокнистых кубоидных и “оболочечных” кристаллов алмаза, но относительно редки в монокристаллических алмазах октаэдрического габитуса (Томиленко и др., 1997; Zedgenizov et al., 2004, 2007; Титков и др., 2006; Logvinova et al., 2008). Как в магматических, так и в алмазообразующих системах физико-химические реакции воды и двуокиси углерода специфичны. В РТ-условиях плавления вещества верхней мантии вода и двуокись углерода в свободном состоянии должны существовать в однофазовом сверхкритическом флюидном состоянии, при этом они полностью смесимы. Водные компоненты Н₂О сверхкритического флюида С–О–H должны быть полностью растворены как в силикатных, так и в силикат-карбонатных расплавах, поскольку вода неограничено смесима с силикатными расплавами (Ellis, Wyllie, 1979; Keppler, Audetat, 2005) и, вероятно, силикат-карбонатными алмазообразующими расплавами (также полностью смесимыми между собой) (Litvin, 2017). По экспериментальным данным (Koziol, Newton, 1998) при давлениях 0.6–2.5 ГПа в ультрабазитовой среде двуокись углерода реагирует с оливином с образованием энстатита и магнезита.

Главными задачами настоящей работы являются:

1. Экспериментальные исследования влияния (С–О–H)-летучих компонентов на фазовые отношения при плавлении системы оливин (Mg,Fe)₂SiO₄–жадеит NaAlSi₂O₆–диопсид CaMgSi₂-O₆–гранат (Mg, Fe, Ca)Al₂Si₃O₁₂–летучие (С–О–Н) при 6 ГПа с анализом физико-химических изменений в многокомпонентном веществе под воздействием (С–О–H)-флюида, которыми сопровождается перитектическая реакция оливина как ключевой механизм фракционной ультрабазит-базитовой эволюции магматизма верхней мантии.

2. Обоснование единого физико-геохимического сценария фракционной ультрабазит-базитовой эволюции магматизма верхней мантии на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина по данным минералогии дифференцированных пород верхней мантии, а также экспериментальных исследований фазовых отношений при плавлении многокомпонентной системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂-(С–О–H) для ее многофазовых составов Ol–(Cpx/Omph)–Crn–Coe–(C–O–H).

3. Интерпретация природы генетического параллелеизма в фракционной ультрабазит-базитовой эволюции магматических и алмазообразующих процессов верхней мантии как показательных процессов глобального значения в формировании как коренных пород мантии Земли, так и очагов-резервуаров материнских расплавов алмазов и генетически ассоциированных минеральных фаз среди них.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Физико-геохимический эксперимент направлен на решение генетических задач минералогии, петрологии и геохимии. Объектами исследования становятся многокомпонентные многофазовые системы, составы которых приближены к реальному веществу минералов, пород и компонентов летучих соединений.

Экспериментальные методы

Стартовыми материалами при экспериментальном исследовании фазовых отношений при плавлении системы оливин–жадеит–диопсид–гранат–(С–О–Н) (=Н₂О–СО₂) служили смеси аморфных гелей оливина (Mg₂SiO₄)₈₀(Fe₂SiO₄)₂₀, жадеита NaAlSi₂O₆ и диопсида CaMgSi₂O₆ (гранат появляется в системе как реакционный продукт). В качестве источника Н₂О и СО₂ использовалась реакция диспропорционирования гидратированной щавелевой кислоты С₂Н₂О₄ ∙ 2H₂O → 2СО₂ + + 2H₂O + Н₂. Щавелевая кислота (5.0 мас. %) в составе стартовой смеси с силикатными компонентами (95 мас. %) размещалась в герметических платиновых контейнерах с толщиной стенок 0.2 мм (рис. 5). При нагревании в условиях эксперимента при 6 ГПа просходило разложение щавелевой кислоты, при этом свободный водород терялся, диффундируя скволь стенки платиновых контейнеров. Компоненты Н₂О и СО₂ создавали полностью смесимую сверхкритическую флюидную фазу (С–О–Н) с их эквимолекулярным соотношением.

Рис. 5.

Схематическое изображение экспериментальной сжимаемой ячейки аппарата наковальня-с-лункой (тороид). Элементы конструкции: 1 – контейнер (литографский камень), 2 – трубчатый нагреватель (графит), 3 – термоизолятор (литографский камень, пирофилит), 4 – стартовый образец в металлической капсуле (Pt, Pt₇₀Rh₃₀), 5 – изоляция капсулы (смесь MgO и гексагонального BN), крестик у капсулы обозначает место спая термопары (Pt₇₀Rh₃₀/Pt₉₆Rh₀₄).

Термин “флюид” в настоящей работе отвечает его физическому определению: состояние вещества на РТ-фазовой диаграмме выше критической температуры при данном давлении. Однако, в геологичесой литературе термин “флюид” характеризует любое мобильное состояние вещества, независимо от его состава и состояния, – в виде жидкости, расплава, газа или сверхкритического флюида. Например, по определению в словаре геологических терминов (Bates, Jackson, 1983): “флюид–любое вещество, способное течь, – жидкость или газ”. Поэтому использование термина “флюид” в таком понимании при физико-химических исследованиях геологического вещества и интерпретации их результатов неоправдано. К примеру, фазовые состояния жидкой воды, газообразной углекислоты или силикатного магматического расплава, охарактеризованные как “флюидные”, теряют характерные признаки, заложенные в физических терминах – жидкость, расплав, газ, сверхкритический флюид.

Жидкие и газовые фазы Н₂О и СО₂ выше их критических точек, соответственно, 374°C при 0.022 ГПа (Saul, Wagner, 1989) и 31°C при 0.0074 ГПа превращаются выше 300–400°С (в зависимости от давления) в сверхкритические флюидные фазы, которые неограниченно смесимы между собой (Kerrick, Jacobs, 1981; Aranovich, Newton, 1999), т.е. система С–О–Н является однофазовой при достижении смесью Н₂О и СО₂ критической температуры. Критическая точка однофазовой бинарной смеси рассчитывается как среднее арифметическое от индивидуальных значений, в данном случае для смеси Н₂О и СО₂ она соответствует 252.5°С при 0.0147 ГПа. Таким образом, бинарная смесь Н₂О и СО₂, которая создается в условиях данного эксперимента при разложения водосодержащего реактива щавелевой кислоты С₂О₂Н₄ ∙ Н₂О в герметической Pt ампуле, находится в состоянии сверхкритического флюида. Также обнаруживалось (Walther, Orville, 1983), что степень растворения силикатов в сверхкритическом С–О–Н-флюиде заметно понижается с возрастанием в нем доли СО₂-компонента.

Экспериментальные исследования фазовых отношений при плавлении многокомпонентной системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–(С–О–Н) в области представительных переходных ультрабазит-базитовых составов Ol–Jd–Di–Grt–(С–О–Н) выполнены при давлении 6.0 ГПа в интервале температур 1000–1700°С в аппарате “наковальня с лункой – тороид” высоких давлений и температур и расположением герметической ампулы с исследуемым веществом в изотермической зоне графитового нагревателя (рис. 5) (Литвин, 1991). Точность определения давления ±0.25 ГПа, температуры ±20°С. Закалка экспериментального образца осуществлялась со скоростью 300 ± 50°С/с.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Исследование в физико-химическом эксперименте при 6 ГПа строения ликвиуса системы оливин (Mg,Fe)₂SiO₄–жадеит NaAlSi₂O₆–диопсид CaMgSi₂O₆–летучие (С–О–Н) с реакционным гранатом (Mg,Fe,Ca)Al₂Si₃O₁₂ выполнено в ее политермическом сечении Ol₉₅.₀(H₂O)_2.5(CO₂)_2.5-Omph_95.0(H₂O)_2.5(CO₂)_2.5 (мас. %), при этом состав оливина соответствует (Mg₂SiO₄)₈₀(Fe₂SiO₄)₂₀, омфацита -(NaAlSi₂O₆)₆₂(CaMgSi₂O₆)₃₈ (мас. %). В целом заданное содержание в системе ультрабазит-базитового минерального вещества равно 95 мас. %, а (С–О–Н)-летучих 5.0 мас. % при эквимолекулярных количествах Н₂О и СО₂. Экспериментальные данные представлены в табл. 1 и 2, а также на рис. 6, 7 и 8.

Рис. 6.

Экспериментальные фазовые отношения при плавлении в политермическом сечении Ol₉₅(C–O–H)₅–Omph₉₅(C–O–H)₅ ультрабазит-базитовой системы верхней мантии Ol–Jd–Di–(С–О–Н) с реакционным Grt при 6 ГПа. Примечание: Стартовые Ol = Fo₈₀Fa₂₀ и Omph = Jd₆₂Di₃₈ (мас. %), экспериментальные точки показаны черными точками с номерами опытов. Символы: как для рис. 4 и Carb* – все карбонаты. P – квазинонвариантная перитектика L + Ol + Omph + Grt. Аналитические данные в табл. 1 и 2.

Рис. 7.

Рис. 7.

Экспериментальные полностью и частично расплавленные образцы ультрабазитового вещества, образовавшиеся при давлении 6 ГПа и высокой температуре, после закалки и полировки: (а) – закалочный образец #3235 внутри деформированной Pt капсулы; (б, в) – закалочный образец L после полного плавления (образец #3235, 1650°C); (г, д, е, ж) – частично рсплавленная ассоциация L + Ol + Grt после закалки (образцы #3234, 1580°C и #3228, 1330°C); (з, и) – частично расплавленная солидусная ассоциация L + Ol + Cpx + Grt после закалки (образец #3233, 1300°C).

При анализе экспериментальных образцов после закалки обнаружилось, что расплавные фазы как при полном, так и частичном плавлении закаливаются в твердые метастабильные фазы, а не в стеклообразные метастабильные состояния, несмотря на достаточно высокие скорости закалки (~300 ± 50°С/с). Составы экспериментальных минералов, которые отнесены к термодинамически стабильным, представлены в табл. 1. Составы метастабильных твердых фаз, продуктов закалки расплавов исследуемой системы, размещены в табл. 2. Рис. 7 демонстрирует электронномикроскопические картины полированных экспериментальных образцов для ультрабазитовых составов системы, а рис. 8 – для базитовых.

Для ультрабазитовых оливин-нормативных составов (рис. 7) закалочные продукты их полных расплавов представлены дендритами с чередующимися светлыми клинопироксеновыми и темносерыми ортопироксеновыми веточками, среди дендритов обнаруживаются также обособленные зерна ортопироксенового состава (рис. 7б, 7в, обр. 3235, табл. 2). О карбонатизации компонентов ультрабазитовых расплавов с участием растворяющихся в них летучих СО₂-компонентов сверхкритического флюида С–О–Н свидетельствуют мелкие зерна закалочных карбонатов натрия (Na₂CO₃). Тестирование обнаруживает мельчайшие зерна примесных карбонатов Са, Mg и Fe в смеси с закалочными ортопироксенами, при этом суммы анализов Орх понижены в пределах до 70–90%. Вероятно, что карбонатные вещества синтезируются в расплавленном состоянии и сразу же становятся компонентами образующихся полностью смесимых силикатно-карбонатных расплавов (преобладающе силикатных). В результате состав растворенного в них сверхкритического (С–О–Н)-флюида по мере карбонатизации должен смещаться в сторону повышения содержания компонентов состава H₂О. Обособленные стеклообразные закалочные фазы с повышенными содержаниями Са-компонента свидетельствуют об умеренной арагонитовой карбонатизации в условиях эксперимента. Они представляют собой редкие продукты, которые образовались при закалочном затвердевании полностью смесимых силикат-карбонатных расплавов с растворенными флюидными компонентами. Летучие компоненты Н₂О выделяются в самостоятельную водную фазу после полного последовательного затвердевания расплавов с кристаллизацией силикатных и карбонатных фаз (рис. 7г, 7д, обр. 3234, табл. 2).

В близсолидусных условиях равновесные фазы оливина и граната включены в матрицу закалочных ортопироксена и клинопироксена с низкими содержаниями Na–Al–жадеитового компонента (рис. 7е, 7ж, обр. 3228, табл. 2). На солидусе определяющей является квазинонвариантная перитектическая ассоциация L + Ol + Cpx/Omph + Grt с клинопироксеном, отличающимся повышенным содержанием жадеитового компонента (рис. 7и, обр. 3233, табл. 1). Таким образом, карбонатные и Н₂О компоненты полностью растворены в фазе расплава L. Cубсолидусная ассоциация представлена как Ol + Cpx/Omph + Grt + Carb* + H₂O. В символе Carb* обобщены все карбонатные фазы, кристаллизующиеся последними с условиях субсолидуса. Для их образования полностью израсходованы летучие компоненты состава СО₂,тогда как летучие компоненты состава Н₂О при температурах выше ~400–600°С (при 6 ГПа) находятся в состоянии сверхкритического флюида, а ниже этой температуры вплоть до комнатной являются жидкими.

Полные базитовые расплавы в процессе закалки также формируют дендриты с чередованием светлых клинопироксеновых и темносерых ортопироксеновых веточек, но среди них обнаруживаются зерна ортопироксенового состава (рис. 8б, обр. 3229, табл. 2), а иногда и аналитические признаки карбонатизации силикатных компонентов. Расплавы, наиболее обогащенные жадеитовым компонентом, при закалке создают звездообразные узоры из пластинчатых продолговатых зерен клинопироксенов с высокими содержаниями жадеитового компонента (рис. 8в, обр. 3231, табл. 2). Ликвидусными минеральными фазами при плавлении базитовых составов являются железистый гранат (рис. 8г, 8д, обр. 3238; рис. 8е, обр. 3237; все в табл. 1) и омфацит (рис. 8ж, обр. 3236, табл. 1). Фазовые отношения при плавлении базитовых составов системы Ol–Jd–Di с реакционным Grt определяются моновариантной ассоциацией L + + Omph + Grt (рис. 8з, обр. 3227, табл. 1; рис. 8и, обр. 3223, табл. 1, 2); рис. 8к, обр. 3221, табл. 1, 2). Обнаружено также влияние примесных в данном случае компонентов воды и карбонатов на кинетику роста монокристаллов гранатов, образующихся как реакционные фазы по оливину. В ряде поисковых опытов в окресности солидуса при 1250–1300°С в образцах с базитовым составом (Ol₂₀Omph₈₀)₉₅(С–О–Н)₅ обнаружился рост относительно крупных монокристаллов граната порядка 300–350 мк во флюид-содержащих базитовых расплавах в зоне градиента температур вблизи контакта экспериментального образца с платиновой капсулой (рис. 8л, 8м, обр. 3221). Вероятно, это обусловлено влиянием водно-карбонатных продуктов флюида, растворенных в ростовых расплавах, на кинетику монокристаллического роста граната в условиях температурного градиента. Необходимо отметить, что в центральных изотермических зонах ампул при множественной спонтанной кристаллизации реакционных гранатов в ультрабазитовых флюид-содержащих расплавах размеры их монокристаллических зерен около 25–50 мк (рис. 7е, 7ж, обр. 3228), в базитовых – до 80–100 мк (рис. 8е, обр. 3237).

Компоненты Н₂О в состоянии сверхкритического флюида, а также карбонаты, в составе которых связана СО₂, были полностью растворены в полных или частичных расплавах, т.е. в экспериментальных условиях обособленная самостоятельная сверхкритическая флюидная фаза (С–О–Н) не существовала. В процессе закалки при затвердевании силикатной составляющей системы летучие компоненты выделялись в виде самостоятельной фазы, о чем свидетельствуют характерные каплеобразные отпечатки-углубления на твердых закалочных фазах расплавов (рис. 8д, обр. 3238 и др.). В базитовом субсолидусе представлены силикатные минералы омфацит (Omph) и гранат (Grt), карбонатные Carb* (рис. 8к, обр. 3221, табл. 1) и фаза Н₂О при температурах выше ~400–600°С в состоянии сверхкритического флюида, а ниже – как водная жидкость.

В условиях полного и частичного плавления при 6 ГПа системы оливин–жадеит–диопсид–гранат-(С–О–Н) компоненты воды и формирующихся карбонатов, которые связывают компоненты СО₂ сверхкритического флюида, полностью растворены в силикатном расплаве. Самостоятельная газово-флюидная фаза не может образоваться в силу ее полной смесимости как с силикатными, так и силикатно-карбонатными расплавами. В условиях субсолидуса существуют самостоятельная фаза Н₂О и карбонатная фаза (ее символ Carb* объединяет все возможные карбонатные фазы). На рис. 9 представлена диаграмма фазовых отношений при плавлении системы Ol–Jd–Di–(С–О–Н) c реакционным Grt в политермическом сечении Ol₉₅(C–O–H)₅–Omph₉₅(C–O–H)₅, соответственно, Ol_95.0(H₂O)_2.5(CO₂)_2.5–Omph_95.0(H₂O)_2.5(CO₂)_2.5 (мас. %) при 6 ГПа в интервале 1200–1700°С (рис. 6). В данной диаграмме совмещены области химических и фазовых составов ультрабазитовы оливин-содержащих и базитовых кремнезем-насыщенных омфацит-гранатовых минеральных ассоциаций. Главными фазами при частичном плавлении являются L, Ol, Grt и Omph, при этом как водные компоненты, так и карбонатные компоненты, связавшие СО₂, полностью растворены в расплаве L. Оливин Ol является ликвидусной фазой. При дальнейшем понижении температуры появляется гранат Grt, как реакционная фаза, в поле L + Ol + Grt. Таким образом, в структуре ликвидуса политермического сечения обнаруживается реакционное взаимодействие оливина и жадеит-содержащего расплава с образованием граната, которое завершается в квазинонвариантной перитектике Р с фазовым составом L + Ol + (Cpx ↔ ↔ Omph) + Grt. Специфической топологической особенностью диаграммы плавкости политермического сечения является то, что фазовый состав квазинонвариантной перитектической точки P продолжает существовать в узком сопряженном поле солидусной ассоциации. Это нуждается в объяснении, так как при всей эффективности методология политермических сечений многокомпонентных многофазовых систем еще недостаточно активно используется в минералогических и петрологических экспериментальных исследованиях.

Рис. 8.

Рис. 8.

Экспериментальные полностью и частично расплавленные образцы базитового вещества, образовавшиеся при давлении 6 ГПа и высокой температуре, после закалки и полировки: (а) – закалочный образец #3238 внутри деформированной Pt капсулы; (б) – закалочный образец L после полного плавления (образец # 3229, 1540°C); (в) – закалочный образец L после полного плавления (образец # 3231, 1400°C); (г, д) – закалочный образец L после полного плавления (образец 3238, 1450°C); (е) – частично расплавленная ассоциация L + Grt после закалки (образец #3237, 1400°C); (ж) – частично рсплавленная ассоциация L + Omph после закалки (образец #3236, 1300°C); (з) – частично рсплавленная ассоциация L + Omph + Grt после закалки (образец #3227, 1270°C); (и) – частично рсплавленная ассоциация L + Omph + Grt после закалки (образец #3223, 1290°C); (к) – субсолидусная ассоциация Omph + Grt + Carb* + H₂O (образец 3233, 1200°C); (л, м) – крупный монокристалл граната (образец 3221, >1200°C).

Рис. 9.

Строение ликвилуса системы Ol–Jd–Di–(C–O–H) с реакционным Grt. Позиция политермического сечения Ol(= Fo₈₀Fa₂₀)₉₅(C–O–H)₅ – Omph(= Jd₆₂Di₃₈)₉₅(C–O–H)₅ по рис. 6 отмечена пунктирной линией. Позиция данного политермического сечения с номерами экспериментальных точек полного плавления показаны их проекциями на ликвидусной поверхности.

Вспомогательной для понимания топологических особенностей диаграммы плавления политермического сечения (рис. 6 и 9) служит диаграмма структуры ликвидуса системы Ol–Jd–Di- Grt–(C–O–H) с реакционным гранатом (рис. 10), построенная на основе экспериментальных данных настоящей работы и литературных данных для системы Ol–Jd–Di c реакционным гранатом при 6 ГПа (Литвин и др., 2019). Для псевдобинарной граничной системы Ol–Jd–(C–O–H) при 6 ГПа характерно появление реакционного граната как ликвидусной и субсолидусной фазы. Плавление граничной системы Ol–Di–(C–O–H) эвтектическое. В субсолидусе граничной системе Jd–Di–(C–O–H) жадеитовый и диопсидовый компоненты образуют неограниченные твердые растворы, к которым принадлежат минералы клинопироксен Срх (обогащенный диопсидовым компонентом) и омфацит Оmрh (обогащенный жадеитовым компонентом); расплавы Jd и Di полностью смесимы. Структура ликвидуса псевдотройной системы Ol–Jd–Di–(C–O–H) c реакционным гранатом определяется нонвариантной перитектической точкой L + Ol + + (Cpx ↔ Omph) + Grt и тремя моновариантными котектиками (L + Ol + Grt), (L + Ol + Cpx) и (L + + Omph + Grt).

Рис. 10.

Диаграмма-развертка тетраэдрической диаграммы-симплекса составов системы Ol–Jd–Di–Grt ± (C–O–H), на которой показаны элементы ликвидуса ее граничных систем. Диаграмма построена на основе экспериментальных результатов при 6 ГПа в политермическом сечении Ol–Omph–(С–О–Н) (табл. 1 и 2) и литературных данных для бинарных граничных систем Ol–Jd (Gasparik, Litvin, 1997; Литвин и др., 2000), Di–Grt (Davis, 1964), Di–Jd (Bell, Davis, 1969) и Ol–Di (Davis, Shairer, 1965). Субсолидусные ассоциации не представлены.

В политермическом сечении Ol–Omph–(С–О–Н) системы Ol–Di–Jd–(С–О–Н) с реакционным гранатом, т.е. многокомпонентной системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–(C–O–Н), перитектическая реакция оливина и жадеит-содержащего расплава изображена коротким отрезком моновариантной кривой, что соответствует реальной ситуации в объеме составов многокомпонентной системы и согласуется с правилом фаз Райнза (Rhines, 1956). В данном случае используется более привычная терминология – “квазинонвариантная точка”, не искажающая физический смысл. Изображение в виде короткого отрезка распространяется и на смежное одноименное узкое поле в политермическом сечении (рис. 6), которое представляет собой повторяющееся изображение короткого отрезка “квазинонвариантной точки”, возникающее при передвижении фигуративной точки состава системы вдоль ее политермического сечения. На диаграмме структуры ликвидуса системы Ol–Jd–Di (C–O–H) с реакционным гранатом (рис. 9 и 10) перитектическая реакция оливина и жадеит-содержащего расплава с образованием граната изображается точкой. Таким образом, политермическое сечение (рис. 6) – это эффективный метод исследования многокопонентных систем, тогда как диаграмма фазовых отношений при плавлении – это наглядный физико-химический результат (рис. 9).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Вводные замечания. Ультрабазит-базитовая эволюция силикатного магматизма гранат-перидотитовой фации верхней мантии в условиях фракционной кристаллизации контролируется изменчивой структурой ликвидуса системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–(C–O–H) с перитектическими реакциями ортопироксена и оливина. По экспериментальным данным поведение компонентов сверхкритического (С–О–Н)-флюида в условиях перитектической реакции оливина различно: если Н₂О растворим в расплавах, то в реакции СО₂ и силикатных компонентов образуются карбонатные компоненты, также растворимые в силикатных расплавах. Растворенные компоненты Н₂О и карбонатов не изменяют структуру ликвидуса, но понижают ликвидусные и солидусные температуры, появляясь как самостоятельные фазы в субсолидусе. Роль перитектической реакции оливина как ключевого механизма эволюции магматизма верхней мантии иллюстрируется диаграммой фазовых отношений при плавлении ультрабазит-базитовой системы оливин–(клинопироксен → омфацит)–корунд–коэсит–(С–О–Н), которая складывается в режиме фракционной кристаллизации. Перитектические реакции ортопироксена и оливина определяют также фракционную ультрабазит-базитовую эволюцию алмазообразующих силикат-карбонат-углеродных расплавов-растворов, о чем свидетельствует модальная аналогия коренных минералов алмазоносных пород верхней мантии и ростовых включений в алмазах.

Влияние сверхкритического (С–О–Н)-флюида на структуру ультрабазит-базитового ликвидуса вещества верхней мантии. Экспериментальным изучением при 6 ГПа установлено топологическое подобие ликвидусных структур системы Ol–Jd–Di–(реакционный Grt)–(C–O–H) с 2.5 мас. % Н₂О и 2.5 мас. % СО₂ (рис. 8), принадлежащей к системе MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–(C–O–H), а также системы Ol–Jd–Di c реакционным Grt без летучих (Литвин и др., 2019). При полном и частичном плавлении силикатного вещества двуокись углерода СO₂ реагирует с силикатными компонентами расплавов и минералов с образованием карбонатов в расплавленном состоянии, которые полностью смесимы с силикатными расплавами. При этом Н₂О также растворяется в образовавшихся силикат-карбонатных расплавах, поэтому расплавная фаза (L) – это преимущественно силикатный расплав с растворенными в нем примесными компонентами карбонатов и Н₂О. В субсолидусной ассоциации представлены карбонаты Carb*, которые в твердом состоянии полностью несмесимы с силикатами, а также водная фаза Н₂О (при 6 ГПа и выше ~400–600°С как сверхкритический флюид, ниже – как жидкая вода). Таким образом, компонент СО₂ практически не представлен в магматических системах верхней мантии как индивидуальное соединение (и самостоятельная фаза) вследствие карбонатизации и его примесной концентрации.

Двуокись углерода СО₂ является высокоактивным метасоматическим агентом сверхкритического флюида верхней мантии. Ее реакции с силикатными компонентами породообразующих минералов в расплавах ведут к образованию карбонатов Mg, Fe, Cа и Na. В эксперименте при 6 ГПа все они плавятся конгруэнтно, так как сингулярные точки их разложения на оксиды и СО₂ находятся при относительно невысоких давлениях: для магнезита MgCO₃ – 2.6 ГПа и 1550°С (Irving, Wyllie, 1975; Solopova et al., 2014), сидерита FeCO₃ – 0.4 ГПа и 1400°С (Weidner, 1972), кальцита CaCO₃ – 0.004 ГПа и ~1240°С (Irving, Wyllie, 1975). Щелочной карбонат Na₂CO₃ плавится конгруэнтно до 850°С при нормальном давлении (Шатский и др., 2014). Таким образом, в ксенолитах пород верхней мантии, испытавших высокотемпературное химическое воздействие кимберлитовой магмы при значительном понижении давления за время их транспорта в земную кору, могут сохраняться только кальцит CaCO₃ и, возможно, щелочной карбонат Na₂CO₃ (если он не израсходован в реакциях с кимберлитовыми компонентами).

Сверхкритический флюид Н₂О и карбонатные компоненты в составе расплава при 6 ГПа понижают на 100–120°С температуры ликвидуса и перитектического солидуса системы Ol–Jd–Di–(C–O–H) c реакционным Grt (рис. 6 и 9), не нарушая механизм перитектической реакции оливина и в целом структуру ликвидуса исследуемой системы по сравнению с системой без летучих. Отмечается также смещение квазинонвариантной перитектической точки оливина в системе с летучими на 10 мас. % в сторону ультрабазитовых составов.

Фракционное возникновение системы Ol–Jd–Di–Grt–(C–O–H) как “физико-химического мостика” между ультрабазитовым и базитовым магматизмом верхней мантии. На рис. 10 представлена развертка тетраэдрической диаграммы составов системы Ol–Jd–Di–Grt–(C–O–H), которая демонстрирует ликвидусные элементы ее граничных диаграмм. В ее построении использованы экспериментальные результаты при 6 ГПа по фазовым отношениям при плавлении в политермическом сечении Ol– Omph (рис. 6), а также литературные данные по бинарным граничным системам Ol–Jd (Gasparik, Litvin, 1997), Di–Grt (Davis, 1964), Di–Jd (Bell, Davis, 1969) и Ol–Di (Davis, Shairer, 1965). Ликвидусные элементы граничных систем позволяют определить объемную структуру ликвидуса для системы Ol–Jd–Cpx-Grt–(C–O–H) (рис. 11) как “физико-химического мостика”, создающего ключевой механизм ультрабазит-базитовой эволюции магматизма на глубинах верхней мантии. Необходимо обратить внимание, что карбонатные и водные компоненты, производные (С–О–Н)-флюида, полностью растворены в расплавах L и не существуют как самостоятельные фазы в ликвидусной структуре исследуемой системы.

Рис. 11.

Схематическая диаграмма системы Ol–Jd–Cpx–Grt–(С–О–Н) как ультрабазит-базитовый “физико-химический мостик” (в основе диаграмма-развертка на рис. 10): (а) диаграмма трехмерной структуры ликвидуса системы [Ol–(С–О–Н)]–[Jd–(С–О–Н)]–[Cpx–(С–О–Н)]–[Grt–(С–О–Н)] при 6 ГПа; (б) элементы структуры ликвидуса тройной граничной системы [Jd–(C–O–H)]–[Cpx–(C–O–H)]–[Grt–(C–O–H)], вычлененной из основной диаграммы на Рис. 11а для удобного восприятия строения ее ликвидуса.

В условиях фракционной кристаллизации реализация этого механизма начинается с повышения концентрации жадеитового компонента в Срх моновариантной котектики L + Ol + Cpx + + Grt, которая возникает после исчезновения ортопироксена в перитектической точке L + Ol + + Орх + Cpx + Grt ультрабазитовой системы Ol–Opx–Cpx–Grt–(C–O–H). Фракционное повышение концентрации жадеитового компонента в остаточных расплавах и, соответственно, в общем составе системы вводит моновариантную котектику L + Ol + Cpx + Grt в объем диаграммы Ol–Jd–Di–Grt–(C-O–H) с протыканием плоскости составов граничной системы Ol–Di(Cpx)–Grt–(C–O–H). Затем моновариантная котектика направляется к квазинонвариантной перитектической точке L + Ol + (Cpx/Omph) + Grt, в которой происходит реакционное исчезновение оливина. В дальнейшем эволюция магматического расплава контролируется базитовой моновариантной котектикой L + Omph + Grt граничной системы Ol–Jd–Di–(C–O–H). Таким образом, с реакционной потерей Ol завершается этап ультрабазитовой эволюции и происходит переход к моновариантной котектике L + Omph + Grt, с чем начинается этап базитовой эволюции верхне-мантийного магматизма. Необходимо отметить конструктивное значение в этом сценарии полной смесимости жадеитового и диопсидового компонента (Cpx ↔ Omph) в граничной бинарной системе Jd–Di, чем обеспечивает непрерывное изменение состава минералов от Cpx к Omph.

Физико-геохимический сценарий ультрабазит-базитовой фракционной магматической эволюции верхней мантии на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина. В режиме фракционной кристаллизации многокомпонентной системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–(C–O–H) формируется структура ликвидуса многофазовой системы минералов верхней мантии Ol–(Cpx → → Omph)–Crn–Coe–(C–O–H), которая эффективно контролирует ультрабазит-базитовую эволюцию магматизма верхней мантии на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина. При этом полезные в данном случае элементы равновесной структуры ликвидуса преобразуются, адаптируясь к изменчивому ликвидусу в условиях фракционирования магм. Рис. 12 позволяет на основе равновесной структуры ликвидуса ультрабазит-базитовой системы Ol–(Cpx/Omph) –Crn–Coe–(C–O–H) обсудить изменения, которые происходят с ним при формировании фракционной ликвидусной структуры. Необходимо отметить топологическое подобие ей структуры ликвидуса системы Ol–(Cpx → Omph)–Crn–Coe без участия (C–O–H)-летучих компонентов. Главной целью является обсуждение физико-геохимических механизмов, которыми обеспечивается фракционная ультрабазит-базитовая эволюция магм, генерированных при плавлении гранатового лерцолита и его химического аналога пиролита (Ringwood, 1975), и, соответственно, генезис непрерывных серий перидотит-эклогитовых пород верхней мантии. В данном случае изменчивые физико-химические механизмы фракционной эволюции магматизма контролируются цепочками ликвидусных дивариантных, моновариантных и нонвариантных элементов, движение вдоль которых фигуративной точки изменяющегося общего состава магматической системы регулируется понижением температуры.

Рис. 12.

Единое строение фракционного ликвидуса ультрабазит-базитовой системы верхней мантии Ol–(Omph/Cpx)–Crn–Coe ± (C–O–H) в проекции из вершины Omph ± (С–О–Н) на горизонтальное изотермическое сечение Ol, Cpx–Crn, (Omph/Cpx)–Coe, Omph [±(С–О–Н)]. Положение вертикальная линии Omph–Grt, пронизывающей данное сечение тетраэдра, обозначено небольшим квадратом вместе с P_Ol (перитектическая точка оливина). Подобная фракционная ликвидусная структура свойственна также алмазообразующим системам верхней мантии. Обозначения симплексов: A – E (как на рис. 2 и 3). Символы для нонвариантных точек: ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{1}}}$ и ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{2}}}$ – соответственно, ультрабазитовая L + Ol + + Opx + Cpx + Grt и базитовая L + Coe + Opx + Оmph + Grt перитектики ортопироксена, P_Ol – перитектика оливина, E₁–E₃ – эвтектики. Возможное положение стартового состава ультрабазитовой магмы отмечено косым крестом в двойном кружке в симплексе А. Эффективные эдементы ликвидусной структуры для фракционной эволюции представлены сплошными линиями со стрелками. Пунктирнык линии со стрелками символизируют ликвидусные элементы, не эффективные для фракционной эволюции. Возможные цепочки фракционной ультрабазит-базитовой эволюции ультрабазитовой магмы: 1-ая – стартовый состав в симплексе А → 1 → ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{1}}}$ → 3 → P_Ol → в симплексе Е: по дивариантному полю к ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{2}}}$ (прямо или через 18) → 17 (или прямо к 17) → 16 → E₃; 2-ая – стартовый состав в симплексе А → 1 → ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{1}}}$ → 3 → P_Ol → в симплексе D: по дивариантному полю к Е₃ (прямо или через 15 или через 13); 3-я – стартовый состав в симплексе А → 1 → ${\text{P}}_{{Opx}}^{{\text{1}}}$ → 3 → P_Ol → в симплексе С: по дивариантному полю к Е₂ (прямо или через 9 или через 11).

Гранатовые лерцолиты с более высокими содержаниями Ol и Opx по отношению к Cpx и Grt являются преобладающими ультрабазитовыми породами верхней мантии (Mathias et al., 1970; Ringwood, 1975). Эти породы принадлежат к перидотит-пироксенитовому симплексу Ol–Opx–Cpx–Grt–(C–O–H), который характеризуется нонвариантной перитектической точкой Р₁ (L + + Ol + Opx + Cpx + Grt), из которой после реакционной потери Opx исходит ретроградная моновариантная котектика L + Ol + Cpx + Grt. Составы гранатовых лерцолитов расположены ближе к граничной системе Ol–Opx–(C–O–H), как показано крестиком в двойном кружке на рис. 12. В равновесных условиях частичного плавления фигуративная точка их расплава оказывается на моновариантной котектике L + Ol + Opx + Cpx и перемещается с понижением температуры в перитектическую точку Р_Opx (L + Ol + Opx + Cpx + Grt). В перитектике происходит реакционная потеря Opx и возникновение ретроградной моновариантной котектики L + Ol + Cpx + Grt, которая направлена к своему одноименному продолжению в смежном ультрабазитовом оливин-эклогитовом симплексе Ol–Cpx–Grt–Crn–(C–O–H). Однако, несмотря на благоприятную структуру ликвидуса, в равновесном режиме изменение состава в смежный оливин-эклогитовый симплекс невозможно. Этому препятствует требование, чтобы общий состав равновесной системы оставался постоянным от начала до окончания ее фазовых превращений, т.е. в данном случае перемещение фигуративной точки любого состава за пределы перидотит-пироксенитового симплекса не может происходить. В связи с этим показательно, что для ксенолитов верхней мантии в кимберлитах характерна ассоциация ультрабазитовых перидотит-пироксенитовых пород с базитовыми эклогитами от биминеральных до коэсит-содержащих разновидностей, тогда как оливиновые эклогиты практически отсутствуют.

В режиме фракционной кристаллизации происходит непрерывное повышение концентрации жадеитового компонента в клинопироксенах и остаточных расплавах (и, соответственно, в общем составе системы, который изохимичен с остаточными расплавами). Это является причиной переориентации ретроградной моновариантной котектики L + Ol + Cpx + Grt в направлении к базитовым эклогитам, при этом оставаясь в пределах перидотит-пироксенитового симплекса (рис. 12). Фракционное динамическое накопление жадеитового компонента в общем составе системы перестраивает ее ликвидусную структуру, создавая на основе моновариантной котектики L + Ol + Cpx + Grt новую диаграмму Ol–Jd–Di/Cpx–Grt–(C–O–H) (рис. 11) как “физико-химический мостик” между ультрабазитовым и базитовым магматизмом верхней мантии. В результате в объеме новой диаграммы происходит дальнейшее перемещение моновариантной котектики L + Ol + Cpx + Grt (с повышающимся содержанием Jd-компонента в Cpx) с выходом к его псевдо-тройной граничной системе Ol–Jd–Cpx–(C–O–H) (с реакционным Grt) с нонвариантной перитектикой L + Ol + (Cpx → → Omph) + Grt. В результате перитектической реакции оливина и жадеит-содержащего расплава образуется гранат. После потери Ol формируется моновариантная котектика L + Omph + Grt, и открывается путь в область базитовых эклогитов.

С потерей ортопироксена и оливина в перитектических реакциях в условиях фракционной кристаллизации складывается единый сценарий ультрабазит-базитовой магматической эволюции верхней мантии с использованием следующих цепочек элементов ликвидусной структуры системы Ol–(Cpx/Omph)–Crn–Coe–(C–O–H) (рис. 12): моновариантная котектика (1) L($ \ll $Jd) + Ol + Opx + + Cpx →  нонвариантная перитектика ${\text{P}}_{{Opx}}^{1}$ L(<Jd) + + Ol + Opx + Cpx + Grt → моновариантная котектика (3) L(>Jd) + Ol + Cpx + Grt (в перидотит-пироксенитовом симплексе с переходом к новой ультрабазит-базитовой диаграмме”) (рис. 11) → → нонвариантная перитектика (P_Ol) L($ \gg $Jd) + Ol + + Cpx/Omph + Grt → моновариантная котектика L($ \gg $Jd) + Omph + Grt (в новой ультрабазит-базитовой диаграмме) с переходом к дивариантному полю L + Opx + Grt (рис. 12) → моновариантные котектики (9) L + Сrn + Omph + Grt или (11) L + Ky + Omph + Grt → нонвариантная эвтектика (E₂) L + Crn + Ky + Omph + Grt (в корунд-кианит-эклогитовом симплексе C) или моновариантные котектики (13) L + Ky + Omph + Grt или (15) L + + Coe + Omph + Grt → моновариантная эвтектика E₃L + Ky + Coe + Omph + Grt (в кианит-коэситовом эклогитовом симплексе D) или моновариантная котектика (18) L + Opx + Omph + Grt или нонвариантная перитектика $L_{{Opx}}^{2}$ L + Coe + Opx + + Omph + Grt или моновариантная котектика (17) L + Coe + Omph + Grt (в коэсит-ортопироксен-эклогитовом симплексе E). При завершении магматических процессов во всех случаях субсолидусные ассоциации дополняются фазами Carb* и Н₂О.

Таким образом, в отличие от реакции ортопироксена, которая в режиме фракционной кристаллизации обеспечивает эволюцию магматизма в границах ультрабазитовых составов, реакция оливина является физико-химическим механизмом, благодаря которому происходит фракционный эволюционный переход от оливин-насыщенных составов магмы к кремнезем-насыщенным. Первостепенное значение перитектической реакции оливина состоит в том, что с ее участием создается ключевой механизм магматизма верхней мантии, обеспечивающий фракционную эволюцию коренных магматических систем от ультрабазитовых к базитовым составам и, соответственно, генезису серий перидотит-пироксенитовых и эклогит-гроспидитовых пород в едином магматическом цикле.

О физико-геохимическом параллелизме в ультрабазит-базитовой эволюции мантийных магм и алмазообразующих расплавов. Минералогическое подобие породообразующих минералов ультрабазитовых и базитовых силикатных пород верхней мантии с ростовыми включениями перидотитового и эклогитового парагенезисов в алмазах свидетельствует об аналогичных особенностях в физико-химических механизмах их генезиса. В мантийно-карбонатитовой теории генезиса алмазов (Litvin, 2007, 2017), основанной на критерии сингенезиса алмазов и ассоциированных фаз, раскрываются силикат-карбонат-углеродные составы ростовых сред алмазов и включений в системе MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–MgCO₃–FeCO₃–CaCO₃–Na₂CO₃–K₂CO₃–C ± (C–O–H), а также физико-химические расплав-растворные механизмы их генезиса. Карбонатная составляющая алмазообразующих сред получила обоснование в физико-химическом эксперименте (Litvin, Zharikov, 2000), когда была установлена алмазообразующая эффективность полностью смесимых карбонатно-силикатных расплавов, воспроизводящих составы включений закалочных расплавов в природных алмазах (Navon et al., 1988). Вместе с тем рассматриваются условия формирования алмазообразующих сред с использованием карбонатов метасоматического происхождения (с ведущей ролью СО₂ в карбонатизации вещества мантии), в которых растворяются породообразующие минералы коренных пород мантии. Обоснована также роль фракционной кристаллизации на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина в ультрабазит-базитовой эволюции алмазообразующих расплавов с с последовательным формированием перидотитовых и эклогитовых парагенезисов включений в алмазах, а также алмазоносных пород (Литвин и др., 2020). Главные аспекты проблемы генезиса алмазов и ассоциированных фаз согласованы на рис. 13 в обобщенной диаграмме составов алмазообразующих расплавов верхней мантии (Литвин и др., 2016). В ее основе – главный тетраэдр составов, который вершинами опирается на вспомогательные тетраэдры граничных составов – перидотитов, эклогитов, карбонатов и примесных растворимых соединений. Минеральные фазы и компоненты граничных тетраэдров согласованы с аналитическими данными для пород и минералов верхней мантии, а также сингенетических включений в алмазах. Также имеется тетраэдр примесных нерастворимых фаз, в основном, это сульфиды, титанаты и металлы, расплавы которых несмесимы с алмазообразующими полностью смесимыми силикатно-карбонатными расплавами-растворами углерода, что символизируется условной границей полной жидкостной несмесимости (г. п. ж. н.). Углерод – общий компонент всех граничных составов. Поэтому его символ расположен за пределами диаграммы для ее упрощения.

Рис. 13.

Обобщенная диаграмма многокомпонентных составов материнских силикат-карбонат-углеродных расплавов-растворов алмазов и ассоциированных фаз-включений. Также демонстрируется генетический параллелеизм ультрабазит-базитовых магм c алмазообразующими расплавами. Символы минералов: Ol – оливин; Opx – ортопироксен; Cpx – клинопироксен; P-Grt – гранат перидотитовой ассоциации; Omph – омфацит ; E-Grt – гранат эклогитовой ассоциации; Crn – корунд; Ky – кианит; Coe – коэсит; Mag – магнезит; Arg – арагонит; Sid – сидерит. Сокращения: КБНА – концентрационный барьер нуклеации алмаза; г.п.ж.н. – граница полной жидкостной несмесимости; ф.к. – фракционная кристаллизация.

Симптоматично, что в обобщенной диаграмме использованы ультрабазитовые перидотиты и базитовые эклогиты, как коренные породы верхней мантии, при этом учитывается их ультрабазит-базитовая магматическая эволюция в режиме фракционной кристаллизации (ф.к.). Алмазообразующие силикат-карбонатные среды алмазов и ассоциированных минералов включений образуются при растворении минералов перидотитов и/или эклогитов в карбонатных расплавах, при этом в расплавленном состоянии все компоненты полностью смесимы. Расплавы, концентрация растворенного элементарного углерода в которых обеспечивает пересыщение к алмазу, достаточное для его спонтанной нуклеации, ограничены границей концентрационного барьера нуклеации алмаза (КБНА). В условиях фракционной кристаллизации (ф.к.) происходит ультрабазит-базитовая эволюция алмазообразующих расплавов, о чем свидетельствуют не только перидотитовые и эклогитовые парагенезисы минералов-включений в алмазах, но и ксенолиты алмазоносных пород. Физико-химические механизмы эволюции алмазообразующих расплавов, как и структура ликвидуса силикат-карбонатных систем при плавлении определяются их силикатными компонентами на основе перитектических реакций ортопироксена и оливина подобно тому, как это проиходит в мантийных магмах. Об этом свидетельствует также модальная аналогия коренных минералов верхней мантии и ростовых включений в алмазах. Таким образом, наблюдается определенный физико-геохимический параллелеизм в ультрабазит-базитовой эволюции мантийных магм и алмазообразующих расплавов.

О природе ультрабазит-базитовой гетерогенности, характерной как для коренных пород, так и минеральных ассоциаций, ассоциированных с алмазами, в условиях верхней мантии. Согласование данных минералогических исследований и физико-геохимического эксперимента приводит к заключению (Литвин и др., 2019), что алмазы, минералы алмазоносных пород и парагенные включения в алмазах формировались в очагах материнских расплавов, вмещающими для которых служили коренные породы верхней мантии. Общими материнскими средами служили полностью смесимые силикат-карбонатные алмазообразующие расплавы с растворенным углеродом (Litvin, 2017). Дифференцированные породы верхней мантии формировались в эпоху фракционной ультрабазит-базитовой кристаллизации глобального магматического океана, составы которого близки к пиролитовым (Ringwood, 1975). Данные о ксенолитах пород верхней мантии в кимберлитах совместимы с преимущественно перидотитовым составом ее вещества, в котором систематически распределены дифференциаты эклогитов. Силикат-карбонатные алмазообразующие очаги формировались позже в дифференцированном веществе верхней мантии, при этом важное конструктивное значение имели первичные процессы его частичной метасоматической карбонатизации. В большинстве случаев алмазообразующие очаги возникали в ультрабазиовых перидотит-пироксенитовых породах с относительно некрупными выделениями эклогитов и гроспидитов (Бобриевич и др., 1960; MacGregor, Carter, 1970; Mathias et al., 1970; Соболев, 1970; Smith, Hatton, 1977; Dawson, 1980). Это сопоставимо для большинства кимберлитовых трубок со статистическим оценками относительного количества ксенолитов ультрабазитовых перидотит-пироксенитовых (~95%) и базитовых эклогит-гроспидитовых (~5%) пород (Mathias et al., 1970). Однако алмазообразующие очаги могли возникнуть в дифференцированном ультрабазитовом веществе с преобладанием пироксенитов, как в трубке Матсоку, Лесото (Dawson, 1968; Mathias, Rickwood, 1969). Известны случаи формирования алмазообразующих очагов в преимущественно эклогитовых областях пород верхней мантии, о чем свидетельствуют ксенолиты, например, в трубках Боббеян и Ритфонтейн (ЮАР), Орапа (Ботсвана), Гарнет-Ридж и Мозес-Рок (США) (Dawson, 1980), Загадочная (Россия) (Бобриевич и др., 1960; Соболев, 1970). Самым высоким содержанием ксенолитов эклогитовых пород (~80%) отличается трубка Робертс Виктор, ЮАР (MacGregor, Carter, 1970). Таким образом, процессы образования коренных пород верхней мантии и алмаз-содержащих минеральных ассоциаций в виде алмазоносных пород и минеральных включений не совпадают во времени. Это означает, что способность вещества верхней мантии к ультрабазит-базитовой эволюции, заложенная изначально в ликвидусной структуре многокомпонентой силикатной системы MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₂–SiO₂(C–O–H) коренных пород верхней мантии, передалась ликвидусной структуре MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–MgCO₃–FeCO₃–CaCO₃–Na₂CO₃–K₂CO₃–C ± Н₂О минеральных ассоциаций, ассоциированных с алмазами, при растворении породообразующих силикатных минералов в первичных карбонатных расплавах на стадии формирования алмазообразующей системы.

Существенно также то, что минеральные включения в алмазах находятся в генетической связи с коренными минералами мантии и представляют собой их модальные аналоги. В периоды активизации кимберлитового магматизма восходящие магматические потоки проникали в консолидированные алмазообразующие очаги и захватывали в них алмазы, ассоциированные с ними минералы и алмазоносные породы. Вместе с тем на выходе из разрушенных очагов кимберлитовые магмы получали возможность захватывать также ксенолиты коренных верхнемантийных пород, которые были вмещающими для алмазообразующих очагов. В итоге осуществлялся совместный вынос дифференцированных коренных пород мантии, алмазов с включениями и алмазоносных пород из верхней мантии в кимберлитовые трубки у поверхности земной коры.

ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ

Магматические породы гранат-перидотитовой фации верхней мантии доступны для аналитических исследований как ксенолиты в кимберлитах. Они представлены сильно дифференцированными ультрабазитовыми перидотитами и пироксенитами в ассоциации с базитовыми эклогитами и гроспидитами. По химическим составам главных породообразующих минералов породы верхней мантии принадлежат к многокомпонентной системе MgO–FeO–CaO–Na₂O–Al₂O₃–SiO₂, по модальным составам, соответственно, к многофазовой системе оливин Ol–(твердые растворы клинопироксен Cpx ↔ омфацит Omph)–корунд Crn – коэсит Coe. Фундаментальные закономерности ультрабазит-базитовой эволюции мантийного магматизма заложены в структурах ликвидуса этих систем, которые определяются фазовыми отношениями при плавлении, но зависят и от физических условий эволюции – равновесных или фракционных.

Модальные составы пород верхней мантии показывают, что ультрабазит-базитовая магматическая эволюция может быть осуществлена при реакционной потере перидотитовыми ассоциациями Ol + Opx + Cpx + Grt двух главных породообразующих минералов Ol и Opx с переходом к эклогитовой ассоциации Omph + Grt определяющего значения. Экспериментально установлена перитектическая реакция ортопироксена Opx и расплава с образованием клинопироксена Срх, при этом происходит потеря Opx как одной из главных фаз ультрабазитовой ликвидусной структуры. Однако в равновесном режиме физико-химические условия для перитектической реакции оливина Ol не создаются. Более того, для равновесных условий ультрабазит-базитовая магматическая эволюция запрещена, так как в структуре ликвидуса системы Ol–(Cpx ↔ ↔ Omph)–Crn–Coe существуют температурные максимумы (“термальные барьеры”) на моновариантных котектиках, которые являются связующими элементами между ультрабазитовыми и базитовыми составами. Эти термальные барьеры образуются в точках протыкания котектиками пограничной плоскости составов системы Opx–(Cpx/Omph)–Crn между субкомплексами перидотит-пироксенитовых Ol–Opx–Cpx–Crn и эклогит-гроспидитовых Opx–Omph–Crn–Coe систем (симплексами).

Эффективным в реализации ультрабазит-базитовой эволюции магматизма верхней мантии является режим фракционной кристаллизации, который устраняет главное условие равновесной кристаллизации – требование постоянства любого состава равновесной системы от начала до конца ее фазовых превращений при плавлении. При фракционных ликвидусных фазовых превращениях изменение общего состава системы происходит изохимически с составами остаточных расплавов. Система межфазовых распределений примесных компонентов многокомпонентных систем способствует фракционному накоплению в остаточных расплавах, клинопироксенах и омфацитах жадеитового компонента от примесных до системообразующих концентраций. Подобным образом возрастают концентрации альмандиновых и гроссуляровых компонентов в гранатах, а также воды в расплавных фазах. Фракционное накопление жадеитового компонента создает на основе ультрабазитовой моновариантной котектики L + + Ol + Cpx + Grt новую систему оливин Ol–жадеит Jd–диопсид Di–гранат Grt. Экспериментально установлена перитектическая реакция оливина Ol и Jd-содержащего расплава с образованием граната Grt, при этом происходит потеря Ol как главной фазы ультрабазитовой ликвидусной структуры. Таким образом, ликвидусная структура системы Ol–Jd–Di–Grt способствует преодолению “термального барьера” как “физико-химический мостик” от ультрабазитовых к базитовым составам системы Ol–(Cpx → Omph)–Crn–Coe. В результате получает обоснование сценарий ультрабазит-базитовой эволюции магматизма гранат-перидотитовой фации верхней мантии с перитектической реакцией оливина в дополнительной системе Ol–Jd–Di–Grt как ключевым его эпизодом.

Экспериментально установлено, что влияние летучих компонентов Н₂О и СО₂ (при их содержаниях по 2.5 мас. % в системе С–О–Н) на структуру ликвидуса перидотит-эклогитовой системы Ol–Jd–Di–Grt–(С–О–Н) в ключевом эпизоде ультрабазит-базитовой эволюции многофазовой системы Ol–(Cpx → Omph)–Crn–Coe–(С–О–Н) различно в РТ-условиях верхней мантии. Компонент СO₂ сверхкритического флюида (С–О–Н) метасоматически реагирует с силикатными компонентами минералов и расплавов, осуществляя их частичную карбонатизацию, причем возникающие карбонатные расплавы образуют вместе с силикатными полностью смесимые однофазовые расплавы. В этих расплавах полностью растворим компонент Н₂О сверхкритического флюида. Таким образом, при плавлении системы Ol–Jd–Di–Grt–(С–О–Н), как и системы Ol–(Cpх → Omph)–Crn–Coe–(С–О–Н) самостоятельные фазы летучих CO₂, H₂O, а также газовые или жидкие полностью смесимые фазы (Н₂О + СО₂) не могут существовать. В процессах ультрабазит-базитовой магматической эволюции в условиях верхней мантии метасоматическая карбонатная составляющая полностью смесимых силикат-карбонатных расплавных фаз может иметь многокомпонентный (Mg–Fe–Ca–Na–K)-состав. В процессах кимберлитового транспорта карбонатные компоненты расплавов должны диспропорционировать на оксиды и газообразную СО₂, поглощаемую кимберлитовой магмой, и к окончанию выноса в трубки взрыва практически могут сохраняться только карбонаты Ca и Na. Существование самостоятельной карбонатной фазы возможно только в субсолидусе системы Ol–(Cpx/Omph)–Crn–Coe–(С–О–Н), однако ее обнаружение представляется проблематичным из-за малых содержаний при высоких “маскирующих” количествах карбоната Са в кимберлитах, а также высокой реакционной способности карбоната Na по отношению к фазам кимберлитовых расплавов. Влияние компонентов сверхкритического (С–О–Н)-флюида при его содержаниях до 5 мас. % в ультрабазит-базитовой магматической эволюции верхней мантии вспомогательно, так как ведет к понижению ликвидусных и солидусных температур и смещению составов перитектических реакций оливина и, возможно, ортопироксена. Вместе с тем они не нарушают конструктивное значение физико-химических механизмов этих реакций как основу общего сценария эволюции магматизма и петрогенезиса серий перидотит-эклогитовых пород гранат-перидотитовой фации.

Эти представления могут быть распространены на ультрабазит-базитовую эволюцию алмазообразующих процессов верхней мантии, в основе которой также перитектические реакции ортопироксена и оливина. В настоящее время обоснована вовлеченность коренного вещества мантии в процессы происхождения материнских сред алмазов и ассоциированных фаз, в том числе в генезис алмазоносных перидотитов и эклогитов, а также ростовых включений в алмазах перидотитового и эклогитового парагенезисов. Их принадлежность к перидотитовому и эклогитовому парагенезисам, подобно породообразующим минералам дифференцированных пород верхней мантии, является отражением физико-химического параллелеизма в их происхождении. Таким образом, парагенные включения в алмазах являются модальными аналогами коренных минералов мантии.

Способность к ультрабазит-базитовой эволюции вещества мантии заложена процессами аккреционного формирования вещества Земли, что может проявляться в ликвидусных структурах магматических систем исторического значения. Например, представление о фракционной кристаллизация глобального магматического океана поддерживается экспериментально перитектическими реакциями ортопироксена и оливина и минералогически как минералами коренных дифференцированных перидотитов и эклогитов, так и минералами алмазоносных пород и включений в алмазах. Более того, с фракционной эволюцией магматического океана на уровнях переходной зоны и нижней мантии совместимы, соответственно, перитектические реакции рингвудита, а также бриджменита с образованием стишовита (Litvin et al., 2020) вместе с минералами включений ультрабазитового и базитового парагенезисов в сверхглубинных алмазах (Kaminsky, 2019). Подобные явления возможны также в процессах глобальной тектоники, прежде всего в расплавах восходящих суперплюмов на всех глубинах мантии Земли.

Настоящее исследование выполнено при финансовой поддержке Института экспериментальной минералогии им. Д.С. Коржинского Российской академии наук по программе АААА-А18-118020590140-7.