Продукты затвердевания первичных мантийных магм

Первичные мантийные магмы возникают в процессе частич­ного плавления перидотитов, залегающих ниже поверхности Мо-хоровичича. Линии солидуса перидотита при полном отсутствии во­ды, при наличии ее избытка и при избытке углекислоты, показанные на рисунке 6.1, характеризуют температуры, при которых может начаться плавление мантийного вещества. После удаления жид­кой фазы в верхней мантии остается реститовый материал, представ­ленный деплетированными (истощенными) перидотитами или ду-нитами. Главным минералом реститов является магнезиальный оливин (Fo_~90). Следовательно, возникающий расплав насыщен в отношении этого минерала, и кристаллизация первичной мантий­ной магмы должна начинаться с выделения оливина, столь же бо­гатого магнезией. Согласно экспериментальным данным, между составами оливина (0l) и равновесного по отношению к нему рас-плава (т) существует зависимость:

(Fe²+/Mg)₀₁/(Fe²/Mg)_m = 0.3.

Следовательно, Fo₉₀, для которого Fe²+/Mg = 0.11, может кри­сталлизоваться из расплава с Fe²⁺/Mg = 0.37 и Mg/ (Fe²⁺ + Mg) = = 0.73. Эти величины показывают, что первичные мантийные маг­мы должны быть представлены высокомагнезиальными расплава­ми, отвечающими по составу пикритам, пикробазальтам и родствен­ным им породам. Опыты по частичному плавлению перидотитов подтверждают это (табл. 6.1).

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Рис. 6.1. Границы области устойчивости амфибола 1 и флогопита 2 и их со­отношения с солидусом перидотита при насыщении расплава водой 3, при отсутствии воды 4 и при насыщении углекислотой 5

Таблица 6.1. Состав расплавов (мас.%), полученных при малых степенях частичного плавления мантийных перидотитов, по экспериментальным

данным Э.Такахаси, 1986 г.

 

 

Оксид		Давление, ГПа
10^-4(1атм)
Si02	54.2	49.2	46.9	46.6	45.2
ТiO2	0.7	0.6	0.9	0.2	0.2
АlO3	15.1	7.7	11.1	4.6	4.2
FeO	5.6	6.7	7.8	8.8	7.9
MgO	8.4	9.5	19.2	34.9	37.8
CaO	12.3	11.4	12.2	3.9	3.7
Na20	2.1	2.9	1.2	0.3	0,3

6. Магматические породы мантийного происхождения

Другие особенности состава первичных магм зависят от: 1) со­става мантийного вещества; 2) давления, соответствующего глуби­не зарождения магм; 3) степени частичного плавления —доли жид­кой фазы; 4) способа отделения магматической жидкости от твердого остатка.

Состав мантийного вещества прежде всего контролирует со­держание в магме самых легкоплавких компонентов, которые прак­тически полностью переходят в расплав. Такими компонентами являются щелочные металлы—калий и натрий. Источником натрия в верхней мантии служит жадеитовый компонент клинопироксена, а также Na-содержащие амфиболы; калий заключен главным обра­зом во флогопите. Ниже поверхности Мохоровичича остаются ус­тойчивыми санидин и анортоклаз, которые при частичном плавле­нии также могут переходить в расплав. При прочих равных условиях, чем больше калия и натрия содержится в мантийном источнике, тем богаче этими элементами будет расплав.

Что касается более тугоплавких компонентов, то их распределе­ние в расплаве зависит не столько от состава источника, сколько от глубины магмообразования (давления) и его интенсивности (доли жидкой фазы).

На начальной стадии плавления примитивного лерцолита, ли­шенного воды и углекислоты, возникает эвтектоидная жидкость, которая находится в равновесии с оливином, ортопироксеном, кли-нопироксеном, гранатом (шпинелью или плагиоклазом). В расплав переходят главным образом клинопироксен и глиноземистая твер­дая фаза, а оливин и ортопироксен остаются преимущественно в ре-стите. Тугоплавкая хромистая шпинель, возникающая в ходе реак­ций плавления, также является характерным минералом рестита.

Доля переходящего в расплав оливина увеличивается с ростом давления (глубиной магмообразования), а количество ортопирок-сена, расходуемого на плавление, наоборот, снижается с ростом давления. Поэтому по мере погружения мантийных магматических источников на глубину состав эвтектоидных магм при прочих рав­ных условиях становится более магнезиальным и менее насыщен­ным кремнеземом (см. табл. 6.1), а состав твердого остатка (рести­та) меняется от дунита на малых глубинах через гарцбургит, содержащий все большее количество ортопироксена, до ортопирок-сенита на очень большой глубине.

Опыты по плавлению природных перидотитов и эксперимен­тальное изучение модельных физико-химических систем приво-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

дят к выводу, что при относительно небольших степенях частично­го плавления (20-30 об.% жидкой фазы) «сухих» мантийных лерцо-литов на глубине более 50-80 км (Р > 15-25 кбар, или 1500-2500 МПа) образуются магмы, отвечающие по составу пикриту. На глубине 30-50 км (Р= 10-15 кбар, или 1000-1500 МПа) зарож­даются менее магнезиальные оливиновые толеиты, а на минималь­ной глубине (Н< 15 км, Р< 5 кбар, или 500 МПа) — кварцевые то­леиты (рис. 6.2). При более интенсивном плавлении состав жидкости на всех гипсометрических уровнях смещается в сторону пикрита и коматиита. При минимальной доле жидкой фазы (<20 об.%) первичные магмы, возникающие на глубине более 30 км, недосыщены кремнеземом и имеют нефелиннормативный состав, соответствующий щелочным пикробазальтам, базанитам, мелане-фелинитам с относительно высокой суммой Na₂0 + K₂0 при низ­ком содержании Si0₂ (рис. 6.2, я): Заметим, что щелочные раcпла-вы возникают при частичном плавлении источника, изначально достаточно богатого щелочными металлами. Если содержания на­трия и калия в источнике малы, то даже при минимальных степе-

Рис. 6.2. Составы расплавов, полученные в опытах по частичному плавле­
нию перидотитов, по А.Л. Джейксу и Д.Х. Грину, 1980 г,
а — примитивный лерцолит, б — деплетированный лерцолит; КТ — кварцевый то-
леиг, Т—толеит; ОТ — ол ивиновый толеит; ТП — толеитовый пикрит; ЩОБ — ще­
лочной оливиновый базальт; ЩП — щелочной пикрит; К — коматиит; КБ — кома-
тиитовый базальт. Сплошные линии — содержание нормативного оливина
в расплаве, мас.%; длинный пунктир — Р-Tусловия исчезновения клинопироксе-
на (срх) и ортопироксена (орх) в процессе плавления; короткий пунктир — степень
частичного плавления (доля жидкой фазы, %)

6, Магматические породы мантийного происхождения

нях частичного плавления возникают низкощелочные первичные магмы (см. рис. 6.2, а).

Деплетированные перидотиты, которые сохраняются после пре­дыдущих эпизодов частичного плавления, могут вовлекаться в этот процесс повторно. Очевидно, что для этого требуется достаточно вы­сокая температура, поскольку легкоплавкие компоненты из тако­го источника уже удалены.

Частичное плавление обогащенных перидотитов сопровождает­ся дегидратацией содержащихся в них амфибола или флогопита. Ам­фибол устойчив примерно до 1000 °С, а флогопит до 1200 °С. Так как на глубине 20—80 км кривая дегидратации амфибола расположена правее линии «влажного» солидуса перидотита (см. рис. 6.1), вода, которая освобождается при разложении амфибола на этих глубинах, полностью растворяется в магматическом расплаве; последний, однако, остается не насыщенным водой. Для флогопита такие со­отношения сохраняются в интервале 15—200 км. Выше и ниже то­чек пересечения кривых дегидратации и «влажного» солидуса раз­ложение амфибола и слюды не приводит к плавлению, и вода может существовать в качестве самостоятельной флюидной фазы. Даль­нейшее нагревание до температуры «влажного» солидуса приво­дит к появлению насыщенного водой расплава. Поскольку количе­ство гидроксилсодержащих минералов на больших глубинах невелико, а растворимость воды в магме достигает десятков массо­вых процентов, доля насыщенного водой расплава очень мала. При перегреве относительно температуры солидуса количество жидкой фазы увеличивается, а содержание воды снижается.

Состав первичных магм существенно зависит также от способа отделения расплава от твердого кристаллического остатка (рести-та). Если в процессе магмообразования жидкая фаза все время ос­тается в равновесии с твердыми кристаллами, то по мере нагрева­ния в расплав постепенно переходят все более тугоплавкие компоненты, и при стопроцентном плавлении состав жидкости со­ответствует валовому составу исходного лерцолита. Если же возни­кающий расплав сразу удаляется из зоны магмообразования, то со­став выплавок меняется в ходе нагревания скачкообразно — от наиболее легкоплавких эвтектоидных жидкостей в начале процес­са до тугоплавких магм, отвечающих по составу дунитовому рести-ту, при полном плавлении мантийного вещества (см. рис. 4.7 в раз­деле 4.3). Разработаны и более сложные количественные модели магмообразования в ходе подъема мантийных диапиров, когда сте-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

пень частичного плавления возрастает по мере подъема источника, а жидкая фаза отделяется от твердого остатка не полностью.

Рассмотрим подробнее происхождение и условия формирова­ния некоторых ультрамафических пород, представляющих собой за­твердевшие первичные магмы, вынесенные из верхней мантии.

6.1.1. Происхождение коматиитов и пикритов

Коматииты — ультрамафические вулканические породы, разви­тые в архейских зеленокаменных поясах. Они слагают лавовые по­токи мощностью 0.5-20 м, сформированные в подводных услови­ях, а также образуют субвулканические дайки и интрузивные залежи. Коматииты содержат 18-40 мас.% MgO, 40-50 мас.% Si0₂ (табл. 6.2). Различают низкоглиноземистые коматииты барбертон-ского типа (~3 мас.% А1₂0₃), характерные для Южной Африки, и высокоглиноземистые коматииты йилгарнского типа (5—7 мас.% А1₂0₃), развитые в Австралии и других провинциях. Для слабо ме-таморфизованных коматиитов характерны вкрапленники оливина

Таблица 6.2. Химический состав магматических пород мантийного

происхождения, мас. %

 

Оксид
Si02	44.0	43.0	57.7	40.0	45.3	50.7	50.0	48.1
ТiO2	0.6	0.7	0.1	1.5	3,9	1.7	1.4	1.2
АlO3	7.0	5.3	7.1	5.7	4.1	14.7	15.8	17.2
Fe2O3	4.4	5.8	1.5	6.1	5.1	3.1	2.7	1.5
FeO	7.5	9.2	7.8	5.1	4.1	9.1	7.5	8.4
MgO	30.1	29.5	20.6	25.9	26.6	6.7	7.9	8.6
CaO	5.9	4.7	3.9	14.7	5.1	10.4	11.4	11.4
Na20	0.3	1.1	0.6	0.2	0.5	2.6	2.7	2.4
к2о	0.1	0.3	0.2	0.8	4.2	0.6	0.2	0.2

Примечание. 1 — коматииты, 2 — пикриты, по О.А. Богатикову и др., 1987 г., 3 — первичный бонинитовый расплав, по Д. Уокеру и У. Камерону, 1983 г., 4 — кимберлиты, 5 — лампроиты Западной Австралии, по О.А. Богатикову и др., 1987 г., 6 — базальты континентальных кратонов (трапповая формация), 7 — ба­зальты океанического дна, 8 — исходный расплав Скергаардского расслоенного плутона, по Л. Уэйджеру и Г. Брауну, 1970 г.

6. Магматические породы мантийного происхождения

(Fo₈₅_₉₄), погруженные в серпентинизированную основную массу с мелкими кристаллами пироксена и хромита. В процессе регио­нального метаморфизма коматииты превращаются в зеленые слан­цы и амфиболовые породы, в которых обычно сохраняются релик­ты магматических структур, указывающие на зональное строение древних вулканических потоков. Вблизи кровли потока расположе­на закалочная стекловатая зона мощностью 0.1 -1.5 м с небольшим количеством вкрапленников оливина. Ниже находится зона со структурой спинифекс, для которой характерны крупные скелетные крирталлы оливина пластинчатой формы. Еще ниже располагает­ся полоса, обогащенная ранним кумулятивным оливином, а под ней — нижняя закалочная зона.

Экспериментальные данные показывают, что первичные ко-матиитовые расплавы, содержащие около 30 мас.% MgO, могут возникать либо при весьма продвинутом частичном плавлении при­митивных или слабо деплетированных лерцолитов на глубине 100—200 км, когда доля жидкой фазы составляет 30-40 об.%, либо при меньших степенях частичного плавления на глубинах 200— 500 км, где могут формироваться высокомагнезиальные эвтектоид-ные магмы. Самое глубинное происхождение предполагается для низкоглиноземистых коматиитов барбертонского типа; более гли­ноземистые коматииты йилгарнского типа, вероятно, зарождают­ся на меньшей глубине. Температура коматиитового расплава в мо­мент его зарождения достигала 1800 °С. При атмосферном давлении коматииты затвердевают при температуре не ниже 1650 °С.

Коматиитовый расплав, имевший низкую вязкость (0.01— 1.0 Па • с), поднимался к поверхности с большой скоростью (до 40— 50 км/ч) и растекался по дну морского бассейна. Температура рас­плава очень быстро опускалась ниже ликвидуса, и в условиях глу­бокого переохлаждения росли скелетные кристаллы со структурой

спинифекс.

Ультрамафические вулканические породы, сформированные в фанерозое, называют пикритами. По минеральному и химическо­му составам фанерозойские пикриты близки к докембрийским ко-матиитам, но содержат больше Ti, Fe и богаче щелочными метал­лами, чем коматииты (см. табл. 6.2). В пикритах нередко появляется амфибол, что указывает на наличие воды в исходном расплаве. Во­да обнаружена и в микровключениях в стеклах, слагающих основ­ную массу пикритов. Эти различия в сочетании с примерно равны­ми содержаниями магнезии показывают, что пикритовые магмы

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

зарождались примерно на тех же глубинах, что и коматииты, но при плавлении менее деплетированного источника и (или) при меньшей степени частичного плавления. В частности, обогащение пикритов щелочными металлами и водой можно объяснить наличием амфи­бола в мантийном источнике. Благодаря некоторому количеству растворенной в расплаве воды температура первичных пикрито-вых магм была ниже, чем коматиитов. Так, изучение микровклю­чений в минералах меймечитов¹ показало, что они начали крис­таллизоваться при Т= 1450 °С и затвердели при Т= 1240-1170 °С (данные А.В. Соболева, 1984 г.). Эти оценки заметно ниже, чем температуры коматиитовых магм. Структура спинифекс возни­кает в пикритах лишь в редких случаях, что является следствием меньшего переохлаждения магм относительно ликвидуса.

6.1.2. Происхождение бонинитов

Бониниты встречаются в островодужных вулканических ком­плексах и представляют собой своеобразные вулканические горные породы, для которых характерно сочетание высоких содержаний MgO (16-22 мас.%) и Si0₂ (55—62 мас.%). По содержанию кремне­зема бониниты относятся к группе магматических пород среднего состава, а по содержанию магнезии — к ультрамафическим и мафи­ческим породам. Для бонинитов характерны вкрапленники маг­незиального пироксена, реже оливина, погруженные в кислое вул­каническое стекло, которое содержит несколько массовых процентов воды. Вкрапленники кристаллизуются в последователь­ности: оливин—клиноэнстатит—бронзит—авгит. Плагиоклаз в бони-нитах со стекловатым базисом отсутствует.

Петрографические и геохимические особенности бонинитов позволяют рассматривать их как продукт частичного плавления гарцбургитов на глубине не более 15-30 км в присутствии некото­рого количества воды. Источником, скорее всего, служили текто­нические блоки истощенных мантийных перидотитов, которые до этого были превращены в серпентиниты, а к моменту плавления ос­тавались не полностью дегидратированными. Температура первич­ных бонинитовых магм, содержащих 16-22 мас.% MgO и пример­но 1-2 мас.% Н₂0, составляет 1300-1150 °С. По экспериментальным

¹ Меймечиты — разновидность пикритов, обогащенных вкрапленниками оли­вина.

6. Магматические породы мантийного происхождения ______

данным (Клингерберг и Кусиро, 1996 г.), плавление «сухого» гарц-бургита при давлении <5 кбар также может приводить к образова­нию бонинитового расплава, однако его температура возрастает до 1405-1242 °С. Изучение расплавных включений во вкрапленниках бонинитов показало, что первичное содержание воды в природ­ных магмах составляло 1.5-2.5 мас.%, что подтверждает модель «влажного» плавления.

6.1.3. Происхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов

Кимберлиты относятся к наиболее глубинным магматическим образованиям, достигшим дневной поверхности, и являются одним из главных источников алмазов. Любая генетическая модель долж­на учитывать следующие главные особенности кимберлитов:

1. Кимберлиты — редкие магматические горные породы. Они слагают небольшие трубки (диатремы), размер которых не превы­шает 1 км в поперечнике, а также маломощные (метры—десятки ме­тров) дайки и силлы. Кимберлиты встречаются только на древних докембрийских кратоках, которые были тектонически стабилизи­рованы ранее 1.5 млрд лет. Ареалы кимберлитового магматизма тя­готеют к сводовым поднятиям. Кимберлиты ассоциируют с мели-литсодержащими породами (мелилититами, альнёитами) и вместе с тем занимают обособленное положение относительно рифтовых зон, к которым приурочены другие щелочные ультраосновные и ос­новные породы. По возрасту кимберлиты варьируют от протерозоя (1750 млн лет) до мезокайнозоя (90-60 млн лет). В одних и тех же провинциях встречаются разновозрастные кимберлиты.

2. Наиболее распространенные кимберлиты с брекчиевой струк­турой состоят из: 1) кристаллических включений (ксенолитов) ко-рового и мантийного происхождения, а также продуктов дезинте­грации таких включений; 2) мегакристаллов (очень крупных незональных кристаллов), которые выделились из кимберлитово­го расплава на глубине; 3) тонко- и мелкозернистой основной мас­сы, затвердевшей в приповерхностных условиях.

3. Наиболее глубинные включения представлены гранатовыми перидотитами, пироксенитами и эклогитами, вынесенными из верхней мантии; многие включения несут следы деформации и пе­рекристаллизации. Термо- и барометрические данные, учитываю­щие составы пироксенов и гранатов, указывают на формирование вещества глубинных включений при Т= 900—1400 °С и Р= 4-6 ГПа

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

(120-210 км) вблизи верхней границы области устойчивости ал­
маза.

Эклогиты в целом встречаются среди включений значительно реже, чем перидотиты и пироксениты, но в отдельных трубках эк-логитовые включения преобладают. Кроме биминеральных пирок­сен-гранатовых эклогитов, известны эклогиты, содержащие коэсит, корунд, дистен, а также своеобразные породы, состоящие из грос-сулярового граната, пироксена и дистена (гроспидиты). Эклогиты формировались примерно в том же диапазоне температур и давле­ний, что и перидотиты.

При дезинтеграции глубинных включений образуются изолиро­ванные кристаллы оливина, орто- и клинопироксена, граната раз­мером до 2-4 мм в поперечнике, состав которых аналогичен мине­ралам включений. Все эти минералы выделяются повышенными содержаниями хрома.

Некоторые включения перидотитов и эклогитов содержат кри­сталлы алмаза. При этом алмазоносные эклогиты встречаются ча­ще, чем алмазоносные перидотиты. В кимберлитах заключены так­же изолированные ксеногенные кристаллы алмаза, концентрация которых редко превышает 0.05—0.2 г/т (0.25—1.0 карат/т). Многие кимберлиты не алмазоносны.

4. В кристаллах алмаза обнаружены разнообразные микровклю­чения, которые исследованы с большой детальностью с помощью электронного микрозонда. Среди них преобладают минералы экло-гитового и перидотитового парагенезисов. Если среди кристалли­ческих макровключений в кимберлитах главную роль играют пери­дотиты, то микровключения в алмазе чаще представлены эклогитовой минеральной ассоциацией: гранат с высокой долей гроссуляра + клинопироксен, обогащенный жадеитом, ± рутил. Для перидотитового парагенезиса (оливин, пироксены, гранат) ха­рактерны низкокальциевые пироповые гранаты, обогащенные хро­мом (>5 мас.% Сr₂О₃), а также клинопироксены, содержащие более 0.3 мас.% К₂0, что подтверждает кристаллизацию алмаза при очень высоких давлениях. В алмазах не встречены микровключения фло­гопита, пикроильменита и других минералов, обогащенных тита­ном, которые развиты среди мегакристаллов и в основной массе кимберлитов.

5. В кимберлитах содержатся обломки мантийных пород, испы­тавших глубинный метасоматоз с образованием флогопита, ам­фибола (калиевого рихтерита), ильменита, рутила. Эти минералы

б. Магматические породы мантийного происхождения

слагают прожилки и замещают кристаллы перидотитового и экло-гитового парагенезисов. Текстурные соотношения свидетельству­ют о том, что метасоматическое изменение перидотитов и эклоги-тов произошло до того, как обломки этих пород попали в кимберлиты.

6. Мегакристаллы в кимберлитах представлены оливином, ор-то- и клинопироксеном, гранатом, пикроильменитом (магнези­альным ильменитом), флогопитом. Размер мегакристаллов обыч­но превышает 2 см и иногда достигает 10-15 см. Следовательно, они не могли образоваться за счет разрушения включений, размер кри­сталлических зерен в которых обычно составляет не более 2—4 мм. Преобладающая часть мегакристаллов отличается от соответству­ющих минералов во включениях низкими содержаниями хрома и более высокими концентрациями титана. Мегакристаллы форми­ровались в последовательности: ортопироксен—оливин—гра­нат— клинопироксен. Температурный интервал кристаллизации ра­вен 1315-1130 °С.

7. Основная масса кимберлитов имеет флогопит-серпентин-карбонатный состав и содержит мелкие кристаллы оливина, мон-тичеллита, мелилита, шпинели, апатита, перовскита, ильменита, бадделиита. Первичный минеральный состав базиса кимберлитов, вероятно, близок к альнёитам — мелилитсодержащим жильным породам.

Основная масса кимберлитов содержит большое количество кальцита, представленного двумя генерациями. Морфология кри­сталлов, а также текстуры отдельных даек и силлов свидетельству­ют о выделении раннего кальцита из карбонатного расплава. Ми­кровключения такого расплава гомогенезируются при Т = 700-750 °С. Газово-жидкие включения в позднем кальците, который носит автометасоматический характер, гомогенизируются при Т= = 225-250 °С. Таким образом, углерод в кимберлитах представлен как в самородной форме (алмаз), так и в форме карбоната. Изотоп­ный состав восстановленной и окисленной форм углерода оказы­вается одинаковым: δ¹³С= -(1-10‰), что указывает на их общий мантийный источник.

8. Содержания сидерофильных (Ni, Co, Сг, V) и халькофильных
(Си, Zn и др.) элементов-примесей в кимберлитах соответствуют
среднему уровню для ультраосновных-ультрамафических пород.
Вместе с тем кимберлиты резко обогащены многими литофильны-
ми элементами-примесями:

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

 

	Содержание в примитивной мантии	Содержание в
(во включениях шпинелевых	перидотитов), г/т	кимберлитах, г/
Li	2.1
К
Rb	0.3
Sr
Ва	2.4
La	0.35
Се	1.41
Ti
Zr
Nb	0.9
U	0.02		2.8
Th	0.09		11.5

9. Кимберлиты, имеющие обломочное строение, слагают труб­ки (диатремы), а кимберлиты с массивной текстурой чаше образу­ют дайки и силлы. Известны примеры, когда диатремы, сужаясь книзу, сменяются на глубине дайками.

Кимберлитовые трубки не оказывают термального воздейст­вия на боковые породы, а на контакте с дайками и силлами, кото­рые сложены массивными кимберлитами, отмечаются роговики. Имеются также признаки термального воздействия кимберлитов на ксенолиты глинистых и карбонатных осадочных горных пород. I Геологические, петрографические и геохимические данные приводят к выводу, что кимберлитовый расплав возникает в верх­ней мантии ниже гипсометрического уровня, соответствующего равновесию графит—алмаз, или вблизи этого уровня. Резкое обога­щение кимберлитов некогерентными (несовместимыми)² лито-фильными элементами-примесями указывает на то, что кимберли-товая магма может возникнуть только при очень низких степенях частичного плавления примитивного мантийного лерцолита. Судя по приведенным выше концентрациям химических элементов в лер-цолитах и кимберлитах, возможная доля жидкой фазы не должна превышать 1 об.%. При столь малой степени частичного плавления трудно объяснить высокие содержания оливина и магния в кимбер­литах. Это противоречие может быть разрешено, если допустить, что

² Некогерентными, или несовместимыми называют такие химические элемен­ты, которые не входят в состав ранних, наиболее высокотемпературных кристалли­ческих фаз. При частичном плавлении эти элементы переходят в расплав на на­чальной стадии процесса, а при кристаллизации магматических жидкостей накапливаются в относительно низкотемпературном остаточном расплаве. Типич­ными некогерентными элементами являются К, Rb, Th, P.

6. Магматические породы мантийного происхождения

кимберлитовые магмы возникают за счет более продвинутого плав­ления метасоматически преобразованного мантийного вещества, обогащенного литофильными элементами и представленного иль-менит-флогопит-карбонатсодержащимилерцолитами.

Нагрев метасоматически преобразованного субстрата до Т > > 1200 °С вызывает разложение флогопита, переход в расплав кли-нопироксена, граната, карбоната, а также апатита и других акцес­сорных минералов. Это приводит к появлению кимберлитовой маг­мы, обогащенной магнием, кальцием и наряду с ними — калием, фосфором и другими литофильными элементами.

Источники кимберлитовой магмы, вероятно, пространственно приурочены к локальным участкам карбонатизированных перидо­титов среди менее измененного и более восстановленного мантий­ного вещества, состоящего из алмазоносных перидотитов и эклоги­тов³. Кимберлитовый расплав, обладающий низкой вязкостью, проникает по узким каналам, увлекая обломки алмазоносных по­род. При дезинтеграции ксенолитов образуются изолированные кристаллы алмаза.

Поскольку щелочной кимберлитовый расплав обладает более высоким окислительным потенциалом по сравнению с тем, кото­рый определяет устойчивость алмаза или графита, первичные окта-эдрические кристаллы алмаза, попадая в кимберлит, частично или полностью окисляются и растворяются в расплаве в виде карбонат-иона. Вследствие этого в кимберлитах находят кристаллы алмаза разного габитуса и морфологии, в том числе резорбированные, плохо ограненные кристаллы. Вероятно, в кимберлитах сохраняют­ся только те кристаллы алмаза, которые до последнего момента были бронированы перидотитовым или эклогитовым веществом включений. Не случайно, слюдяные кимберлиты, которые кристал­лизовались из наиболее щелочной и окисленной магматической жидкости и содержат мало глубинных включений, часто лишены ал­мазов. Сохранению кристаллов алмаза способствует также малая продолжительность подъема кимберлитового расплава, которая, судя по расчетам, может измеряться часами. Опыт разработки ким-

³ Дифференциация мантийного вещества с обособлением перидотитов, пирок-сенитов, эклогитов связана с эпизодами частичного плавления, которые происходи­ли задолго до зарождения кимберлитового расплава. Тогда же образовались и кристал­лы алмаза, которые имеют магматогенное происхождение и сосредоточены в основном в продуктах кристаллизации глубинных магм, затвердевших в виде эклогитов. Расплав-ные микровключения в алмазе подтверждают его магматогенную природу.

Часть III Магматические горные породы (петрология)

берлитовых трубок показал, что маломощные ответвления от основ­ного тела кимберлитов часто наиболее богаты алмазами. Вероятно, быстрое затвердевание тонких апофиз препятствует резорбции ксе-ногенных кристаллов алмаза кимберлитовой магмой.

Перемещение кимберлитовой магмы к поверхности Земли про­исходит с большой скоростью и с ускорением, что обусловлено ма­лой вязкостью жидкой фазы и выделением из нее газообразных Н₂0 и С0₂. Дегазации кимберлитовой магмы предшествует разде­ление ее на силикатный и карбонатный расплавы, которые при Р< < 2.5 ГПа (глубина 70-80 км) не смешиваются друг с другом.

Удельный объем воды и углекислоты резко возрастает при Р= = 40-80 МПа (глубина 1.5-3.0 км), и на этой глубине происходит спонтанное расширение флюидизированной кимберлитовой мас­сы, состоящей из смеси газообразных, жидких и твердых фаз, кото­рая прорывается к поверхности в виде трубок взрыва. Как показы­вают геологические наблюдения, первоначальная вертикальная протяженность кимберлитовых трубок действительно составляет около 2.5 км. Согласно расчетам, скорость подъема кимберлитовой суспензии—эмульсии вблизи дневной поверхности равна пример­но 400 м/с. Практически мгновенный подъем кимберлитовой мас­сы сопровождается механическим разрушением пород земной ко­ры, обломки которых увлекаются флюидизированным потоком и вместе с глубинными включениями выносятся наверх.

Область зарождения алмазоносных кимберлитовых магм в ко­
ординатах: температура-давление ограничена линией равновесия
графит-алмаз, экспериментально установленным интервалом меж­
ду солидусом и ликвидусом кимберлитового расплава и Р— Т усло-
виями устойчивости эклогитовой минеральной ассоциации. При та­
ких граничных условиях область зарождения кимберлитовых магм
отвечает давлению 5-7 ГПа (глубина 150-210 км) и температуре
1150-1500 °С, что соответствует алмаз-пироповой фации глубинно­
сти, по Н.Л.Добрецову. Эти оценки подтверждаются опытами по
плавлению карбонатизированных перидотитов при высоком давле­
нии (данные Д.Канила, 1990 г.).

Генетические соотношения между кимберлитами и ассоцииру­ющими с ними мелилитовыми магматическими породами остают­ся предметом дискуссии. По-видимому, альнёиты зарождаются на меньшей глубине по сравнению с кимберлитами. Если в источнике кимберлитов карбонат представлен магнезитом, то в области гене­рации альнёитовых расплавов — доломитом. Источники альнёито-

_______________ б. Магматические породы мантийного происхождения _________

вой магмы располагаются выше линии равновесия алмаз-графит, что объясняет отсутствие ксеногенного алмаза в мелилитовых породах.

Алмазоносные оливиновые лампроиты, обнаруженные в Запад­ной Австралии, по составу, условиям залегания и происхождению близки к кимберлитам. Значительным сходством обладают и алма­зы из лампроитов и кимберлитов. Те и другие содержат однотипные микровключения гарцбургит-дунитового и эклогитового параге-незисов, причем последний является доминирующим. Имеются основания полагать, что и в лампроитах алмаз имеет ксеногенную природу и генетически связан с включениями высокобарических мантийных пород.

Лампроиты отличаются от кимберлитов значительно меньшим содержанием карбонатного материала, отсутствием магматичес­кого кальцита, а также наличием силикатов и алюмосиликатов, особенно богатых титаном и калием, которые не встречаются в ким­берлитах. Вместе с тем типичный для кимберлитов пикроильменит в лампроитах отсутствует. Для лампроитов характерны также высо­кие содержания фтора, заключенного во флогопите.

Имеющиеся данные приводят к выводу, что алмазоносные оли-виновые лампроиты возникают в верхней мантии при тех же усло­виях алмаз-пироповой фации глубинности, что и кимберлиты. Так же, как кимберлиты, они являются продуктом частичного плавле­ния метасоматически измененного мантийного вещества, содержав­шего флогопит. Различие заключается лишь в том, что это вещест­во было лишено карбонатного материала и обогащено минералами с повышенными содержаниями Ti, К и F. Эти различия обусловле­ны как спецификой глубинного флюида, так и особенностями ис­ходного состава твердого мантийного субстрата. Последний был, ве­роятно, представлен предельно истощенными гарцбургитами с минимальным содержанием граната, диопсида, а значит и каль­ция, что ограничивало возможность образования СаС0₃ даже при достаточном количестве С0₂ во флюидной фазе.