«Акцессорные минералы ксенолитов деформированных перидотитов из кимберлитов трубки Удачная-Восточная (Якутия): происхождение и петрогенетичекое значение ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННО БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ им. В.С. СОБОЛЕВА

СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

На правах рукописи

ШАРЫГИН Игорь Сергеевич

Акцессорные минералы

ксенолитов деформированных перидотитов

из кимберлитов трубки Удачная-Восточная (Якутия):

происхождение и петрогенетичекое значение 25.00.05 – минералогия, кристаллография 25.00.09 – геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научные руководители:

д.г.-м.н. Похиленко Н.П.

к.г.-м.н. Головин А.В.

НОВОСИБИРСК –

ОГЛАВЛЕНИЕ

Страница Введение Список сокращений Глава 1. Состояние проблемы изучения акцессорных минералов в мантийных ксенолитах из кимберлитов (обзор литературы) Глава 2. Характеристика объекта исследований 2.1. Краткий очерк геологического строения Далдыно-Алакитского района 2.2. Геологическое строение трубки Удачная 2.3. Неизмененные кимберлиты трубки Удачная-Восточная 2.4. Деформированные перидотиты: обоснование выбора объекта исследований 2.5. Минералого-петрографическое описание исследованных ксенолитов Глава 3. Методы исследования Глава 4. Акцессорные минералы из полиминеральных сульфидных включений в породообразующих минералах ксенолитов Глава 5.Акцессорные минералы во вторичных расплавных и флюидных включений в породообразующих минералах ксенолитов 5.1. Расплавные включения в оливине 5.1.1. Общая характеристика расплавных включений 5.1.2. Термометрические исследования расплавных включений 5.1.3. Криометрические исследования расплавных включений 5.1.4.Исследование расплавных включений методом спектроскопии комбинационного рассеяния света 5.1.5. Химический состав минералов расплавных включений 5.2. Вторичные флюидные включения в ортопироксене 5.3. Заключение Глава 6. Акцессорные минералы в межзерновом пространстве ксенолитах 6.1. Первичные Fe-Ni-Cu-сульфиды в межзерновом пространстве ксенолитов 6.2. Наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил 6.2.1. Общая характеристика 6.2.2. Состав минералов 6.3. Реакционные каймы на породообразующих минералах 6.3.1. Реакционные каймы на породообразующем оливине 6.3.2. Реакционные каймы на породообразующем гранате 6.3.3 Реакционные каймы на породообразующем клинопироксене 6.3.4. Реакционные каймы на породообразующем ортопироксене Страница Глава 7. Происхождение и петрогенетическое значение акцессорных минералов ксенолитов деформированных перидотитов из кимберлитовой трубки Удачная-Восточная 7.1. Вторичные расплавные включения: происхождение и петрогенетическое значение 7.1.1. Происхождение вторичных расплавных включений 7.1.2. Оценка минимальных P-T параметров формирования расплавных включений 7.1.3. Значение расплавные включений для петрогенезиса кимберлитов 7.2. Генезис наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов 7.2.1. Наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил 7.2.2. Реакционные каймы на оливине 7.2.2. Реакционные каймы на оливине 7.2.4. Реакционные каймы на клинопироксене 7.2.5. Реакционные каймы на гранате 7.2.7. Реконструкция P-T параметров кристаллизации наложенных минералов интерстиционных обособлений и микрожил 7.2.8. Причина отличия минералогии интерстиционных обособлений и микрожил от минерального состава вторичных расплавных включений в оливине ксенолитов 7.3. Джерфишерит в ксенолитах деформированных перидотитов:

7.4. Влияние поздних акцессорных минералов на валовые петрохимические и геохимические характеристики ксенолитов 7.2. Интерстиционные ассоциации: происхождение и петрогенетическое значение 7.3. Джерфишерит в ксенолитах деформированных перидотитов:

7.4. Влияние наложенных акцессорных минералов на валовые петрохимические и геохимические ПРИЛОЖЕНИЯ:

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования Акцессорные минералы1 мантийных ксенолитов из щелочных базальтоидов и кимберлитов являются уникальным источником петрогенетической информации о процессах преобразования вещества пород in situ в мантии и во время их транспортировки к поверхности [Haggerty, Sautter, 1990; Добрецов и др., 1992; Frezzotti et al., 1994; Wulff-Pedersen et al., 1996; Klgel, 1998; Andersen, Neumann, 2001; Bali et al., 2002; Литасов и др., 2003; Misra et al., 2004; Moine et al., 2004; Beard et al., 2007; Головин, Шаpыгин, 2007; Arajo et al., 2009; Alifirova et al., 2012; Соловьева и др., 2012;

Ziberna et al., 2013]. Акцессорные минералы в ксенолитах находятся в виде одиночных зерен или скоплений в интерстициях между породообразующими минералами; слагают микрожилы;

присутствуют в виде моно- и поликристаллических включений в породообразующих минералах, а также образуют каймы вокруг них. Кристаллические фазы в составе первичных и вторичных флюидных и расплавных включений в породообразующих минералах также относятся к акцессорным минералам.

Ксенолиты деформированных перидотитов являются одними из наиболее глубинных образцов вещества субкратонной литосферной мантии Земли (СКЛМ), выносимых кимберлитовой магмой [Boyd, 1973; Соболев, Похиленко, 1975; Pearson et al., 2003; O'Reilly, Griffin, 2010; Agashev et al., 2013]. Подавляющее большинство опубликованных работ по мантийным ксенолитам из кимберлитов в целом и деформированным перидотитам в частности, посвящено определению валовых петрохимических, геохимических и изотопных характеристик нодулей и изучению породообразующих минералов, в то время как акцессорные минералы остаются слабо исследоваными.

Целью работы являлась реконструкция процессов преобразования вещества пород основания литосферной мантии Сибирского кратона по результатам изучения акцессорных минералов в ксенолитах деформированных перидотитов из кимберлитов трубки УдачнаяВосточная.

Задачи исследования: 1) провести минералого-петрографическое изучение ксенолитов деформированных перидотитов; 2) определить химический и редкоэлементый составы породообразующих минералов перидотитов; 3) оценить P-T параметры последнего равновесия ассоциации породообразующих минералов для того, чтобы установить положение перидотитов Акцессорные минералы (от позднелатинского accessorius – добавочный) – минералы, содержащиеся в горных породах в незначительных количествах (менее 1%) [Горная энциклопедия.

– М.: Советская энциклопедия. Под редакцией Е. А. Козловского, 1984. Т.1. 560 с.].

в разрезе СКЛМ; 4) изучить акцессорные минералы, заключенные в виде включений в породообразующих минералах ксенолитов; 4) исследовать акцессорные минералы в межзерновом пространстве ксенолитов; 5) определить петрохимический и валовый редкоэлементный составы ксенолитов; 6) провести интерпретацию полученных результатов с привлечением литературных данных; 7) установить P-T параметры кристаллизации акцессорных минералов и выяснить особенности их генезис.

Предмет исследования процессы преобразования вещества СКЛМ.

Объект исследования ксенолиты деформированных перидотитов из кимберлитов трубки Удачная-Восточная (Якутия).

Фактический материал и личный вклад автора.

В работе использована представительная коллекция уникальных неизмененных ксенолитов деформированных перидотитов (25 образцов). Автором лично было изготовлено и изучено более 200 шлифов и более 500 препаратов для исследований; выполнено более 400 микрозондовых определений состава породообразующих минералов и более 1000 акцессорных минералов;

получено более 2000 энергодисперсионных спектров акцессорных минералов, более изображений в отраженных электронах, и более сотни карт распределения элементов методом сканирующей электронной микроскопии; получено и расшифровано более 500 спектров комбинационного рассеяния света акцессорных минералов; проведено более пятидесяти термометрических и более пятидесяти криометричеких опытов с расплавными и флюидными включениями. Данные по петрохимическому (РФА анализ) и валовому редкоэлементному (метод ICP-MS) составу 8 ксенолитов из коллекции, а также данные по редким элементам (метод LA ICPMS) в породообразующих минералах ксенолитов, получены к.г.-м.н. А.М. Агашевым.

Научная новизна 1) Установлено, что в ксенолитах деформированных перидотитов помимо минералов первичного парагенезиса (породообразующие силикаты и акцессорные Fe-Ni-Cu сульфиды) присутствует значительное количество наложенных акцессорных минералов, представленных минеральными видами, из которых 11 впервые диагностированы в мантийных породах.

2) Впервые детально изучены вторичные расплавные включения в породообразующем оливине деформированных перидотитов. Оценены минимальные P-T параметры формирования включений (1.5 ГПа, 600 оС), которые свидетельствуют об их мантийном происхождении (> км). Показана генетическая связь этих включений с расплавами, формировавшими кимберлиты трубки Удачная-Восточная.

3) Присутствие беркеита Na6CO3(SO4)2 и тихита Na6Mg2(CO3)4(SO4) в расплавных включениях в породообразующем оливине ксенолитов свидетельствует о возможности их кристаллизации в магматических системах. Ранее эти минералы были известны лишь в составе осадочных и гидротермальных ассоциаций.

4) Показано, что в ксенолитах деформированных перидотитов образование акцессорного джерфишерита K6(Na,Cu)(Fe,Ni,Cu)24S26Cl является результатом взаимодействия нодулей c кимберлитовыми расплавами.

5) Главными концентраторами редких элементов в ксенолитах деформированных перидотитов являются акцессорные наложенные минералы, такие как перовскит (РЗЭ, Th, Nb, Ta, U, Pb, Y), апатит (РЗЭ), слюда (К, Rb, Ba), джерфишерит (K, Rb), арагонит (Sr) и кальцит (Sr).

Установлено, что эти минералы генетически связаны с кимберлитовыми расплавами.

Научная значимость работы 1) Присутствие арагонита высокбарической полиморфной модификации карбоната кальция, совместно с щелочными карбонатами, сульфатами, сульфидами и хлоридами во вторичных расплавных включениях в оливине деформированных перидотитов однозначно свидетельствует о мантийном источнике щелочей и хлора в расплавах, формировавших кимберлиты трубки Удачная-Восточная.

2) Джерфишерит в мантийных ксенолитах рассмотрен в качестве минерала-индикатора изначального обогащения хлором кимберлитовых расплавов..

3) Генетически связанные с кимберлитовым магматизмом наложенные акцессорные минералы значительно влияют на валовые содержания редких элементов в ксенолитах перидотитов. Это влияние необходимо учитывать при использовании валовых геохимических харакетристик нодулей для реконструкции мантийных процессов.

4) Результаты работы имеют значаение для развития представлений о процессах преобразования вещества пород основания СКЛМ.

Основные защищаемые положения 1) Идентичность минералогии раскристаллизованных вторичных расплавных включений в оливине ксенолитов деформированных перидотитов и минералогии основной массы уникальных по сохранности кимберлитов трубки Удачная-Восточная свидетельствует о генетической связи между расплавом, взаимодействовавшим с перидотитами, и магмой, формировавшей трубку.

Присутствие арагонита высокобарической полиморфной модификации карбоната кальция, совместно с щелочными карбонатами, сульфатами, сульфидами и хлоридами во включениях свидетельствует об обогащении кимберлитовых расплавов щелочами и хлором на мантийных глубинах (> 50 км).

2) В межзерновом пространстве породообразующих минералов ксенолитов установлено значительное количество акцессорных минералов ( 17 минеральных видов), образование которых является результатом инфильтрации расплава, генетически связанного с кимберлитовым магматизмом. Наложенные акцессорные минералы являются продуктами как реакций этого расплава с первичными минералами ксенолитов, так и непосредственной раскристаллизации расплава, преобразованного в результате реакций.

3) Генетически связанные с кимберлитовым магматизмом наложенные акцессорные минералы, такие как перовскит, апатит, слюда, джерфишерит, арагонит и кальцит, являются главными концентраторами редких элементов в ксенолитах деформированных перидотитов.

Присутствие этих минералов оказывает существенное влияние на валовые содержания редких элементов в ксенолитах, увеличивая концентрации РЗЭ, Pb и Sr в разы, а Rb, Ba, K, Th, U, Nb и Ta на один-два порядка.

Соответствие результатов работы научным специальностям Результаты работы соответствуют пункту 2 (минералогия земной коры и мантии Земли, ее поверхности и дна океанов) паспорта специальности 25.00.05 и пункту 4 (изучение химического состава всех типов природного вещества (земной коры, глубинного вещества Земли, гидросферы, атмосферы, живого вещества, внеземного вещества) и закономерностей распространенности в них химических элементов и изотопов) паспорта специальности 25.00.09.

Публикации и апробация работы По теме диссертации опубликовано 7 статей в российских и зарубежных рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК. Отдельные положения работы представлялись как лично автором, так и соавторами на Международной конференции «Кристаллогенезис и Минералогия»

(Санкт-Петербург, 2007), Международных конференциях-семинарах «Щелочной магматизм Земли» (Санкт-Петербург, 2008; Коктебель, Украина, 2010; Минск, Беларусь, 2011), 8-ой, 10-ой и 11-ой Международных конференциях «Raman Spectroscopy Applied to the Earth Sciense – Sensu Latu» (Гент, Бельгия, 2008; Нанси, Франция, 2012; Сент-Луис, США, 2014), XIII и XIV Международных конференциях по термобарогеохимии (Москва, 2008; Новосибирск, 2010), 9-ой и 10-ой Международных кимберлитовых конференциях (Франкфурт-на-Майне, Германия, 2008;

Бангалор, Индия, 2012) и 6-ой Международной конференции «Orogenic Lherzolite» (Марракеш, Марокко, 2014).

Структура и объем работы Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения общим объемом 248 страниц. В ней содержится 103 рисунка, 4 таблицы и 23 приложения. Список литературы включает наименования.

Благодарности

Работа выполнена в лаборатории минералов высоких давлений и алмазных месторождений ИГМ СО РАН под руководством зав.лаб. академика РАН д.г.-м.н. Н.П. Похиленко и к.г.-м.н. А.В.

Головина, которым автор выражает свою глубокую признательность. Автор благодарен академику РАН д.г.-м.н. Н.В. Соболеву, д.г.-м.н. А.В. Корсакову, д.г.-м.н. Д.А. Зедгенизову, д.г.-м.н. К.Д.

Литасову, к.г.-м.н. Л.Н. Похиленко, к.г.-м.н. А.Ф. Шацкому, к.г.-м.н. В.В. Шарыгину, к.г.-м.н.

А.М. Агашеву, к.г.-м.н. А.М. Логвиновой, к.г.-м.н. А.А Гибшер., к.г.-м.н. В.Г. Мальковцу, к.г.-м.н.

П.Н. Гаврюшкину, к.г.-м.н. С.С. Лобанову и Т.А. Алифировой за обсуждение результатов исследования и ценные советы, д.г.-м.н. Ю.Н. Пальянову, д.г.-м.н. Лепезину Г.Г. и д.г.-м.н. А.А.

Томиленко за критический анализ рукописи и конструктивные замечания, к.г.-м.н. Е.Н.

Нигматулиной, к.г.-м.н. Н.С. Карманову, к.г.-м.н. А.Т. Титову, к.х.н. Л.Н. Поспеловой, Л.В.

Усовой и И.А. Мадюкову за содействие в проведении аналитических работ. Особую благодарность автор выражает к.г.-м.н. А.М. Дымшиц за поддержку и помощь в оформлении работы. Работа финансово поддержана грантами РФФИ (07-05-00072-а, 10-05-00575-а, 11-05НЦНИ-а, 12-05-01043-а, 12-05-31116-мол-а, 13-05-00439-а), Президента РФ (МКИГМ СО РАН (ВМТК № 13, 2009-2011 гг.) и Министерства образования и науки РФ (№ 14.B25.31.0032).

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ

ат.% – атомные проценты мас.% – массовые проценты мол.% – мольные проценты об.% – объемные проценты ф.е. – формульные единицы;

Mg# = Mg/(Mg + Fe)*100 – магнезиальность Ca# = Ca/(Ca + Mg)*100 – кальциевость Cr# = Cr/(Cr + Al)*100 – хромистость Grt – гранат Opx – ортопироксен Opxp и Opxn – порфирокласты и необласты продообразующего ортопироксена Сpx-1 – породообразующий клинопироксен Сpxp и Сpxn – порфирокласты и необласты продообразующего клинопироксена Ol-1 – породообразующий оливин Olp и Oln – порфирокласты и необласты продообразующего оливина Ol – оливин Ol-2 – наложенный акцессорный оливин Cpx-2 наложенный клинопироксен интерстиционных обособлений и микрожил Cpx-3 наложенный клинопироксен, окаймляющий породообразующий клинопироксен Cpx-4 наложенный клинопироксен, окаймляющий породообразующий ортопироксен Cpx-5 наложенный клинопироксен келифитовых кайм Mss – моносульфидный твердый раствор Po – пирротин Pn – пентландит Сcp – халькопирит Dj – джерфишерит KFS – К-сульфид без Cl Hlt – галит Slv – сильвин Aph – афтиталит Burk – беркеит Ny – ньеререит Sh – шортит Nrt – нортупит Eit – эйтелит Dol – доломит Сс – карбонат кальция Arg – арагонит Cal – кальцит Ba-carb – бариевый карбонат Ap – апатит Sp – шпинель Prv – перовскит Chr – хромит Ti-Mgt – титаномагнетит Mgt – магнетит Tphl – тетраферрифлогопит Phl – флогопит Mnt – монтичеллит Sod – содалит Hu – гумит Сhu – клиногумит ТКА – тонкораскристаллизованный агрегат

Глава 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ ИЗУЧЕНИЯ АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ В

МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТАХ ИЗ КИМБЕРЛИТОВ (ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ)

Общепринято считать, что в ксенолитах мантийных пород из кимберлитов часто развиты процессы метасоматоза (например, [Dawson, 1980; 1984; Harte, 1983; Winterburn et al., 1990;

Соловьева и др., 1997; 2012]). Под метасоматозом понимается процесс изменения химического состава мантийной породы под воздействием расплава или флюида. Метасоматоз, может происходить как in situ в мантии (мантийный метасоматоз), так и после того как мантийные породы были захвачены кимберлитовой магмой (кимберлитовый метасоматоз). Выделяется два типа метасоматоза: скрытый и явный (модальный). При скрытом метасоматозе происходит лишь изменение состава первичных минералов и пород, в частности, выражающееся в обогащении несовместимыми элементами. При явном (модальном) метасоматозе происходит образование серии наложенных минералов, нередко проявляющих реакционные взаимоотношения с минералами первичной ассоциации, а также сопутствующее изменение состава первичных минералов и пород. При этом среди наложенных минералов выделяют первичнометасоматические и вторично-метасоматические минералы.

демонстрирующие как структурное, так и химическое равновесие между собой и первичными минералами. Это означает, что после метасоматического события, приведшего к образованию наложенных минералов, порода отжигалась при постоянных P-T параметрах в течение времени, достаточного для достижения структурного и химического равновесия. Таким образом, первичнометасоматические минералы это всегда продукты мантийного метасоматоза. Первично метасоматические минералы находятся в породе в виде рассеянных зерен или в виде скоплений, формирующих жилы. Среди первично-метасоматических минералов распространены флогопит, амфибол, клинопироксен, рутил и др. Первично-метасоматические минералы могут присутствовать как в акцессорных количествах, так и быть породообразующими минералами.

К вторично-метасоматическим минералам относятся наложенные минералы, которые не демонстрируют структурного и химического равновесия, и часто имеют реакционные взаимодействия с первичными минералами. Вторично-метасоматические минералы находятся в породе в виде рассеянных зерен и скоплений в межзерновом пространстве первичных (и также первично-метасоматических) минералов, в виде жил, реакционных кайм на первичных минералах, а также прожилков внутри первичных минералов. Вторично-метасоматические минералы всегда присутствуют в акцессорных количествах.

Таким образом среди минералов ксенолитов можно выделить следующие группы:

первичные, первично-метасоматические (часто в акцессорных количествах), вторичнометасоматические и вторичные (например, серпентин). Кроме того мантийный метасоматоз может способствовать частичному плавлению, что также приводит к образованию новых минералов.

В диссертационной работе в основном освещаются результаты изучения наложенных акцессорных минералов в ксенолитах деформированных перидотитах трубки Удачная-Восточная, которые могут быть отнесены к вторично-метасоматическим. Этим минералам и посвящен обзор, приведенный в настоящей главе. Состояние проблемы изучения первично-метасоматических минералов не рассматривается.

Ф. Бойд с соавторами [Boyd et al. 1997] в ксенолитах из перидотитов трубки Удачная диагностировали следующие наложенные акцессорные минералы: оливин, клинопироксен (диопсид), монтичеллит, ильменит, флогопит и кальцит, а также серпентин и брусит.

Клинопироксен и монтичеллит образует как отдельные зерна в интерстициях, так и реакционные каймы вокруг первичных минералов: клинопироксен вокруг ортопироксена, а монтичеллит вокруг оливина. В клинопироксене из кайм при большом увеличение различимы поры. Boyd et al. [1997] связали образование наложенных минералов с метасоматическим процессом, имевшим место во время подъема в кимберлитовой магмы, то есть с кимберлитовым метасоматозом.

С кимберлитовым метасоматозом связывается и образование наложенных акцессорных минералов в ксенолитах перидотитов из кимберлитов кратона Слейв [Kopylova, Caro, 2004]. Под кимберлитовым метасоматозом понимается метасоматоз под воздействием либо просачивающегося кимберлитового расплава, либо флюида, отделившегося от расплава.

Перидотиты кратона Слейв секутся жилами мощностью 0.2-0.5 мм, которые отходят от вмещающего кимберлита. Жилы состоят из серпентина, хлорита, флогопита и шпинели. В некоторых ксенолитах первичные минералы окружены каймой клинопироксена с губчатой структурой, которая была интерпретирована как результат частичного плавления и рекристаллизации под воздействием кимберлитового метасоматоза. В других ксенолитах клинопироксен образует микрокаймы вокруг первичных минералов. Следует отметить, что серпентин и хлорит, вероятно, являются продуктом изменения ксенолитов приповерхностными низкотемпературными процессами.

Соловьева и др. [1997; 2012] выделили две генерации вторично-метасоматических минералов в ксенолитах перидотитов и пироксенитов из трубки Удачная. К минералам ранней генерации принадлежат флогопит + Cr-диопсид + хромит ± сульфиды ± графит, замещающие первичные минералы, особенно гранат. Эта ассоциация занимает в породах от 10 до 50 об. % и проявлена в виде участков, "окон" размером от 0.5 до 3 см или развивается в виде рассеянных зерен. Они отмечают, что отсутствует зависимость между интенсивностью развития минералов ранней генерации и расстоянием до контакта с кимберлитом, а также со степенью изменения приповерхностными низкотемпературными вторичными процессами. Авторы объясняют образование вторично-метасоматических минералов ранней генерации мантийным метасоматозом, связанным с поступлением астеносферных относительно восстановленных флюидов на ранней стадии кимберлитообразующего цикла. К вторично-метасоматическим минералам поздней генерации в ксенолитах перидотитов и пироксенитов из трубки Удачная принадлежат: тонкие (до 0.2 мм) келифитовые каймы на гранате, сложенные флогопитом, амфиболом, шпинелью, клинопироксеном и, возможно, ортопироксеном; реакционные каймы, состоящие из амфибола и клинопироксена, вокруг ортопироксена; каймы наложенного клинопироксена на первичном клинопироксене [Соловьева и др., 1997; 2012]. Образование этих наложенных минералов авторы связывают с поступлением окисленных флюидов на последней стадии кимберлитообразующего цикла.

Егоров и др. [2004] изучили крупный ксенолит мегакристаллического деформированного лерцолита из трубки Удачная. Породообразующие минералы лерцолита представлены гранатом, клинопироксеном, ортопироксеном и оливином. P-T параметры равновесия первичной ассоциации оцениваются как 5.8 ГПа и 1230 оС. В ксенолитах была установлена следующая наложенная минерализация: "Характерной особенностью порфирокласт граната и, в меньшей степени, клинопироксена являются многочисленные мелкие скопления из зерен Al-пироксенов, оливина, паргасита, Аl-шпинели, Ti-флогопита, ильменита, карбоната и содалита, в которых не редко присутствует бурое стекло. Необласты... оливина замещаются монтичеллитом с развитием в зоне реакции мелких пластинок Ti-флогопита и Mg-магнетита. Наличие в ксенолите полиминеральных агрегатов и стекла указывают на интенсивную метасоматическую проработку и частичное плавление породы,..." [Егоров и др., 2004]. Авторы отмечают, что процессы замещения порфирокласт граната и клинопироксена происходили при температурах менее 800 оС, судя по высоким значениям Са# в Аl-клинопироксене. Паргасит ограничивает глубину образования метасоматических минералов до 100-120 км. Авторы делают следующий вывод о генезисе наложенных минералов: "Более низкие P-T параметры... предполагают подъем породы с развитием... активных метасоматических преобразований.... Возрастание в реакционных каймах... концентраций наиболее несовместимых элементов с некоторым отставанием от редких земель... предполагает преимущественно флюидную форму метасоматоза с высокой ролью СО2....

Последующее частичное плавление породы развивается как следствие метасоматической подготовки и декомпрессии при подъеме." [Егоров и др., 2004].

Наложенные минералы в межзерновом пространстве ксенолита шпинелевого перидотита из трубки Удачная-Восточная были кратко описаны в работе [Sharygin et al., 2007]. P-T параметры залегания этого перидотита в мантии оцениваются в 700-800 С и 31-33 кбар. Среди интерстиционных минералов были установлены оливин, клинопироксен, Cr-шпинель, флогопит, пирротин и джерфишерит. Авторами отмечалось, что такой набор минералов более характерен для внешних частей ксенолитов, и, иногда, скопления этих минералов соединяются с вмещающим кимберлитом. Сделан вывод, что эта ассоциация является продуктом расскристаллизации кимберлитового расплава, проникшего в ксенолиты [Sharygin et al., 2007].

Многие исследователи отмечают развитие процессов частичного плавления в ксенолитах перидотитов и связанных с ними наложенными минералами. Эти минералы представлены субмикроскопическими агрегатами из смеси фаз закалки и низкотемпературных продуктов [Соловьева и др., 1997]. Соловьева с соавторами отмечают, что продукты частичного плавления пространственно тяготеют к метасоматическим минералам позднего этапа. Таким образом, частичное плавление обычно связывается с метасоматозом.

Л. Франц и соавторы [Franz et al., 1996; Франц и др., 1997] исследовали наложенную вторично-метасоматическую минерализацию в ксенолитах перидотитов из кимберлитовых трубок Ханаус и Анис Кубуб (кимберлитовая провинция Нибеон, Намибия). Вторично-метасоматические минералы, в частности, представлены каймами вокруг граната, состоящими из флогопита, клинопироксена, ортопироксена и шпинели. Кроме того, в каймах вокруг граната иногда присутствуют небольшие участки с измененным стеклом. Породообразующие ортопироксен и клинопироксен замещаются по краям оливином с высокими содержаниями кальция и волокнистыми агрегатами K-рихтерита и Mg-арфведсонита. Л. Франц и соавторы [Franz et al., 1996; Франц и др., 1997] предполагают, что метасоматическое воздействие в пределах магматической камеры происходило вблизи границы кора-мантия, во время остановки кимберлитовой магмы при подъеме.

Вторично-метасоматические минералы были исследованы в ксенолитах шпинелевых лерцолитов и верлитов из кимберлитовой дайки недалеко от г. Кандалакша (Кольский полуостров, Россия) [Beard et al., 2007]. Авторы установили, что мантийные породы испытали несколько этапов метасоматоза. Первый этап выражен одинаково и в лерцолитах, и в верлитах. Продукты этого метасоматоза представлены реакционными каймами на ортопироксене, состоящими из клинопироксена, оливина и апатита. Два отдельных метасоматических события вызвали кристаллизацию Ti-Fe-амфибола, флогопита и ильменита в межзерновом пространстве верлитов, и бедного Ti и Fe амфибола и флогопита в межзерновом пространстве лерцолитов. Однако, авторы не исключают и возможность того, что различная наложенная минерализация в верлитах и лерцолитах является результатом одного метасоматического события, когда состав метасоматизирующего расплава изменялся.

K. Мисра с соавторами [Misra et al., 2004] исследовали два ксенолита алмазоносных эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная-Восточная. Было установлено два этапа метасоматоза. Первый этап выразился в кристаллизации флогопита и происходил до того как ксенолиты попали в кимберлитовый расплав. Ассоциация минералов, таких как клинопироксен, паргасит, зональная шпинель, содалит, кальцит, калиевый полевой шпат и джерфишерит, а также небольшое количество стекла связаны со вторым метасоматическим событием, которое происходило в верхней мантии, но уже после того как ксенолиты попали в кимберлитовую магму.

Большое количество исследований посвящено изучению келифитовых кайм на гранатах как в ксенолитах перидотитов, так и эклогитов [Dawson, 1984; Харькив, Вишневский, 1989; Franz et al., 1996; Barton, Gerya, 2003; Егоров и др., 2004]. Основными минералами келифитовых кайм являются ортопироксен, клинопироксен и шпинель, флогопит и амфибол находятся в подчиненных количествах. Существует несколько взглядов на причины образования келифитовых кайм вокруг граната в ксенолитах из кимберлитов: 1) твердофазные реакции при декомпрессии во время подъема к поверхности c последующей гидратацией и привносом щелочей в результате реакции с флюидной фазой кимберлитовой магмы [Franz et al., 1996; Barton, Gerya, 2003]; 2) in situ мантийный метасоматоз [Dawson, 1984; Харькив, Вишневский, 1989; Егоров и др., 2004].

Многочисленные исследования мантийных ксенолитов из кимберлитов показали, что джерфишерит – хлорсодержащий калиевый сульфид, K6(Na,Cu)(Fe,Ni,Cu)24S26Cl, является довольно распространенным среди акцессорных минералов. В мантийных породах джерфишерит формирует каймы вокруг Fe-Ni-Cu-сульфидов в межзерновом пространстве и вокруг сульфидных глобул в породообразующих минералах [Добровольская и др., 1975; Дистлер и др., 1987; Специус и др., 1987; Соловьева и др., 1988; Буланова и др., 1990; Misra et al., 2004; Sharygin et al., 2007].

Кроме того, джерфишерит неоднократно диагностировался в ксенокристах/мегакристах, где этот минерал был установлен по периферии первичных сульфидных глобул и среди кристаллических фаз в расплавных включениях [Добровольская и др., 1975; Буланова и др., 1980; 1990; Гаранин и др., 1984; 1988; Дистлер и др., 1987; Специус и др., 1987; Зедгенизов и др., 1998; Головин и др., 2003; 2007; Logvinova et al., 2008; Kamenetsky et al., 2009a]. В мантийных ксенолитах и ксенокристах/мегакристах образование джерфишерита в основном связывается с замещением и обрастанием первичных Fe-Ni-Cu-сульфидов в результате воздействия обогащенного K и Cl гипотетического расплава/флюида [Добровольская и др., 1975; Буланова и др., 1980; 1990;

Гаранин и др., 1988; Соловьева и др., 1988; Sharygin et al., 2007]. Однако состав и источник этого расплава/флюида, а также время и P-T параметры его взаимодействия с мантийными породами не определены. С другой стороны, в единичных работах происхождение джерфишерита в мантийных ксенолитах связывается с выносящими их кимберлитовыми расплавами. Присутствие джерфишерита в двух ксенолитах алмазоносных эклогитов из трубки Удачная объясняется метасоматозом, который произошел на глубинах верхней мантии после попадания ксенолитов в кимберлитовый расплав [Misra et al., 2004]. Изучение ксенолита шпинелевого лерцолита из неизмененных кимберлитов трубки Удачная-Восточная показало, что образование джерфишерита в нем связано с инфильтрацией кимберлитового расплава и его реакцией с первичными Fe-Ni-Cuсульфидами, вероятно, в приповерхностных условиях [Sharygin et al., 2007].

Заключение Итак, под наложенными акцессорными минералами в настоящей диссертационной работе понимаются любые минералы, которые образовались после первичных и первичнометасоматических минералов ксенолитов, то есть после равновесной ассоциации ксенолитов.

Как видно из обзора, существуют несколько моделей образования наложенных акцессорных минералов: 1) взаимодействие ксенолитов с выносящим их расплавом или сосуществующим с ним флюидом в течение подъема ксенолитов на поверхность; 2) разложение мантийных минералов в результате декомпрессии во время подъема к поверхности; 3) in situ инфильтрация мантийных расплавов/флюидов в породы, происходящая до захвата ксенолитов выносящей магмой (гипотеза мантийного метасоматоза); 5) in situ частичное плавление в мантии.

Глава 2. ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ 2.1. Краткий очерк геологического строения Далдыно-Алакитского района Трубка Удачная принадлежит Далдыно-Алакитскому району Якутской алмазоносной провинции. Район располагается в центральной части Сибирской платформы (Рис. 2.1, 2.2) и относится к среднепалеозойскому (D-C) циклу кимберлитового магматизма [Дэвис и др., 1980;

Кинни и др., 1997; Харькив и др., 1998; Агашев и др., 2004]. Далдыно-Алакитский район расположен в пределах северо-восточной окраины Тунгусской синеклизы на ее стыке с Анабарской антеклизой. Глубина залегания пород фундамента колеблется от 2500 м на северовостоке района до 3100 м в его юго-западной части [Харькив и др., 1998; Суворов и др., 2005]. В северо-восточной части района, в бассейне реки Далдын, преобладают карбонатные породы (известняки, доломиты, аргиллиты, мергели) нижнего ордовика и верхнего кембрия. На югозападе, в бассейне верховьев рек Алакит и Марха, развиты пестроцветные глинисто-карбонатные отложения среднего ордовика и известняки нижнего силура. Здесь же широко распространены верхнепалеозойские терригенные образования (глинистые сланцы, алевролиты, песчаники) среднего и верхнего карбона, нижней и верхней перми. Нижнепалеозойские отложения прорваны многочисленными кимберлитовыми трубками среднепалеозойского возраста [Харькив и др., 1998].

Комплекс палеозойских отложений представляет собой единый структурный этаж, не перекрытый более молодыми отложениями. Характерно, что выявленные в районе структуры обладают четко выраженным северо-западным простиранием, параллельным борту Тунгусской синеклизы и простиранию Вилюйско-Котуйской зоны разломов и дробления.

В южной и западной части района широко распространены породы траппового комплекса, представленные пластовыми интрузиями и дайками. Это самые северные интрузии огромного траппового поля, развитого в междуречье Мархи и Вилюя [Бобриевич и др., 1959].

В Далдыно-Алакитском районе кимберлитовые тела располагаются в виде прерывистой полосы протяженностью около 150 км, ориентированной в северо-восточном направлении. К настоящему времени в районе известно более 130 трубок и даек. Распределение кимберлитовых тел неравномерно. Они концентрируются в пределах двух участков, которые принято называть кимберлитовыми полями [Харькив и др., 1998]. На северо-востоке располагается Далдынское кимберлитовое поле, а в центральной и юго-западной частях района, в верховьях рек Алакит и Марха, находится Алакит-Мархинское кимберлитовое поле. Отмечается наличие четкого структурного контроля в размещении кимберлитовых тел района. Для Далдынского поля характерна приуроченность к линейно вытянутым зонам преимущественно субширотного простирания, а для Алакит-Мархинского поля северо-восточного простирания. Большинство исследователей считает, что размещение кимберлитовых полей определяется положением зон глубинных разломов, являющихся участками высокой проницаемости [Мокшанцев и др., 1974].

По морфологии среди кимберлитовых тел преобладают трубки взрыва; подчиненное значение имеют дайки кимберлитов. Наиболее распространенным типом кимберлитовых пород Далдыно-Алакитского района являются эруптивные брекчии. Кимберлитовые туфы, туфобрекчии и массивные кимберлиты порфировой структуры встречаются значительно реже. Большинство тел (особенно небольших размеров) сложено одним типом кимберлитовой породы, как правило, эруптивной брекчией. Крупные трубки имеют более сложное строение – в верхней части в них обычно наблюдаются брекчии нескольких фаз внедрения [Харькив и др., 1998].

Характер взаимоотношения между различными типами кимберлитов, а также особенности механизма их становления указывают на то, что в сложном процессе формирования кимберлитов, равно как и других вулканитов, строго выдержана определенная последовательность: первыми образуются туфы и туфобрекчии, затем эруптивные брекчии и, наконец, массивные кимберлиты.

Подавляющее большинство кимберлитовых трубок района крупных размеров относится к сложным телам, в которых проявлены две или большее число самостоятельных фаз внедрения кимберлитового расплава [Харькив и др., 1998].

Кластический материал кимберлитовых брекчий представлен обломками родственных и чуждых кимберлитам пород и минералов. Нередки включения кимберлитов ранней генерации – автолитов. Из минералов вкрапленников основное место занимают овальные зерна оливина или их обломки (чаще псевдоморфозы по нему серпентина и кальцита); содержание оливина доходит до 50 %. Основная масса состоит из мелкозернистого серпентин-карбонатного агрегата, на фоне которого выделяются псевдоморфозы по оливину второй группы (очень редко наблюдаются незамещенные кристаллы оливина), мелкие зерна магнетита, перовскита. Массивные кимберлиты порфировой структуры имеют ограниченное распространение. Обычно они слагают блоки кимберлитовых тел, приуроченные к центральным участкам трубок (Удачная, Дальняя).

Некоторые трубки (Липа, Мархинская) и большинство даек полностью выполнены массивными кимберлитами порфировой структуры [Харькив и др., 1998].

Рисунок 2.1. Схема расположения кимберлитовых полей Сибирской платформы. Условные обозначения: 1 – границы Сибирской Платформы; 2 – поля кимберлитов палеозойского возраста;

3 – поля кимберлитов мезозойского возраста; 4 – трубка Удачная; 5 – Анабарский щит. Положение и возраст кимберлитовых полей по [Дэвис и др., 1980; Харькив и др., 1998; Griffin et al., 1999;

Pokhilenko et al., 1999; Агашев и др., 2004].

Рисунок 2.2. Схематическая геологическая карта центральной части Далдыно-Алакитского алмазоносного района [Харькив и др., 1998]. 1 - карбонатные породы нижнего палеозоя; 2 терригенные отложения пермо-карбона; 3 - силлы (а) и дайки (б) траппов пермо-триасового возраста; 4 - дайки, жилы (а) и трубки (б) кимберлитов среднего палеозоя; 5 - границы АлакитМархинского (I) и Далдынского (II) кимберлитовых полей; 6 – кимберлитовая трубка Удачная.

2.2. Геологическое строение трубки Удачная Трубка Удачная состоит из двух сопряженных тел (западного и восточного) и на поверхности (в плане) имеет форму искаженной восьмерки (Рис. 2.3). Западное тело значительно больше по размеру, чем восточное. Трубка прослежена буровыми скважинами до глубины 1400 м.

В верхней части, до глубины 250 м, западное и восточное тела непосредственно контактируют друг с другом, глубже они разобщены (Рис. 2.4). Трубка Удачная сопровождается системой даек:

внутритрубочных и дотрубочных. Вмещающими породами трубки на поверхности являются преимущественно карбонатные отложения нижнего ордовика, на глубине – верхнего и среднего кембрия. Они представлены доломитизированными известняками, доломитами, мергелями, а также аргиллитами, алевролитами, песчаниками, известковистыми конгломератами [Маршинцев, 1986; Зинчук и др., 1993].

Внутреннее строение западного и восточного тел, слагающих трубку, изначально считалось относительно простым. Предполагалось, что каждое тело образовалось в самостоятельный этап внедрения кимберлитового расплава. Однако в процессе доразведки глубоких горизонтов и эксплуатации месторождения было выявлено более сложное строение трубки (Рис. 2.4) [Харькив и др., 1998; Головин, 2004]. Также отмечаются существенные различия в петрографоминералогических, петрохимических и других особенностях кимберлитов западного и восточного тела. П.Д. Кинни [Kinny et al., 1997] методом SHRIMP U-Pb датирования по перовскита определил возраст западного тела как 353 ± 5 млн лет и восточного – 367 ± 5 млн лет [Kinny et al., 1997].

Большая часть исследователей полагает, что по времени образования западное тело трубки предшествовало восточному.

Западное тело (трубка Удачная-Западная) По данным И.П. Илупина и Г.А. Пономаренко, а также геологов Амакинской экспедиции [Харькив и др., 1991; 1998], в западном теле можно выделить несколько разновидностей кимберлитовых пород, образование которых связано с самостоятельными фазами внедрения кимберлитового расплава. По данным глубокого бурения видно, что более поздние фазы кимберлитов приурочены к более глубоким горизонтам трубки.

Западное тело до глубины 450-530 м выполнено кимберлитовыми брекчиями серого и зеленовато-серого цвета (первая фаза внедрения). Кимберлитовые брекчии второй фазы внедрения выполняют основной объем глубоких горизонтов трубки. Они характеризуются повышенным содержанием псевдоморфоз по оливину (15-30 %), автолитов (до 25 %) и ксенолитов осадочных пород (10-25 %). Основная масса брекчий в наиболее свежих участках имеет серпентиновый и карбонат-серпентиновый состав, а в участках интенсивного дробления представлена карбонатом.

Рисунок 2.3. Геологическая схематическая карта кимберлитовой трубки Удачная [Готовцев, 1985;

Харькив и др., 1998]. 1-9 – кимберлиты разных геолого-петрографических типов западного (1-4) и восточного (5-9) тел; 10 – ксенолиты осадочных пород («плавающие рифы»); 11 – «слепые»

кимберлитовые тела; 12 – кимберлитовые дайки; 13 – оси складок;14 – элементы залегания слоев;

15 – слои вмещающих пород и их номера; 16 – диаграммы трещиноватости; 17 – границы слоев:

а – установленные, б – предполагаемые.

Рисунок 2.4. Геологический разрез кимберлитовой трубки Удачная (по Крючкову и Свиридову) [Харькив и др., 1998]. 1-4 – западное тело : 1-3 – кимберлитовая брекчия (1 – первой фазы внедрения, 2 – второй фазы с первичными текстурами течения, 3 – то же, с массивной текстурой связующей массы), 4 – жильные кимберлиты заключительной фазы; 5-9 – восточное тело:

5-7 –кимберлитовая брекчия (5 – первой фазы внедрения с массивной текстурой связующей массы, 6 – второй фазы, 7 – третьей фазы), 8 – жильные кимберлиты, 9 – кимберлиты четвертой фазы; 10 – крупные ксенолиты вмещающих пород; 11 – вмещающие карбонатные породы;

12 – скважины; 13 – контакты между кимберлитами разных фаз.

На глубине 294-409 м вскрыт кимберлит пепельно-серого цвета порфировой структуры с низким содержанием ксенолитов осадочных пород (3-5 %). Основная масса породы имеет серпентин-карбонатный состав и содержит повышенное количество флогопита. По-видимому, порфировые кимберлиты внедрились на заключительном этапе становления трубки.

Западное тело сильно серпентинизировано на всю вскрытую глубину (до 1400 м). В обоих телах трубки Удачная содержание ксенолитов глубинных пород повышено. В западном теле их среднее содержание составляет 0.1-0.3 %. Наиболее распространенной группой этих ксенолитов являются катаклазированные гранатовые серпентиниты (аполерцолиты). Второе место занимают равномернозернистые гранатовые серпентиниты (аподуниты, апогарцбургиты, аполерцолиты).

Безгранатовые (шпинелевые и безшпинелевые) аполерцолиты находятся в подчиненном количестве. Породы основного состава (эклогиты и пироксениты) редки. Характерной чертой всех типов ксенолитов является сильная переработка вторичными процессами. Из первичных минералов сохраняются гранат, хромит, пикроильменит, а все прочие превращены в агрегат серпентина и хлоритоподобного минерала.

Восточное тело (трубка Удачная-Восточная) При разведке глубоких горизонтов было установлено сложное строение восточного тела, обусловленное многофазным внедрением кимберлитового расплава. Выделяя разное количество фаз внедрения, исследователи расходятся во взглядах на положение границ между ними.

Сотрудниками Амакинской экспедиции Е.Д. Черным, А.И. Крючковым и Г.М. Музыкой [Харькив и др., 1991; 1998] выделяется пять разновидностей кимберлитов, образовавшихся в четыре фазы внедрения: 1) брекчия с массивной текстурой цемента, слагающая верхние горизонты трубки до глубины 350-400 м; 2) автолитовая брекчия, распространенная в краевых участках тела ниже глубины 350 м; 3) брекчия в виде субвертикального штоковидного тела в центральной части трубки; 4) брекчии приконтактовых участков, протягивающиеся почти на всю разведанную глубину в виде серий мелких параллельных субвертикальных инъекций; 5) даечный кимберлит (Рис. 2.4). Геологами ГОКа «Удачный» по структурно-текстурным особенностям кимберлиты восточного тела также разделены на пять типов [Харькив и др., 1991; 1998].

Восточное тело является уникальным в отношении количества ксенолитов глубинных пород, их разнообразия, наличия оригинальных нодулей. Среди них наблюдаются как мелкие обломки, так и гигантские глыбы массой более 100 кг [Харькив и др., 1998].

Представлены ксенолиты большим набором фациальных групп и разновидностей.

Обнаружено много алмазоносных парагенезисов ультраосновного и основного (эклогитового) состава [Бобриевич и др., 1960; Соболев, Харькив, 1975; Пономаренко и др., 1976a; 1976b;

Похиленко и др., 1976; 1993; Харькив и др., 1983; Соболев и др., 1984; 1986; Шимизу и др., 1997;

Anand et al., 2004; Wirth, Matsyuk, 2005] Наиболее распространенными являются деформированные (катаклазированные, порфирокластические) лерцолиты, содержащие гранат с широкими вариациями состава (от низкодо высокохромистого). Они и слагают ксенолиты гигантских размеров (до 40 кг). Среди деформированных типов пород встречаются оригинальные образования, содержащие пикроильменит. На втором месте по распространенности идут равномернозернистые разновидности ксенолитов, включающие дуниты, гарцбургиты и лерцолиты. Безгранатовые парагенезисы встречаются в явно подчиненном количестве. Ксенолиты основных пород – эклогитов и пироксенитов – встречаются еще реже. Эти породы характеризуются большим количеством разновидностей. Среди эклогитов, кроме двуминеральных, обнаружены дистено-, коэсит-, и пикроильменит-содержащие разности. Выявлены единичные ксенолиты гроспидитов, в том числе алмазоносные. Помимо обычных найдены пироксениты с первичной слюдой, хромпироповые, пироп-альмандиновые и некоторые другие их разновидности.

Таким образом, трубка Удачная служит ярким примером сочленения двух тел, породы которых отличаются между собой по целому ряду признаков.

В трубке Удачная не установлено строгой закономерности в изменении алмазоносности в зависимости от последовательности внедрения кимберлитов различных фаз [Готовцев, 1985;

Маршинцев, 1986; Харькив и др., 1991; 1998; Зинчук и др., 1993].

2.3. Неизмененные кимберлиты трубки Удачная-Восточная При разработке карьера трубки Удачная в 2001 году в центральной части восточного тела на глубине 420 м были вскрыты уникальные неизмененные гипабиссальные кимберлиты (Рис. 2.5, 2.6). Неизмененные кимберлиты слагали субвертикальное штоковидное тело, прослеженное до глубин 620 м. В отличие от большинства кимберлитов мира, эти кимберлиты практически не затронуты син- и постмагматическими изменениями. По сравнению с подавляющим большинством кимберлитов Сибирской платформы, описание минералогии которых в основном ограничивается присутствием серпентина и кальцита, неизмененные кимберлиты трубки УдачнаяВосточная содержат порядка 20 минеральных фаз магматической кристаллизации. Среди минералов основной массы этих пород выявлены силикаты – оливин, флогопит, гумит; фосфаты представлены апатитом; оксиды – перовскитом, хромитом, Ti-магнетитом, магнетитом, рутилом и пикроильменитом; сульфиды– пирротином, пентландитом, расвумитом и джерфишеритом;

карбонаты – кальцитом, доломитом, шортитом и земкоритом; хлориды – галитом и сильвином;

сульфаты – афтиталитом [Sharygin et al., 2007; 2008; Kamenetsky et al., 2004; 2007; 2012].

Рисунок 2.5. (a) Спутниковый снимок Google карьера трубки Удачная-Восточная (b) Фотография, сделанная из точки B, кимберлитов восточного тела (штриховая линия) и блока неизмененных (овал).

Рисунок 2.6. Уникально свежий кимберлит трубки Удачная-Восточная (видны зерна абсолютно несерпентинизированного оливина) и крупный ксенолит деформированного перидотита.

Присутствие щелочных карбонатов, сульфатов и хлоридов в матриксе пород обуславливает главную химическую особенность неизмененных кимберлитов – высокие концентрации щелочей (до 8 мас. % Na2O + K2O) и Cl (до 6 мас. %). Другой отличительной чертой этих кимберлитов являются низкие содержания H2O ( 50 км).

7.2. Генезис наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов деформированных перидотитов можно выделить несколько типов наложенных акцессорных минералов: 1) наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил (раздел 6.2); 2) реакционные каймы на породообразующем оливине; 3) реакционные каймы на породообразующем ортопироксене; 4) реакционные каймы на породообразующем клинопироксене; 5) реакционные каймы на гранате; 6) каймы вокруг первичных акцессорных Fe-Ni-Cu сульфидов. Ниже рассмотрим генезис наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов деформированных перидотитов.

7.2.1. Наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил В разделе 7.1 было показано, что в ксенолиты деформированных перидотитов, проникал расплав, генетически связанный с кимберлитами, который сейчас законсервирован в виде расшнурованных вторичных расплавных включений. Этот расплав, являлся либо кимберлитовым, то есть выносившим ксенолиты, либо протокимберлитовым, то есть просачивавшимся через перидотиты незадолго до извержения магмы.

Все наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил были установлены среди минералов матрикса вмещающих их кимберлитов, расплавных включений в оливине из кимберлитов и вторичных расплавных включений в оливине деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная (Табл. 7.1). То есть, минералогия интерстиционных обособлений и микрожил в целом подобна, минералогии ассоциаций, кристаллизовавшихся из кимберлитовых/протокимберлитовых расплавов.

Кроме того, составы некоторых минералов идентичны составу соответствующих минералов основной массы кимберлитов и расплавных включений. Причем тренды свидетельствуют о том, что наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил в ксенолитах деформированных перидотитов кристаллизовались из расплава близкого тому, что проникал по трещинам в оливин ксенолитов. Различия в минералогии расплавных включений и интерстиционных обособлений и микрожил в ксенолитах деформированных перидотитов могут объясняться либо различными Рисунок 7.6. Вариации состава слюды интерстиционных обособлений и микрожил в обр. UV-34/ (синие поля, синей звездой показан состав слюды в ассоциации с хромитом и клинопироксеном).

Также показаны поля составов кристаллических включений слюды из ограненного оливина основной (Ol-2) массы кимберлита трубки Удачная-Восточная, фенокристаллов слюды, слюды из основной массы кимберлита трубки Удачная-Восточная и слюды из включений расплава в макрокристаллах оливина кимберлитов (Ol-1) [Головин, 2004; Головин и др., 2007]. Красной сплошной стрелкой показано направление эволюции составов слюды при кристаллизации кимберлитов трубки Удачная-Восточная [Головин, 2004; Головин и др., 2007]. Красной штриховой линией показано возможное направление эволюции состава слюды при кристаллизации в интерстиционных ассоциациях ксенолитов деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная.

глубинами образования, либо изменением состава кимберлитового/протокимберлитвого расплава в результате реакций с породообразующими минералами и акцессорными Fe-Ni-Cu сульфидами ксенолитов.

Инфильтрация кимберлитового расплава и его взаимодействие с первичными минералами перидотита может начинаться в мантии еще до захвата ксенолитов и продолжаться в течении всего подъема до поверхности. Растрескивание ксенолитов может начаться еще in situ на фронте движения магмы в результате магморазрыва (см. разделе 7.2.7) и должно продолжаться во время подъема в результате декомпрессии. P-Т параметры образования минералов интерстиционных обособлений и микрожил могут также широко варьировать от высоких мантийных до низких приповерхностных. Присутствие арагонита свидетельствует о кристаллизации при высоком давлении так же, как и ассоциация клинопироксена и оливина. Снова следует отметить, что монтичеллит никогда не встречается в ассоциации с оливином и клинопироксеном: в кимберлитовых системах монтчичеллит сменяет высокобарическую ассоциацию клинопироксена и оливина (см. раздел. 7.1.2). Кристаллизация монтичеллита после оливина задокументирована в основной массе кимберлитов [например, Kampata et al., 1994]. Таким образом, присутствие высокобарических (арагонит и клинопироксен+оливин) и низкобарических минералов (кальцит и монтичеллит) свидетельствуют о широких вариациях P-Т условий кристаллизации наложенных минералов интерстиционных обособлений и микрожил. P-Т параметры кристаллизации минералов интерстиционных обособлений и микрожил будут подробно рассмотрены в разделе 7.2.7.

деформированных перидотитах, ранее была кратко описана в ксенолите шпинелевого перидотита из трубки Удачная-Восточная [Sharygin et al., 2007]. Среди акцессорных минералов в ксенолите шпинелевого перидотита были установлены оливин, клинопироксен, Cr-шпинель, флогопит, пирротин и джерфишерит. Авторами отмечалось, что такая ассоциация интерстиционных минералов более характерна для внешних частей ксенолитов и, часто, скопление таких минералов соединяется с вмещающим кимберлитом. Таким образом, был сделан вывод, что это ассоциация является продуктом раскристаллизации кимберлитового расплава, проникшего в ксенолит.

Очевидно, что в случае шпинелевого перидотита, инфильтрация кимберлитового расплава и кристаллизация интерстиционных минералов имели место быть на глубинах не ниже залегания пород шпинелевой фации – 31-33 кбар. Также на высокие давления образования указывает ассоциация клинопироксена и оливина вместо монтичеллита. Так как интерстиционная ассоциация наложенных минералов шпинелевого перидотита подобна изученной нами, то вероятно, что кристаллизация минералов интерстиционных обособлений и микрожил в деформированных перидотитах происходила при их подъеме уже после захвата кимберлитовой магмой.

7.2.2. Реакционные каймы на оливине Реакционные каймы на оливине представлены монтичеллитом и гумитом/клиногумитом или просто изменением состава оливина по краю. Составы монтичеллита и гумита/клиногумита из кайм идентичны таковым интерстиционных обособлений и микрожил, что свидетельствует об образовании кайм в результате реакции с кимберлитовым/протокимберлитовым расплавом.

Замещение оливина монтичеллитом описано в некоторых кимберлитах [например, Корнилова и др., 1983], однако, бывают случаи и эпитаксического нарастания монтичеллита на оливин [например, Kampata et al., 1994]. Внешние зоны породообразующего оливина и оливин из интерстиций характеризуются более высокой магнезиальностью, чем центральные части породообразующего оливина, что свидетельствует об изменении состава породообразующего оливина по краям в результате реакции переуравновешивания с кимберлитовым расплавом, находившимся в интерстициях. Следует обратить внимание на интересную закономерность. В интерстициях, где присутствует клинопироксен, внешняя зона с высокомагнезиальным составом породообразующего оливина, как правило, намного шире, чем в интерстициях, где присутствует монтичеллит. Это значит, что в первом случае породообразующий оливин в течении большего времени контактировал с кимберлитовым/протокимберлитовым расплавом. Это свидетельствует о многоэтапном проникновении расплава в ксенолиты, вероятно, в результате многоэтапного растрескивания. Кристаллизация наложенных минералов интерстиционных обособлений и микрожил с клинопироксеном, таким образом, представляют более ранний этап.

7.2.3. Реакционные каймы на ортопироксене Каймы вокруг ортопироксена 1-го типа состоят из вторичного клинопироксена, который тесно ассоциирует с вторичным оливином, флогопитом, содалитом и хромитом. Так как результаты изучения расплавных включений свидетельствуют о том, что расплав, проникавший в ксенолиты, имел щелочно-карбонатитовый состав, то его взаимодействие с породообразующими силикатами деформированных перидотитов можно рассмотреть в рамках модельной экспериментальной системы карбонатизированного перидотита (перидотит+СО2+H2O). Фазовые отношения в этой системе изучались различными коллективами исследователей. В работе [Thibault et al., 1992] было установлено, что при давлении 2 ГПа и температуре 1000 оС в системе гарцбургит-щелочной карбонатит (перидотит+СО2+H2O) существует следующая реакция:

Ассоциация клинопироксена с губчатой структурой, оливина и флогопита, окаймляющая первичный ортопироксен, а также вторичные углекислотные флюидные включения в ортопироксене, вероятно, являются свидетельством реакции [3] в ксенолитах деформированных перидотитов реакции между ортопироксеном и кимберлитовым расплавом, проникавшим в ксенолиты.

Однако, положение линии реакции [3] в P-T пространстве не было установлено [Thibault et al., 1992]. Реакция [3] является аналогом следующей реакции в хорошо изученной простой модельной системе перидотит+СО2 CaO+MgO+SiO2+CO2 (CMS+CO2) [например, Eggler, 1978]:

Кривая реакции [4] в P-T пространстве субпараллельна оси температуры и располагается в системе CMS+CO2 между 2.5 и 3 ГПа и 1200 и 1500 оС (Рис. 7.7 a). Добавление в систему дополнительных компонентов, таких как щелочи и вода понижает давление и температуру реакции [4] (Рис. 7.7 b) [Wallace, Green, 1988; Falloon, Green, 1989]. Таким образом, низкие давления при которых протекают реакции [3, 4], свидетельствуют об образовании кайм 1-го типа на ортопироксене в результате его взаимодействия с кимберлитовым расплавом во время подъема.

Часть выделившейся СО2 образовала вторичные включения в трещинах, возникших в результате декомпрессии. Соответственно, редкие каймы клинопироксена (без губчатой структуры) могли формироваться при давлениях выше реакции [3, 4].

7.2.4. Реакционные каймы на клинопироксене Реакционные каймы вокруг клинопироксена сложены либо ассоциацией флогопита и позднего клинопироксена, либо только поздним клинопироксеном, отличающимся по составу от породообразующего. Вероятнее всего, каймы вокруг клинопироксена также образовались в результате реакции с кимберлитовым/протокимберлитовым расплавом, проникавшим в перидотиты. Во-первых, инфильтрация кимберлитовым/протокимберлитовым расплава в ксенолиты является доказанным фактом (см. раздел 7.1). Во-вторых, если предположить образование кайм вокруг клинопироксеном в результате in situ мантийного метасоматоза, не связанного с кимберлитовыми расплавом, то за время нахождения в мантии при Т = 1200-1400 оС различие в составе между породообразующим клинопироксеном и окаймляющим клинопироксеном должны были бы стереться в результате переуравновешивания. Различия в составе могли сохраниться только если бы расплавы in-situ взаимодействовали с клинопироксеном незадолго до захвата кимберлитовой магмой.

Рисунок 7.7. (a) Солидус и реакции декарбонатизации в упрощенной модельной системе перидотит+СО2 (СaO+MgO+SiO2+CO2) [Eggler, 1978], линия между полями Лерцолит+Расплав и Лерцолит+СО2 флюид соответствует реакции декарбонатизации [3]. (b) Диаграмма, демонстрирующая возможный P-T профиль кимберлитовой магмы при подъеме в случае остановки и остывания вблизи границы корамантия красная штриховая линия с цифрой 2. Красная штриховая линия с цифрой 1 P-T профиль кимберлитовой магмы при подъеме без остановок. Синяя сплошная линия обозначает солидус и реакции декарбонатизации в щелочесодержащем перидотите (пиролите)+СО [Falloon, Green, 1989]; синяя пунктирная линия обозначает то же самое только в присутствии воды СО 2/(СО2+H2O) = 0.8 [Wallace, Green, 1988]; поля соответствуют тем, что на рисунке 7.7 a. Красная сплошная линия поля стабильности монтичеллита и клинопироксена в системе кимберлита Wesselton [Edgar et al., 1988]; плюс обозначает появление данной фазы. Зеленая сплошная линия линия перехода кальцит-арагонит для чистого CaCO3 [Irving, Wyllie, 1975]; зеленая пунктирная линия то же для системы, содержащей 10 мол. % SrCO [Carlson, 1980]. Черные линии ограничивают поле стабильности карбоната кальция (+) в различных по составу системах, моделирующих кимберлит: E'88 афанитовый кимберлит трубки Wesselton [Edgar et al., 1988]; Sh'13 неизмененный гипабиссальный кимберлит трубки Удачная-Восточная [Шарыгин и др., 2013]; L'10 неизмененный гипабиссальный кимберлит трубки Удачная-Восточная, допированный Cl и водой [Литасов и др., 2010]. (c) Поля стабильности флогопита (+) в различных карбонатно-силикатных системах: S'94 перидотит+СО2+H2O [Sweeney, 1994]; U&S кимберлит группы-2 [Ulmer, Sweeney, 2002]; L'10 неизмененный гипабиссальный кимберлит трубки УдачнаяВосточная допированный Cl и водой [Литасов и др., 2010]. Поля стабильности паргасита (+) в различных карбонатно-силикатных и силикатных системах: G'73 перидотит+H2O; W&G перидотит+СО2+H2O [Wallace, Green, 1988]; S'94 перидотит+СО2+H2O [Sweeney, 1994].

Флогопит в кимберлитовых системах, а также в системе перидотит+СО2+H2O устойчив при давлениях ниже 5 ГПа (Рис. 7.7 с) [Sweeney, 1994; Ulmer, Sweeney, 2002; Litasov et al., 2006].

Таким образом, можно предположить, что срастания клинопироксена и флогопита вокруг породообразующего клинопироксена образовалась при давлениях менее 5 ГПа, в то время как каймы состоящие из одного клинопироксена могли образовываться при больших давления.

7.2.5. Реакционные каймы на гранате Существует несколько взглядов на причины образования келифитовых кайм вокруг граната в ксенолитах из кимберлитов: 1) твердофазные реакции при декомпрессии во время подъема к поверхности c последующей гидратацией и привносом щелочей в результате реакции с флюидной фазой кимберлитовой магмы [Franz et al., 1996; Barton, Gerya, 2003]; 2) in situ мантийный метасоматоз [Dawson, 1984; Харькив, Вишневский, 1989; Егоров и др., 2004]; 3) кимберлитовый метасоматоз, то есть реакция граната с кимберлитовым/протокимберлитовым расплавом, проникавшим в ксенолиты.

Основываясь как на оригинальных данных, приведенных в настоящей диссертационной работе, так и литературных данных изучения большого количества разнообразных ксенолитов из Южной Африки [Franz et al., 1996; Barton, Gerya, 2003] и Якутии [Dawson, 1984; Харькив, Вишневский, 1989; Егоров и др., 2004], можно констатировать, что основными минералами келифитовых кайм являются ортопироксен, клинопироксен и шпинель. Флогопит и амфибол находятся в подчиненных количествах. А.Д. Харькив и А.А. Вишневский [1989] отмечают, что по масштабам келифитизации нет существенных различий между гранатами зернистых и деформированных перидотитов, хотя по структурно-текстурным особенностям, составу породообразующих минералов и Р-Т условиям образования эти две группы пород существенно различаются. Это свидетельствует о том, что во всех ксенолитах келифитовые каймы на гранатах образовались в результате идентичных процессов.

Рассмотрим возможность каждой модели келифитообразования. В рамках модели 1 Franz et al. [1996] предложили следующие субсолидусные реакции и реакции с кимберлитовым флюидом, которые приводят к образованию ассоциации келифитовых минералов:

Реакции [5, 6] являются низкобарическими и происходят при давлениях ниже 3 ГПа [Franz et al., 1996]. Кроме того паргасит, наиболее распространенный амфибол среди минералов келифитовых кайм, также свидетельствует о низких давлениях образования (Рис. 7.7 d). Однако, образование келифитовых кайм происходит при не слишком низких давлениях, иначе наблюдалось бы присутствие плагиоклаза (анортита) при P < 1.3 ГПа [Franz et al., 1996] согласно реакции:

Таким образом, образование келифитовых кайм на гранате происходило в результате декомпрессии во время подъема кимберлитовой магмы. Franz et al. [1996] считают, что это происходило в промежуточной камере вблизи границы кора-мантия. Субсолидусные реакции граната с оливином [5, 6], то есть без участия флюидной фазы, исключаются поскольку келифитовые каймы развиты равномерно вокруг всего зерна граната, независимо от того контактируют зерна граната с оливином или пироксенами. Кроме того, ассоциации келифитовых кайм развиты и вдоль трещин внутри граната, что свидетельствует о миграции вещества (флюида или расплава) вдоль трещин. Образование келифитовых ассоциаций вдоль трещин возможно только в случае проникновения туда флюидной фазы или расплава. То есть реакции [5, 6] возможны, но оливин может быть растворенным компонентом флюида или расплава.

Однако, в соответствии с моделью 3, предлагаемой в данной работе, это могли быть реакции с расплавом, генетически связанным с кимберлитами. Проникновение кимберлитового/протокимберлитового расплава в деформированные перидотиты доказано в кимберлитового/протокимберлитового расплава согласно экспериментальным данным в кимберлитовых системах (Рис. 7.7 с) происходит при низких давлениях. Это свидетельствует о том, что келифитовые каймы формировались во время подъема кимберлитовой магмы.

Рассмотрим модель 2 in situ мантийный метасоматоз. Эта модель представляется менее маловероятной в силу нескольких очевидных фактов. Во-первых, ассоциация минералов келифитовых кайм является низкобарической, о чем написано выше. Реакции [5, 6] происходят при переходе из поля Gt-перидотитов в поле Sp-перидотитов, что само собой исключает образования келифита при P-T параметрах стабильности Gt-перидотитов, то есть in situ в мантии.

Во-вторых, келифитовая ассоциация располагается вдоль трещин граната деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная, что также отмечают и А.Д. Харькив и А.А. Вишневский [1989]: "В ультрабазитах трубки Удачная келифитовое вещество нередко проникает вдоль зерен граната, слагая в нем тонкие прожилки и их раздувы". Наиболее вероятно образование трещин в гранате связано с извержением кимберлитовой магмы. В-третьих, минералы в келифитовых каймах имеют тонкие неоднородности состава. А.Д. Харькив и А.А. Вишневский [1989] отмечают, что состав минералов меняется по мере перемещения от внутренних зон каймы к периферийным.

Кроме того, в ксенолитах деформированных перидотитов шпинель является зональной: до нескольких зон мощностью первые микрометры. А.Д. Харькив и А.А. Вишневский [1989] полагают, что такие изменчивости состава минералов кайм являются отражением смещения равновесия вследствии либо изменения Р-Т условий либо, эволюции химизма флюида, воздействовавшего на гранаты. Первое подразумевает, что мантийный метасоматоз in situ исключается. В случае мантийного метасоматоза, не связанного с кимберлитовой магмой, неоднородности состава минералов келифитовых кайм должны были бы стереться при мантийных температурах в течение миллионов лет. То есть, минералы келифитовых кайм должны были бы прийти к текстурному и химическому равновесию с породообразующими минералами ксенолитов, что является признаком мантийного метасоматоза in situ согласно [Dawson, 1980].

Таким образом, наиболее вероятной моделью образования келифитовых кайм является реакция граната с кимберлитовым/протокоимберлитовым расплавом и/или флюидом, связанным с кимберлитовой магмы. Изменчивость состава минералов кайм является отражением как смещения равновесия вследствие изменения Р-Т условий, так и эволюции химизма расплава и/или флюида.

К сожалению, в рамках настоящей работы получено недостаточно данных для того, чтобы сделать однозначный вывод о генезисе келифитовых кайм на гранате. Поэтому рассуждения, приведенные в работе, пока являются больше спекулятивными. Проблема генезиса келифитовых кайм требуют последующих исследований.

7.2.6. Реакционные каймы на первичных Fe-Ni-Cu сульфидах Джерфишерит, окаймляющий первичные Fe–Ni-Сu-сульфиды в крупных интерстиционные сульфидных обособлениях, образовался за счет их замещения в результате реакции с кимберлитовым/протокимберлитовым расплавом. Подробно этот момент будет рассмотрен в разделе 7.3.1.

Таким образом, комплекс полученных данных свидетельствует о том, что наложенные акцессорные минералы интерстиционных обособлений и микрожил образовались в результате инфильтрации кимберлитового/протокимберлитового расплава. При этом происходила частичная реакция этого расплава с минералами первичного парагенезиса с образованием реакционных кайм вокруг породообразующих минералов и первичных Cu-Fe-Ni-сульфидов.

Вероятно, что инфильтрация расплава и его взаимодействие с минералами ксенолитов могут начинаться в мантии при подъеме магмы и продолжаться до поверхности. P-Т параметры образования наложенных интерстиционных минералов могут также широко варьировать от высоких мантийных до низких приповерхностных.

7.2.7. Реконструкция P-T параметров кристаллизации наложенных минералов интерстиционных обособлений и микрожил В интерстиционных обособлениях и микрожилах так же, как и в расплавных включениях был диагностирован арагонит, свидетельствующий о высоких давлениях кристаллизации.

Признаком высоких давлений кристаллизации ассоциации наложенных акцессорных минералов интерстиционных обособлений и микрожил является также присутствие клинопироксена, который в системах с низкой активность кремния с понижением давления сменяется монтичеллитом.

Температура кимберлитовой магмы в случае адиабатического подъема выше температуры кристаллизации кальциевого карбоната в карбонатитовом расплаве (Рис. 7.1). То есть, если допустить непрерывный, то есть без остановки на глубине, подъем магмы, то кристаллизация кальциевого карбоната должна происходить во время остывания магмы в приповерхностных условиях, где устойчив кальцит (Рис. 7.7 b). Таким образом, присутствие арагонита в интерстиционных обособлениях и микрожилах в случае непрерывного подъема магмы является парадоксом, что требует объяснения. Если в расплавных включениях кристаллизацию арагонита во время остывания магмы в приповерхностных условиях можно объяснять остаточным давлением внутри включений (см. раздел 7.1.2), то в случае арагонита интерстиционных обособлений и микрожил требуется другое объяснение.

Присутствие арагонита в интерстиционных обособлениях и микрожилах может объясняться его кристаллизацией в промежуточной камере, существование которой предполагается в некоторых работах [например, Franz et al., 1996; Ziberna et al., 2013], во время остановки и остывания магмы на глубине близкой к границе кора-мантия. Рассмотрим вероятность этого сценария. Реакция декарбонатизации должна происходить при давлениях ниже 2 ГПа (Рис. 7.7 а, b), но выше 1 ГПа, о чем свидетельствует присутствие клинопироксена (Рис. 7. b). Однако температура, при которой может протекать реакция декарбонатизации ниже температуры магмы в случае безостановочного подъема кимберлитовой магмы. Это предполагает, что кимберлитовая магма должна была остывать для того чтобы пересечь кривую декарбонатизации. Об этом же свидетельствует и поле стабильности флогопита в кимберлитовых и карбонатитовых системах (Рис. 7.7 c). Таким образом, реакция декарбонатизации могла происходить при давлениях между 1 и 2 ГПа во время остывания, что предполагает существование промежуточной камеры вблизи границы кора-мантия, которая может являться реологической границей, на время препятствующей продвижению кимберлитовой магмы вверх, как предполагается в некоторых работах [например, Franz et al., 1996]. Во время остывания в промежуточной камере происходить кристаллизация арагонита. Однако, линия перехода арагониткальцит находится при более высоких давлениях, чем реакция декарбонатизации (Рис. 7.7 b).

Значительно понижать давление перехода арагонит-кальцит может примесь стронция [Carlson, 1980] (Рис. 7.7 b), однако измеренные содержания Sr в арагоните из интерстиционных ассоциаций деформированных перидотитах не превышают 1 мол. %.

Недавно, подобная проблема присутствия арагонита в карбонатитовых и карбонатизированных сиенитовых ксенолитах в щелочных базальтах Словакии была описана в работе [Hurai et al., 2013]. В ксенолитах из Словакии также был диагностирован кальцит, обрастающий арагонит. По совокупности фактов авторы предположили, что арагонит кристаллизовался не в мантии, а в промежуточной камере на границе кора-мантия. Однако, толщина коры 26 км в регионе не достаточна для того чтобы обеспечить литостатическое давление, достаточное для его кристаллизации. Авторы объяснили кристаллизацию арагонита возникновением кратковременного избыточного давления в магматической камере, которое возникает на фронте подъема расплава благодаря поднимающимся и расширяющимся пузырям флюида, возникающим при дегазации богатой летучими щелочной базальтовой магмы.

Избыточное давление в верху камеры существует пока магматическая система является закрытой и не разрешится гидравлическим разрывом и извержением магмы. Авторы оценили необходимое избыточное давление, необходимое для кристаллизации арагонита, в 0.6 ГПа, что соответствует ~186 % от литостатического. Согласно этой концепции, арагонит в интерстиционных ассоциациях в ксенолитах деформированных перидотитов должен кристаллизовался при избыточном давлении в 1.2 ГПа. Однако, трудно оценить возможность повышения давления за счет дегазации на 1. ГПа. Кроме того, повышение давления будет останавливать дегазацию.

Кристаллизация арагонита интерстиционных обособлений и микрожил, помимо концепции, представленной в предыдущем абзаце, может быть обоснованна в рамках модели подъема магмы за счет гидростатических сил путем гидроразрыва (магморазрыва) вмещающих пород [Жатнуев, 2010]. Главной движущей силой в этой модели является избыточное давление магмы на фронте магматической колонны. Механизм возникновения избыточного давления представлен на Рис. 7.8.

Если принять, что очаг заложения кимберлитовой магмы находится на глубине 250 км, то на границе кора-мантия избыточное давление магмы с плотностью 3.0 г/см3 будет составлять 0. ГПа, а с плотностью 2.5 г/см3 1.50 ГПа (Рис. 7.8). Для моделирования возможно предположить, что плотность кимберлитовой магмы находится между 2.5 и 3.0 г/см3, так как эти величины примерно соответствуют плотности карбонатных [Liu et al., 2007] и карбонатизированных ультраосновных расплавов [Ghosh et al., 2007], соответственно. Таким образом, действительно, Рисунок 7.8. (а) Литостатическое давление (PЛит) и давление магмы (PМагм) при высоте колонны от 0 до 250 км и предполагаемых плотностях магмы 2.5 и 3.0 г/см3 без учета литостатического давления. (b) Давление магмы с плотностью 2.5 и 3.0 г/см3 (PЛит+РИзб) с учетом PЛит, получаемые путем проекции графиков с рисунка (а) на рисунок (б) (серые стрелки). Синие точки на диаграмме давление магмы на данном глубинном уровне при соответствующей плотности. РИзб избыточные против PЛит давления магмы на данном глубинном уровне. (с) Модель магматического канала высотой 200 км, в данном случае для кимберлитовой магмы с глубиной очага 250 км и фронтом на границе кора-мантия. Модифицированный рисунок 1 из [Жатнуев, 2010].

кимберлитовая магма в промежуточной камере на границе кора-мантия могла иметь избыточное давление, достаточное для кристаллизации арагонита (> 1.2 ГПа).

Franz et al. [1996] на основании результатов изучения келифитовых кайм в гранатах из деформированных перидотитов предположили, что кимберлитовая магма может иметь промежуточную камеру вблизи границы кора-мантия. О возможной остановке кимберлитовой магмы на глубинах, соответствующих 3 ГПа, также предполагается и в работе [Ziberna et al., 2013].

Об этом также свидетельствует реакция декарбонатизации, задокументированная в исследованных деформированных перидотитах. Предположение о промежуточной камере находит убедительное подтверждение в рамках модели подъема магмы за счет гидростатических сил. На подъем магмы за счет гидроразрыва (магморазрыва) влияет прочность вмещающих пород. При литостатическом режиме твердой мантии, условие для гидроразрыва является следующим:

где PИзб избыточное давление магмы на фронте магматического канала, Т предел прочности на разрыв.

Прочность пород литосферной мантии увеличивается с уменьшением глубины и достигает максимальных значений вблизи границы кора-мантия (Рис. 7.9). На Рис. 7.9 графики избыточных давлений магмы совмещены с графиками прочности пород литосферной мантии. Несмотря на высокое избыточное давление на фронте магматической колонны, магма, согласно уравнению [9], должна остановиться на прочностном барьере (синяя точка на Рис. 7.9). Остановка магмы в мантии возможна на уровне ~70-100 км. Согласно Жатнуеву [2010] дальнейшее продвижение магмы к поверхности возможно за счет просачивания и проплавления вышележащих пород, при условии постоянного подпитывания камеры веществом и теплом, пока прочностной барьер не будет прорван и гибридная магма не устремится к поверхности. Кроме того, прочность вышележащих пород должна снижаться за счет повышения их температуры в результате прогрева магмой. Однако в случае кимберлитовой магмы способствовать ее продвижению сквозь прочные породы может еще и увеличение давления магмы за счет уменьшения плотности. Понижение плотности магмы в промежуточной камере возможно за счет свободной фазы СО2, выделяющейся благодаря декарбонатизации при взаимодействии кимберлитового расплава с ксеногенным ортопироксеном согласно реакциям [3, 4].

Таким образом, возможно предположить, что часть минералов нтерстиционных обособлений и микрожил, таких как оливин, флогопит, клинопироксен и арагонит, и минералы реакционных кайм, кристаллизовались в промежуточной камере, а такие минералы, как монтичеллит, тетраферрифлогопит и кальцит в приповерхностных условиях. Арагонит мог кристаллизоваться в нижней части камеры, а декарбонатизация протекать в верхней (Рис. 7.10, 7.12). Franz et al. [1996] считают, что образование келифитовых кайм вокруг граната происходило Рисунок 7.9. (а) Диаграмма избыточных давлений в магматической колонне при плотностях магмы 2.5 и 3.0 г/см3. Синие точки давление магмы на уровне границы кора-мантия при соответствующей плотности. Красным схематично показаны диаграммы прочности пород литосферной мантии древних кратонов для сухого (Dry) и мокрого (Wet) перидотита [Michaut et al., 2009]). (b) Схематичная диаграмма изменения прочности пород литосферы древних кратонов с глубиной [например, Michaut et al., 2009]. (с) Модель магматического канала с промежуточным камерой для магмы с плотностью 2.5 г/см3. Глубина остановки магмы соответствует пресечению линии избыточного давления с кривой прочности литосферной мантии красная точка.

Рисунок 7.10. P-T схема (перерисованный Рис. 7.2.2 b с дополнениями), демонстрирующая возможные P-T профили подъема кимберлитовой магмы при подъеме в случае остановки и остывания вблизи границы кора-мантия (красные штриховые линии 2-4). Серый овал минимально возможный размер промежуточной камеры, при которой возможно протекание реакций декарбонатизаций вверху камеры и кристаллизация арагонита внизу камеры без учета избыточного давления магмы. Черный овал минимально возможный размер промежуточной камеры, при которой возможно протекание реакций декарбонатизаций вверху камеры и кристаллизация арагонита внизу камеры с учетом избыточного давления магмы (для плотности магмы 3.0 г/см3). Красные штриховые линии с цифрами: 1 P-T профиль магмы при подъеме без остановок (квазиадиабатическое остывание) [Kavanagh, Sparks, 2009]; 2 P-T профиль магмы, при котором возможно протекание реакций декарбонатизаций [3, 4]; 3 P-T профиль магмы, при котором возможна кристаллизация арагонита без учета избыточного давления магмы; 3 P-T профиль магмы, при котором возможна кристаллизация арагонита без учета избыточного давления магмы; 4 P-T профиль магмы, при котором возможна кристаллизация арагонита с учетом избыточного давления магмы (для плотности магмы 3.0 г/см3). Синяя сплошная линия обозначает солидус и реакции декарбонатизации в щелочесодержащем перидотите (пиролите)+СО2 [Falloon, Green, 1989]; синяя пунктирная линия обозначает то же самое только в присутствии воды СО2/(СО2+H2O) = 0.8 [Wallace, Green, 1988]; поля соответствуют тем, что на рисунке 7.7 a. Красная сплошная линия поля стабильности монтичеллита и клинопироксена в системе кимберлита [Edgar et al., 1988]; плюс обозначает появление данной фазы. Зеленая сплошная линия линия перехода кальцит-арагонит для чистого CaCO3 [Irving, Wyllie, 1975];

зеленая пунктирная линия то же для системы, содержащей 10 мол. % SrCO3 [Carlson, 1980].

Черные линии ограничивают поле стабильности карбоната кальция (+) в различных по составу системах, моделирующих кимберлит: E'88 афанитовый кимберлит трубки Wesselton [Edgar et al., 1988]; Sh'13 неизмененный гипабиссальный кимберлит трубки Удачная-Восточная [Шарыгин и др., 2013]; L'10 неизмененный гипабиссальный кимберлит трубки Удачная-Восточная, допированный Cl и водой [Литасов и др., 2010].

в промежуточной камере. Совокупность реакций, описанных в деформироавнных перидотитах (Рис. 7.7, 7.10) подтверждает этот вывод.

7.2.8. Причина отличия минералогии интерстиционных обособлений и микрожил от минерального состава вторичных расплавных включений в оливине ксенолитов Существуют как сходства, так и отличия в минералогии интерстиционных обособлений и микрожил и минеральном составе расплавных включений. В целом их минералогия подобна кимберлитового/протокимберлитового расплава. Однако, есть и существенное отличие, выраженное в отсутствии щелочных карбонатов, сульфатов и хлоридов среди минералов интерстиционных обособлений и микрожил. Таким образом, необходимо объяснить истощенность интерстиционных обособлений и микрожил. Безусловно часть натрия и хлора в интерстиционных обособлениях и микрожилах присутствует в джерфишерите и содалите. Наиболее логичным интерстиционных обособлений и микрожил то, что состав расплавных включений в оливине наиболее близко отражает состав первоначального кимберлитового/протокимберлитового расплава, проникавшего в перидотиты, а минералы минералогии интерстиционных обособлений и породообразующими силикатами и первичными Fe-Ni-Cu-сульфидами. В частности, обеднение хлором и натрием могло происходить в результате перераспределения этих компонентов во флюидную фазу, образующуюся при дегазации расплава, проникавшего в перидотиты, в том числе, при его взаимодействии с ортопироксеном по реакциям [3, 4]. Кроме того, возможна и декарбонатизация самого расплава при понижении давления за счет разложения карбонатных компонентов расплава (Рис. 7.5).

Экспериментально показано, что натрий и хлор могут концентрироваться во флюиде при дегазации расплава. Измеренные значения коэффициента распределения хлора между флюидом и расплавом DClfluid/melt для различных систем варьируют от 2 до 250 [Baker, Alletti, 2012]. Кроме того, было показано, что для базальтовых систем хлор влияет на распределения Na, K, Ca и Fe между расплавом и флюидом, увеличивая перераспределение в пользу флюида [Beermann et al., 2006]. Распределение Na между карбонатным расплавом и флюидом было исследовано в работе [Veksler, Keppler, 2000] при Т = 700-900 оС и P = 0.1-0.2 GPa. Было показано, что на распределение Na между расплавом и флюидом влияет отношение вода/карбонат в системе, снижение которого способствует перераспределению Na во флюид: так при соотношении вода/карбонат (мас.%) = DNafluid/melt = 0.4, а при вода/карбонат (мас.%) = 0.6 DNafluid/melt = 0.6. Таким образом, отделение флюида обогащенного Na и Cl и одновременная кристаллизация других минералов (например, кальцита, клинопироксена, и флогопита) в интерстициях способствует обеднению расплава этими компонентами. Флюидные углекислотные включения с натритом и хлоридами (?) в ортопироксене, вероятно, являются обогащенным Na и Cl флюидом, отделившимся при декарбонатизации кимберлитового расплава, что подтверждает предложенную модель.

Эта модель также объясняет и низкую плотность углекислоты во вторичных флюидных включениях в породообразующем ортопироксене. Дочерние фазы во флюидных углекислотных включениях в ортопироксене, натрит и хлориды (?), кристаллизовались при снижении температуры уже в приповерхностных условиях. Выпадение высокоплотных кристаллических фаз, натрита ( = 2.55 г/см3) и хлоридов (например, галита = 2.17 г/см3), вызвало снижение плотности изначального флюида, то есть низкая плотность углекислоты не означает низкие давления захвата включений. Флюид при декарбонатизации расплава при взаимодействии с ортопироксеном согласно реакциям [3, 4] был высокоплотный. Давления, при которых происходила, эта реакция в ксенолитах деформированных перидотитов оцениваются в 1-2 ГПа (раздел 7.2.3).

Итак, отличия минералогии интерстиционных обособлений и микрожил от минерального состава вторичных расплавных включений в оливине ксенолитов объясняется тем, что в первом случае расплав, проникавший в ксенолиты был надежно изолирован минералом-хозяином и находился в закрытой системе, а во втором в открытой.

7.2.9. Петрогенетические следствия Результаты изучения наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов деформированных перидотитов из кимберлитов трубки Удачная-Восточная имеют несколько петрогенетических следствий. Во-первых, они дают информацию о составе кимберлитового/протокимберлитовго расплава. Во-вторых, они позволяют реконструировать P-T путь подъема кимберлитовой магмы.

Результаты изучения расплавных включений в оливине деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная показали, что расплав, проникавший в перидотиты имел карбонатитовый состав с низкими содержаниями воды. Результаты исследования наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов подтверждают этот вывод. О карбонатном характере этого расплава свидетельствуют продукты его реакции с ортопироксеном:

оливин-клинопироксен-флогопитовые каймы на породообразующем ортопироксене и углекислотные вторичные флюидные включения в ортопиросене реакции [3, 4]. О низкой активности SiO2 в расплаве также свидетельствует смена ассоциации Cpx + Ol в интерстиционных обособлений и микрожил на монтичеллит. Отсутствие воды в гумите и клиногумите в межзерновом пространстве ксенолитов указывает на низкие концентрации воды в расплаве, взаимодействовавшим с перидотитами. Таким образом, кимберлитовый/протокимберлитовый расплав, проникавший в перидотиты, имел карбонатитовый состав с низкими содержаниями воды.

В ксенолитах перидотитов из кимберлитов кратона Слейв поздний клинопироксен, замещающий породообразующий клинопероксен, характеризуется более низкими содержаниями Na, чем породообразующий клинопироксен [Kopylova, Caro, 2004]. На этом основании авторами делается вывод, что кимберлитовый расплав, проникавший в ксенолиты, характеризовался очень низкими содержаниями Na, и таким образом, выносил его из перидотитов [Kopylova, Caro, 2004].

В исследованных перидотитах трубки Удачная-Восточная наблюдается та же тенденция (Рис.

5.19), что и в перидотитах кратона Слейв. Клинопироксен в расплавных включениях в оливине кимберлитовый/протокимберлитовый расплав, проникавший в ксенолиты, характеризовался высокими концентрациями Na. Если принять, что утверждение в работе [Kopylova, Caro, 2004] верное, то очевиден парадокс. Дело в том, что низкие концентрации Na в клинопироксене не обязательно означают, что и расплав, из которого он кристаллизовался, обеднен натрием. Это связано с тем, что щелочные элементы, такие как К и Na, входят в структуру клинопироксена согласно следующим схемам изоморфизма [Morimoto et al., 1988; Bindi et al., 2002]:

То есть, содержание Na в клинопироксене зависит и от содержания трехвалентных катионов, таких как Al и Cr. В целом, в наложенно клинопироксене как для перидотитов из трубки Удачная-Восточная (Рис. 5.19), так и для перидотитов кратона Слейв [Kopylova, Caro, 2004], наблюдается обеднение Al относительно породообразующего клинопироксена. Действительно, кимберлитовый расплав проникавший в ксенолиты деформированных перидотитов, вероятно характеризовался низкими содержаниями алюминия: из Аl-содержащих минералов как в расплавных включениях, так и в интерстиционных обособлениях и микрожилах присутствуют только содалит, шпинель и слюда, причем первые два находятся в незначительных количествах, а последний часто представлен тетраферрифлогопитом. При этом Na-минералы в расплавных включениях в оливине деформированных перидотитов представлены в больших количествах. На диаграмме Na+K - Al+Cr в ф.е. содержания щелочных элементов как в наложенном так и породообразующем клинопироксене коррелирует с содержанием трехвалентных, и общий тренд эволюции направлен в сторону уменьшения как Na так и Аl (Рис. 7.11). Таким образом, вывод, сделанный в работе [Kopylova, Caro, 2004] не является верным, а низкие концентрации Na в наложенном клинопироксене, замещающем породообразующий, связаны с низкими концентрациями трехвалентных катионов в кимберлитовом расплаве. Следует отметить, что клинопироксен из расплавных включения богатых Na, имеет практически наименьшие содержания Na, а так же Al (Рис. 7.11).

Л. Франц и др. [Franz et al., 1996] на основании результатов изучения келифитовых кайм, которые широко развиты на гранатах из перидотитов трубки Анис Кубуб в Намибии, предположили, что кимберлитовая магма трубки Анис Кубуб может иметь промежуточную камеру вблизи границы кора-мантия. Авторы оценили длительность такой остановки в 60 (± дней). Существование промежуточной камеры, в которой происходило остывание магмы логично объясняет несоответствие прямых низких оценок температуры извержения магмы (< 900 oC) [Nechaev, Khokhryakov, 2013] и высоких оценок (>1100 C), сделанных на основании предполагаемого одноактного быстрого подъема кимберлитовой магмы [Kavanagh, Sparks, 2009].

Реакции, установленные в ксенолитах деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная, также подтверждают возможность существования промежуточной камеры вблизи границы (Рис.

7.10). Однако, в другой трубке Намибии, Ханаус, Л. Франц и др. [Franz et al., 1996] установили только тонкие келифитовые каймы на гранатах из перидотитов. Таким образом, авторы предположили, что кимберлитовая магма трубки Ханаус поднималась одноактно без остановки в промежуточной камере. Следовательно, возможно предположить различные сценарии подъема кимберлитовых магм для различных трубок (Рис. 7.12): 1) подъем без остановки; 2) подъем с остановкой в промежуточной камере.

Итак, результаты исследования наложенных акцессорных минералов в межзерновом пространстве ксенолитов деформированных перидотитов из кимберлитов трубки УдачнаяВосточная позволяют сформулировать второе защищаемое положение:

В межзерновом пространстве породообразующих минералов ксенолитов установлено значительное количество акцессорных минералов ( 17 минеральных видов), образование которых является результатом инфильтрации расплава, генетически связанного с кимберлитовым магматизмом. Наложенные акцессорные минералы являются продуктами как реакций этого расплава с первичными минералами ксенолитов, так и непосредственной раскристаллизации расплава, преобразованного в результате реакций.

Рисунок 7.11. Вариации состава (в мас. %) клинопироксена Cpx-3 (открытые символы), окаймляющего породообразующий клинопироксен деформированных перидотитов трубки Удачная-Восточная. Залитыми символами обозначен состав породообразующего клинопироксена.

Крест - состав клинопироксена из вторичных расплавных включений в оливине исследованных перидотитов.

Рисунок 7.12. Тектонические процессы в основании кратонной литосферы и пути подъема кимберлитовых магм для различных трубок (модифицировано из работ [Franz et al., 1996; Франц и др., 1997] (см. текст).

7.3. Джерфишерит в ксенолитах деформированных перидотитов: происхождение и петрогенетическое значение 7.3.1. Происхождение джерфишерита Многочисленные исследования мантийных ксенолитов из кимберлитов показали, что джерфишерит – хлорсодержащий калиевый сульфид, K6(Na,Cu)(Fe,Ni,Cu)24S26Cl, является довольно распространенным среди акцессорных минералов. В мантийных породах джерфишерит формирует каймы вокруг Fe-Ni-Cu-сульфидов в межзерновом пространстве и вокруг сульфидных глобул в породообразующих минералах [Добровольская и др., 1975; Дистлер и др., 1987; Специус и др., 1987; Соловьева и др., 1988; Буланова и др., 1990; Misra et al., 2004; Sharygin et al., 2007]. Кроме того, джерфишерит неоднократно диагностировался в ксенокристах/мегакристах, где этот минерал был установлен по периферии первичных сульфидных глобул и среди кристаллических фаз в расплавных включениях [Добровольская и др., 1975; Буланова и др., 1980; 1990; Гаранин и др., 1984; 1988; Дистлер и др., 1987; Специус и др., 1987;

Зедгенизов и др., 1998; Головин и др., 2003; 2007; Logvinova et al., 2008; Kamenetsky et al., 2009c].

В мантийных ксенолитах и ксенокристах/мегакристах образование джерфишерита в основном связывается с замещением и обрастанием первичных Fe-Ni-Cu-сульфидов в результате воздействия обогащенного K и Cl гипотетического расплава/флюида [Добровольская и др., 1975; Буланова и др., 1980; 1990; Гаранин и др., 1988; Соловьева и др., 1988; Sharygin et al., 2007]. Однако состав и источник этого расплава/флюида, а также время и P-T параметры его взаимодействия с мантийными породами не определены. С другой стороны, в единичных работах происхождение джерфишерита в мантийных ксенолитах связывается с выносящими их кимберлитовыми расплавами. Присутствие джерфишерита в двух ксенолитах алмазоносных эклогитов из трубки Удачная объясняется метасоматозом, который произошел на глубинах верхней мантии после попадания ксенолитов в кимберлитовый расплав [Misra et al., 2004]. Изучение ксенолита шпинелевого лерцолита из неизмененных кимберлитов трубки Удачная-Восточная показало, что образование джерфишерита в нем связано с инфильтрацией кимберлитового расплава и его реакцией с первичными Fe-Ni-Cu-сульфидами, вероятно, в приповерхностных условиях [Sharygin et al., 2007].