Петрология / роисхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов
.docроисхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов
Кимберлиты относятся к наиболее глубинным магматическим образованиям, достигшим дневной поверхности, и являются одним из главных источников алмазов. Любая генетическая модель должна учитывать следующие главные особенности кимберлитов:
-
Кимберлиты — редкие магматические горные породы. Они слагают небольшие трубки (диатремы), размер которых не превышает 1 км в поперечнике, а также маломощные (метры—десятки метров) дайки и силлы. Кимберлиты встречаются только на древних докембрийских кратонах, которые были тектонически стабилизированы ранее 1.5 млрд лет. Ареалы кимберлитового магматизма тяготеют к сводовым поднятиям. Кимберлиты ассоциируют с мели- литсодержащими породами (мелилититами, альнёитами) и вместе с тем занимают обособленное положение относительно рифтовых зон, к которым приурочены другие щелочные ультраосновные и основные породы. По возрасту кимберлиты варьируют от протерозоя (1750 млн лет) до мезокайнозоя (90-60 млн лет). В одних и тех же провинциях встречаются разновозрастные кимберлиты.
-
Наиболее распространенные кимберлиты с брекчиевой структурой состоят из: 1) кристаллических включений (ксенолитов) коровою и мантийного происхождения, а также продуктов дезинтеграции таких включений; 2) мегакристаллов (очень крупных незональных кристаллов), которые выделились из кимберлитового расплава на глубине; 3) тонко- и мелкозернистой основной массы, затвердевшей в приповерхностных условиях.
Наиболее глубинные включения представлены гранатовыми перидотитами, пироксенитами и эклогитами, вынесенными из верхней мантии; многие включения несут следы деформации и перекристаллизации. Термо- и барометрические данные, учитывающие составы пироксенов и фанатов, указывают на формирование вещества глубинных включений при Т= 900-1400 °С и Р=А—Ь ГПа (120-210 км) вблизи верхней границы области устойчивости алмаза.
Эклогиты в целом встречаются среди включений значительно реже, чем перидотиты и пироксениты, но в отдельных трубках эк- логитовые включения преобладают. Кроме биминеральных пирок- сен-гранатовых эклогитов, известны эклогиты, содержащие коэсит, корунд, дистен, а также своеобразные породы, состоящие из грос- сулярового фаната, пироксена и дистена (гроспидиты). Эклогиты формировались примерно в том же диапазоне температур и давлений, что и перидотиты.
При дезинтеграции глубинных включений образуются изолированные кристаллы оливина, орто- и клинопироксена, фаната размером до 2-4 мм в поперечнике, состав которых аналогичен минералам включений. Все эти минералы выделяются повышенными содержаниями хрома.
Некоторые включения перидотитов и эклогитов содержат кристаллы алмаза. При этом алмазоносные эклогиты встречаются чаще, чем алмазоносные перидотиты. В кимберлитах заключены также изолированные ксеногенные кристаллы алмаза, концентрация которых редко превышает 0.05—0.2 г/т (0.25—1.0 карат/т). Многие кимберлиты не алмазоносны.
-
В кристаллах алмаза обнаружены разнообразные микровключения, которые исследованы с большой детальностью с помощью электронного микрозонда. Среди них преобладают минералы экло- гитового и перидотитового парагенезисов. Если среди кристаллических макровключений в кимберлитах главную роль ифают перидотиты, то микровключения в алмазе чаще представлены эклогитовой минеральной ассоциацией: фанат с высокой долей фоссуляра + клинопироксен, обогащенный жадеитом, ± рутил. Для перидотитового парагенезиса (оливин, пироксены, фанат) характерны низкокальциевые пироповые фанаты, обогащенные хромом (>5 мас.% Сг203), а гакже клинопироксены, содержащие более 0.3 мас.% К20, что подтверждает кристаллизацию алмаза при очень высоких давлениях. В алмазах не встречены микровключения флогопита, пикроильменита и других минералов, обогащенных титаном, которые развиты среди мегакристаллов и в основной массе кимберлитов.
-
В кимберлитах содержатся обломки мантийных пород, испытавших глубинный метасоматоз с образованием флогопита, амфибола (калиевого рихтерита), ильменита, рутила. Эти минералы
слагают прожилки и замешают кристаллы перидотитового и экло- гйтового парагеиезисов. Текстурные соотношения свидетельствуют о том, что метасоматическое изменение перидотитов и эклоги- тов произошло до того, как обломки этих пород попали в кимберлиты.
-
Мегакристаллы в кимберлитах представлены оливином, ор- то- и клинопироксеном, фанатом, пикроильменитом (магнезиальным ильменитом), флогопитом. Размер мегакристаллов обычно превышает 2 см и иногда достигает 10-15 см. Следовательно, они не могли образоваться за счет разрушения включений, размер кристаллических зерен в которых обычно составляет не более 2-4 мм. Преобладающая часть мегакристаллов отличается от соответствующих минералов во включениях низкими содержаниями хрома и более высокими концентрациями титана. Мегакристаллы формировались в последовательности: ортопироксен-оливин-гра- нат-клинопироксен. Температурный интервал кристаллизации равен 1315-1130 °С.
-
Основная масса кимберлитов имеет флогопит-серпентин- карбонатный состав и содержит мелкие кристаллы оливина, мон- тичеллита, мелилита, шпинели, апатита, перовскита, ильменита, бадделиита. Первичный минеральный состав базиса кимберлитов, вероятно, близок к альнёитам — мелилитсодержащим жильным породам.
Основная масса кимберлитов содержит большое количество кальцита, представленного двумя генерациями. Морфология кристаллов, а также текстуры отдельных даек и силлов свидетельствуют о выделении раннего кальцита из карбонатного расплава. Микровключения такого расплава гомогенезируются при Т = 700- 750 °С. Газово-жидкие включения в позднем кальците, который носит автометасоматический характер, гомогенизируются при Т= = 225-250 °С. Таким образом, углерод в кимберлитах представлен как в самородной форме (алмаз), так и в форме карбоната. Изотопный состав восстановленной и окисленной форм углерода оказывается одинаковым: б|3С= -(1-10%<?), что указывает на их общий мантийный источник.
-
Содержания сидерофильных (Ni, Со, Сг, V) и халькофильных (Си, Zn и др.) элементов-примесей в кимберлитах соответствуют среднему уровню для ульграосновных—ультрамафических пород.
Кимберлиты, имеющие обломочное строение, слагают трубки (диатремы), а кимберлиты с массивной текстурой чаще образуют дайки и силлы. Известны примеры, когда диатремы, сужаясь книзу, сменяются на глубине дайками.
Кимберлиговые трубки не оказывают термального воздействия на боковые породы, а на контакте с дайками и силлами, которые сложены массивными кимберлитами, отмечаются роговики. Имеются также признаки термального воздействия кимберлитов на ксенолиты глинистых и карбонатных осадочных горных пород.
Геологические, петрографические и геохимические данные приводят к выводу, что кимберлитовый расплав возникает в верхней мантии ниже гипсометрического уровня, соответствующего равновесию графит—алмаз, или вблизи этого уровня. Резкое обогащение кимберлитов некогерентными (несовместимыми)2 лито- фильными элементами-примесями указывает на то, что кимберли- товая магма может возникнуть только при очень низких степенях частичного плавления примитивного мантийного лернолита. Судя по приведенным выше коп иен фациям химических элементов в лер- цолитах и кимберлитах, возможная доля жидкой фазы не должна превышать 1 об.%. При столь малой степени частичного плавления трудно объяснить высокие содержания оливина и магния в кимберлитах. Это противоречне может быть разрешено, если допустить, что
Некогерентными, или несовместимыми называюттакие химические элементы, которые не входят в состав ранних, наиболее высокотемпературных кристаллических фаз. При частичном плавлении эти элементы переходят в расплав на начальной стадии процесса, а при кристаллизации магматических жидкостей накапливаются в относительно низкотемпературном остаточном расплаве. Типичными некогерентными элементами являются К, Rb, Th, P.
кимберлитовые магмы возникают за счет более продвинутого плавления метасоматически преобразованного мантийного вещества, обогащенного литофильными элементами и представленного иль- менит-флогопит-карбонатсодержащими лерцолитами.
Нагрев метасоматически преобразованного субстрата до Т > > 1200 °С вызывает разложение флогопита, переход в расплав кли- нопироксена, граната, карбоната, а также апатита и других акцессорных минералов. Это приводит к появлению кимберлитовой магмы, обогащенной магнием, кальцием и наряду с ними — калием, фосфором и другими литофильными элементами.
Источники кимберлитовой магмы, вероятно, пространственно приурочены к локальным участкам карбонатизированных перидотитов среди менее измененного и более восстановленного мантийного вещества, состоящего из алмазоносных перидотитов и эклоги- тов3. Кимберлитовый расплав, обладающий низкой вязкостью, проникает по узким каналам, увлекая обломки алмазоносных пород. При дезинтеграции ксенолитов образуются изолированные кристаллы алмаза.
Поскольку щелочной кимберлитовый расплав обладает более высоким окислительным потенциалом по сравнению с тем, который определяет устойчивость алмаза или графита, первичные окта- эдрические кристаллы алмаза, попадая в кимберлит, частично или полностью окисляются и растворяются в расплаве в виде карбонат- иона. Вследствие этого в кимберлитах находят кристаллы алмаза разного габитуса и морфологии, в том числе резорбированные, плохо ограненные кристаллы. Вероятно, в кимберлитах сохраняются только те кристаллы алмаза, которые до последнего момента были бронированы перидотитовым или эклогитовым веществом включений. Не случайно, слюдяные кимберлиты, которые кристаллизовались из наиболее щелочной и окисленной магматической жидкости и содержат мало глубинных включений, часто лишены алмазов. Сохранению кристаллов алмаза способствует также малая продолжительное!!» подъема кимберлитового расплава, которая, судя по расчетам, может измеряться часами. Опыт разработки ким-берлитовых трубок показал, что маломощные ответвления or основного тела кимберлитов часто наиболее богаты алмазами. Вероятно, быстрое затвердевание тонких апофиз препятствует резорбции криогенных кристаллов алмаза кимберлитовой магмой.
Перемещение кимберлитовой магмы к поверхности Земли происходит с большой скоростью и с ускорением, что обусловлено малой вязкостью жидкой фазы и выделением из нее газообразных Н20 и С02. Дегазации кимберлитовой магмы предшествует разделение ее на силикатный и карбонатный расплавы, которые при Р< < 2.5 ГПа (глубина 70-80 км) не смешиваются друге другом.
Удельный объем воды и углекислоты резко возрастает при Р = = 40-80 МПа (глубина 1.5—3.0 км), и на этой глубине происходит спонтанное расширение флюидизированной кимберлитовой массы, состоящей из смеси газообразных, жидких и твердых фаз, которая прорывается к поверхности в виде трубок взрыва. Как показывают геологические наблюдения, первоначальная вертикальная протяженность кимберлитовых трубок действительно составляет около 2.5 км. Согласно расчетам, скорость подъема кимберлитовой суспензии—эмульсии вблизи дневной поверхности равна примерно 400 м/с. Практически мгновенный подъем кимберлитовой массы сопровождается механическим разрушением пород земной коры, обломки которых увлекаются флюидизированным потоком и вместе с глубинными включениями выносятся наверх.
Область зарождения алмазоносных кимберлитовых магм в координатах: температура-давление ограничена линией равновесия графит-алмаз, экспериментально установленным интервалом между солидусом и ликвидусом кимберлитового расплава и Р-Туспо- виями устойчивости эклоги говой минеральной ассоциации. При таких граничных условиях область зарождения кимберлитовых магм отвечает давлению 5-7 ГПа (глубина 150-210 км) и температуре 1150-1500 °С, что соответствует ал маз-пироповой фации глубинности, по H.J1.Добрецову. Эти оценки подтверждаются опытами по плавлению карбонатизированных перидотитов при высоком давлении (данные Д. Канила, 1990 г.).
Генетические соотношения между кимберлитами и ассоциирующими с ними мелилиговыми магматическими породами остаются предметом дискуссии. По-видимому, альнёиты зарождаются на меньшей глубине по сравнению с кимберлитами. Если в источнике кимберлитов карбонат представлен магнезитом, то в области генерации альнёитовых расплавов — доломитом. Источники альнёито-вой магмы располагаются выше линии равновесия алмаз-графит, что объясняет отсутствие ксеногенного алмаза в мелилитовых породах.
Алмазоносные оливиновыелампроиты, обнаруженные в Западной Австралии, по составу, условиям залегания и происхождению близки к кимберлитам. Значительным сходством обладают и алмазы из лампроитов и кимберлитов. Те и другие содержат однотипные микровключения гарпбургит-дунитового и эклогитового параге- незисов, причем последний является доминирующим. Имеются основания полагать, что и в лампроитах алмаз имеет ксеногенную природу и генетически связан с включениями высокобарических мантийных пород.
Лампроиты отличаются от кимберлитов значительно меньшим содержанием карбонатного материала, отсутствием магматического кальцита, а также наличием силикатов и алюмосиликатов, особенно богатых титаном и калием, которые не встречаются в кимберлитах. Вместе с тем типичный для кимберлитов пикроильменит в лампроитах отсутствует. Для лампроитов характерны также высокие содержания фтора, заключенного во флогопите.
-
Имеющиеся данные приводят к выводу, что алмазоносные оли- виновые лампроиты возникают в верхней мантии при тех же условиях алмаз-пироповой фации глубинности, что и кимберлиты. Так же, как кимберлиты, они являются продуктом частичного плавления метасоматически измененного мантийного вещества, содержавшего флогопит. Различие заключается лишь в том, что это вещество было лишено карбонатного материала и обогащено минералами с повышенными содержаниями Ti, К и F. Эти различия обусловлены как спецификой глубинного флюида, так и особенностями исходного состава твердого мантийного субстрата. Последний был, вероятно, представлен предельно истощенными гарцбургитами с минимальным содержанием фаната, диопсида, а значит и кальция, что ограничивало возможность образования СаС03 даже при достаточном количестве С02 во флюидной фазе.