Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

Петрология / роисхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов

.doc
Скачиваний:
41
Добавлен:
29.03.2016
Размер:
53.76 Кб
Скачать

роисхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов

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

  1. Кимберлиты — редкие магматические горные породы. Они слагают небольшие трубки (диатремы), размер которых не превы­шает 1 км в поперечнике, а также маломощные (метры—десятки ме­тров) дайки и силлы. Кимберлиты встречаются только на древних докембрийских 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.

  2. 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.

  1. 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.

  2. 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.

  1. 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.

  2. 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.

  1. 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.

  1. 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.