Экспериментальные исследования фазовых равновесий и алмазообразования в эклогит-карбонат-сульфидных системах

Часть 2. Природные эклогитовые системы в сопоставлении с экспериментальными исследованиями.

Глава 2. Эксперимент в приложении к природным данным.

Котектические соотношения граната и клинопироксена в эклогитовой системе. Изучена коллекция алмазоносных эклогитов кимберлитовой тр. Удачная (Якутия), насчитывающая 10 образцов, и приведена их минералого-петрографическая характеристика. На основе изучения образцов был получен тренд (рис.5) (который соответствует гранат-клинопироксеновой котектике) на петрохимической диаграмме плавкости диопсид-пироп-альмандин. Экспериментально построенная псевдотройная диаграмма плавкости омфацит - пироп (+гроссуляр) - альмандин (+гроссуляр) также характеризуется котектическими отношениями граната и омфацита (рис.3), что замечательным образом подтверждает природные соотношения граната и клинопироксена в эклогитах из тр. <Удачная> (рис.5). Помимо этого, такие взаимоотношения показывают, что биминеральные эклогиты должны быть наиболее распространенными среди всех типов магматических эклогитов. Т.о., впервые построена псевдотройная диаграмма плавкости омфацит - пироп (+гроссуляр) - альмандин (+гроссуляр) и изучен ее политермический разрез омфацит-пироп₁₅альмандин₅₃гроссуляр₃₂ при 7.0 ГПа, в результате чего показано, что гранат-клинопироксеновая ассоциация в магматических очагах алмазной фации глубинности представляет собой котектику.

Закономерности изменения состава гранат-клинопироксеновых парагенезисов. На основе изучения гранат-клинопироксеновых пар из продуктов экспериментов в системе омфацит - гранат при 7.0 ГПа была найдена зависимость логарифма константы распределения железа и магния между гранатом и пироксеном (lnK_d, где K_d - константа обменной реакции: Hed + Prp = Di + Alm), от содержания кальциевой молекулы Эскола в пироксене (рис.6).

Т.о., для определения температур гранат-клинопироксеновых парагенезисов, образованных при высоких давлениях (например, включения в алмазе), необходимо учитывать влияние содержания кальциевой молекулы Эскола в клинопироксене на константу перераспределения магния и железа между гранатом и клинопироксеном. Вместе с тем, между температурой образования и содержанием Са-молекулы Эскола в пироксене нет определенной зависимости, скорее всего изменение содержания Са-молекулы Эскола влияет прежде всего на давление (Шацкий, Coболев, 1989; Katayama et al., 2000).

На основе изучения составов гранат-клинопироксеновых парагенезисов, полученных в результате экспериментов в системе гранат-омфацит при 7.0 ГПа, выявлена зависимость составов минералов от изменения температуры: более высокотемпературные гранат-клинопироксеновые парагенезисы образуют на диаграмме CFM пару с более короткой коннодой, а на диаграмме перераспределения железа между сосуществующими гранатов и клинопироксеном, точки составов высокотемпературных минералов лежат ближе к линии K_d=1.

На Т - Р диаграмме показаны <сухой> и <водный> солидус эклогитов (рис.7). Для построения <сухого> солидуса эклогитов были взяты наши экспериментальные данные по кристаллизации магнезиально-железистых эклогитов при 7.0 ГПа, 1450^oС, а также данные Ю.А.Литвина (1991) при 4.0 ГПа, ~1350^oС. При нанесении на диаграмму Р-Т параметров образования алмазоносных эклогитов тр. <Удачная>, а также Р-Т параметров образования ассоциации граната и клинопироксена при их совместном нахождении во включениях в кристаллах алмаза тр. <Мир> (Буланова и др., 1993; Маракушев, Бобров, 1998) видно, что все данные попадают в <сухой> субсолидус. Тэйлором (Taylor & Anand, 2004) изучена большая коллекция алмазоносных эклогитов тр. <Удачная>, Якутия, найденные ТР их образования - 4.0-6.5 ГПа и 950-1280^oС, у некоторых других исследователей (Misra et al., 2004) Т образования получены 1400^oС и выше (по геотермометру Ai, 1994). Для включений гранатов и омфацитов из алмазов были сделаны определения ТР параметров образования: 1138-1179^oС при 5.0 ГПа из кимберлитовой тр. <Финч>, Южная Африка (Appleyard et al., 2003); 1040-1300^oС при 5.0 ГПа из кимберлитов района Лак де Грас, центральный Слэйв кратон, Канада (Davies et al., 2003; Promprated et al., 2003); 1000-1200^oC, 5.0 ГПа из кимберлитовой тр. <Коффифонтейн>, Юж.Африка (Izraeli et al., 2003) и др. Из диаграммы (рис.7) видно, что все данные также попадают в область <сухого> субсолидуса. Понижение температуры образования эклогитов (отностельно <сухих> условий) могло быть связано с повышением парциального давления водного компонента флюидов в результате реакций диспропорционирования компонентов при кристаллизации алмаза из флюидных магм:
H₂ + CO = C + H₂O; 3H₂ + CO = CH₄ + H₂O
и др. (Маракушев, 2000). Источником воды в магматических очагах алмазной фации глубинности могут быть потоки глубинных углеродно-водородных флюидов (Маракушев, 1992, 2000), в которых протекают подобные реакции. Таким образом, эксперименты в модельной системе Na₂O-CaO-MgO-FeO-Al₂O₃-SiO₂, близкой к составу природных рутиловых эклогитов, при давлении 7.0 ГПа свидетельствуют о том, что температура <сухого> солидуса эклогита составляет около 1450^oС. Это превышает температуры образования природных эклогитов из кимберлитовых трубок, что может свидетельствовать об их флюидно-магматической природе.

Схемы кристаллизации гранатов. Фазовые диаграммы для бинарной системы пироп-альмандин при давлениях 6.5 и 4.0 ГПа (рис.1) позволяют рассмотреть различные схемы изменения магнезиальности гранатов, кристаллизующихся из магматического расплава на фоне изменения температуры, давления или обоих интенсивных параметров одновременно (рис.8). В этом отношение интересны ситуации связанные с уменьшением температуры и давления, связанные с остыванием расплава и его подъемом к поверхности.

(1) Изобарическое остывание. В этом процессе количество граната относительно расплава постоянно увеличивается, что свидетельствует о росте этого минерала. Таким образом, нормальная кристаллизация пироп-альмандинового расплава на фоне снижения температуры при постоянном давлении приведет к образованию прямой (снижение магнезиальности к краю) ростовой зональности в минерале. Аналогичная зональность кристаллов возникнет при условиях, когда скорость остывания превышает скорость падения давления.

(2) Согласно схеме на рисунке 8 противоположную эволюцию магнезиальности граната можно ожидать в процессе изотермического снижения давления. Однако в этом случае ростовая зональность не образуется в гранате, поскольку его количество уменьшается по отношению к расплаву. Иначе говоря, ранее выделившиеся кристаллы растворяются в расплаве. Аналогичные процессы растворения граната будут проявляться в результате быстрого сброса давления при медленном остывании. Таким образом, следует вывод, что обратная зональность в отдельных кристаллах граната не может возникнуть при нормальной кристаллизации из расплава.

Однако схема (2) показывает, что в процессе быстрого снижения давления возможна кристаллизация последовательных генераций граната с увеличивающейся магнезиальностью при условии отделения ранее выделившихся кристаллов (фракционная кристаллизация). Если при этом процессе присутствует какая-либо фаза <консервирующая> ранее образованные кристаллы граната, то магнезиальность этих кристаллов будет возрастать от включенных в ядра фазы-хозяина до включенных в периферийные зона этой фазы. Необходимо отметить, что подобная эволюция магнезиальности должна проявляться и для омфацитов, если предположить что при давлениях более 4.0 ГПа диопсид и геденбергит образуют непрерывный ряд твердых растворов. Закономерное увеличение магнезиальности включений граната и омфацита, распределенных по зонам роста, действительно описано в алмазах из кимберлитовых трубок Якутии (рис.9, Буланова и др., 1993; Bulanova, 1995). Совместное увеличение магнезиальности граната и омфацита в этом процессе однозначно свидетельствует об их равновесии с расплавом, поскольку равновесие этих фаз без расплава (в субсолидусе) на фоне снижения Т и Р привело бы к снижению магнезиальности. Подтверждением этому являются расплавные включения в этом же кристалле алмаза (Буланова и др., 1993). Кроме того, заметный рост магнезиальности граната указывает на то, что скорость декомпрессии, вероятно, превышала скорость остывания, что соответствует росту алмаза в процессе продвижения магматического расплава к поверхности.

Диаграммы плавкости системы пироп-альмандин (рис.1) указывают, что повышение магнезиальности граната имеет место также при относительно постоянных Т и Р, но при условии снижения температур ликвидуса и солидуса системы. Такое снижение температуры возможно за счет введения в систему флюида. В мантийных ксенолитах эклогитов, в том числе из якутских кимберлитов, чрезвычайно широко развиты процессы частичного плавления, в продуктах которых присутствуют закаленные стекла (Sobolev et al., 1999; Spetsius, Taylor, 2002; Misra et al., 2004; Шацкий и др., 2005). Состав продуктов частичного плавления (в частности, высокое содержание щелочей) указывают на то, что процессы плавления, обуславливаются взаимодействием ксенолитов с богатыми щелочами глубинными флюидами. Появились данные о том, что с этими процессами также связана кристаллизация микроалмазов в эклогитовых ксенолитах или дорастание первичных алмазов с образованием так называемых волокнистых оболочек (Spetsius, Taylor, 2002). Это означает, что процессы частичного плавления протекали при Р-Т условиях стабильности алмаза. К. Мисра с совторами (Misra et al., 2004) указывают, что в ряде случаев в контактах с продуктами частичного плавления магнезиальность изначальных зерен гранатов в эклогитовых ксенолитах заметно возрастает. Рост магнезиальности граната при частичном плавлении хорошо объясняются диаграммами плавкости пироп-альмандин (рис. 1 и 8).

Т. о., приведенные примеры показывают, что увеличение магнезиальности гранатов на фоне снижения Т и Р возможно лишь в условиях их равновесия с расплавом. Иначе говоря, анализ тенденций изменения магнезиальности гранатов различных генераций на основе диаграмм плавкости системы пироп-альмандин (рис. 1 и 8) совместно с независимыми данными, показывающими тенденции в изменении Т и Р (например, вариации концентраций Na₂O и TiO₂ в гранатах, Na₂O и K₂O пироксенах) позволяют в ряде случаев выделять магматическую стадию эволюции эклогитовых парагенезисов. Это особо важно для включений в алмазах, среди которых не всегда присутствуют включения расплавов.

Значение сульфидной среды в алмазообразовании. В настоящей работе рассматриваются две независимые друг от друга гипотезы образования алмаза с участием и сульфидной, и эклогитовой составляющих. Они основываются на широкой распространенности как сульфидов, так и эклогитовых минералов в центрах кристаллов алмаза (напр. Гаранин и др., 1991; Соболев, 1974), а также на полученных данных эксперимента по синтезу алмаза в системе сульфид-эклогит-карбонат.

Первая версия, предложенная А.А. Маракушевым, рассматривает образование алмаза согласно реакции: MgFeSiO₄ + (H₂ + 0.5CS₂) = MgSiO₃ + 0.5C (алмаз) + FeS + H₂O или MgFeSiO₄ + H₂S + CH₄ = MgSiO₃ + C (алмаз) + FeS + H₂O + 2H₂. При воздействии водородно- сероуглеродного флюида на железистые магматические дифференциаты (согласно реакции на нормативно оливиновые) (Маракушев, Безмен, 1983; Маракушев, 1993; Marakushev, Bobrov, 2005), происходит сульфуризация железистых нормативных минералов с образованием пирротина (обычного во включениях как в алмазе, так и в перидотитах, пироксенитах и эклогитах). В результате этого процесса силикаты становятся более магнезиальными. Это согласуется с известным фактом более высокой железистости эклогитовых минералов, включенных в алмаз, по сравнению с минералами алмазоносных эклогитов, содержащих этот алмаз (напр. Соболев и др., 1972), а также с закономерным увеличением магнезиальности гранатов, зонально распределенных во включениях в алмазе из тр.<Мир> (Буланова и др., 1993). Т.о., алмазообразование с участием сульфидной составляющей может быть сопряжено с перидотитовым, пироксенитовым и эклогитовым магматизмом на основе флюидной сульфуризации богатых железом магматических дифференциатов. Данная гипотеза ставит новые задачи в области экспериментальной петрологии.

Вторая версия указывает на возможность кристаллизации алмаза непосредственно из сульфидных расплавов путем растворения в них углерода (Буланова и др., 1986; Bulanova, 1995; Spetsius, 1999). Найденные в природе сульфидные оболочки или пленки, покрывающие алмазы эклогитов якутских кимберлитовых трубок (Буланова и др., 1990; Spetsius, 1999) могут служить доказательством образования алмаза непосредственно из сульфидного расплава, т.к. в ходе экспериментов по синтезу алмаза в углерод-сульфидной системе обнаружены на алмазах аналогичные тонкие сульфидные пленочные покрытия (рис.4в). Недавно появились данные о находках включений сульфидных расплавов в алмазах трубки Юбилейная (Якутия); в этих же кристаллах алмаза встречаются и карбонатитовые расплавные включения (Klein-BenDavid et al., 2003; Logvinova et al., 2003). Эти находки дают основание предполагать сосуществование сульфидной и карбонатитовой материнских сред. В данной работе экспериментально подтверждена несмесимость карбонатных и сульфидных расплавов, т.е. их сосуществование и взаимозаменяемость как материнских сред вполне оправдана. Однако вопрос о растворимости силикатных минералов мантии в карбонатных и сульфидных расплавах приобретает принципиальное значение в связи с проблемой сингенеза алмаза и силикатных минералов, захватываемых им при росте. Карбонатный расплав является хорошим растворителем и для алмаза и для силикатных минералов (Сафонов и др., 2002). Если силикатные минералы также эффективно растворяются в сульфидных расплавах, как и в карбонатитовых, то это может обеспечить перекристаллизацию минералов вмещающих пород в сульфидных расплавах с формированием ассоциации силикатных включений в алмазах, как это наблюдается для карбонатитовых расплавов. Если же растворимость силикатных минералов в сульфидных расплавах ничтожна (а эксперимент это подтверждает), то совершенно очевидно, что формирование включений силикатных минералов в природных алмазах, содержащих также и сульфидные включения, осуществляется независимо от сульфидных расплавов.