Бобров Андрей Викторович
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
|
содержание |
3.1. Особенности кристаллизации алмаза в многокомпонентных силикатно-карбонатных расплавах с растворенным углеродом
В современной литературе рассматривается целый набор мантийных сред, фрагменты которых захватываются растущими кристаллами алмаза в виде кристаллических и флюидных сингенетических включений и которые поэтому могут быть потенциально ответственны за алмазообразование. К их числу относят силикаты (перидотитовой и эклогитовой ассоциации), сульфиды, карбонаты, хлориды, фосфаты, оксиды, металлы, воду, углекислоту и пр. Минералогические данные в сочетании с экспериментальными критериями позволили нам установить доминирующую роль силикатно-карбонатных (карбонатитовых) расплавов в природном алмазообразовании. Примесные компоненты по своим концентрационным вкладам и по значению для кристаллизации алмаза являются второстепенными, хотя их содержания в составе материнских силикатно-карбонатных расплавов могут сильно варьировать. Это приводит к тому, что в ряде случаев некоторые примесные компоненты, главным образом, несмесимые с силикатными (хлориды) и силикатно-карбонатными расплавами (сульфиды, металлы) могут приобретать роль доминирующей среды в кристаллизации алмаза. Так, хлоридные компоненты обнаруживаются в существенных количествах в составе сингенетических включений в кубических алмазах и алмазах с оболочкой [Izraeli et al., 2001; 2004; Klein-BenDavid et al., 2004; 2006]. Сульфидные и металлические включения иногда резко преобладают среди группы центральных включений в ядерных частях кристаллов алмаза [Буланова и др., 1986], которые иногда рассматриваются как затравки при последующей кристаллизации алмаза с силикатными включениями.
Согласно существующим представлениям и моделям [В.С. Соболев, 1960; Haggerty, 1986; Sobolev, Shatsky, 1990; Navon, 1999; Taylor, Anand, 2004], важную роль в алмазообразующих средах играют флюидные компоненты (CO2, H2O и др.), что согласуется с экспериментальными данными по моделированию процессов алмазообразования в сухих и флюидсодержащих средах различного состава [Akaishi et al., 2000; Yamaoka et al., 2002; Сокол, Пальянов, 2004; Pal'yanov et al., 2007]. Исследования флюидсодержащих систем только начинаются, и для точной оценки роли флюидов в алмазообразовании необходима экспериментальная база данных по сухим системам, которые и рассмотрены в настоящей работе.
В физико-химическом отношении силикатные и карбонатные компоненты материнских расплавов при P-T параметрах алмазообразования являются полностью смесимыми. Существуют минералогические свидетельства достаточно широких вариаций их составов по силикатно-карбонатному отношению, по содержанию кремнезема (от перидотитовых до эклогитовых ассоциаций), по щелочности (богатые калием, натрием и без щелочей), по окислительно-восстановительным условиям (кроме алмаза, в примесных количествах встречаются свободные металлы, графит, карбиды, CO2 и CH4).
Углерод растворяется в карбонатных и карбонатно-силикатных расплавах любого состава. При этом главное значение для генезиса алмаза, по-видимому, имеет углерод, находящийся в атомарной (кластерно-атомарной) форме при возможном разнообразии его источников [Navon, 1999], о чем свидетельствует возникновение нанофаз графита и алмаза при закалке экспериментальных карбонатитовых расплавов, фиксируемое данными микрорамановской спектроскопии и изотопного состава углерода в закалочных карбонатных фазах [Litvin et al., 2005; Spivak et al., 2008]. Возможность значительного участия CO2 в качестве источника углерода [Pal'yanov et al., 2002], относится к сильно восстановительным условиям. По экспериментальным данным карбонаты в условиях стабильности алмаза плавятся конгруэнтно, без признаков разложения с образованием углекислоты. Карбонатные минералы и расплавы не вступают в реакции окисления-восстановления с углеродом, что свидетельствует о возникновении устойчивых буферов типа карбонат-силикат-твердый углерод, которые поддерживают окислительно-восстановительный потенциал процесса алмазообразования на уровне буфера Fe/FeO [Литвин и др., 2008]. Нуклеация алмаза в таких расплавах начинается при достижении лабильно пересыщенного состояния растворов углерода по отношению к алмазу.
Экспериментальные исследования многокомпонентных перидотит-карбонатитовых и эклогит-карбонатитовых систем при стандартизованном давлении 8,5 ГПа в узком температурном интервале 1760-1820oC показали, что алмазообразующая эффективность их углеродсодержащих расплавов имеет концентрационные ограничения. Эффективные для нуклеации алмаза составы приурочены исключительно к существенно карбонатитовым частям систем и ограничены КБНА для случаев K-Na-Ca-Mg-Fe-карбонатитового, Ca-Mg- и K-карбонатных составов (при концентрациях 30, 25 и 30 мас. % перидотитовой составляющей и 35, 30 и 45 мас. % эклогитовой составляющей соответственно).
На рис. 16 показаны относительные положения КБНА в изученных системах в сопоставлении с данными по упрощенным модельным системам альбит-K2CO3-C, форстерит-K2CO3-C и SiO2-K2CO3-C. Из диаграммы следует, что ингибиторное влияние эклогитовых компонентов на нуклеацию алмазной фазы в щелочных карбонатно-силикатных алмазообразующих расплавах ниже, чем перидотитовых компонентов. В этом плане самыми высокоэффективными алмазообразующими средами являются щелочные алюмосиликатно-карбонатные системы (например, NaAlSi3O8-K2CO3-C [В.Ю. Литвин, Ю.А. Литвин, 2008]). Различия в положении КБНА указывают на то, что граничные химические условия природного алмазообразования, определяемые способностью материнских сред к нуклеации алмазной фазы, могут существенно изменяться с парагенетическими вариациями содержаний силикатных компонентов в материнской среде. Состав карбонатных компонентов, как следует из рис. 16, также оказывает влияние на КБНА: щелочной K-карбонат и многокомпонентный K-Na-Ca-Mg-Fe-карбонатит [Schrauder, Navon, 1994] оказываются более эффективными для нуклеации алмаза по сравнению с Ca-Mg-карбонатом. Можно ожидать определенное влияние растворимых в карбонатитовых расплавах компонентов флюидной системы С-О-Н на положение концентрационных границ алмазообразующих расплавов мантии, характерных для расплавов без их участия. Возможность развития при этом реакций карбонатизации с участием компонентов перидотита также не может быть исключена [Рябчиков и др., 1993; Литвин, 1998].
Случаи совместной кристаллизации алмаза и графита в термодинамическом поле стабильности алмаза (см., например, рис. 2а) можно объяснить локальной концентрационной неоднородностью алмазообразующей среды, в которой сосуществуют лабильно и метастабильно пересыщенные к алмазу растворы, вблизи КБНА. Эти экспериментальные результаты приложимы к объяснению фактов обнаружения включений монокристаллического графита в природных алмазах [например, Glinnemann et al., 2003] и противоречат точке зрения о том, что включенный в природные алмазы графит свидетельствует о метастабильном росте алмаза.
С ростом содержаний силикатных компонентов относительно КБНА в материнских средах нуклеация алмаза прекращается, но за барьером рост алмаза может происходить на затравочных кристаллах, и не исключено, что затравочное нарастание кристаллов алмаза будет осуществляться вплоть до силикатно-углеродных составов материнских сред. Это позволяет предположить, что в условиях контаминации или фракционной кристаллизации с изменением карбонатно-силикатного отношения материнской среды ее состав может переместиться от условий спонтанной нуклеации алмаза к условиям роста на затравке, когда спонтанная нуклеация алмаза уже невозможна. Таким образом, в природе может быть реализован процесс, при котором алмазы, спонтанно образовавшиеся в карбонатитовом расплаве, продолжают свой рост в существенно силикатном расплаве как затравки.
Алмазообразующая эффективность силикатно-карбонатных расплавов четко соответствует и другому важному критерию сингенезиса алмаза и его силикатных и карбонатных включений. Экспериментальные ассоциации высокого давления не только содержат весь набор минералов, характерных для включений в алмазах перидотитового (оливин, гранат, клино- и ортопироксены) и эклогитового (гранат, клинопироксен) типа, но также и демонстрируют признаки, типичные для минералов алмазного парагенезиса. К числу этих признаков относятся существенные примеси Na в гранатах и K в клинопироксенах, которые являются надежными индикаторами кристаллизации этих минералов из щелочных силикатно-карбонатных расплавов [Perchuk et al., 2002; Сафонов и др., 2004; Bobrov et al., 2008b]. Расплавы, полученные в ходе экспериментов, по составу и температурным трендам близки к высокоплотным флюидным карбонатитовым включениям в алмазах (рис. 1). Так, составы карбонатно-силикатных включений в некоторых кристаллах алмаза Ботсваны варьируют от относительно богатых SiO2 до бедных кремнеземом и богатых CaO [Schrauder, Navon, 1994]. По результатам изучения распределения редких элементов в субмикроскопических включениях в Заирских алмазах [Tomlinson et al., 2005] также устанавливается главный тренд эволюции карбонатно-силикатных расплавов от богатых кремнеземом к существенно карбонатным жидкостям. А.А. Ширяев с соавторами [2005] наблюдали зональное распределение микровключений в одном из кристаллов алмаза (BR-5) Бразилии (рис. 1): включения в центральной зоне обогащены водой и силикатными компонентами, а во внешней зоне включения имеют преимущественно карбонатитовый состав с повышенными концентрациями хлора. Эти данные находятся в соответствии с температурным трендом, установленном в наших экспериментальных исследованиях и отражают рост кристаллов алмаза на фоне снижения температуры.
Наши эксперименты, таким образом, моделируют природные потенциально алмазообразующие среды, в которых формируются первичные включения в мантийных алмазах. Важно отметить, что примененный нами подход, основанный на критериях нуклеации и сингенезиса алмаза и его включений, уже был успешно реализован на примере расплавов меланократовых карбонатитов Чагатайского комплекса [Бобров и др., 2004; Литвин и др., 2005], для которых по результатам проведения экспериментов была установлена высокая алмазообразующая эффективность.
3.2. Происхождение и эволюция алмазообразующих силикатно-карбонатных расплавов
Вопросы образования алмазообразующих силикатно-карбонатных расплавов и их связь с различными породами и магмами в условиях мантии Земли широко дискутируются в современной петрологии. Экспериментальное изучение этих проблем только начинается, поэтому можно обсуждать лишь основные подходы к их решению.
Результаты экспериментальных исследований свидетельствуют о возможности генерации щелочных алмазообразующих расплавов в процессах пограничного взаимодействия химически активных компонентов плюмов с веществом ультраосновной мантии [Green, Wallace, 1980; Hauri et al., 1993; Rudnick et al., 1993; Wyllie, 1996; Литвин, 1998; Gasparik, Litvin, 2002]. Возможность мантийного происхождения карбонатных магм обосновывается находками ксенолитов карбонатсодержащих перидотитов [Kogarko et al., 1995; 2001; Ionov, 1998; Moine et al., 2004; Delpech et al., 2004] и экспериментами по плавлению карбонатизированных лерцолитов [Wallace, Green, 1988; Falloon, Green, 1990; Delpech et al., 2004]. Возникающие в результате частичного плавления мантийного субстрата силикатно-карбонатные (карбонатитовые) и карбонатно-силикатные (кимберлитовые) расплавы отличаются полной жидкостной смесимостью их карбонатных и силикатных составляющих при P-T параметрах алмазообразования. В условиях формирования и эволюции подвижных, ультрабазитовых расплавов важное значение приобретают процессы фракционной кристаллизации, углубляющей дифференциацию расплавов в сторону накопления в их составе жадеитового компонента пироксенов, что ведет к реакционному переходу от форстерит-нормативных расплавов к SiO2-нормативным с преодолением ликвидусного перидотит-эклогитового барьера [Gasparik, Litvin, 1997]. В результате могут образоваться магмы эклогитового (основного) состава, которые также оказываются полностью смесимыми с карбонатитовыми расплавами. Для силикатно-карбонатных (карбонатитовых) расплавов часто характерна примесь хлоридных компонентов, что устанавливается по результатам изучения флюидных включений в алмазах [Izraeli et al., 2001; 2004; KleinBen-David et al., 2007] и минералах связующей массы алмазоносных кимберлитов трубки Удачная-восточная [Головин и др., 2003; Kamenetsky et al., 2004].
Проведенные нами эксперименты показывают, что фазами ликвидуса в щелочных силикатно-карбонатных расплавах, даже при весьма существенных содержаниях карбонатных компонентов (>60-70 мас. %), являются силикатные минералы, что находится в соответствии с результатами экспериментального изучения хлорсодержащих карбонатно-силикатных систем [Safonov et al., 2007]. Полученные нами результаты также хорошо сопоставляются с экспериментами по частичному плавлению карбонатизированного вещества мантии [Dalton, Presnal, 1998; Moore, Wood, 1998; Yaxley, Brey, 2004; Гирнис и др., 2005]. Составы расплавов, возникающих при плавлении карбонатизированных перидотитов и эклогитов, существенно варьируют от силикатно-карбонатных и собственно карбонатитовых до богатых кремнеземом карбонатно-силикатных расплавов с возрастанием степени частичного плавления, т. к. при высоком давлении карбонатно-силикатные системы характеризуются полной взаимной растворимостью краевых членов. С добавлением хлоридных компонентов в расплавах возникает жидкостная несмесимость, определяющая наличие предела растворимости силикатных компонентов в хлоридно-карбонатных расплавах [Perchuk et al., 2002; Safonov et al., 2007]. В условиях термодинамической стабильности алмаза при насыщении силикатно-карбонатных расплавов свободным углеродом в них может происходить кристаллизация алмаза.
Дальнейшая эволюция силикатно-карбонатных магм связана с их подъемом в верхние мантийные зоны и земную кору. Известны проявления мантийных карбонатитов, источники расплавов которых относятся к глубинам около 100-150 км [например, Bailey et al., 2006]. Подъем может сопровождаться развитием жидкостной несмесимости в богатых CO2 щелочных магмах с образованием карбонатитовых расплавов [Perchuk, Lindsley, 1982]. Такая возможность подтверждается экспериментальными данными [Koster van Groos et al., 1966; Freestone et al., 1980; Kjarsgaard et al., 1989; Kjarsgaard, 1998; Lee, Wyllie, 1998; Сук, 2001], а также находками магматических карбонатных обособлений в щелочных силикатных породах [Rankin, Le Bas, 1974; Kjarsgaard, Hamilton, 1989] и ксенолитах лерцолитов из кимберлитов [van Achterbergh et al., 2004]. Наконец, в ходе внедрения силикатно-карбонатных расплавов на определенных глубинах может происходить взаимодействие карбонатных компонентов расплавов с силикатными минералами по реакции типа
что будет приводить к их декарбонатизации.
Необходимо также отметить генетическое родство между карбонатитовыми и кимберлитовыми магмами, подтверждаемое экспериментальными данными [Гирнис и др., 2005]. Изотопные отношения Sr и Nd в карбонатитах и кимберлитах свидетельствуют о принципиальном сходстве их мантийных источников и их генерации в сублитосферной мантии из слабо деплетированного субстрата, который обогащается радиогенными изотопами и несовместимыми элементами непосредственно перед выплавлением карбонатитовых и кимберлитовых магм [Фролов и др., 2005]. При этом, по сравнению с карбонатитами, кимберлиты генерируются на относительно больших глубинах, при наиболее низких величинах термального потока, минимальных степенях частичного плавления мантийного вещества и относительно слабой проницаемости литосферы для глубинных флюидов и магматических расплавов. Проведенное сопоставление возрастов массивов карбонатитов и кимберлитов мира [Белов и др., 1999] показывает, что для тех и других отмечается близсинхронное развитие с максимумами проявления в рифее и мезо-кайнозое. Однако в пределах отдельных платформ при общем совпадении намечается тенденция некоторого <запаздывания> проявления кимберлитового магматизма по сравнению с ультраосновным щелочным и карбонатитовым.
|
