Модели эволюции глубинных щелочных жидкостей

Часть 3. Образование некоторых природных ассоциаций в свете результатов экспериментального исследования щелочных систем при высоких давлениях.

Глава 3.1. Модель образования и эволюции мантийных щелочных жидкостей.

Эксперименты в щелочных силикатных и карбонатно-силикатных системах (Главы 2.2 и 2.3) показали, что щелочные жидкости стабильно сосуществуют с минеральными парагенезисами пород верхней мантии, а эксперименты в хлоридсодержащих системах (Глава 2.4) позволили определить природу этих жидкостей. Получено экспериментальное доказательство теоретической модели (Perchuk et al., 2002; Navon et al., 2003) жидкостной несмесимости между хлоридно- карбонатными жидкостями с одной стороны и силикатными, карбонатно-силикатными и карбонатитовыми жидкостями, с другой, как фактора, определяющего разнообразие составов и тренды композиционной эволюции щелочных алмазообразующих сред в верхней мантии. Основой предлагаемой модели формирования щелочных жидкостей в верхней мантии является тезис об ультракалиевых расплавах в мантии как результате частичного плавления мантийного субстрата, предварительно проработанного первичными калиевыми хлоридными или хлоридно-карбонатными жидкостями. Однако экспериментальная модель не может нас удовлетворить без детального анализа на ее основе данных по различным мантийным ассоциациям, в том числе сосуществующим со щелочными жидкостями (Главы 1.1 и 1.2). Методы оценки глубинности кристаллизации парагенезисов на основе состава KCpx могут расширить представления о Р-Т условиях их зарождения.

Многочисленные данные указывают на активную роль щелочных хлоридсодержащих жидкостей в верхней мантии. Эти данные включают находки хлорсодержащих флогопита, амфибола и апатита в мантийных ксенолитах (например, O'Reilly, Griffin, 1988; Hervig, Smith, 1981; Exley, Smith, 1982; Smith et al., 1981); хлоридсодержащих флюидных включений в минералах глубинных нодулей из базальтов (O'Reilly, Griffin, 1988; Frezzotti et al., 2002); щелочных хлоридов и карбонатов в основной массе и включениях в оливинах из кимберлитов (Павлов, Илупин, 1973; Головин и др., 2003; Kamenetsky, 2005; Kamenetsky et al., 2004, 2006; Maas et al., 2005); щелочных силикатных стекол в ассоциации с джерфишеритом и содалитом в эклогитовых ксенолитах (Spetsius, Taylor, 2002; Misra et al., 2004; Шацкий и др., 2005) и включений Cl-содержащего джерфишерита в алмазах (Буланова и др., 1980; Гаранин и др., 1988). Кроме того, отметим корреляции между K и Cl в алмазах (Turner et al., 1990; Burgess, Turner, 1995; Bulanova et al., 1998; Johnson et al., 2000; Burgess et al., 2002), повышенное содержание Cl в карбонатно-силикатных и карбонатитовых включениях в алмазах (Navon et al., 1988; Schrauder, Navon, 1994; Schrauder et al., 1994, 1996; Logvinova et al., 2003; Klein-BenDavid et al., 2006; Ширяев и др., 2005) и находки индивидуальных хлоридно-карбонатных включений в алмазах (Chen et al., 1992; Izraeli et al., 2001, 2003, 2004; Klein-BenDavid et al., 2004, 2006). В главе рассматриваются некоторые из этих ассоциаций.

Эволюция включений карбонатно-силикатных, карбонатитовых и хлоридно-карбонатных расплавов в алмазах

Несмотря на то, что состав природных расплавов более сложный, составы жидкостей в алмазах и синтетических расплавов при 5 ГПа проявляют общие закономерности: (1) прямую корреляцию Cl с K и отношение K/Cl > 1 для карбонатно-силикатных расплавов; (2) увеличение концентрации Si с ростом содержания карбонатной составляющей для хлоридно-карбонатных жидкостей. Структура области жидкостной несмесимости в синтетических системах аналогична той, что выявлена для включений в алмазах (Рис. 1 и 2). Все эти соотношения побуждают к сравнению трендов эволюции природных расплавов в алмазах с трендами эволюции синтетических расплавов.

В некоторых алмазах Ботсваны и Заира состав карбонатно-силикатных включений расплавов в центральных зонах кристаллов до варьирует от относительно богатых SiO₂ относительно бедных SiO₂ карбонатитовых расплавов на их периферии (Schrauder, Navon, 1994; Tomlinson et al., 2005). Эволюция составов расплавных включений между двумя зонами в кристалле алмаза BR-5 из Бразилии следует от богатых SiO₂ и водой расплавов к карбонатитовым расплавам (Ширяев и др., 2005). Далее этот тренд продлевается составами включений в алмазе BR-2 (Рис. 2). Концентрация Cl вдоль тренда увеличивается. Этот тренд аналогичен эволюции состава расплавов в системе Di-(CaCO₃, Na₂CO₃)-KCl (тренд L_CS⁽²⁾-L_CS⁽³⁾ на рис. 13а). Тренд эволюции состава расплавных включений в алмазе BR-1 с увеличением концентрации хлоридной составляющей при незначительном увеличении карбонатной составляющей (Рис. 2) объясняется кристаллизацией Ol (Ширяев и др., 2005). Действительно, он аналогичен эволюции состава расплава в системе Prp-(CaCO₃, Na₂CO₃)-KCl (тренд L_CS⁽¹⁾-L_CS⁽²⁾-L_CS⁽³⁾ на рис. 13б): снижение температуры в этой системе приводит к интенсивной кристаллизации Fo, тогда как расплав обогащается KCl. Итак, согласно экспериментам указанные выше тренды - результаты фракционной кристаллизации силикатов из материнской карбонатно-силикатной жидкости на фоне снижения температуры. Различия трендов обуславливаются различной интенсивностью фракционирования силикатных фаз и, вероятно, и составом этих фаз. Нельзя исключать, что эволюция этих расплавов определялась также равновесием с хлоридно-карбонатной жидкостью.

Единый тренд между составами хлоридно-карбонатного расплава в алмазе ON-DVK-272 с составами включений жидкостей во внутренней и внешней зонах алмаза ON-DVK-294 из трубки <Диавик> (Klein-BenDavid et al., 2006; Рис. 2) согласуется с температурными трендами для синтетических хлоридно-карбонатных жидкостей (тренд L_CS⁽¹⁾-L_CS⁽²⁾-L_CS⁽³⁾ на рис. 13а): содержания карбонатной составляющей и Si возрастают вдоль этого тренда и отражают рост алмазов из хлоридно-карбонатной жидкости при снижении температуры. Согласно экспериментальным данным, алмаз ON-DVK-281 (Klein-BenDavid et al., 2006; Рис. 2) рос из карбонатно-силикатного расплава равновесного с хлоридно-карбонатной жидкостью, состав которой мог быть близок к составу включений в алмазе ON-DVK-272 (Рис. 2), и ассоциация этих двух расплавов могла быть наиболее высокотемпературной. Низкотемпературные хлоридно- карбонатные и карбонатитовые расплавы в алмазе ON-DVK-294, скорее всего, были гомогенные. Этот вывод следует из экспериментально установленной закономерности смещения области несмесимости в сторону более богатых кремнеземом составов и расширения области гомогенного хлоридно-карбонатного расплава с понижением температуры (Рис. 12а-в).

На основе экспериментов, богатые Cl и K карбонатитовые жидкости в алмазах из трубок <Удачная> (Zedgenizov et al., 2004), <Юбилейная> (Logvinova et al., 2003; Klein-BenDavid et al., 2006), <Диавик> (Klein-BenDavid et al., 2004, 2006) и <Коффифонтейн> (Izraeli et al., 2003) могут рассматриваться как наиболее низкотемпературные жидкости.

Формирование некоторых минеральных ассоциаций в алмазах как результат воздействия щелочных хлорид и карбонатсодержащих глубинных жидкостей

Среди продуктов взаимодействие минералов мантии со щелочными хлоридно- карбонатными жидкостями особое внимание заслуживают ассоциации бедных или несодержащих SiO₂ фаз (Fo, Spl, Per), возникающие при инконгруэнтном растворении гранатов, орто- и клинопироксенов. Так в алмазах могут возникнуть включения <совмещенных парагенезисов> - комбинаций фаз эклогитового парагенезиса и перидотитового парагенезиса (Prinz et al., 1975; Hall, Smith, 1984; Otter, Gurney, 1986; Moore, Gurney, 1986; Гаранин и др., 1991; Wang, 1998).

Включения уникальных Cl-содержащих триоктаэдрических слюд с Si > 6.0 ф.е. на 22 атома О в алмазах из трубок <Коффифонтейн> и <Диавик> (Izraeli et al., 2004; Klein-BenDavid et al., 2006) аналогичны слюдам в продуктах опытов в системах Di₅₀KCl₅₀-Jd₅₀KCl₅₀ и [Di₅₀San₅₀]+KCl+Mg(OH)₂. Согласно экспериментам, ассоциация омфацита, Si-слюды и хлоридсодержащей жидкости (Izraeli et al., 2004) представляет собой парагенезис, равновесный вблизи солидуса. Однако Si-слюда - это, скорее всего, индикатор высокой активности K, а не Cl в сосуществующих жидкостях, так как K экстрагирует Al из слюд в равновесную жидкость.

Роль хлоридной составляющей в формировании включений силикатных расплавов в алмазах

Гипотеза об участии хлоридных жидкостей в образовании калиевых силикатных расплавов в верхней мантии (Буланова, Аргунов, 1985; Буланова и др., 1988, 1993; Новгородов и др., 1990; Bulanova et al., 1998; Гаранин и др., 1991) привлекательна потому, что эти жидкости, несмесимые с силикатными расплавами, могут служить определяющим источником K и Cl в расплавах и ростовыми средами для алмаза (Wang, Kanda, 1998; Литвин, 2003). Вероятно, эти расплавы - <дифференциаты> более сложных расплавов, продуктов частичного плавления эклогитов под воздействием богатых K и Cl жидкостей (Taylor, Neal, 1985; Sobolev et al., 1999; Spetsius, Taylor, 2002, 2003; Misra et al., 2004; Шацкий и др., 2005). Продукты этих процессов - щелочные стекла в ассоциации с содалитом, джерфишеритом, флогопитом и санидином. Микроалмазы в этих ассоциациях (Spetsius, Taylor, 2002, 2003; Шацкий и др., 2005) указывают на процессы частичного плавления при Р-Т условиях стабильности алмаза. Интерпретация реликтов природных расплавов как продуктов частичного плавления эклогитовых парагенезисов под воздействием хлоридсодержащих жидкостей находит свое подтверждение в результатах экспериментов в системах Jd-KCl и Di-Jd-KCl при 5 и 4 ГПа: интенсивный K-Na обмен между хлоридсодержащей жидкостью и омфацитом приводит к образованию низкотемпературных расплавов с K > Na. Такие расплавы - это среды, в равновесии с которыми кристаллизуется KCpx, доминирующий именно в эклогитовых парагенезисах. Его состав и равновесия дают дополнительную информацию о процессах взаимодействия пород мантии со щелочными жидкостями.

P-Т условия равновесия щелочных жидкостей с мантийными минеральными парагенезисами

Мы применили (Сафонов и др., 2005) результаты экспериментов по равновесиям KCpx к оценке P на основе отрицательной корреляции K и Na в формулах клинопироксенов в интервале давлений 5-7 ГПа и на основе уравнения (2), переписанного в виде

Результаты оценок P с использованием первого подхода для хорошо известных данных по включениям K-содержащих омфацитов в алмазах лампроитовой трубки <Аргайл> (Jaques et al., 1989; Соболев и др., 1989), кимберлитов района Гуаниамо, Венесуэла (Sobolev et al., 1998; Kaminsky et al., 2000), Архангельской провинции (Соболев и др., 1997), Якутии (Соболев и др., 1983, Sobolev et al., 1997), Африки (Daniels, Gurney, 1989; Harlow, Veblen, 1991; Stachel et al., 2000) и Северной Америки (Meyer, McCallum, 1986; Otter, Gurney, 1989; Chinn, 1995; Davies et al., 1999; Pokhilenko et al., 2004) приведены на рис. 18. Для всех этих объектов оценки P не превосходят 6.5 ГПа и хорошо согласуются с независимыми барометрическими данными. Для расчетов по уравнению (3) использованы данные о составах включений гранатов, омфацитов и калиевых алюмосиликатных расплавов в алмазах кимберлитовой трубки <Мир> (Буланова и др., 1988, 1993; Новгородов и др., 1990). В пределах погрешности уравнения (3) ( 0.908 ГПа) величины P близки к границе равновесия графит-алмаз.

Давление, оцененное по равновесию KCpx с силикатными расплавами, согласуется с данными об условиях захвата включений щелочных хлоридно-карбонатных, карбонатно- силикатных и силикатных расплавов в алмазах, определенные методами традиционной минеральной барометрии (Izraeli et al., 2003, 2004) и различными методами спектроскопии (Navon, 1991; Kagi et al., 2000; Wang et al., 2003; Zedgenizov et al., 2004). Давление при захвате расплавных включений различного состава не превосходит 7 ГПа. Совпадения этих оценок с условиями захвата хлоридно-карбонатных включений, с одной стороны, и условиями частичного плавления пород верхней мантии, с другой, подтверждает наш вывод о природе этих расплавов как продуктов локального взаимодействия мантийных парагенезисов с глубинными щелочными хлоридно-карбонатными жидкостями. Соотношение карбонатных и хлоридных составляющих глубинных жидкостей, а также состав мантийного субстрата, определяет состав производных расплавов. Эти расплавы - эффективные среды алмазообразования, что и объясняет присутствие их реликтов в алмазах.

Интенсивный поток щелочных хлоридно-карбонатных жидкостей, снижающих температуры плавления, вполне может обусловить формирование в мантии зон обильной магмогенерации, что подтверждается образованием кимберлитов трубки <Удачная-Восточная> (Головин и др., 2003; Kamenetsky, 2005; Kamenetsky et al., 2004, 2006; Maas et al., 2005).

Возможная модель формирования богатых хлором кимберлитов трубки Удачная-Восточная в свете экспериментальных результатов

Присутствие шелочных хлоридов и карбонатов в связующей массе кимберлитов трубки <Удачная-Восточная>, наличие в них хлоридно-карбонатных сегрегаций, напоминающих текстуры жидкостной несмесимости, и включений хлоридно-карбонатных жидкостей в оливинах второй генерации указывают на то, что кимберлитовый расплав был пересыщен щелочным хлоридно- карбонатным материалом (Головин и др., 2003; Kamenetsky, 2005; Kamenetsky et al., 2004, 2006; Maas et al., 2004). Первичное магматическое происхождение карбонатно-хлоридных жидкостей при 4.5-5.0 ГПа и 900-1100^o доказывается изотопией и ассоциацией хлоридно-карбонатных включений с высокобарными фазами (Kamenetsky, 2005; Kamenetsky et al., 2004, 2006; Maas et al., 2004). Эксперименты в системе кимберлит-(Na₃, Na₂CO₃)-KCl при 4.8 ГПа (см. Главу 2.4) однозначно показали, что насыщенная хлором кимберлитовая магма не была гомогенным расплавом (Kamenetsky et al., 2004). Она, вероятно, содержала до 3 мас. % Cl и сосуществовала с несмесимой хлоридно-карбонатной жидкостью со времени выплавления из мантийного субстрата. Однако с понижением температуры за счет кристаллизации оливина этот гетерогенный расплав эволюционировал в гомогенный карбонатитовый расплав, богатый хлором. Модель формирования богатых хлором кимберлитов трубки <Удачная-Восточная> включает два этапа: (1) взаимодействие мантийного субстрата (вероятно, магнезит содержащего гранатового гарцбургита) с глубинной щелочной хлоридно-карбонатной жидкостью, насыщенной силикатным компонентом и (2) плавление и разделение кимберлитового и хлоридно-карбонатного расплавов.

Связь щелочных жидкостей и кимберлитового магматизма

Примеры участия глубинных хлоридсодержащих жидкостей в процессах мантийного петрогенеза предоставляются именно кимберлитовыми <источниками> - включениями в алмазах и оливинах, минеральными ассоциациями в метасоматизированных глубинных нодулях, составом самих кимберлитов и так далее. Они указывают на тесную связь хлоридно-карбонатных и других щелочных жидкостей с кимберлитовым магматизмом. Тесная связь включений щелочных Cl- содержащих жидкостей в алмазах и кимберлитов очевидна из геохимических особенностей этих жидкостей и ассоциирующихся с ними фаз (Schrauder et al., 1996; Tomlinson et al., 2005), а также из изотопного состава самих алмазов (Boyd et al., 1987; Akagi, Masuda, 1988; Kirkley et al., 1989). Анализ этих данных указывает на то, что образование щелочных силикатных, карбонатно- силикатных и карбонатитовых расплавов за счет притока глубинных хлоридно-карбонатных жидкостей предшествует образованию кимберлитов.

Источник и происхождение глубинных хлоридно-карбонатных жидкостей

Рассматриваются две точки зрения (Izraeli et al., 2001). Первая связывает щелочные жидкости в алмазах с процессами дифференциации вещества мантии. Она основывается на близости соотношений и изотопии благородных газов (He, Ar, Xe, Kr, Ne) и галогенов (Cl, Br, I) в <волокнистых> алмазах кимберлитов Африки, Канады и Якутии к MORB (Turner et al., 1990; Burgess, Turner, 1995; Wada, Matsuda, 1998; Johnson et al., 2000; Burgess et al., 2002), а также на <мантийных> значениях изотопии углерода <алмазов в оболочках> (Галимов, 1984; Boyd et al., 1987; Javoy et al., 1984; Bulanova et al., 2002; Cartigny et al., 2004; Klein-BenDavid et al., 2004; Ширяев и др., 2005; Zedgenizov et al., 2006). Вторая точка зрения связывает хлоридно-карбонатные жидкости с процессами субдукции океанических осадков и морской воды. В качестве доказательств приводятся преимущественную ассоциацию хлоридно-карбонатных включений в алмазах с эклогитовыми парагенезисами, которые могут быть продуктами субдукции базальтового субстрата (Izraeli et al., 2001). В связи с этой гипотезой кратко рассмотрены данные о находках высокосоленых флюидных включений в минералах эклогитов и эклогитизированных гнейсов (Philippot, Silverstone, 1991; Philippot et al., 1995, 1998; Scambelluri et al., 1998; Scambelluri, Philippot, 2001; Glassley, 2001; Fu et al., 2001).

Глава 3.2. Роль щелочных жидкостей в эволюции гранат-клинопироксен-карбонатных пород Кокчетавского массива (Сев. Казахстан).

Гипотеза о формировании уникальных гранат-клинопироксен-карбонатных пород Кокчетавского комплекса (Сев. Казахстан) в результате эволюции богатых калием расплавов (Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002; Korsakov et al., 2004; Hwang et al., 2005, 2006; Korsakov, Hermann, 2005) основана на присутствии в этих породах KCpx, содержащего до 1.5 мас. % K₂O (Sobolev, Shatsky, 1990; Шацкий, 1990; Маракушев, Таскаев, 1991; Вавилов, 1995; Перчук и др., 1995, 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Liou et al., 1999; Ogasawara et al., 2000; Perchuk et al., 2003; Shatsky, Sobolev, 2003; Korsakov, Hermann, 2006). Экспериментальные исследования равновесий с участием КСрх позволяют более детально подойти к анализу физико-химических условий формирования парагенезисов этих пород.

Петрография гранат-клинопироксеновых пород, содержащих KCpx

В разделе описываются два типа и четыре группы гранат-клинопироксен-карбонатных пород месторождения Кумды-Коль в Кокчетавском массиве (Шацкий, 1990; Dobrzhinezkaya et al., 1994; Перчук и др., 1995; Dobretsov et al., 1995; Zhang et al., 1997; Shatsky et al., 1995, 1999; Лаврова и др., 1999; Liou et al., 1999; Kaneko et al., 2000; Maruyama, Parkinson, 2000; Ogasawara et al., 2000; Okamoto et al., 2000; Shatsky, Sobolev, 2003; Ohta et al., 2003; Dobretsov, Shatsky, 2005; Korsakov, Hermann, 2006 и другие): (1) магнезиальные алмазоносные карбонатно-силикатные и алюмосиликатные и (2) железистые карбонатно-силикатные и алюмосиликатные. Сравниваются петрографические характеристики, особенности валового состава и состава минералов по опубликованным данным (Sobolev, Shatsky, 1990; Вавилов, 1995; Перчук и др., 1995, 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Shatsky et al., 1999; Лаврова и др.,1999; Liou et al., 1999; Perchuk et al., 2002, 2003; Shatsky, Sobolev, 2003; Bindi et al., 2003; Dobrzhinetskaya et al., 2003; Korsakov et al., 2004; Korsakov, Hermann, 2006 и другие). В породах выявлены три структурно-композиционные генерации клинопироксена (Рис. 19а-в), различающиеся концентрациями K₂O (Перчук и др., 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002, 2003). Выявление этих генераций - основа создания модели образования гранат-клинопироксеновых пород Кокчетавского массива как продукта кристаллизации из богатых калием карбонатно-силикатных жидкостей при давлениях, соответствующих верхней мантии (Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002).

Первая генерация - включения в гранате (KCpx, Сpx₁) (Рис. 19а) характеризуются широкими вариациями концентрации К₂О, до 1.5 мас. % в KCpx магнезиальных пород (Sobolev, Shatsky, 1990) и до 1.35 мас. % KCpx железистых пород (Perchuk et al., 2003). При очень низкой концентрации Na, корреляция K и Na во всех высокобарных KCpx Кокчетавского комплекса отсутствует. Концентрация Al₂O₃ в KCpx из магнезиальных пород выше (3 мас. %), чем в железистых (< 1.5 мас. %). При одинаковом содержании Ca-Ts компонента, KCpx магнезиальных и железистых пород различается по Al в позиции M1, что связано с большей концентрацией Jd в клинопироксенах магнезиальных пород (до 4 мол. %). В клинопироксенах из железистых пород Na скомпенсирован Fe³⁺ и Ti. В KCpx магнезиальных пород присутствует до 4 мол. % Ca-Esk компонента, а в железистых KCpх его количество < 1 мол. %. Включения KCpx в гранатах обоих типов пород зональны. Зональность характеризуется постоянным содержанием K в центрах включений при резком снижении к их краям. Обратная корреляция К и Al в зональности KCpx в магнезиальных породах (Вавилов, 1995) связана с небольшим увеличением Ca-Ts при постоянном содержании Al^M1. В KCpx из железистых пород наблюдается сопряженное снижение концентраций К и Al при закономерной <осцилляционной> зональности по магнезиальности (Перчук и др, 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002, 2003). Включения KCpx с разной концентрацией K₂O неравномерно распределены по зернам химически гомогенного граната. В гранате из железистой гранат-клинопироксеновой породы среди включений клинопироксена с содержанием K₂O от 0.5 до 1.2 мас. % был обнаружен KCpx, содержащий до 3.61 мас. % К₂О (или 0.17 ф.е.) и до 23.37 мас. % Al₂O₃ (Bindi et al., 2003). Его кристаллохимическая формула (Ca_0.61Fe_0.13Mg_0.04Mn_0.01K_0.17Na_0.05)(Al_0.61Mg_0.39)(Si_1.61Al_0.39)O_6.00. Как видно, в этом KCpx калий размещается в позиции M2 совместно с Ca, Na, Fe²⁺ и Mn. В нем выявлена высокая концентрация Ca-Ts компонента при отсутствии Ca-Esk. Магнезиальность этого KCpx (N^MgCpx= 77) резко отличается от магнезиальности других включений КСрх в образце. Некоторые идиоморфные включения клинопироксенов в железистых породах содержат вростки KAlSi₃O₈ (Рис. 19б). Интегрированные анализы таких Cpx показывают, что до распада в них также была проявлена зональность, аналогичная зональности гомогенных включений.

Вторая генерация (Cpx₂) - это кристаллы клинопироксена в матрице пород (Рис. 19в), ядра которых содержат вростки KAlSi₃O₈ (Sobolev, Shatsky, 1990; Шацкий, 1990; Вавилов, 1995; Liou et al., 1999; Korsakov, Hermann, 2006; Перчук и др., 1995, 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002, 2003; Hwang et al., 2005), фенгита, флогопита, SiO₂ (Zhu, Ogasawara, 2002), граната (Shatsky, Sobolev, 2003). Содержание K₂O в ядрах Срх до распада было близко к концентрации K₂O в гомогенных включениях KCpx в гранате (Sobolev, Shatsky, 1990; Перчук и др., 1996; Перчук, Япаскурт, 1998; Liou et al., 1999; Perchuk et al., 2002, 2003; Korsakov, Hermann, 2006). Это означает, что часть кристаллов Cpx в матрице пород принадлежат к той же первой генерации. Интегрированное содержание K₂O в ядрах Cpx₂ снижается почти до нуля в краях зерен, где отсутствуют ламели (Рис. 19в).

Третья генерация пироксена (Cpx₃) (Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002, 2003) образует краевые зоны крупных кристаллов, лишенные вростков калиевого полевого шпата, а также короны с Kfs вокруг зерен граната (Рис. 19в). Концентрация K₂O в этом клинопироксене близка к нулю.

Модель кристаллизации KCpx в гранат-клинопироксеновых породах в сравнении с экспериментальными данными

Последовательные генераций клинопироксена в силикатных Grt-Cpx породах хорошо соответствуют экспериментально установленной последовательности кристаллизации фаз из расплавов в богатой диопсидом части системы CaMgSi₂O₆-KAlSi₃O₈ при декомпрессии от 6 ГПа до 5.7 ГПа (отсутствует санидин) и далее до 3.5 ГПа. Специфическая зональность и идиоморфизм включений KCpx (Cpx₁) в гранатах (Рис. 19а) свидетельствует о кристаллизации этой фазы в равновесии с жидкостью на ранних этапах формирования пород до появления граната (Перчук и др., 1996; Перчук, Япаскурт, 1998). Эксперименты подтвердили, что KCpx - фаза ликвидуса в широком диапазоне составов. Низкая концентрация Ca-Ts, присутствие Ca-Esk и 0.6 - 1.0 мас. % K₂O в пироксенах из силикатных магнезиальных пород согласуются с составом KCpx в системе CaMgSi₂O₆-KAlSi₃O₈. Эти данные указывают на начало кристаллизации KCpx при 5.5-6 ГПа. Вслед за KCpx по мере остывания расплава кристаллизуется гранат. Согласно фазовой диаграмме для системы CaMgSi₂O₆-KAlSi₃O₈ при 6 ГПа температурные интервалы между ликвидусной кристаллизацией KСрх и появлением Grt в богатых диопсидовым компонентом части этой системы составляет более 100 C. Таким образом, в широком диапазоне температуры KCpx был единственной кристаллической фазой, а в момент появления граната большая часть силикатного расплава была раскристаллизована. Это хорошо соответствует резкому преобладанию клинопироксена над гранатом в породах (Перчук и др., 1996; Perchuk et al., 2002, 2003; Hwang et al., 2004; Korsakov, Hermann, 2006). Зональность по K₂O во включениях Cpx₁ и включения со структурами распада (Рис. 19б) указывают на то, что кристаллизация Grt происходила на более поздних стадиях, соответствующих декомпрессии и остыванию. Несмотря на интенсивное удаление из KCpx, калий не фиксируется в новых кристаллических фазах. Это означает, что он переходил в состав жидкости (Перчук и др., 1996; Перчук, Япаскурт, 1998). Моделирование зональности KCpx в равновесии с калиевым алюмосиликатным расплавом при снижении Т и Р (Рис. 4) подтверждает, что причина снижения концентрации K₂O в Срх₁ - декомпрессия и остывание. Образование ламелей KAlSi₃O₈ в Cpx₂ (Рис. 19б, в) происходило по реакции с жидкостью

KJd (в KCpx) + [SiO2]Lift = San

(4)

(Перчук, Япаскурт, 1998; Perchuk et al., 2002). Согласно экспериментам в системе CaMgSi₂O₆-KAlSi₃O₈ при 6 ГПа, высокая a^L_SiO2 дестабилизирует KCpx в ассоциации с San. Это означает, что реакция (4) могла начинаться при давлении, немного меньшем давления начала кристаллизации пород, и продолжается вплоть до полной кристаллизации расплава. Действительно, ядра крупных кристаллов клинопироксена с ламелями распада все же содержат K₂O, а снижение интегрированной концентрации KJd в матричных клинопироксенах к краям этих кристаллов знаменует дальнейшую декомпрессию. Так как гранат отсутствует в системе CaMgSi₂O₆-KAlSi₃O₈ при P < 5.7 ГПа, ранее выделившийся гранат при реакции с остаточной жидкостью будет резорбироваться с образованием ассоциации не содержащего калия Cpx₃ с San (Рис. 19в). Она знаменует заключительную стадию эволюции расплава при P < 4 ГПа.

Карбонатно-силикатные породы имеют свою специфику. Установленные эффекты расширения поля ликвидусной кристаллизации граната за счет клинопироксена с увеличением концентрации Ca-Mg карбонатов в расплаве и их влияния на состав KCpx (Рис. 8) указывают на то, что KCpx (K₂O > 1 мас. %) с низкой концентрацией Ca-Ts в породах Кокчетавского комплекса являются продуктом кристаллизации карбонатно-силикатных жидкостей с высоким содержанием калиевой карбонатной составляющей. Механизм распада KCpx с образованием калишпата в карбонатно-силикатных породах, в частности, может определяться реакцией Di + 2KJd (KCpx) + [CO₂] = [CaMg(CO₃)₂] + 2San.

Итак, композиционные и структурные особенности KCpx в породах Кокчетавского комплекса указывают на его кристаллизацию в равновесии с двумя типами расплавов, богатых калием: (1) алюмосиликатных расплавов калийсиенитового состава и (2) карбонатно-силикатных расплавов с изначально высокой концентрацией щелочно-карбонатной составляющей (главным образом, K₂CO₃). Этот вывод вцелом согласуется с результатами изучения реликтов щелочных жидкостей в минералах этих пород (DeCorte et al., 1998, 2000, 2002; Dobrzhinetskaya et al., 2005; Hwang et al., 2004, 2005; Korsakov, Hermann, 2006). В большинстве случаев эти реликты отражают составы жидкостей, обогащенных карбонатным компонентом. Тесная взаимосвязь силикатных пород с карбонатно-силикатными породами, а также сопоставление особенностей состава KCpx в гранат-клинопироксен-карбонатных породах с экспериментальными данными позволяет интерпретировать их как продукты кристаллизации гомогенных богатых щелочами (особенно калием) карбонатно-силикатных расплавов при давлениях порядка 5.5-6 ГПа (Hermann, 2003; Korsakov, Hermann, 2006). Благодаря кристаллизации клинопироксена и граната при снижении температуры составы этих расплавов смещаются в сторону все более щелочных богатых карбонатной составляющей жидкостей, которые способны концентрировать P₂O₅, Cl, S, H₂O (Hwang et al., 2005; Dobrzhinetskaya et al., 2003). Появление этих жидкостей указывает на то, что расплавы, равновесные с парагенезисами гранат-клинопироксен-карбонатных пород, достигали своей низкотемпературной стадии эволюции (800-900^oС) еще в условиях стабильности алмаза (3.7-3.8 ГПа). В этой модели образование силикатных Grt-Cpx пород есть результат аккумуляция клинопироксена и граната в гомогенном карбонатно-силикатном расплаве, образование которого обусловлено высокими давлениями, соответствующими верхней мантии.