Продукты затвердевания первичных мантийных магм

Первичные мантийные магмы возникают в процессе частич­ного плавления перидотитов, залегающих ниже поверхности Мо-хоровичича. Линии солидуса перидотита при полном отсутствии во­ды, при наличии ее избытка и при избытке углекислоты, показанные на рисунке 6.1, характеризуют температуры, при которых может начаться плавление мантийного вещества. После удаления жид­кой фазы в верхней мантии остается реститовый материал, представ­ленный деплетированными (истощенными) перидотитами или ду-нитами. Главным минералом реститов является магнезиальный оливин (Fo_~90). Следовательно, возникающий расплав насыщен в отношении этого минерала, и кристаллизация первичной мантий­ной магмы должна начинаться с выделения оливина, столь же бо­гатого магнезией. Согласно экспериментальным данным, между составами оливина (0l) и равновесного по отношению к нему рас-плава (т) существует зависимость:

(Fe²+/Mg)₀₁/(Fe²/Mg)_m = 0.3.

Следовательно, Fo₉₀, для которого Fe²+/Mg = 0.11, может кри­сталлизоваться из расплава с Fe²⁺/Mg = 0.37 и Mg/ (Fe²⁺ + Mg) = = 0.73. Эти величины показывают, что первичные мантийные маг­мы должны быть представлены высокомагнезиальными расплава­ми, отвечающими по составу пикритам, пикробазальтам и родствен­ным им породам. Опыты по частичному плавлению перидотитов подтверждают это (табл. 6.1).

Рис. 6.1. Границы области устойчивости амфибола 1 и флогопита 2 и их со­отношения с солидусом перидотита при насыщении расплава водой 3, при отсутствии воды 4 и при насыщении углекислотой 5

Таблица 6.1. Состав расплавов (мас.%), полученных при малых степенях частичного плавления мантийных перидотитов, по экспериментальным

данным Э.Такахаси, 1986 г.

6. Магматические породы мантийного происхождения

Другие особенности состава первичных магм зависят от: 1) со­става мантийного вещества; 2) давления, соответствующего глуби­не зарождения магм; 3) степени частичного плавления —доли жид­кой фазы; 4) способа отделения магматической жидкости от твердого остатка.

Состав мантийного вещества прежде всего контролирует со­держание в магме самых легкоплавких компонентов, которые прак­тически полностью переходят в расплав. Такими компонентами являются щелочные металлы—калий и натрий. Источником натрия в верхней мантии служит жадеитовый компонент клинопироксена, а также Na-содержащие амфиболы; калий заключен главным обра­зом во флогопите. Ниже поверхности Мохоровичича остаются ус­тойчивыми санидин и анортоклаз, которые при частичном плавле­нии также могут переходить в расплав. При прочих равных условиях, чем больше калия и натрия содержится в мантийном источнике, тем богаче этими элементами будет расплав.

Что касается более тугоплавких компонентов, то их распределе­ние в расплаве зависит не столько от состава источника, сколько от глубины магмообразования (давления) и его интенсивности (доли жидкой фазы).

На начальной стадии плавления примитивного лерцолита, ли­шенного воды и углекислоты, возникает эвтектоидная жидкость, которая находится в равновесии с оливином, ортопироксеном, кли-нопироксеном, гранатом (шпинелью или плагиоклазом). В расплав переходят главным образом клинопироксен и глиноземистая твер­дая фаза, а оливин и ортопироксен остаются преимущественно в ре-стите. Тугоплавкая хромистая шпинель, возникающая в ходе реак­ций плавления, также является характерным минералом рестита.

Доля переходящего в расплав оливина увеличивается с ростом давления (глубиной магмообразования), а количество ортопирок-сена, расходуемого на плавление, наоборот, снижается с ростом давления. Поэтому по мере погружения мантийных магматических источников на глубину состав эвтектоидных магм при прочих рав­ных условиях становится более магнезиальным и менее насыщен­ным кремнеземом (см. табл. 6.1), а состав твердого остатка (рести­та) меняется от дунита на малых глубинах через гарцбургит, содержащий все большее количество ортопироксена, до ортопирок-сенита на очень большой глубине.

Опыты по плавлению природных перидотитов и эксперимен­тальное изучение модельных физико-химических систем приво-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

дят к выводу, что при относительно небольших степенях частично­го плавления (20-30 об.% жидкой фазы) «сухих» мантийных лерцо-литов на глубине более 50-80 км (Р > 15-25 кбар, или 1500-2500 МПа) образуются магмы, отвечающие по составу пикриту. На глубине 30-50 км (Р= 10-15 кбар, или 1000-1500 МПа) зарож­даются менее магнезиальные оливиновые толеиты, а на минималь­ной глубине (Н< 15 км, Р< 5 кбар, или 500 МПа) — кварцевые то­леиты (рис. 6.2). При более интенсивном плавлении состав жидкости на всех гипсометрических уровнях смещается в сторону пикрита и коматиита. При минимальной доле жидкой фазы (<20 об.%) первичные магмы, возникающие на глубине более 30 км, недосыщены кремнеземом и имеют нефелиннормативный состав, соответствующий щелочным пикробазальтам, базанитам, мелане-фелинитам с относительно высокой суммой Na₂0 + K₂0 при низ­ком содержании Si0₂ (рис. 6.2, я): Заметим, что щелочные раcпла-вы возникают при частичном плавлении источника, изначально достаточно богатого щелочными металлами. Если содержания на­трия и калия в источнике малы, то даже при минимальных степе-

Рис. 6.2. Составы расплавов, полученные в опытах по частичному плавле­
нию перидотитов, по А.Л. Джейксу и Д.Х. Грину, 1980 г,
а — примитивный лерцолит, б — деплетированный лерцолит; КТ — кварцевый то-
леиг, Т—толеит; ОТ — ол ивиновый толеит; ТП — толеитовый пикрит; ЩОБ — ще­
лочной оливиновый базальт; ЩП — щелочной пикрит; К — коматиит; КБ — кома-
тиитовый базальт. Сплошные линии — содержание нормативного оливина
в расплаве, мас.%; длинный пунктир — Р-Tусловия исчезновения клинопироксе-
на (срх) и ортопироксена (орх) в процессе плавления; короткий пунктир — степень
частичного плавления (доля жидкой фазы, %)

6, Магматические породы мантийного происхождения

нях частичного плавления возникают низкощелочные первичные магмы (см. рис. 6.2, а).

Деплетированные перидотиты, которые сохраняются после пре­дыдущих эпизодов частичного плавления, могут вовлекаться в этот процесс повторно. Очевидно, что для этого требуется достаточно вы­сокая температура, поскольку легкоплавкие компоненты из тако­го источника уже удалены.

Частичное плавление обогащенных перидотитов сопровождает­ся дегидратацией содержащихся в них амфибола или флогопита. Ам­фибол устойчив примерно до 1000 °С, а флогопит до 1200 °С. Так как на глубине 20—80 км кривая дегидратации амфибола расположена правее линии «влажного» солидуса перидотита (см. рис. 6.1), вода, которая освобождается при разложении амфибола на этих глубинах, полностью растворяется в магматическом расплаве; последний, однако, остается не насыщенным водой. Для флогопита такие со­отношения сохраняются в интервале 15—200 км. Выше и ниже то­чек пересечения кривых дегидратации и «влажного» солидуса раз­ложение амфибола и слюды не приводит к плавлению, и вода может существовать в качестве самостоятельной флюидной фазы. Даль­нейшее нагревание до температуры «влажного» солидуса приво­дит к появлению насыщенного водой расплава. Поскольку количе­ство гидроксилсодержащих минералов на больших глубинах невелико, а растворимость воды в магме достигает десятков массо­вых процентов, доля насыщенного водой расплава очень мала. При перегреве относительно температуры солидуса количество жидкой фазы увеличивается, а содержание воды снижается.

Состав первичных магм существенно зависит также от способа отделения расплава от твердого кристаллического остатка (рести-та). Если в процессе магмообразования жидкая фаза все время ос­тается в равновесии с твердыми кристаллами, то по мере нагрева­ния в расплав постепенно переходят все более тугоплавкие компоненты, и при стопроцентном плавлении состав жидкости со­ответствует валовому составу исходного лерцолита. Если же возни­кающий расплав сразу удаляется из зоны магмообразования, то со­став выплавок меняется в ходе нагревания скачкообразно — от наиболее легкоплавких эвтектоидных жидкостей в начале процес­са до тугоплавких магм, отвечающих по составу дунитовому рести-ту, при полном плавлении мантийного вещества (см. рис. 4.7 в раз­деле 4.3). Разработаны и более сложные количественные модели магмообразования в ходе подъема мантийных диапиров, когда сте-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

пень частичного плавления возрастает по мере подъема источника, а жидкая фаза отделяется от твердого остатка не полностью.

Рассмотрим подробнее происхождение и условия формирова­ния некоторых ультрамафических пород, представляющих собой за­твердевшие первичные магмы, вынесенные из верхней мантии.

6.1.1. Происхождение коматиитов и пикритов

Коматииты — ультрамафические вулканические породы, разви­тые в архейских зеленокаменных поясах. Они слагают лавовые по­токи мощностью 0.5-20 м, сформированные в подводных услови­ях, а также образуют субвулканические дайки и интрузивные залежи. Коматииты содержат 18-40 мас.% MgO, 40-50 мас.% Si0₂ (табл. 6.2). Различают низкоглиноземистые коматииты барбертон-ского типа (~3 мас.% А1₂0₃), характерные для Южной Африки, и высокоглиноземистые коматииты йилгарнского типа (5—7 мас.% А1₂0₃), развитые в Австралии и других провинциях. Для слабо ме-таморфизованных коматиитов характерны вкрапленники оливина

Таблица 6.2. Химический состав магматических пород мантийного

происхождения, мас. %

Примечание. 1 — коматииты, 2 — пикриты, по О.А. Богатикову и др., 1987 г., 3 — первичный бонинитовый расплав, по Д. Уокеру и У. Камерону, 1983 г., 4 — кимберлиты, 5 — лампроиты Западной Австралии, по О.А. Богатикову и др., 1987 г., 6 — базальты континентальных кратонов (трапповая формация), 7 — ба­зальты океанического дна, 8 — исходный расплав Скергаардского расслоенного плутона, по Л. Уэйджеру и Г. Брауну, 1970 г.

6. Магматические породы мантийного происхождения

(Fo₈₅_₉₄), погруженные в серпентинизированную основную массу с мелкими кристаллами пироксена и хромита. В процессе регио­нального метаморфизма коматииты превращаются в зеленые слан­цы и амфиболовые породы, в которых обычно сохраняются релик­ты магматических структур, указывающие на зональное строение древних вулканических потоков. Вблизи кровли потока расположе­на закалочная стекловатая зона мощностью 0.1 -1.5 м с небольшим количеством вкрапленников оливина. Ниже находится зона со структурой спинифекс, для которой характерны крупные скелетные крирталлы оливина пластинчатой формы. Еще ниже располагает­ся полоса, обогащенная ранним кумулятивным оливином, а под ней — нижняя закалочная зона.

Экспериментальные данные показывают, что первичные ко-матиитовые расплавы, содержащие около 30 мас.% MgO, могут возникать либо при весьма продвинутом частичном плавлении при­митивных или слабо деплетированных лерцолитов на глубине 100—200 км, когда доля жидкой фазы составляет 30-40 об.%, либо при меньших степенях частичного плавления на глубинах 200— 500 км, где могут формироваться высокомагнезиальные эвтектоид-ные магмы. Самое глубинное происхождение предполагается для низкоглиноземистых коматиитов барбертонского типа; более гли­ноземистые коматииты йилгарнского типа, вероятно, зарождают­ся на меньшей глубине. Температура коматиитового расплава в мо­мент его зарождения достигала 1800 °С. При атмосферном давлении коматииты затвердевают при температуре не ниже 1650 °С.

Коматиитовый расплав, имевший низкую вязкость (0.01— 1.0 Па • с), поднимался к поверхности с большой скоростью (до 40— 50 км/ч) и растекался по дну морского бассейна. Температура рас­плава очень быстро опускалась ниже ликвидуса, и в условиях глу­бокого переохлаждения росли скелетные кристаллы со структурой

спинифекс.

Ультрамафические вулканические породы, сформированные в фанерозое, называют пикритами. По минеральному и химическо­му составам фанерозойские пикриты близки к докембрийским ко-матиитам, но содержат больше Ti, Fe и богаче щелочными метал­лами, чем коматииты (см. табл. 6.2). В пикритах нередко появляется амфибол, что указывает на наличие воды в исходном расплаве. Во­да обнаружена и в микровключениях в стеклах, слагающих основ­ную массу пикритов. Эти различия в сочетании с примерно равны­ми содержаниями магнезии показывают, что пикритовые магмы

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

зарождались примерно на тех же глубинах, что и коматииты, но при плавлении менее деплетированного источника и (или) при меньшей степени частичного плавления. В частности, обогащение пикритов щелочными металлами и водой можно объяснить наличием амфи­бола в мантийном источнике. Благодаря некоторому количеству растворенной в расплаве воды температура первичных пикрито-вых магм была ниже, чем коматиитов. Так, изучение микровклю­чений в минералах меймечитов¹ показало, что они начали крис­таллизоваться при Т= 1450 °С и затвердели при Т= 1240-1170 °С (данные А.В. Соболева, 1984 г.). Эти оценки заметно ниже, чем температуры коматиитовых магм. Структура спинифекс возни­кает в пикритах лишь в редких случаях, что является следствием меньшего переохлаждения магм относительно ликвидуса.

6.1.2. Происхождение бонинитов

Бониниты встречаются в островодужных вулканических ком­плексах и представляют собой своеобразные вулканические горные породы, для которых характерно сочетание высоких содержаний MgO (16-22 мас.%) и Si0₂ (55—62 мас.%). По содержанию кремне­зема бониниты относятся к группе магматических пород среднего состава, а по содержанию магнезии — к ультрамафическим и мафи­ческим породам. Для бонинитов характерны вкрапленники маг­незиального пироксена, реже оливина, погруженные в кислое вул­каническое стекло, которое содержит несколько массовых процентов воды. Вкрапленники кристаллизуются в последователь­ности: оливин—клиноэнстатит—бронзит—авгит. Плагиоклаз в бони-нитах со стекловатым базисом отсутствует.

Петрографические и геохимические особенности бонинитов позволяют рассматривать их как продукт частичного плавления гарцбургитов на глубине не более 15-30 км в присутствии некото­рого количества воды. Источником, скорее всего, служили текто­нические блоки истощенных мантийных перидотитов, которые до этого были превращены в серпентиниты, а к моменту плавления ос­тавались не полностью дегидратированными. Температура первич­ных бонинитовых магм, содержащих 16-22 мас.% MgO и пример­но 1-2 мас.% Н₂0, составляет 1300-1150 °С. По экспериментальным

¹ Меймечиты — разновидность пикритов, обогащенных вкрапленниками оли­вина.

6. Магматические породы мантийного происхождения______

данным (Клингерберг и Кусиро, 1996 г.), плавление «сухого» гарц-бургита при давлении <5 кбар также может приводить к образова­нию бонинитового расплава, однако его температура возрастает до 1405-1242 °С. Изучение расплавных включений во вкрапленниках бонинитов показало, что первичное содержание воды в природ­ных магмах составляло 1.5-2.5 мас.%, что подтверждает модель «влажного» плавления.

6.1.3. Происхождение 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 кратоках, 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) ко-рового 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.

3. 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 гранатов, указывают на формирование вещества глубинных включений при Т= 900—1400 °С и Р= 4-6 ГПа

Часть III.Магматические горные породы (петрология)

(120-210 км) вблизи верхней границы области устойчивости ал­
маза.

Эклогиты в целом встречаются среди включений значительно реже, чем перидотиты и пироксениты, но в отдельных трубках эк-логитовые включения преобладают. Кроме биминеральных пирок­сен-гранатовых эклогитов, известны эклогиты, содержащие коэсит, корунд, дистен, а также своеобразные породы, состоящие из грос-сулярового граната, 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, граната 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.

4. 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 играют пери­дотиты, то микровключения в алмазе чаще представлены эклогитовой минеральной ассоциацией: гранат с высокой долей гроссуляра + клинопироксен, обогащенный жадеитом, ± рутил. Для перидотитового парагенезиса (оливин, пироксены, гранат) ха­рактерны низкокальциевые пироповые гранаты, обогащенные хро­мом (>5 мас.% Сr₂О₃), а также 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.

5. В кимберлитах содержатся обломки мантийных пород, испы­тавших глубинный метасоматоз с образованием флогопита, ам­фибола (калиевого рихтерита), ильменита, рутила. Эти минералы

б. Магматические породы мантийного происхождения

слагают прожилки и замещают кристаллы перидотитового и экло-гитового парагенезисов. Текстурные соотношения свидетельству­ют о том, что метасоматическое изменение перидотитов и эклоги-тов произошло до того, как обломки этих пород попали в кимберлиты.

6. Мегакристаллы в кимберлитах представлены оливином, ор-то- и клинопироксеном, гранатом, 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—гра­нат— клинопироксен. Температурный интервал кристаллизации ра­вен 1315-1130 °С.

7. 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: δ¹³С= -(1-10‰), что указывает на их общий мантийный источник.

8. Содержания сидерофильных (Ni, Co, Сг, V) и халькофильных
(Си, Zn и др.) элементов-примесей в кимберлитах соответствуют
среднему уровню для ультраосновных-ультрамафических пород.
Вместе с тем кимберлиты резко обогащены многими литофильны-
ми элементами-примесями:

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

9. Кимберлиты, имеющие обломочное строение, слагают труб­ки (диатремы), а кимберлиты с массивной текстурой чаше образу­ют дайки и силлы. Известны примеры, когда диатремы, сужаясь книзу, сменяются на глубине дайками.

Кимберлитовые 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. I 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 лерцолита. Судя по приведенным выше концентрациям 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 противоречие может быть разрешено, если допустить, что

² Некогерентными, или несовместимыми называют такие 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.

6. Магматические породы мантийного происхождения

кимберлитовые магмы возникают за счет более продвинутого плав­ления метасоматически преобразованного мантийного вещества, обогащенного литофильными элементами и представленного иль-менит-флогопит-карбонатсодержащимилерцолитами.

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 эклоги­тов³. 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 продолжительность подъема кимберлитового расплава, которая, судя по расчетам, может измеряться часами. Опыт разработки ким-

³ Дифференциация мантийного вещества с обособлением перидотитов, пирок-сенитов, эклогитов связана с эпизодами частичного плавления, которые происходи­ли задолго до зарождения кимберлитового расплава. Тогда же образовались и кристал­лы алмаза, которые имеют магматогенное происхождение и сосредоточены в основном в продуктах кристаллизации глубинных магм, затвердевших в виде эклогитов. Расплав-ные микровключения в алмазе подтверждают его магматогенную природу.

Часть IIIМагматические горные породы (петрология)

берлитовых трубок показал, что маломощные ответвления от основ­ного тела кимберлитов часто наиболее богаты алмазами. Вероятно, быстрое затвердевание тонких апофиз препятствует резорбции ксе-ногенных 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 друг с 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 ко­
ординатах: температура-давление ограничена линией равновесия
графит-алмаз, экспериментально установленным интервалом меж­
ду солидусом и ликвидусом кимберлитового расплава и Р— Т усло-
виями устойчивости эклогитовой минеральной ассоциации. При та­
ких граничных условиях область зарождения кимберлитовых магм
отвечает давлению 5-7 ГПа (глубина 150-210 км) и температуре
1150-1500 °С, что соответствует алмаз-пироповой фации глубинно­
сти, по Н.Л.Добрецову. Эти оценки подтверждаются опытами по
плавлению карбонатизированных перидотитов при высоком давле­
нии (данные Д.Канила, 1990 г.).

Генетические соотношения между кимберлитами и ассоцииру­ющими с ними мелилитовыми 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-

_______________ б. Магматические породы мантийного происхождения_________

вой магмы располагаются выше линии равновесия алмаз-графит, что объясняет отсутствие ксеногенного алмаза в мелилитовых породах.

Алмазоносные оливиновые лампроиты, 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 гарцбургит-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 граната, диопсида, а значит и каль­ция, что ограничивало возможность образования СаС0₃ даже при достаточном количестве С0₂ во флюидной фазе.