Материал: Мінеральний склад та використовування кімберлітів

Рис.3. Розріз кори вивітрювання кімберлітової трубки

.4 Походження кімберлітів і кімберлітових трубок

Походження алмазоносних кімберлітів, лампроїтів, карбонатитів і споріднених їм лужно-ультраосновних порід пов’язане з тектонічними процесами. Дійсно, ізотопні склади вуглецю в алмазах неможливо пояснити без залучення корової речовини. Аналогічна ситуація спостерігається і в високотемпературних глибинних породах асоціації карбонатитів і кімберлітів: ізотопні склади вуглецю і кисню показують, що в утворенні карбонатного речовини цих порід приймає участь корова вуглекислота первинно-осадового походження. [10]

Згідно розробленої в монографії 1996 моделі, алмазоносних Кімберліти і споріднені їм породи виникли за рахунок затягування по древнім зон субдукції на великі глибини (до 200-250 км) під архейські щити важких (залізистих) океанічних опадів раннього протерозою (Рис. 4). При цьому через велику щільності залізистих опадів вони повинні були самі «провалюватися» в зони піддвигу плит і служити в них «змазкою». Тому, ймовірно, зони піддвигу плит в кінці раннього протерозою і в середньому протерозої в основному були амагматичними, без характерного для острівних дуг і активних окраїн континентів вапняно-лужного вулканізму.

У моделі момент формування глибинних розплавів строго обмежений епохою другої половини раннього протерозою. Це пов'язано з тим, що в археї ще не існувало умов для генерації магми розглянутого типу, оскільки виключно висока тектонічна активність Землі і дуже великі теплові потоки не допускали тоді збільшення потужності континентальних літосферних плит разом з континентальною корою вище 60-80 км. Зон же субдукції в той час взагалі не існувало, так як їх тоді замінювали зони скучування і торошіння порівняно тонких океанічних літосферних пластин суттєво базальтового складу. Лише після виділення земного ядра в кінці архею виникли перші зони субдукції, а потужність архейских континентальних літосферних плит стала швидко зростати. Уже до кінця раннього протерозою вона досягла граничних значень близько 250 км, що і створило умови для можливості формування глибинних (алмазоносних) розплавів. Однак реалізація цієї можливості здійснилася тільки тоді, коли на дні океанів близько 2,2 млрд років тому стали відкладатися важкі залізорудні опади типу джеспілітів.

Рис 4. Процес формування глибинних розплавів лужно-ультраосновного, лампроїтові і кімберлітового складу.

А - ситуація в кінці раннього протерозою; Б - на рубежі раннього і середнього протерозою; В - в рифеї або фанерозої (показаний момент прориву глибинної магми до поверхні і утворення: а - лужно-ультраосновних інтрузій, б - меллілітових і в - алмазоносних лампроїтових або кімберлітових субвулканічних комплексів). 1 - літосфера; 2 - астеносфера; 3 - ранньопротерозойська океанічна кора з перекриванням її важкими залозистими опадами; 4 - континентальна кора (AR - архейского, PR1 - ранньопротерозойского віку), 5 - глибинні розплави.

петрографічний кімберліт трубка порода

Про істотну роль заліза в складі вихідного осадового речовини, затягнутого в ранньому протерозої під архейску кору, зокрема, кажуть карбонат-магнетитові і апатит-магнетитові родовища в інтрузіях центрального типу, розташованих в провінціях розповсюдження лужно-ультраосновних комплексів. На Кольському півострові такими залозистими інтрузивними комплексами є родовища магнетиту в масивах Ковдор і Африканда. Вміст заліза в них досягає 27%, хоча валовий склад порід, що складають ці родовища, за вирахуванням заліза, нагадує скоріше карбонатно-глинисті і фосфороносні опади апвеллінгових зон океанів, але ні в якій мірі не відповідає складу мантійних порід.

З єдиних позицій вдалося пояснити більшість специфічних рис, а іноді й тонкі деталі складу алмазоносних і споріднених їм порід, включаючи самі алмази і мінеральні включення в них. Так, за цією моделлю кімберліти і лампроїти дійсно є глибинними породами, але виникли вони з пелагічних опадів. Звідси можна зробити висновок, що вуглець, фосфор, азот, більшість літофільних елементів (Li, B, F, Cl, K, Ti, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Ta, Pb, Th, U), вода та інші флюїди в алмазоносних породах мантійного, а первинноосадового, тобто чисто екзогенного походження. Про це ж свідчать високі концентрації і спектри рідкоземельних елементів, відносини калій / натрій, торій / уран, ізотопи водню, кисню, сірки і стронцію в кімберлітах, а також газово-рідкі включення в алмазах H2O, H2, CH4, CO2, CO, N2, Ar, C2H4. Про те ж говорять і зрушення ізотопних відносин вуглецю в кристалах алмазів, явно несуть на собі біогенні мітки. [9]

Свідоцтва первинно-приповерхневого походження кімберлітів несуть в собі зустрічающієся в кімберлітах ксеноліти еклогітів: незважаючи на явно глибинні асоціації мінералів, їх валовий склад непогано відповідає океанічним толеітовим базальтам, виплавлюваних лише на невеликих глибинах (до 35 км) під рифтовими зонами океанів. Все це свідчить про порівняно приповерхневом рівні формування всього комплексу розглянутих порід в ранньому протерозої, наступного їх занурення на великі глибини і нового стрімкого підйому до поверхні (зі швидкостями близько 30-50 м / с) у наступні геологічні епохи.

Температура літосферних плит на глибинах 200-250 км досягає 1400-1500 ° С (при температурі плавлення мантійних порід на цих же глибинах близько 1800-1850 ° С) і суттєво перевищує температуру плавлення водонасичених осадів, приблизно рівну 700-800 ° С. Тому затягнуті в зони субдукції на великі глибини осади неминуче плавилися і диференціювалися шляхом ліквації розплавів. При цьому важка залізиста фракція опадів занурювалася в мантію, а їх більш легка карбонатно-силікатний матриця надовго зберігалася в низах літосфери у вигляді вогнищ глибинної магми. [10]

В карбонатитах кімберлітах домінують кальцієві карбонати. Це пояснюється тим, що в осередках кімберлітових і карбонатитових розплавів відбуваються обмінні реакції, при яких магній переходить в силікати, а кальцій - в карбонати, наприклад:

Визнання факту зв'язку формування кімберлітів з глибинними розломами дозволяє уточнити уявлення про глибинні кімберлітові осередках. Було доказано, що існують два незалежних основних мантійних джерела кімберлітів - астеносферном, відповідальний за геохімічну спеціалізацію порід, і літосферних, який зумовлює петрохімічний тип кімберлітів. Передбачається, що розломи зіграли провідну роль в ініціюванні кімберлітового вулканізму. Пов'язані з розломами зони зниженого тиску проникали до кордону літосфера-астеносфера, формуючи висхідні потоки розплаву-флюїду з астеносферного джерела. Останні при підйомі в умовах гетерогенної літосфери провокували утворення локальних кімберлітових вогнищ, які власне і зумовили утворення контрастних петрохімічних типів кімберлітів. При цьому геохімічна спеціалізація кімберлітів зобов'язана, в основному, єдиному (для всіх трубок поля, а можливо, навіть для декількох полів одного віку) мантійному розплаву-флюїду, який, як правило, різко домінував в рідкоелементному балансі гібридного розплаву вогнища. У формуванні макрокомпонентного складу кімберлітів крім розплаву немаловажливе, іноді провідне значення мав уламковий макрокрістний матеріал мантійного походження. В певному сенсі жильні і трубкові тіла можна трактувати як канали прориву астеносферної речовини на поверхню Землі.[5]

Крім алмазоносних ксенолітів глибинні включення в кімберлітах можуть бути представлені уламками порід без алмаза або мономінеральними жовнами (мегакрістамі) різних мінералів, також є продуктами руйнування глибинних гірських порід. Умови утворення таких ксенолітів можна реконструювати з використанням мінеральних геобарометрів і геотермометрів. Використання хімічного складу мінералів для оцінки температури і тиску при кристалізації гірських порід засноване на результатах численних експериментів і термодинамічних розрахунків. Встановлено, що коли два мінералу одночасно кристалізуються з розплаву, то хімічні елементи, складові розплав, закономірно перерозподіляються між ними залежно від температури і тиску, при яких проходить процес кристалізації. Таким чином, умови кристалізації глибинних порід можуть бути розраховані на підставі коефіцієнтів розподілу і розчинності деяких елементів в співіснують мінералах. Наприклад, дані про температуру кристалізації можна отримати знаючи ставлення Ca / (Ca + Mg) в діопсид, так як більш низьким відносинам Ca / (Ca + Mg) відповідають більш високі температури.

Коесит - поліморфний різновид SiO2, стійкий при високому тиску, який є вельми нестійким і при температурі нижче 700 С в присутності води менш ніж за 10 років перетворюється на кварц. Присутність коесіта в ксенолітах означає, що їх підйом на поверхню стався так швидко, що частина коесіта не встигла перетворитися в кварц. За ступенем трансформації коесіта в кварц була оцінена швидкість підйому кімберлітової магми з глибини 200 км, що склала більше 10 км / год. Такі великі швидкості дозволили припустити, що в утворенні кімберліт ов велику роль грали флюїди -- особливі суміші перегрітої води і газів (CO2, метану).

Роль флюїдів в процесі утворення кімберлітових магм підтверджена експериментально. Експерименти показали, що додавання до розплаву води призводить до помітного зниження температур кристалізації твердих фаз і в умовах, відповідних глибин порядку 100 км, тугоплавкі алюмосилікати, складаючі мантійні ксеноліти, починають вести себе як легкорозчинні солі. Результати експериментів дозволили припустити, що в мантії можливі й ефективні процеси флюїдного масопереносу, хоча раніше вважалося, що на таких глибинах породи повинні бути «сухими».

Дані про значну роль флюїдів в утворенні кімберлітів були підтверджені при детальному вивченні природних зразків. Спостережувані в ксенолітах з кімберлітів перетворення первинних мінералів під впливом мантійних флюїдів, об'єднані назвою «мантійний метасоматоз», вельми різноманітні. Найчастіше спостерігається заміщення граната гідроокисловміщуючими силікатами з утворенням келіфітових кайм -- радіально-променистих, концентрично-зональних мікрокристаллічних полімінеральних агрегатів, що складаються з амфіболів, слюди (флогопіту), піроксенів і шпінелі. Такі облямівки утворюються при тиску близько 1-3 ГПа і температурі 1100-1350 оС. Метасоматичними процесами пояснюють широкі варіації температур (від 700 до 1200 оС), одержувані при оцінках Р-Т-параметрів кристалізації ксенолітів, а також часткове плавлення кристалів граната. Передбачається, що плавлення відбувалося до захоплення ксенолітів кімберліт ом і обумовлено різким падінням тиску і впливом високотемпературних мантійних флюїдів.

На підставі проведених досліджень глибинних ксенолітів були запропоновані різні моделі формування алмазоносних кімберлітів. Всі вони засновані на допущенні існування глибинного мантійного магматичного вогнища, з якого речовина доставляється до поверхні за участю суміші газів і рідини (флюїдів). Сучасні моделі враховують не тільки температуру і тиск, а й такі важливі фактори, як присутність в системі води, вуглекислоти, а також зміна летючості (фугітивності) кисню, тобто окислювально-відновний потенціал системи. Це важливо для встановлення поля стабільності алмаза, який може кристалізуватися лише в відновлювальних умовах, а в окислювальних умовах "згорає", переходячи в графіт. [6]

Однією з найбільш добре розроблених моделей є модель часткового плавлення мантійних порід - гранатових перідотитів і еклогітів. Відповідно до цієї моделі, кімберлітові магми утворюються в областях під платформами на різних глибинах (від 200 до 100 км) внаслідок плавлення порід мантії і земної кори. Залишки батьківських порід Кімберліти виносять у верхні частини земної кори у вигляді ксенолітів. Найбільше визнання отримала модель, запропонована американським дослідником С. Хаггерті, який припустив, що джерелом вуглецю для кристалізації алмазів можуть бути мантійні флюїди, з яких вуглець виділяється за рахунок окислення CH4 або відновлення CO2. Велику роль при цьому відіграють сульфіди заліза (FeS), які постійно зустрічаються як включення в алмазах і алмазоносних ксенолітах. Можливі реакції, що призводять до появи вільного вуглецю, виглядають наступним чином:

CH4 + 2N2 = 3C + 4NH3,

FeS + CO2 = 2FeO + S2 + C,

FeS + CH4 = 2H2S + 2Fe + C

Згідно запропонованої моделі, кімберлітові трубки - це особливий тип вулканів, корені в глиб Землі, досягаючи межі земної кори і мантії (рис. 6). Кімберліти складаються в основному з силікатів заліза (олівіну і флогопіту), а алмази в них є чужими (ксеногенними) мінералами. Кристали алмазів ростуть в мантії, в середовищі, насиченою летючими компонентами, протягом декількох мільйонів років, а потім виносяться на поверхню кімберлітами. Алмази - стародавні мінерали, вони істотно старше вміщають їх кімберлітів. Їх вік (більше 3 млрд років) відповідає віку порід, що складають фундамент континентальних кратонів.[10]

РОЗДІЛ 2. МІНЕРАЛЬНИЙ СКЛАД ТА ВИКОРИСТОВУВАННЯ КІМБЕРЛІТІВ

.1 Мінерали і породи кімберлітів

Як правило, кімберліт являє собою карбонат-серпентинову породу з незначними кількостями олівіну, флогопіту, апатиту, магнетиту та інших мінералів. Практично завжди фіксуються акцесорні високобарні мінерали - пікроільменіт і гранат, рідше знаходиться хромшпінелеїди, енстатіт, хромдіопсид, алмаз, циркон та ін.

В кімберлітах залежно від розміру виділяються макрокрісти (від 0,2-0,5 до 1 см), мегакрісти (більше 1см), що створюють порфіровий вигляд породи, і мінерали основної маси. До макро-, мегакрістів віднесені олівін, зазвичай заміщений серпентином і кальцитом, рідше - пікроільменітом, гранатом, флогопітом, хромшпінелеїдом, хромдіопсидом. Мінерали основної маси представлені, в основному серпентином і кальцитом. [4]

Олівін - мінерал, кристалізація якого проходила в кімберлітовій магматичній системі на всіх рівнях сходження з мантійних глибин. Будучи основним породоутворюючим мінералом, олівін утворює макро-, мегакрісти, входить до складу основної маси кімберліту, і присутній у вигляді включень в інших протомінералах - пікроільменіті, гранаті, алмазі, цирконі. Олівін є основним породоутворюючим мінералом глибинних ксенолітів ультраосновного складу.

Кімберлітові трубки демонструють широкі варіації складу олівіну. В Далдінском полі маються трубки, які заповнені кімберлітом, що містить: 1) тільки однорідний високо-Mg олівін зеленого кольору; 2) переважно залізистий олівін жовто-бурого кольору (трубки Полярна, Фестивальна, Ленінградська); 3) олівін з широкою варіацією складу (трубки Вдала, Зірниця). Багатофазні трубки, як правило, складені кімберлітом з олівіну, неоднорідним за складом. Кімберліт в межах однієї фази впровадження характеризується відносно стійкою величиною співвідношення колірних різновидів олівіну. У початковій фазі, складеної овоідофіровим кімберлітом фіксується максимальний вміст жовто-бурого олівіну; в дейтеропорфіровом кімберліті співвідношення приблизно рівне, а в одній з найпізніших фаз впровадження - автолітової брекчії - відзначається тільки зелений олівін.

Більшість включень гранату з високо-Mg мегакрістів олівіну (близько 80%) належить дуніт-гарцбургітового парагенезису. Порівняння з включеннями гранату з алмазів вказує на повну подібність їх складів, що підтверджує те, що джерелом алмазів з включеннями ультраосновного парагенезису служили мегакристаллічні дуніт-гарцбургітові породи. Однією з особливостей складу включень гранату ультраосновного парагенезису в алмазах порівняно з включеннями з олівіну є їх більш висока магнезіальних.