CC BY
65
УДК 550.89
EXPERIMENTAL STUDY OF ECLOGITE SYSTEM (GARNET-OMPHACITE) AT 4.0-7.0 GPA: MODELING OF DIAMONDIFEROUS ECLOGITE FORMATION
Butvina Valentina Grigorievna, candidate of geologic-mineralogical sciences, scientific researcher, Institute of experimental mineralogy RAS, Chernogolovka, Moscow district, butvina@iem.ac.ru
Abstract. Phase relations in a multi-component eclogite system garnet-omphacite and some its binary joins were studied at pressures 4.0 - 7.0 GPa. Experimental study of pseudo-ternary system omphacite-pyrope (+32 mol.% grossular) - almandine (+32 mol. % grossular) within its polythermal section omphacite-pyrope15almandine53grossular32 at pressure 7.0 GPa showed the cotectic melting of the garnet-omphacite assemblage, whereas solidus temperature was about 14500С. This value is higher than the calculated temperatures for eclogite nodules from kimberlite pipes. This fact implies a fluidized nature of the eclogite magmatic systems in the mantle. The constructed phase diagrams allow the interpretation of physical-chemical conditions for formation and evolution of eclogite parageneses using, in particular, the crystallization features of garnet as the major eclogite phase.
Keywords: experimental study, eclogite, garnet, omphacite, phase diagram.
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИЗУЧЕНИЕ ЭКЛОГИТОВОЙ СИСТЕМЫ (ГРАНАТ-ОМФАЦИТ) ПРИ 4.0-7.0 ГПА: МОДЕЛИРОВАНИЕ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ ЭКЛОГИТОВ
Бутвина Валентина Г ригорьевна, кандидат геолого-минералогических наук, научный сотрудник, Институт экспериментальной минералогии РАН, butvina@iem.ac.ru
Аннотация. При давлениях 4.0 - 7.0 ГПа экспериментально изучены фазовые равновесия в многокомпонентной эклогитовой системе гранат-омфацит и некоторых ее сечениях. Экспериментальное исследование псевдотройной системы омфацит - пироп (+32 мол.% гроссуляра) - альмандин (+32 мол.% грос-суляра) в ее политермическом сечении омфацит-пироп15альмандин53 гроссу-ляр32при давлении 7.0 ГПа показало, что плавление гранат-омфацитовой ассоциации является котектическим, а температура ее солидуса в данном сечении составляет около 14500С. Это значение выше, чем расчетные температуры образования эклогитов в нодулях кимберлитовых трубок, что может свидетельствовать о флюидной природе эклогитовых магматических систем мантии. Построенные фазовые диаграммы позволяют интерпретировать физикохимические условия образования и эволюции природных эклогитовых парагенезисов, в частности по особенностям кристаллизации главного минерала эк-логитов - граната.
Ключевые слова: экспериментальное изучение, эклогит, гранат, омфацит, фазовая диаграмма.
Наряду с перидотитами, эклогиты являются определяющим типом пород мантии в широком интервале глубинности [4, 13, 15,
26, 32]. Прежде всего, этот вывод вытекает из широкой распространенности эклогитовых нодулей в породах - продуктах кристаллизации мантийных магм, формировавшихся при различных давлениях, от относительно малоглубинных базальтов до глубинных кимберлитов или лампроитов (напр. 4,13). Повышенный интерес к мантийным эклогитам во многом обусловлен также их тесной связью с алмазами, которые либо сами присутствуют в эклогитах как акцессорные минералы [1, 6, 7, 9, 15, 16, 23, 44, 58, 59], либо содержат минералы эклогитового парагенезиса в виде сингенетических включений [5, 10, 22, 52, 59, 60]. Хорошо известны работы, где детально описаны эклогитовые парагенезисы как в мантийных ноду-лях, так и во включениях в алмазах, включенных в эти же нодули [2, 16, 59, 60]. Эти исследования однозначно указывают на широкие интервалы Р-Т условий кристаллизации эклогитовых парагенезисов в мантии. Количественные оценки Р-Т условий образования алмазоносных эклогитов основываются главным образом на обменных и смещенных равновесиях между гранатом и клинопироксеном, как главными минералами эклогитов.
Благодаря многочисленным калибровкам гранат-клинопирок-сенового термометра [21, 29, 31, 40, 51, 54, 61-63], термометрия эклогитовых парагенезисов несравнимо лучше развита, чем их барометрия [14]. Вместе с тем, указанные выше гранат-клинопирок-сеновые термометры недостаточно полно описывают условия эволюции гранат-клинопироксеновых парагенезисов.
Ведущее значение в определении условий кристаллизации эклогитовых парагенезисов и их эволюции, несомненно, имеют экспериментальные исследования фазовых равновесий в синтетических и природных системах, по составу подобных или близких к
69
эклогитам. Такие экспериментальные исследования ведутся по двум основным направлениям: (1) эксперименты по плавлению и синтезу эклогитов (напр. 11,25,64,49,50) и (2) эксперименты по изучению собственно фазовых равновесий в сложной эклогитовой системе, направленных на построение фазовых диаграмм (12,50).
Эксперименты по плавлению и синтезу эклогитов проводились в связи с проблемой происхождения первичной магмы. Генезис эклогитов представляет одну из сложных и дискуссионных проблем современной петрологии. Среди исследователей распространено мнение о гетерогенности эклогитов не только по термодинамическим условия образования (коровые, мантийные), но и по составу исходных пород (пара- и ортоэклогиты) и способу их образования (магматические, метаморфические, метасоматические). Магматический генезис считается установленным для гранатовых перидотитов и связанных с ними эклогитов в кимберлитовых трубках, а также расслоенных интрузивах. Однако даже такой установленный факт в настоящее время находится под сомнением. В литературе алмазоносные эклогитовые нодули (а также и перидотито-вые) кимберлитовых трубок рассматриваются в качестве метаморфических, образованные за счет субдукции архейской или протерозойской океанической коры под главные кратоны мира [42, 43, 45, 59], и только присутствие Ка20 в гранате и К20 в клинопироксене является критерием для «мантийности» эклогитов. Такие выводы основаны на определениях изотопа углерода алмазов «эклогитово-го» типа, а также на определениях изотопа кислорода гранатов эк-логитов (и гранатовых перидотитов) [46].
Многими исследователями [8, 11, 32, 38, 39, 41] эклогитовая ассоциация была получена из смесей разного состава при темпера-
турах и давлениях, соответствующих термодинамическим параметрам зоны перехода кора-верхняя мантия. Однако параметры процессов кимберлитового магматизма, образования алмазоносных эк-логитов и сопряженных с ними кристаллов алмаза в природе, значительно выше и соответствуют параметрам верхней мантии.
Фазовые равновесия в природном биминеральном эклогите (сложная многокомпонентная система гранат-омфацит) были изучены только при 3.0 ГПа и 4.0 ГПа [12, 50]. Однако в обоих случаях все фазы системы были определены только качественно, поэтому никаких сравнений с природными данными не проводились. На сегодняшний день, известны лишь эти фазовые диаграммы для экло-гитовой системы гранат-омфацит.
Очевидно, что имеющихся экспериментальных исследований гранат-омфацитовой системы при РТ-условиях стабильности алмаза недостаточно для расшифровки условий образования природных алмазоносных эклогитовых парагенезисов, связанных с кимберлитами или лампроитами.
В данной работе была поставлена задача не только экспериментально, но и в сопоставлении с природными данными изучить взаимоотношение фаз и составов главных минералов эклогита -граната и омфацита и оценить параметры образования эклогита при высоком давлении без участия летучих компонентов. Такие условия предполагаются для алмазоносных эклогитов некоторыми исследователями (напр., 32).
Целью настоящей работы является выяснение физикохимических условий образования эклогитов: экспериментальное исследование фазовых равновесий гранатовой (пироп-альмандин) и
эклогитовой (гранат-омфацит) систем при высоких давлениях и
71
температурах, отвечающих условиям термодинамической устойчивости алмаза; анализ петрологических данных для гранат-омфацитовых парагенезисов и их интерпретация на основе экспериментальных данных.
В качестве исходных материалов были использованы многокомпонентные порошки с составами природных клинопироксена и граната, приготовленные по известной гелевой методике, с добавлением небольших количеств Т102 и МпО (обр. 4/15 в табл.1). Стартовые вещества для опытов представляли собой тщательно перетертые и высушенные при 1100С смеси гелевых порошков с составами клинопироксена и граната. Стартовые смеси помещались в герметически заваренные капсулы из сплава Р160КЬ40, часть из которых футеровалась изнутри вольфрамовой фольгой толщиной 0.02 мм для предотвращения частичной потери железа эклогитовыми расплавами из-за его абсорбции стенками платинородиевых ампул, как установлено ранее [12]. При использовании фольги из вольфрама формировалась буферная пара W/W02, обеспечивающая устойчивость двухвалентного железа в условиях эксперимента. Опыты проводились на аппарате высокого давления типа «наковальня с лункой» с ячейкой из литографского камня (Алгети, Грузия) и графитовым нагревателем, в центре которого внутри тугоплавкой смеси Mg0 + БКгекс. (2:1, об. %) была расположена капсула с исследуемым веществом. Детали эксперимента описаны в [12]. Точность определения температуры составляет ± 10 0С в интервале 1500-17000С и ± 200С при более высоких температурах. Давление определялось с точностью ± 0.1 ГПа. Скорость изменения температуры в образце в условиях закалки под давлением - не менее 300оС/с. Составы экспериментальных образцов изучались методом
микрозондового анализа на приборах СашБеап (кафедра петрологии МГУ, операторы Е.В.Гусева и Н.Н.Коротаева) и СашеЬах (ИЭМ РАН, операторы А.Н.Некрасов и К.В.Ван).
Таблица 1. Условия и результаты экспериментов в системе гранат-клинопироксен при
7.0 ГПа.
№ Ой- Срх мате- риал ампулы 1, ми н Т, С фазы компоненты, ат.%
8102 А1203 Ге0 Мп0 Mg0 Са0 №20
старт. Сост. Срх 37,20 54,60 21,60 8,80 25,00 7,30 0,60 0,00 4,00 8,30 11,50 14,70 6,20
722 50-50 Р1ЯЬ 60 1200 р.а.* Срх+ОГ: Срх Срх вй 56,26 55,41 38,02 39,24 12,35 12,00 20,75 20,81 9,96 7,31 22,08 24,16 0,03 0,03 0,71 0,47 4,34 6,63 6,49 4,55 8,12 11,34 11,96 10,42 8,83 7,17
748 50-50 Р1ЯЬ 155 1300 р. а. Срх+вг! Срх вй 54,15 40,98 16,77 22,66 4,75 12,66 0,14 0,80 6,87 10,88 11,67 12,03 5,55
719 50-50 Р1ЯЬ 60 1400 р. а. Срх+вг! Срх Срх Срх вй 55,65 55,70 55,08 40,58 38,98 11,13 12,35 11,96 19,95 20,31 10,66 8,02 7,13 19,04 23,51 0,01 0,02 0,17 0,46 0,00 5,34 5,71 6,69 8,87 6,17 10,07 11,28 11,88 11,01 11,03 7,11 6,81 7,05
908 50-50 РЖЬ, W 50 1450 р.а. Срх+вГ+Ь Ь вй вй Срх Срх 50,74 40,71 41.21 55.22 55,14 15,94 21,91 22,07 14,09 15,55 13,61 20,27 18,34 6,74 5,83 0,00 0,56 0,46 0,00 0,00 6,55 6,81 8,66 6,85 6,77 10,58 9,74 9,26 10,08 9,49 2,60 7,03 7,22
916 50-50 РЖЬ, W 10 1500 р.а. Срх+вГ+Ь Ь(рассч)** вй вй Срх Срх 47,42 40,55 39,67 39,87 55,74 55,69 15.70 21,63 21,41 21,12 11.70 10,21 16,68 23,24 23,07 22,38 7,41 7,06 0,31 0,39 0,44 0,27 0,23 0,00 6,35 5,39 6,25 7,01 6,86 8,21 13,53 8,80 9,15 9,35 11,30 12,00 3,20 6,75 6,84
909 50-50 РЖЬ, W 75 1550 р.а. Ь Ь(рассч) Ь Ь Ь 47,42 41,46 45,27 50,74 15.70 12,19 14.70 14,41 16,68 14,20 17,93 12,23 0,31 0,59 0,43 0,00 6,35 10,52 5,04 4,18 13,53 14,01 14,49 16,67 3,20 7,04 2,13 1,77
Примечание: *р.а.-равновесная ассоциация в данном поле фазовой диаграммы; **состав расплава рассчитан для котектической температуры (1500С).
Система гранат - омфацит является внутренним политерми-ческим разрезом тройной системы (альмандин + гроссуляр) - (пироп + гроссуляр) - клинопироксен (рис.4), ликвидусные равновесия которой важны для петрологических оценок. Прежде всего, рассмотрим фазовые отношения псевдобинарной системы клинопи-роксен (омфацит) - гранат (рис. 1). В ее субсолидусе два фазовых поля: (1) Срх33 и (2) Срх33 + Ог1;33. Составы Срх33 формируются как твердые растворы Mg-, Са-, Бе- компонентов типа ортопироксена и молекулы Чермака (с суммарными составами граната) в клинопи-роксене. Граница между однофазовым и двухфазовым полями представляет собой кривую температурной зависимости предельно насыщенных составов клинопироксена, и ее положение коррелирует с составами клинопироксенов двухфазового поля. Плавление двухфазовой ассоциации омфацит + гранат начинается при 1400 оС и имеет эвтектический характер. Наличие поля Срх+вЛ+Ь свидетельствует о существовании моновариантной котектики в базовой тройной системе. С повышением температуры составы всех котек-тических фаз изменяются. В образцах котектического поля расплавы закаливались в виде стекла, дендритных закалочных форм не наблюдалось. В образцах 910, 916 расплавы не удалось проанализировать, и их составы рассчитывались по составу системы вточке ее полного плавления при 1500° С (Срх50Ог150, мол. %), которая является минимальной температурой ликвидуса. Ликвидусными фазами являются клинопироксен и гранат. При закалке расплавы чаще превращаются в однородные стекла. Иногда формируются закалочные дендритные текстуры. На рис. 2 дан пример такой текстуры, внутри которой можно наблюдать единичные скелетные микрокристаллики клинопироксена и граната, образовавшиеся, скорее всего,
в процессах закалки при температурах ниже ликвидусных - в поле, соответствующем моновариантной котектике Срх+Огі+Ь (рис. 1). На рис. 3 представлен образец трехфазовой котектической ассоциации Срх+Огі+Ь, составы сосуществующих фаз см. табл.1. Наблюдается незначительное повышение содержания магнезиального компонента в гранате с повышением температуры в поле субсоли-дуса (обр.722-719) и обратный характер в поле Срх+Огі+Ь (обр.908-916).
На рис. 4 представлена диаграмма поверхности ликвидуса псевдотройной системы (альмандин + гроссуляр) - (пироп + грос-суляр) - омфацит при 7.0 ГПа. При построении использованы полученные экспериментальные данные для псевдобинарной системы омфацит - гранат, являющейся внутренним политермическим разрезом рассматриваемой тройной системы (штрих - пунктирная линия на рис. 4). Температуры плавления граничных фаз оценивались, исходя из известных данных для отдельных компонентов твердых растворов Срх33 и Ог1;33. Так, граничная система альмандин - пироп изучена нами ранее при 6.5 ГПа [3] и отличается неограниченной растворимостью компонентов в жидком и твердом состояниях. Небольшие количества гроссулярового компонента принципиально не меняют картину, так как гроссуляр также является компонентом твердого раствора граната. Также граничной является система альмандин, гроссуляр - клинопироксен. Температура (1450° С при составе Срх40Л1ш60) эвтектического плавления оценена с помощью специальных опытов в системе альмандин - клинопироксен. Полученные данные позволили определить позицию моновариантной котектики в тройной системе. Третьей граничной системой является пироп - клинопироксен, температура эвтектического плавления
75
(1520о С) и состав эвтектики были оценены по известным данным для диопсида, пиропа и жадеита [35, 48]. Рассчитана форма поверхности ликвидуса тройной системы и проведены изотермы ликви-дусной поверхности на основе экспериментальных данных (рис. 1).
Рис.1. Диаграмма плавкости псевдобинар-ной эклогитовой системы клинопироксен (омфацит) - гранат с многокомпонентными составами граничных фаз при давлении 7 ГПа.
Vega ©Тйзса!
RSMA Group IEM RA^
Рис.3. Равновесная котектическая ассоциация клинопироксена, граната и стекла (обр. 908, 7 ГПа, 1450 0С, 50 мин).
Рис.2. Дендритная кристаллизация фаз в процессе закалки эклогитового расплава состава Срх500П50 (обр. 723, 7 ГПа, 1600 оС, 30 мин).
Рис.4. Ликвидусная поверхность эклогитовой системы клинопироксен - гранат при давлении 7 ГПа.
При постоянном давлении не существует физико-химических причин для формирования гранатов с обратной М§/Бе зональностью по распределению в условиях как равновесной, так фракционной кристаллизации. Это связано с тем, что составы кристаллизующихся гранатов с понижением температуры контролируются в основном граничной пироп-альмандиновой гранатовой системой, что может привести только к их нормальной зональности - содержание железистого компонента растет от центра к периферии кристалла.
Эффект же обратной М§/Бе зональности, как показано ранее [3], может являться следствием кристаллизации эклогитовых магм при скачкообразном понижении общего давления, т. е. при их резком подъеме к поверхности.
Далее в статье будет предложен анализ экспериментальных и природных данных (в качестве природного материала были выбраны эклогиты кимберлитовых трубок «Удачная» (коллекция автора) и «Мир» [13, 23]) для гранат-омфацитовых парагенезисов.
А|Гм ггр кости диопсид-пироп-альмандин.
(+6ге) (+сгз)
Экспериментально построенная
Рис.5. Петрохимический тренд составов эклогитов из нодулей кимберли- псевдотройная диаграмма плавко-товой трубки «Удачная» в системе нормативных минералов.
ОІ (+ис!,+Нес1)
В результате изучения коллекции алмазоносных эклогитов кимберлитовой тр. Удачная (Якутия) был получен тренд (рис.5) (который соответствует гранат-клинопироксеновой котектике) на петрохимической диаграмме плав-
Давление, ГПа
ІпКсі
3.0
2.0
1.0
0.0
1500С
1300С
1200С
'*9 #
0.00
0.10
0.20
0.30
0.40 0.50
вакансии в М2 (ф.е.)
в омфаците.
сти омфацит - пироп (+гроссуляр) - альмандин (+гроссуляр) также характеризуется котектическими отношениями граната и омфацита
[3], что замечательным образом подтверждает природные соотношения граната и клинопироксена в эклогитах из тр. «Удачная» (рис.
5).
Помимо этого, такие взаимоотношения показывают, что бими-
неральные эклогиты должны
Рис.6. Зшжсиммль жгарифма шнстаты бьпъ наиболее распростра-
распределения железа и магния между 111
гранатом и пироксеном от содержания ненными среди всех типов
вакансий в позиции М2
магматических эклогитов.
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 (1пКё, где Кё - константа обменной реакции: Неё + Ргр = +
А1т), от содержания кальциевой молекулы Эскола в пироксене(рис.
Рис.7. Схема вариаций солидуса основных магматических пород под воздействием давления на твердые фазы (Рз) и водного давления (Рщо). Закрашенное поле на рисунке показывает Т образования алмазоносных эклогитов тр. «Удачная» и гранат-пироксеновой ассоциации из включений в алмазе «эклогитового» типа [20]. Линия водонасыщенного солидуса эклогита: 1) 0-2.5 ГПа [30]; 2) 3.0-6.5 ГПа [33].
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 клинопироксе-ном. 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 [18].
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, 14500С, а также данные Ю.А.Литвина [12] при 4.0 ГПа, ~13500С. 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» [2, 20] видно, что все данные попадают в «сухой» субсолидус. 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: Н2 + СО = С + Н2О; 3Н2 + СО = СН4 + Н2О и др. Источником воды в магматических очагах алмазной фации глубинности могут быть потоки глубинных углеродно-водородных флюидов [27], в которых протекают подобные реакции. Таким образом, эксперименты в модельной системе Na2O-CaO-MgO-FeO-A12Oз-SiO2, близкой к составу природ-
79
ных рутиловых эклогитов, при давлении 7.0 ГПа свидетельствуют о том, что температура «сухого» солидуса эклогита составляет около 14500С. Это превышает температуры образования природных экло-гитов из кимберлитовых трубок, что может свидетельствовать об их флюидно-магматической природе.
Фазовые диаграммы для бинарной системы пироп-альмандин при давлениях 6.5 и 4.0 ГПа [3] 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 про-
цессы 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 маг-незиальность 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 магнези-альности включений граната и омфацита, распределенных по зонам роста, действительно описано в алмазах из кимберлитовых трубок Якутии [2]. 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 [2]. Кроме того, заметный
рост магнезиальности граната
указывает на то, что скорость
декомпрессии, вероятно, пре
что соответствует росту алмаза
вышала скорость остывания,
- > в процессе продвижения маг-
матического расплава к по-
Ргр
о
20
40
Состав
60
1 1 -г
80 100 верхности. Т. о., увеличение
А1т
магнезиальности гранатов
Рис.8. Схема кристаллизации 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 совместно с независимыми данными, показывающими тенденции в изменении Т и Р (например, вариации концентраций №20 и ТЮ2 в гранатах, Ш20 и К20 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.
Литература:
1. «Фации регионального метаморфизма высоких давлений». Под ред. В.С. Соболева. - М.: «Недра», 1974. - 328 с.
2. Буланова Г.П., Барашков Ю.П., Тальникова С.Б., Смелова Г.Б. Природный алмаз - генетические аспекты. - Новосибирск: ВО «Наука», 1993. - 168 с.
3. Бутвина В.Г., Бобров А.В., Литвин Ю.А. Экспериментальное изучение системы пироп-гроссуляр-альмандин при 6.5 ГПа и 1500-19000С // ДАН. - 2001. Т. 379. - № 5. - С. 655-658.
4. Владимиров Б.М., Волянюк И.П., Пономаренко А.И. Глубинные включения из кимберлитов, базальтов и кимберлитоподобных пород. - М.: Наука. 1976. - 283 с.
5. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Марфунин А.С., Михайличенко О. А. Включения в алмазе и алмазоносные породы / Под ред. Марфунина А.С. - М.: Изд-во МГУ, 1991. - 240 с.
6. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Серенко В.П., Харькив А. Д. Ильменитовый эклогит из кимберлитовой трубки «Мир» // ДАН. -1981. Т. 260. - № 4. - С. 981-985.
7. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Харькив А. Д., Чистякова
В.Ф. Новая разновидность эклогитов в кимберлитах Якутии // ДАН.
- 1982. Т. 262. - № 6. - С. 1450-1455.
8. Геншафт Ю.С., Наседкин В.В., Рябинин Ю.Н. Эклогитиза-ция щелочного базальта при высоких температурах и давлениях. -В кн. «Экспериментальные исследования минералообразования в сухих и окисленных силикатных системах». - М.: Наука, 1972.
9. Екимова Т.Е. Новые данные по минералогии рутиловых эклогитов из кимберлитовых трубок Якутии // Вест. Моск. Ун-та. Сер. Геол. - 1979. - № 2. - С. 85-89.
10. Ефимова Э.С., Соболев Н.В. Распространенность кристаллических включений в алмазах Якутии // ДАН. - 1977. Т. 237. -№ 6. - С. 1475-1478.
11. Йодер Г.С., Тили К.Э. Происхождение базальтовых магм.
- М.: Изд-во «Мир», 1965. - 247 с.
12. Литвин Ю.А. Физико-химические исследования плавления глубинного вещества Земли. - М.: Наука. 1991.
13. Маракушев А. А. Минеральные ассоциации алмаза и проблема образования алмазоносных магм // Очерки физ.-хим. петрологии. - М., 1985. Вып.13. - С. 5-53.
14. Симаков С.К. Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов в породах верхней мантии и земной коры. - Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. - 187 с.
15. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. - Новосибирск: Наука, 1974. -264 с.
16. Соболев Н.В., Боткунов А.И., Лаврентьев Ю.Г., Усова Л.В. Новые данные о составе минералов, ассоциирующих с алмазами из кимберлитовой трубки «Мир» // Геология и геофизика. -1976. - № 12. - С. 3-15.
17. Шацкий В.С. и др. Некоторые аспекты генезиса алмазов в метаморфических породах // ДАН. - 1993. Т.331. - № 2. - С. 217219.
18. Шацкий В.С., Соболев Н.В., Гильберт А.Э. Эклогиты Кокчетавского массива. В кн: Эклогиты и глаукофановые сланцы в складчатых областях. - М., 1989. - С. 54-82.
19. Шацкий В.С., Ягоутц Э., Козьменко О.А. Бш-Кё-датирование высокобарического метаморфизма максютовского комплекса (Южный Урал) // ДАН. - 1997. Т. 352. - № 6. - С. 812815.
20. Шацкий В.С., Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л. и др. Свидетельства метасоматического образования алмазов в ксенолите экло-гита из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия) // Докл. РАН. -2005. Т. 402. - № 2 . - С. 1-4.
2+
21. Ai Y. A revision of the garnet-clinopyroxene Fe -Mg exchange geothermometer // Contrib. Mineral.Petrol. 1994. V.115. P. 467-473.
22. Appleyard C.M., Viljoen K.S., Dobbe R. A study of eclogitic diamonds and their inclusions from the Finch kimberlite pipe, South Africa // 8th Intern. Kimberlite Conf. Long Abstract. 2003.
23. Beard B.L., Fraracci K.N., Taylor L.A., Snyder G.A., Clayton R.A., Mayeda T.K., Sobolev N.V. Petrography and geochemistry of ec-logites from the Mir kimberlite, Yakutia, Russia // Contrib. Mineral.Petrol. 1996. V.125. P. 293-310.
24. Bulanova G.P. The formation of diamond // J. Geochem. Ex-plor. 1995. V. 53. P. 1-23.
25. Boyd F.R., England J.L. Experimentation at high pressures and temperatures // Carnegie Inst. Wash. Yearb. 1959. 58. P.82-89.
26. Coleman, R G., Lee, D. E., Beatty, L. B., Brannock, W. W. Eclogites and eclogites: Their differences and similarities // Bull. Geol. Soc. Am. 1965. V.76. P. 483-508.
27. Davies R.M., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Doyle B.J. Geochemical characteristics of microdiamonds from kimberlites at Lac de Gras, Central Slave Craton // 8th Intern. Kimberlite Conf. Long Abstract. 2003.
28. Davis B.T.C. The system diopside-forsterite-pyrope at 40 kbars // Carnegie Inst. Of Wash. Y.B. 1963. V. 62. P. 165-171.
29. Ellis D.J., Green D.H. An experimental study of effect of Ca upon the garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria // Contrib. Mineral.Petrol. 1979. V.71. P. 13-22.
30. Essene E.J., Hensen B.J., Green D.H. Experinental study of
amphibolite and eclogite stability// Phys. Earth. Planet. Inter. 1970. № 3.
85
31. GEOPATH: Perchuk L.L. Derivation of thermodynamically consistent system of geothermometers and geobarometers for metamor-phic and magmatic rocks.- Progress in metamorphic and magmatic petrology. Cambridge University Press. 1990. P. 93-112.
32. Green D.H., Ringwood A.E. An experimental investigation of the gabbro to eclogite transformation and its petrological applications // Geoch.Cosm. Acta. 1967. V. 31.
33. Gupta A., Yagi K. Experimental study on two picrites with reference to the genesis of kimberlite // 2nd Intern. Kimberlite Conf.: Extended Abstr. 1977. P. 339-343.
34. Hetzel, H.P. Echtler, W. Seifert, B. A. Schulter, K. S. Ivanov. Subduction- and exhumation-related fabrics in the Paleozoic high-pressure-low-temperature Maksyutov Complex // GSA Bulletin. 1998. V.110. № 7. P. 916-930.
35. Irifune T., Ohtani E. et al. Stability field of knorringite Mg3Cr2Si3O12 at high pressure and its implication of the occurrence of Cr-rich pyrope in the upper mantle // Phys. Eath Planet. Inter. 1986. V. 27. P. 263-272.
36. Izraeli E.S., Harris J.W., Navon O. Mineral inclusions in cloudy diamonds from Koffiefontein, South Africa // 8th Intern. Kimberlite Conf. Long Abstract. 2003.
37. Katayama I., Parkinson C.D., Okamoto K., Nakajima Y. and Maruyama S. Supersilicic clinopyroxene and silica exsolution in UHPM eclogite and peliticgneiss from the Kokchetav Massif, Kazkhstan // Amer. Mineral. 2000. V. 85. P. 1368-1374.
38. Kennedy G.C. Polymorphism in the feldspars at high temperatures and pressures// Bull. Geol. Soc.Am. 1956. V. 67. P. 1711-1712.
39. Kennedy G.C. Phase relations of some rocks and minerals at high temperatures and high pressures // Advances in Geophys. 1961. V. 7. P. 303-322.
40. Krogh E.J.K. The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geothermometer - a reinterpretation of existing experimental data // Contrib. Miner-al.Petrol. 1988. V.99. P. 44-48.
41. Kushiro I., Yoder H.S. Anortite-forsterite and anortite-enstatite reactions and their bearing on the basalt-eclogite transformation // J. Petrol. 1966. V. 7. № 3. P. 36-37.
42. McCandless T.E., Gurney J.J. Sodium in garnet and potassium in clinopyroxene: criteria for classifying mantle eclogites // Geol. Soc. Austr. Spec. Publ. 1986. V. 14. P. 827-832.
43. McCandless, T.E., Gurney, J.J., Diamond eclogites: comparison with carbonaceous chondrites, carbonaceous shales and microbial the lower mantle // Science. 1997. V. 278. P. 434-436.
44. MacGregor I.D., Carter J.L. The chemistry of clinopyroxene and garnets of eclogite and peridotite xenoliths from the Roberts Victor mine, South Africa // Phys Earth Planet Inter. 1970. V 3. P. 391-397.
45. MacGregor I.D., Manton W.I. Roberts Victor eclogites: ancient oceanic crust // J. Geophys. Res. 1986. V. 91. P.14063-14079.
46. Mattey D., Lowry D., Macpherson C. Oxygen isotope composition of mantle peridotite // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 128. P. 231-241.
47. Melton C.E., Giardini A.A. // Amer.Miner. 1974. V. 59. P. 775-782.
48. Misra K.C., Anand M., Taylor L.A., Sobolev N.V. Multi-stage metasomatism of diamondiferous eclogite xenoliths from the Udachnaya
kimberlite pipe, Yakutia, Siberia // Contrib. Mineral. Petrol. 2004. V. 146. P.696-714.
49. O’Hara M.J. The join diopside-pyrope at 30 kilobars // Carnegie Inst. Wash.Yb. 1963. P.116-118.
50. O’Hara M.J., Yoder H.S. Formation and fractionation of basic magmas at high pressures // Scott.J.Geol. 1967. V. 3. №1. P. 67-117.
51. Pattison D.R.M., Newton R.C. Reversed experimental calibration of the garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange thermometer // Contrib. Mineral Petrol. 1989. V.101. P. 87-103.
52. Prinz M., Manson D.V., Hlava P.F., Keil K. Inclusions in diamonds: garnet lherzolite and eclogite assemblages // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 797-815.
53. Promprated P., Taylor L., Floss Ch., Malkovetsk V., Anand M., Griffin W., Pokhilenko N., Sobolev N. Diamond inclusions from Snap Lake, NWT Canada // 8th Intern. Kimberlite Conf. Long Abstract. 2003.
54. Ravna E.J.K. The garnet-clinopyroxene geothermometer: an updated calibration // J. Metamorph. Geol. 2000. V. 18. P. 211-219.
55. Sobolev N.V., Shatsky V.S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks: a new environment for diamond formation // Nature.1990. V. 343. № 6260. P. 742-746.
56. Sobolev V.N., Taylor L.A., Snyder G.A., Jerde E.A., Neal
C.R., Sobolev N.V. Quantifying the effects of metasomatism in mantle xenoliths: Constraints from secondary chemistry and mineralogy in Udachnaya eclogites, Yakutia // Int. Geol. Review. 1999. V. 41. P. 391-416.
57. Spetsius Z.V., Taylor L.A. Partial melting in mantle eclogite xenoliths: clues to micro-diamond genesis // Int. Geol. Rev. 2002. V. 44. P. 973-987.
58. Switzer G., Melson W.G. Partially melted kyanite eclogite from the Roberts Victor Mine South Africa // Smiths. Contrib. Earth’s Sci. 1969. V. 1. P. 9.
59. Taylor A., Anand M. Diamonds: time capsules from the Siberian Mantle // Chemie der Erde. 2004. V. 64. P. 1-74.
60. Taylor L.A., Snyder G.A., Crozaz G., Sobolev V.N., Yefimova E.S., Sobole N.V. Eclogitic inclusions in diamonds: Evidence of complex mantle processes over time // Earth and Planet. Sci. Lett. 1996. V. 142. P. 535-551.
61. TWQ: Berman R.G. and Koziol A.M. Ternary excess properties of grossular - pyrope - almandine garnets and their influence in geo-thermobarometry // Amer. Mineral. 1991. V. 76. P. 1223-1231.
62. TWQ: Berman R.G. Mixing properties of Ca-Mg-Fe-Mn garnets // The American Mineralogist. 1990. V. 75. P. 328-344.
63. TWQ: Berman R.G., Aranovich L.Ya., Pattison D.R.M. Reassessment of the garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange thermometer: II. Thermodynamic analysis // Contrib. Mineral Petrol. 1995. V.119. P. 30-
42.
64. Yoder H.S., Tilley C.E. Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock system // J. Petrology. 1962. V. 3. P. 342-532.
