Тезисы международной конференции

Рудный потенциал щелочного, кимберлитового

 и карбонатитового магматизма

Abstracts of International conference

Ore potential of alkaline, kimberlite

and carbonatite magmatism

Особенности реакционных кайм вокруг гранатов из мантийных ксенолитов разных парагенезисов (на примере основных и ультраосновных глубинных пород из кимберлитовой трубки Удачная, Якутия) 

Похиленко Л.Н.

Институт Геологии и Минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия

lu@igm.nsc.ru

Келифитовые каймы представляют собой разновидность вторичных реакционных кайм, возникающих вокруг зерен пиропа в гранатовых перидотитах, имеют концентрически-зональное строение и содержат кроме ромбического пироксена и шпинели ряд минералов, имеющих в составе гидроксильную группу (амфибол, хлорит, серпентин, флогопит); это свидетельствует, что келифитизация пиропа происходила еще в расплаве, содержащем повышенное количество летучих компонентов (Геологический…, 1978). В данной работе рассматриваются каймы из ксенолитов различных мантийных парагенезисов. Помимо типичных минералов, в каймах изученных образцов были найдены оливин, содалит, апатит, барит, кальцит (или арагонит), сульфиды (см таблицу)

Таблица. Парагенезисы мантийных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная. Минеральный состав кайм вокруг граната. Amph – амфибол, ap – апатит, cat – кальцит, срх – клинопироксен, fsp – полевой шпат, ol – оливин, opx – ортопироксен, sp – шпинелид, su – сульфид.

Толщина кайм варьирует от первых микрон до 400 микрон. Зональное строение не наблюдалось в каймах гранатов эклогита UV122/10, ильменитовых гипербазитов UV162/09 и UV239/10. В остальных образцах происходит постепенное или скачкообразное укрупнение минералов кайм по направлению от зерна граната к периферии каймы. Смена цвета и минерального состава от зоны к зоне, упоминаемая рядом исследователей (Obata, 1980; Бобров, 1997), не отмечена. Часто каймы имеют флогопитовую оторочку; флогопит из внутренних зон каймы отличается по морфологии и составу от флогопита из оторочки. Вероятно, привнос К в систему был неоднократным.

Пироксены из кайм вокруг гранатов обогащены глиноземом по сравнению с породообразующими пироксенами, что приводит к существенным долям Ca-Чермакитового минала (CaAl^VIAl^IVSiO₆) в клинопироксене и Mg-Чермакитового минала (MgAl^VIAl^IVSiO₆) в ортопироксене (рисунок 1). Заметное повышение железистости наблюдалось для трех клинопироксенов и для всех ортопироксенов из кайм. Высокая глиноземистость пироксенов, как и вхождение CаO в состав ортопироксена, свидетельствуют о высоких температурах образования этих пироксенов.

На схему Ca in cpx – Ca in opx, предложенную для лерцолитовых парагенезисов Г.П.Бреем (Brey, 1991), были нанесены средние составы срх-орх гранатовых кайм. Пироксены UV162/09, UV46/92, UV831/09 демонстрируют неравновесность; пироксены UV33/10, UV122/10 располагаюся в области низких давлений (1-1.5 GPa); пироксеновая пара UV92/03 сформировалась при 4GPa; пироксены гарцбургитовых парагенезисов UV207/10, UV834/09 лежат в области 5GPa. Все пироксеновые пары находятся в высокотемпературной части диаграммы.

Шпинелиды из кайм обнаруживают меньшую хромистость и немного большую железистость по сравнению с породообразующими шпинелидами; часть из них имеет составы, аналогичные составам  шпинелей из шпинелевых лерцолитов и пироксенитов, остальные содержат очень незначительную примесь хромитового минала, а шпинель из каймы эклогитового граната представляет собой плеонаст с небольшим содержанием магнетита. Большой разброс составов отмечался для шпинелидов из каймы граната деформированного лерцолитаUV23/10: зафиксирован распад зерна на два состава (хромит-плеонастовый и магнетитовый). Согласно диаграмме Сака и Гиорсо (Sack&Ghiorso, 1991), первоначальный состав был устойчив выше 600^оС.

Среди минералов гранатовых кайм двух образцов обнаружен оливин, отличающийся от породообразующего большей железистостью: для UV831/09  Fo_Ol 90 и Fo_Ol-rim 87.8, для UV162/09 Fo_Ol 88.2 и Fo_Ol-rim 84.7. Амфиболы среди минералов из кайм найдены не во всех изученных образцах (рисунок 2). В основном это амфиболы паргаситового типа;  в UV239/10 также обнаружен тремолит, а в UV831/09 – К-рихтерит. По экспериментальным данным (Konzett et al., 1997) К-амфиболы устойчивы при 10GPa-1450^oC. Это наводит на мысль о глубинном формировании гранатовых кайм.

Флогопит присутствует в каймах всех изученных образцов. Широкие вариации составов по FeO, MgO, Al₂O₃, TiO₂ отмечались для флогопитов UV831/09, UV239/10, UV162/09, в меньшей мере - для других образцов. Полевые шпаты из кайм по составу, как правило, соответствуют ортоклазу (UV23/10, UV92/03, UV46/92), иногда с заметной примесью альбита (UV46/92). На диаграмме Ab-An-Or все они располагаются в высокотемпературной области смесимости составов. В одном случае отмечался плагиоклаз (UV92/03). Полевые шпаты из каймы эклогита UV122/10 находятся в области несмесимости составов и представляют собой, по-видимому, тонкие сростки кпш и плагиоклаза. Суммарный химический состав келифитовых агрегатов в отношении главных элементов соответствует стехиометрии граната, однако по сравнению с последним наблюдается понижение содержаний SiO₂, Al₂O₃, повышение содержания MgO и появляются примеси K₂O, Na₂O.

Выводы. Каймы вокруг гранатов мантийных парагенезисов образуются в результате прогрева при активном участии глубинных флюидов широкого спектра составов. Процесс образования кайм часто многостадийный. Минеральный состав каймы определяется не только парагенетической принадлежностью граната (того или иного количества главных компонентов в системе), но и качеством воздействующего на него флюида. Важным фактором также является время нахождения породы в условиях агрессивного воздействия до выноса на поверхность. Немаловажную роль играет изменение фугитивности кислорода. Келифитиизация граната – реакция на границе гранат-оливин ga+ol→sp+2px – в ряде случаев происходит с вариациями. Так, при высоких концентрациях флюида вместо пироксенов (+ редкий флогопит) образуются щелочные водные фазы – флогопит и амфибол (UV23/10); при дополнительном привносе CaO – срх, Са-амфибол тремолит (вместо паргасита) и апатит (UV239/10). Найденный в гранатовых каймах образцов UV831/09, UV162/09 оливин может являться результатом реакции 2рx+sp→2ol+pl; только в нашем случае вместо плагиоклаза в более высоко температурных условиях под влиянием агрессивного флюида наряду с оливином образуется содалит.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ 12-05-01043.

Литература:

Геологический словарь, М:"Недра", 1978

Похиленко Л.Н. Особенности флюидного режима литосферной мантии Сибирской платформы (по ксенолитам глубинных пород в кимберлитах). Диссертация на соискание ученой степени к. г.-м. н.. Н-ск. 2006. 129 C.

Brey G.P. Fictive conductive geotherms beneath the Kaap-vaal craton (abstract). In: 5th Int Kimberlite Conf Brazil Ex- tended Abstr. CPRM Spec Publ 2/91. Brasilia. 1991. P. 23-25.

Konzett J., Sweeney R.J., Thompson A.B. and Ulmer P. Potassium amphibole stability in the upper mantle: an experimental study in a peralkaline KNCMASH system to 8.5 GPa. Journal of Petrology. 1997.V.38. N. 5. P. 537–568.

Obata, M. The Ronda peridotite, Garnet-, spinel-, and plagioclaselherzolite facies and the P-T trajectories of a high-temperature mantle intrusion, J. Petrol. 21. 1980. P.533-572.

Sack R.O. & GhiorsoM.S. Chtomite as a petrogenetic indicator. Rewiews in Mineralogy. 1991. V. 25. P. 323-353.