Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Реликтовые алмазосодержащие ассоциации метаморфических пород кокчетавского массива

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Реликтовые алмазосодержащие ассоциации метаморфических пород кокчетавского массива"

Г 1 1 > 4

российская академия наук сибирское отделение институт минералогии и петрографии

•| 3 рЦ!} 1203 На правах рукописи

ВАВИЛОВ Михаил Анатольевич

РЕЛИКТОВЫЕ АЛМАЗОСОДЕРЖАЩИЕ АССОЦИАЦИИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД КОКЧЕТАВСКОГО МАССИВА

04.00.20 - минералогия, кристаллография

диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук в виде научного доклада

новосибирск 1995

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

профессор Шведенков Г.Ю.

кандидат геолого-минералогических наук Хлестов В.В.

Ведущая организация: ЦЕНТРАЛЬНЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГО-РАЗВЕДОЧНЫЙ ИНСТИТУТ ЦВЕТНЫХ И БЛАГОРОДНЫХ МЕТАЛЛОВ (ЦНИГРИ) (г.Москва).

Защита состоится " ЛО " -лле&сур-./ 1996 г. в ""час, на заседании диссертационного совета Д 002.50.01 Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, Университетский просп., 3.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.

Диссертация в виде научного доклада

разослана '¿р " 1995 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, д.г.-м.н.

С

А.Б.Птицын

ВВЕДЕНИЕ

Во многих высокобарических метаморфических породах, на регрессивных этапах метаморфизма первичные минеральные ассоциации затушевываются, а часто полностью замещаются минералами более низких ступеней метаморфизма. В таких случаях возникают серьезные проблемы по выявлению первичных высокобарических парагенезисов. В качестве реликтового минерала обычно выступает гранат, поэтому всестороннему его изучению, а также минеральных включений в нем уделяется большое внимание. При этом не все минералы хорошо сохраняются в гранатах. Так в нем практически не встречается мономинеральных включений коэсита, хотя его реликты среди поликристаллических агрегатов кварца установлены во многих метаморфических комплексах. В большинстве случаев присутствие коэсита среди первичных высокобарических минералов предполагается по наличию поликристаллических агрегатов кварца внутри граната с радиальными трещинами вокруг них.

Высокая петрологическая и геохронологическая информативность циркона общеизвестна. В то же время его использование с целью выявления первичных минеральных парагенезисов весьма ограничено, хотя он и является наиболее распространенным акцессорным минералом большинства метаморфических пород, устойчив в широком интервале температур и давлений и слабо подвержен вторичным изменениям. Изучение включений в цирконах алмазосодержащих пород Кокчетавского массива позволило сделать вывод, что в ряде случаев для восстановления истории развития метаморфических комплексов этот минерал несет значительно больше информации, чем гранат.

Алмазосодержащие метаморфические породы Кокчетавского массива являются яркими представителями глубокометаморфизован-ных пород, где первичные высокобарические ассоциации минералов практически полностью отсутствуют и замещены более поздними минеральными ассоциациями амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Отсутствие явных признаков высокобарического метаморфизма привело к различным взглядам на условия образования алмазов, вплоть до предположений о его метастабильной кристаллизации в условиях умеренных температур и

давлений (Екимова и др., 1992; Печников, и др..,1992; Екимова и др., 1994). Данная работа является продолжением детальных минералогических исследований алмазосодержащих пород, проводимых в лаборатории минералов высоких давлений ИМиП. Особое внимание уделялось изучению минеральных включений в гранатах и цирконах, основная часть которых связана с процессом алмазообразования (микроалмазы встречаются в основном в виде включений в гранатах и цирконах) и этапом высокобарического метаморфизма.

Основная цель работы состояла в выявлении первичных минералов и минеральных ассоциаций и выяснении Р-Т условий метаморфизма алмазосодержащих пород.

Задачи:

1. Разработать методику исследования минеральных включений в гранатах и цирконах и оценить возможность использования включений в цирконах для восстановления истории развития различных метаморфических комплексов.

2. Изучить различные петрографические типы метаморфических пород . Кумдыкольского месторождения и выявить связь алмазоносности с этими петрографическими типами, основное внимание при этом уделить минеральному составу и особенностям химизма включений в гранатах и цирконах.

3. На основе полученных результатов по исследованию минеральных включений в гранатах и цирконах и, с привлечением имеющихся данных, дать оценку Р-Т-1 пути алмазосодержащих метаморфических пород.

Основные защищаемые положения:

1. Минеральные ассоциации алмазосодержащих пород, соответсвующие, главным образом, амфиболитовой и зеленосланцевой фациям метаморфизма, наложены на минеральные ассоциации высокобарического этапа метаморфизма с температурами 800-1000°С и давлениями не ниже 40 кбар.

2. Алмаз кристаллизовался в поле его термодинамической устойчивости и присутствует во всех петрографических типах пород, за исключением эклогитов, гранито-гнейсов и мигматитов.

3. Циркон является уникальным контейнером для сохранения включений алмаза, коэсита и сосуществующих минералов и может

использоваться для выявления реликтовых высокобарических парагенеэисов во многих метаморфических комплексах, при этом часто может являться более информативным, чем традиционно используемый гранат.

Научная новизна: Разработана методика исследования реликтовых высокобарических парагенеэисов по включениям в цирконах, в результате применения которой впервые был обнаружен коэсит в породах Кокчетавского массива, а также впервые для метаморфических пород были найдены мономинеральные включения коэсита, с незначительным развитием кварца, как в породах Кокчетавского массива, так и в пироповых кварцитах Дора-Майра, а также в гнейсах Даби-Шан (КНР).

В алмазосодержащих пироксен-карбонатных породах среди включений в цирконах были выявлены магнезит в ассоциации с клинопироксеном и доломитом и магнезиальные кальциты, содержащие до 25 мол.% МдСОз. Для гранатов из цирконов большинства алмазосодержащих пород установлены широкие вариации их составов в одних и тех же образцах при относительно постоянных составах породообразующих гранатов. Аналогичные вариации в составах, отвечающих различным Р-Т параметрам, установлены для фенгитов (содержание "П и селадонитового компонента, причем между содержанием "Л и в фенгитах установлена отчетливая отрицательная корреляция) и клинопироксенов (содержание жадеитового компонента).

Работа выполнена в соответствии с планом научно-исследовательских работ лаборатории "Минералов высоких давлений" ОИГГиМ СО РАН.

Основные результаты исследований докладывались на годичном собрании Американского геофизического союза (Сан-Франциско, США, 1991), на VI конгрессе Европейского геологического союза (Страсбург, Франция, 1991), на 29 международном геологическом конгрессе (Киото, Япония, 1992), на IV международной эклогитовой конференции (Козенца, Италия, 1993), на конгрессе Американского геофизического союза (Сан-Франциско, 1994), на шестой международной кимберлитовой конференции,(Новосибирск, 1995).

По теме диссертации опубликовано 14 работ и тезисов докладов.

Работа выполнена под научном руководством доктора геолого-минералогических наук В.С.Шацкого, которым была осуществлена постановка актуальных задач настоящей работы и даны ценные советы по использованию полученных результатов при их предварительном обсуждении. Автор признателен академику Н.В.Соболеву за всестороннюю поддержку и внимание на протяжении всей работы. Большая помощь в проведении полевых работ была оказана геологами Кокчетавской ГРЭ А.А.Заячковским, Ю.М.Зориным, Г.Г.Шешкелем.

Глава 1. КРАТКАЯ ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АЛМАЗОСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД

Геологическое строение. Кокчетавский докембрийский массив расположен среди каледонид Восточного Казахстана, которые являются частью Центрально-Азиатского пояса (Розен, 1976, 1982). Массив имеет гетерогенное строение. Центральная часть его сложена отложениями зерендинской серии метаморфизованными, главным образом, в условиях амфиболитовой фации метаморфизма. В структурном плане они являются кровлей зерендинского гранитоидного плутона, который занимает 65% площади массива в современном эрозионном срезе. Западнее древнего ядра распространены отложения боровской серии, метаморфизованные в условиях фации зеленых сланцев и слабо метаморфизованные отложения электинской серии (Абдулин и др., 1988).

Эклогиты и алмазосодержащие метаморфические породы встречаются только среди отложений древнейшей зерендинской серии. В состав зерендинской серии входят дистен-гранат-биотитовые и биотитовые гнейсы, гранат-плагиоклазовые гнейсы, плагиогнейсы, линзы мраморов, эклогиты и амфиболиты. Породы этой серии окаймляют зерендинский плутон и прослеживаются на расстояние около 100 километров.

Предыдущими исследованиями был установлен значительный разброс в Р-Т параметрах метаморфизма различных участков (БоЬо1еу, е1 а1., 1976). Отмечалось, что наиболее высокотемпературные эклогиты встречаются на участке Кумды-Коль. При дальнейших исследованиях высокотемпературные эклогиты и алмазосодержащие породы были обнаружены в 17 км к северо-западу от участка Кумды-Коль (Шацкий и др., 1991). На участке

Рис.1 Схема геологического строения месторождения Кумды-Коль (материалы Кокчетавской ГРЭ): (1) гранито-гнейсы, (2) биотитовые гнейсы, (3) перемежаемость гнейсов и гранито-гнейсов, (4) хлорит-тремолит-кварцевые породы, (5) мигматиты, (6) сланцы гранат-мусковитовые, кианит-мусковитовые, хлорит-биотит-мусковитовые и другие, (7) пироксен-карбонатные породы, (8) гранатовые пироксениты, (9) эклогиты, амфиболиты, (10) дайки диоритовых порфиритов.

Кумды-Коль алмазосодержащие породы и эклогиты залегают среди гранито-гнейсов, плагиогнейсов и мигматитов (рис.1). Эклогиты встречаются в виде отдельных будин различного размера, от нескольких сантиметров до десятков метров. Плохая обнаженность участка затрудняет определение соотношений между различными типами пород.

Петрографическая характеристика основных типов алмазосодержащих пород. Среди основных петрографических типов пород участка Кумды-Коль, содержащих алмазы, можно выделить биотит-гранатовые гнейсы и сланцы, гранат-пироксеновые и пироксен-карбонатные породы. Биотит-гранатовые гнейсы являются наиболее распространенным типом алмазосодержащих пород. Они характеризуются широкими вариациями минерального состава и сложены: гранат + кварц + биотит + калиевый полевой шпат ± плагиоклаз ± мусковит ± цоизит ± хлорит + амфибол ± сфен ± карбонат ± турмалин. Акцессорные минералы представлены апатитом, рутилом, цирконом, графитом. В гнейсах в виде отдельных будин и прослоев встречаются породы имеющие массивную текстуру, по которым, иногда, эти гнейсы развиваются. Эти породы сложены в основном: гранатом, клинопироксеном и кварцем, в незначительных количествах присутствуют калиевой полевой шпат, биотит, турмалин, мусковит и хлорит. Биотит, когда он присутствует в породе, замещает клинопироксен, гранат и калиевый полевой шпат. В качестве примера может служить один из образцов биотитового плагиогнейса, включения в цирконах которого, представленные в основном гранатом, омфацитом и кварцем (коэситом), позволяют считать, что этот гнейс развивался по гранат-пироксен-кварцевой породе. Гранат и циркон в гнейсах обычно сильно трещиноваты. Другие минералы, как правило, не несут следов деформации. Часто в биотитовых гнейсах наблюдается полосчатость, выраженная в чередовании лейкократовых и меланократовых слоев. Лейкократовые гнейсы чередуются с биотитовыми гнейсами, причем, иногда наблюдается постепенный переход между этими типами пород. В гранат-биотитовых гнейсах увеличивается количество калиевого полевого шпата и плагиоклаза, исчезают пироксен и гранат. Лейкократовые гнейсы сложены: кварц + калиевый полевой шпат ± плагиоклаз ± биотит ± мусковит.

В отдельную группу выделяются своеобразные мелкозернистые породы с зубчатой структурой. Эти породы, в изученном разрезе, наблюдались в виде прослоя мощностью 30 метров среди алмазосодержащих пород. В них наблюдаются широкие вариации в соотношениях слагающих их минералов, однако преобладающими являются кварц, амфибол, хлорит и, иногда, турмалин. Кроме этого присутствуют биотит, мусковит, цоизит. Отмечаются отдельные зерна

граната, который замещается амфиболом, хлоритом, слюдами. По амфиболу развивается хлорит. Цоизит образует крупные зерна с включениями хлорита и амфибола. Алмазы в этих породах был диагностированы лишь в некоторых из них и только в виде включений в цирконах.

Пироксен-карбонатные и гранат-пироксеновые породы встречаются в виде прослоев и линз, мощностью до 10 м, среди гранито-гнейсов и биотитовых гнейсов. Пироксен-карбонатные породы сложены карбонатами, пироксеном, гранатом и флогопитом и имеют различные структурно-текстурные характеристики. Крупнозернистые породы состоят преимущественно из пироксена, карбоната (кальцит+доломит) и флогопита, гранат присутствует в отдельных участках, образуя жилообразные скопления или, совместно с пироксеном, шлирообразные выделения. В среднезернистых разностях количестзо граната увеличивается и он равномерно рассеян в породе. В отдельных образцах наблюдается чередование пироксен-гранатовых и карбонатных слоев. Гранат-пироксеновые породы состоят преимущественно из граната я пироксена, который часто замещается хлоритом и амфиболом. В незначительных количествах в них присутствуют биотит и карбонаты.

Часто среди пачки алмазосодержащих пород встречаются зоны с широким распространением мигматитов. Минеральный состав меланосомы мигматитов отвечает биотитовым гнейсам, а лейкосома состоит преимущественно из кварца и калиевого полевого шпата. Количественные соотношения лейкосомы и меланосомы изменяются в широких пределах-от небольших кварц-полевошпатовых обособлений до переслаивания в равных соотношениях. Морфологические особенности цирконов из мигматитов, а также химические составы включенных в них минералов свидетельствуют о их магматическом происхождении.

Петрохимические особенности алмазосодержащих пород. Силикатный анализ всех разновидностей пород был проведен с использованием стандартного ренгенофлюоресцентного анализа. Средние химические составы различных типов пород приведены в таблице 1. Как видно из рисунка 2, метаморфические породы учаска Кумды-Коль на диаграмме СаО+МдО-БЮг/Ю-МагО+КгО образуют непрерывный ряд, протягиваясь от поля базальтов в сторону гранитов. Этот ряд можно интерпретировать как результат смешения

БЮг/Ю

Рис.2 Точки составов метаморфических пород участка Кумды-Коль: (1) гранат-биотитовые гнейсы, (2) слюдяные сланцы, (3) гранито-гнейсы, (4) гранат-пироксеновые породы.

основного и кислого источников при образовании осадков, явившихся протолитами пород зерендинской серии. Однако, петрографические и полевые наблюдения показывают, что биотитовые гнейсы иногда развиваются по гранат-пироксен-кварцевым породам. Эти породы отличаются повышенным содержанием СаО, РеО, МдО и пониженным ЭЮг, КгО, №гО по сравнению с другими типами пород и на графике попадают в левый нижний угол.

Алмазосодержащие породы по таким характеристикам, как отношения 1_ам/УЬм, Эты/УЬ^ П/и значимо отличаются как от неалмазоносных пород участка Кумды-Коль, так 'и от пород зерендинской серии других участков (табл.2).

Таблица 1. Валовые химические составы метаморфических пород участка Кумды-Коль.

гранат -пиро- пироксен- гранат- "гранито- 'гранат-

ксеновые карбонатные пироксен- гнейсы слюдяные

породы породы кварцевые сланцы

породы

X ст X (У X ст X С! X о

ЭЮг 49.6 4.49 30.6 8.74 56.2 7.39 72.7 2.30 64.3 6.46

ТЮ2 0.48 0.16 0.23 0.13 1.12 0.77 0.29 0.15 0.73 0.37

А12ОЗ 10.1 2.44 5.47 2.39 13.1 2.04 13.0 1.00 13.7 2.22

РегОз 10.7 4.67 3.41 1.45 10.2 3.97 3.86 1.62 7.72 2.64

МпО 0.31 0.17 0.17 0.06 0.21 0.13 0.15 0.15 0.20 0.12

МдО 6.46 2.99 15.1 3.99 4.67 1.26 0.83 0.35 3.55 1.26

СаО 17.2 4.26 23.1 5.29 7.12 1.69 1.36 0.66 2.47 1.24

№20 0.20 0.21 0.20 0.84 0.69 0.58 1.42 0.58 0.84 0.58

К20 1.77 1.96 1.02 0.64 2.28 1.34 4.99 0.99 3.23 1.12

р2о5 0.23 0.05 0.23 0.07 0.23 0.12 0.13 0.04 0.14 0.07

породы не содержащие алмазы х - среднее значение а - среднеквадратичное отклонение

Таблица 2. Геохимические особенности метаморфических пород Зерендинской серии.

породы без алмазов алмазосодержащие породы

1_а/УЬ ти/и Эт/УЬ Ьа/УЬ ТИ/и Бт/УЬ

7 16.9 6.2 2.5 2.5 1.32 0.88 0.97

14.1 4.5 1.09 1.1 0.87 1.0 0.84

п 16 19 19 7 13 18 18

х - среднее значение э - дисперсия п - число анализов

Глава 2. ОСОБЕННОСТИ СОСТАВОВ МИНЕРАЛОВ АЛМАЗОСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД.

Методика исследования включений в гранатах и цирконах. Для исследования включений в гранатах и цирконах производилось предварительное выделение концентратов этих минералов из отдельных образцов. Извлеченные из пород гранаты и цирконы

монтировались на стекле и заливались эпоксидной смолой. Затем, после шлифовки и полировки, изготавливались препараты, аналогичные шлифам. При последующем исследовании изготовленных препаратов под оптическим микроскопом выявлялись минеральные включения пригодные для изучения их состава с помощью микроанализатора с электронным зондом. При необходимости, например, для диагностики коэсита и алмаза производились дополнительные исследования методом комбинационного рассеяния на многоканальном спектрометре "Отагэ-вЭ", Франция. Для микрозондового анализа породообразующих минералов, а также некоторых включений в гранатах, использовались плоскопараллельные пластинки.

Циркон. Циркон в различных количествах присутствует во всех типах алмазосодержащих пород. Он имеет изометричную, нередко, почти округлую форму, с коэфициентом удлинения, чаще всего, около 1 и практически но превышает 2, его размер редко превышает 0.2 мм. В концентрате под бинокуляром циркон бесцветный или слегка окрашен в кремовато-розовый оттенок, прозрачный, с алмазным блеском. По внутреннему строению он однороден, проявление какой-либо зональности отсутствует. В некоторых образцах в нем установлены реликты древних ядер с резорбированной поверхностью, на которую часто нарастают алмазы.

Твердофазные включения в цирконе, как правило, соответствуют минеральному составу пород, но их количественные соотношения, а также химические составы существенно отличаются от составов одноименных минералов, слагающих породу. Кроме того, в цирконах некоторых образцов диагностированы реликтовые минералы, которые отсутствуют в породе. К ним относятся коэсит, магнезит, омфацит. Так в образце катаклазированного биотитового плагиогнейса состоящего в основном из кварца, плагиоклаза, биотита и граната (большей частью замещенного слюдисто-хлоритовым агрегатом), включения в цирконе представлены, главным образом, гранатом, омфацитом, коэситом и кварцем; незначительную долю включений составляют амфибол, фенгит, плагиоклаз, апатит. Вариации составов включений гранатов в цирконах из различных пород отражены на рис.4.

Таким образом, морфология, внутреннее строение, характер и состав включений позволяют утверждать, что практически весь

циркон алмазосодержащих пород является метаморфогенным и основная его часть связана с высокобарическим этапом метаморфизма.

Цирконы из мигматитов, широко развитых среди пачки алмазосодержащих пород, имеют иной облик. Цирконы из меланосомы полностью соответствуют таковым из алмазосодержащих пород, но в некоторых из них наблюдаются каемки дорастания, возникшие, возможно, при анатексисе и, кроме того, в них не было обнаружено включений алмазов. Цирконы из лейкосомы являются типичными для гранито-гнейсов: идиоморфные призматические зерна, зональные, нередко с перерывами в росте, часто имеют одно или несколько округлых ядер. Иногда в них наблюдаются каемки дорастания аналогичные каемкам цирконов из меланосомы.

Алмаз. Алмаз присутствует, преимущественно в виде включений в гранатах и цирконах, во всех типах пород, за исключением эклогитов, грнито-гнейсов и мигматитов. Часто алмазы, включенные в гранаты, образуют срастания со слюдами, .а также рутилом, цирконом и пироксеном. Кроме того, произведена диагностика коэсита в цирконе, с нарастающими на него кристаллами алмаза. Средний размер кристаллов алмазов, включенных в гранаты, составляет 12.5+5.79 мкм (п=501). Размер самого мелкого зафиксированного кристалла-2 мкм. В каждом типе пород наблюдается преобладание определенных морфологических типов алмазов. В то же время различные морфологические типы могут присутствовать в пределах одного зерна. Помимо единичных кристаллов встречаются поликристаллические агрегаты. Иногда в одном агрегате габитус кристаллов может меняться от кубического до октаэдрического.

Помимо алмаза, в породах присутствует низкобарическая полиморфная разновидность углерода-графит. На основании петрографических исследований выделяется графит двух генераций. Графит первой генерации, совместно с алмазом, образует включения в зернах граната и циркона и иногда нарастает на кристаллы алмаза. Размер зерен графита этой генерации, как правило, не превышает 50 мкм. Графит второй генерации образует крупные идиоморфные кристаллы, которые располагаются в межзерновом пространстве или

в трещинах, пересекающих зерна граната и пироксена. Процентное соотношение алмаза и графита варьирует в широких пределах. Встречаются образцы, где присутствует только одна полиморфная разновидность углерода-либо алмаз либо, графит.

Гранат. Г ранат является главным породообразующим минералом алмазосодержащих пород. Его содержание изменяется в широких пределах-от полного отсутствия до 70% объема породы. Он, как правило, покрыт сетью трещин, часто замещается агрегатами слюдисто-хлоритовых минералов и, в таких случаях, реликты граната лишь иногда сохраняются в центральных частях этих агрегатов.

Химический состав гранатов колеблется в широких пределах (рис.3). На диаграмме Са-Мд-Ре можно выделить 3 поля составов гранатов алмазосодержащих пород: 1) из пироксен-карбонатных пород, 2) из гранатовых пироксенитов, 3) из биотитовых гнейсов и сланцев. Поля составов гранатов из пироксенитов и гнейсов частично перекрываются, а из эклогитов, гнейсов с алмазами и без них накладываются друг на друга. Гранаты из карбонатных пород и пироксенитов отличаются высоким содержанием кальциевого компонента (до 56%) при относительно низкой железистости.

Содержание № в гранатах сильно зависит от типа пород. Так гранат из пироксен-карбонатных пород и гранатовых пироксенитов не содержит значимых содержаний примеси Ыа. Гранаты из гнейсов, в основном, также без №. Лишь в трех образцах выявлено более 0.1 вес.% ЫагО, причем количество Ыа всегда убывает от центра к краю. Эти образцы содержат в качестве породообразующих минералов альбит, а в двух из них выявлены реликты клинопироксенов с содержанием жадеитового компонента до 11% в образце 8-21 и до 50% в образце 243' . Лишь в некоторых образцах эклогитов была зафиксирована примесь ЫагО в гранатах (до 0.12 вес.%). Постоянное понижение содержания № от центра к краю исключает возможность фиксации этой примеси за счет аналитической ошибки.

В большинстве случаев гранаты алмазосодержащих пород не зональны. В тех случаях когда наблюдается зональность, от центра к краю растет содержание кальция, марганца и, в ряде случаев, железа. Иногда встречаются образцы с гранатами различной окраски. Различные по цвету гранаты обнаруживают сложную химическую зональность. В целом, интенсивно окрашенные зоны характеризуются повышенным содержанием железа, титана, марганца

Са

Мй 50 Ре

Рис.3. Составы гранатов различных петрографических типов пород.

(1-3) гранаты из алмазосодержащих гнейсов, гранат-пироксеновых и пироксен-карбонатных пород соответственно, (4) гранаты из гнейсов и сланцев не содержащих алмазы, (5) гранаты из эклогитов.

и, иногда, магния. Гранты, имеющие различную окраску и химический состав, могут интерпретироваться как две генерации. В тех случаях, когда зональность в гранатах отсутствует, иногда наблюдаются вариации в составах в пределах одного образца.

В большинстве исследованных образцов включения гранатов в цирконах, в отличии от породообразующих, характеризуются необычайно широкими колебаниями составов и при этом включают в

себя составы гранатов из породы. Исключение составляет образец мигматизированного гнейса (обр.252). В нем гранаты из породы и из цирконов, на диаграмме Са-Мд-Ре, образуют отдельные поля (рис.4).

Са Са

Рис.4 Вариации составов гранатов, включенных в цирконы, для отдельных образцов.

(1) пироксен-карбонатная порода, (2) биотитовый плагиогнейс с реликтами пироксенов, (3) гранатовый пироксенит, (4) биотитовый гнейс с пироксеном, (5) мигматизированный гнейс, (6) гранаты, слагающие породы этих же образцов.

В отличии от гранатов, пироксены из цирконов этих же образцов не обнаруживают таких значительных колебаний. Особенно это отчетливо фиксируется для пироксен-карбонатной породы (обр. К91-16). Здесь содержание кальциевого компонента в гранатах варьирует от 27 до 49 вес.% , а отношение Ре/(Ре+Мд) от 0.44 до 0.33. Пироксены же характеризуются практически постоянными составами с 1=5.4-6.6%, Маг0=0.38-0.46 вес% и не отличаются от пироксенов слагающих породу, с 1=6.2%, N820=0.29 вес.%.

Пироксен. Пироксены пользуются широким распространением как в гранатовых пироксенитах и пироксен-карбонатных породах, где они являются основными породообразующими минералами, так и в гранат-пироксен-кварцевых породах, в которых его содержание достигает 30% от общего объема пород. Иногда его реликты устанавливаются в биотитовых гнейсах и сланцах. Основными минералами, которые развиваются по пироксенам, являются хлориты и амфиболы.

Ре

рис.5 Составы пироксенов алмазосодержащих пород. (1) пироксен-карбонатные породы, (2) гранатовые пироксениты, (3) гнейсы, (4,5) пироксены из биотитового плагиогнейса: (4) включения в цирконе, (5) пироксены из основной массы.

Пироксены из гранатовых пироксенитов и пироксен-карбонатных пород отличаются от пироксенов из других типов пород низким содержанием жадеитового компонента, а пироксены из карбонатных пород-еще и высокой магнезиальностью (рис.5), а так же иногда высоким содержанием КгО. Кроме того, в них часто наблюдаются ламелли ортоклаза и сопряженные с ними выделения кремнезема. Пироксены, включенные в гранаты и цирконы, в отличии от гранатов, имеют -относительно постоянные составы, а от породообразующих отличаются отсутствием структур распада и широкими вариациями в содержаниях примеси КгО (от 0 до 1.5 вес.%); они, как правило, не зональны, а в тех случаях когда фиксируется зональность, то от центра к краю уменьшается содержание КгО и увеличивается-А)гОз (рис.6). Примесь калия выявлена также для большинства образцов гранатовых пироксенитов,

24.5

24.0

23.5 -Ё

23.0

16.0

15.5

15.0

14.5

К 2.0 -

о 1.5 \

0) 1.0

и . 0.5 Л

СаО

мёа

ГеО

3.5 я

микрон

рис.6 Профиль составов включения пироксена в гранате пироксен-карбонатной породы.

однако количество калия здесь заметно ниже. Лишь в одном образце примесь КгО в пироксенах из цирконов достигает 0.8 вес.%, хотя основная масса включений калия не содержит. Примесь КгО в пироксенах из гнейсов и гранат-пироксен-кварцевых пород обнаружена только в единичных образцах и только для включений в гранатах и цирконах и не превышает 0.7 вес.%, при этом, пироксены с высоким содержанием жадеитового компонента калия не содержат.

Вариации в соствах пироксенов из гранат-пироксен кварцевых пород и гнейсов проявляются, в основном, в количестве жадеитового компонента. Различия в содержаниях жадеитового компонента для пироксенов включенных в цирконы и пироксенов из породы хорошо иллюстрируется на примере одного из образцов биотитового плагиогнейса, где оно составляет 26-28 мол.% для включений в цирконах и 10-11 мол.% для пироксенов из породы. В другом образце биотитового плагиогнейса пироксена, в качестве породообразующего, диагностировано не было, а во включениях в цирконах, представленных главным образом гранатом, клинопироксеном, кварцем и коэситом, содержание жадеитового компонента в пироксене достигает 50 мол.% (рис.5).

Коэсит. Реликты коэсита выявлены во многих метаморфических комплексах (Chopin, 1984; Smith, 1986; Wang et al., 1989; Reinecke, 1991), a его мономинеральные включения устанавливались совместно с сосуществующими гранатами и пироксенами только в алмазах из кимберлитов, лампроитов и россыпей (Соболев и др., 1976, 1984, 1989). Несмотря на многочисленные попытки, выявить реликты коэсита в гранатах алмазосодержащих пород Кокчетавского массива не удалось. Устанавливались лишь поликристаллические агрегаты кварца с радиальными трещинами вокруг них. Коэсит был обнаружен только при исследовании включений в цирконах. Это была первая его находка в метаморфических породах в виде мономинерального включения. Дальнейшие исследования позволили выявить многочисленные кристаллы коэсита, в том числе в срастании с алмазом. Предварительная диагностика производилась непосредственно при микрозондовом анализе минералов, на основе того, что коэсит под электронным пучком характеризуется ярко-голубым свечением, в отличии от кварца, катодолюминисценция

которого имеет розовую или серо-желтую окраску (Соболев и др., 1984). В дальнейшем, в большинстве случаев, производилась проверка методом КР-спектроскопии.

Во всех полученных спектрах КР присутствуют полосы коэсита, циркона и кварца. Используя соотношения интенсивностей полос кварца 467см"1 и коэсита 521см'1, производилась приблизтельная оценка соотношения кварц/коэсит. Для коэсита в срастании с алмазом (рис.7) она составляет 1/7 (в приближении равных интенсивностей для 1/1 образца). В большинстве случаев включения коэсита в цирконе, судя по интенсивностям полос в имеющихся спектрах КР, а также по цвету катодолюминисценции (в большинстве

1331

500 400 300 200 Ю0

V, см"1

рис. 7 Спектры КР от сростка коэсита с алмазом, включенного в циркон милонитизированного гнейса.

образцов розовое свечение наблюдается только по переферии зерен коэсита), имеют незначительные различия по соотношению кварц/коэсит. Количество включений коэсита в цирконе довольно сильно изменяется для различных образцов. Так в образце 250 выявлено 6 включений коэсита и ни одного кварца. В образце 243'-2 коэсита и 6 кварцев.

Слюды. В алмазосодержащих породах наблюдается не менее трех генераций слюд: 1.-слюды включенные в гранаты и цирконы, которые часто образуют срастания с алмазами, 2.-слюды из основной массы минералов, слагающих породы и 3.-слюды из слюдисто-хлоритовых агрегатов, развивающихся по другим минералам, главным образом гранатам. Включения слюд в гранатах представляют собой идиоморфные кристаллы по размеру редко превышающие 40 мкм. Количество включений изменяется в широких

"Л, ф е

о.з

0.2

0.1 -

0.0

аз о

о о

о -1 • -2 х -3

* —4

* -5

3.1

—Г" 3.2

I

3.3

—г~

3.4

3.5

—Г" 3.6

3.7

51, ф е

рис. 8 Содержание в фенгитах в зависимости от содержания Т1 из слюдяных гнейсов и сланцев.

(1) включения в гранатах и цирконах, (2) породообразующие фенгиты, (3,4) включения в цирконах и породообразующий фенгит, соответственно, из образца двуслюдяного гнейса, (5) включения в цирконах мигматизированного гнейса.

пределах в различных образцах и наиболее обильны включения слюд в гранатах из гнейсов. В большинстве образцов количество включений биотита резко преобладает над фенгитом, что соответствует общему минеральному составу пород.

количеством кремнезема (до 3.56 ф.е.) и "Л (до 0.28 ф.е.), причем содержание "Л увеличивается с уменьшением содержания кремнезема, которое, в свою очередь, зависит от типа ассоциации (рис.8). Фенгиты же из основной массы имеют значительно более низкие содержаниями 31 и Л, а также характеризуются большей величиной железистостости в пределах одного образца. Несмотря на то, что в мигматитах не было диагностировано алмазов, включения фенгитов в цирконах мигматизированного биотитового гнейса (обр.252) содержат повышенное количество как так и "П, причем между этими элементами отчетливо прослеживается отрицательная корреляция (рис.8).

Вариации в составах биотитов алмазосодержащих пород связаны, в основном с изменением железистости и содержания алюминия в шестерной координации (рис.9). Железистость биотитов для каждого типа пород увеличивается с уменьшением содержания А1У|. Биотиты, присутствующие в виде включений в гранатах и цирконах, имеют меньшую величину железистости по сравнению с этими минералами из основной массы. Биотиты из пород, не содержащих алмазы, имеют еще более высокую железистость и более низкое содержание А1у|. Кроме того, железистость биотитов, включенных в гранаты, довольно сильно изменяется в пределах одного образца (8-47), при этом сопряженно изменяется и железистость вмещающих гранатов:

Содержани Л имеет относительно низкую величину, несмотря на постоянное присутствие рутила.

Карбонаты. Среди включений карбонатов в гранатах присутствуют кальцит, доломит и магнезиальный кальцит; в цирконах, кроме того, идентифицированы включения магнезита с переменным содержанием примеси Ре. В магнезиальном кальците максимальное содержание МдСОз достигает 25 мол.%. При этом включения

Составы фенгитов отличаются высоким, хотя и переменным

Ре/Мдеи Ре/Мдгр Т,°С

0.18 0.20 1.12 1.22 800 810

0.26 1.54 840

КГв2А1(А125|гО10)(ОН)2 1.0

0.8

КМд2А1(А12512О10)(ОН)2

0.4 -

0.2 -

0.0 0.2 КГвз(А131зО,0)(ОН)2

0.4 0.6

Мд/(Ге+Мд)

0.8 1. КМд3(А13|30

0

ю)(0Н)2

рис.9 Железистость биотитов в зависимости от содержания А1у|. (1-3) включения биотитов в гранатах из гнейсов, пироксен-карбонатных пород и гранатовых пироксенитов, соответственно, (4,5) породообразующие биотиты из гнейсов и пироксен-карбонатных пород, соответственно, (6) биотиты из пород, в которых не обнаружены алмазы.

магнезиального кальцита являются однородными по составу и в них отсутствуют структуры распада (доломит в кальците).

Сфен. В породах наблюдается по крайней мере две генерации сфена. Сфен, который включен в гранат характеризуется повышенным содержанием А1гОз и Р. Максимальное содержание А1гОз достигает 13.5%. В то же время в сфене из породы его содержание не превышает 3%.

Среди других минералов, встречающихся в парагенезисе с алмазом определены дистен и рутил.

Включения в гранатах и цирконах-отражение развития метаморфических комплексов.

Комплексное изучение гранатов и минеральных включений в них широко используется для оценки P-T-t условий регионального метаморфизма. В то же время, не все высокобарические минералы одинаково хорошо сохраняются в виде включений в гранатах. Это относится прежде всего к коэситу. Не смотря на то, что первая находка коэсита в метаморфических породах земной коры и представляет собой включения в пиропе из кварцитов Дора-Майра, Италия (Chopin, 1984), эти включения выявлены в пиропе только в виде реликтов среди мелкозернистого агрегата кварца, причем в большинстве изученных шлифов установлены лишь поликристаллические агрегаты кварца, не содержащие реликтов коэсита.

Гранаты алмазосодержащих пород Кокчетавского массива содержат включения минералов, относящихся к различным этапам метаморфизма. В срастании с алмазом в нем обнаружены слюды (фенгит и флогопит), пироксен, графит и рутил. Коэсит в гранатах обнаружен не был. Отмечались лишь поликристаллические агрегаты кварца с радиальными трещинами вокруг них (Соболев, Шацкий, 1989). Во многих случаях гранат практически полностью замещается слюдисто-хлоритовыми агрегатами, что ограничивает его применение для выявления первичных минеральных ассоциаций.

Циркон является наиболее типичным акцессорным минералом метаморфических пород и широко используется для решения разнообразных вопросов их происхождения и первичной природы. Это обуславливается его устойчивостью в широком интервале температур и давлений. Присутствие циркона в виде включений в алмазах подтверждает его стабильность в условиях верхней мантии. Цирконы, образование которых связано с метаморфизмом фации зеленых сланцев, практически не встречаются, присутсвуют лишь некоторые изменения магматогенных, метаморфогенных или теригенных цирконов подвергшихся такому метаморфизму. Собственно метаморфические цирконы начинают возникать лишь на этапе амфиболитовой фации (Краснобаев, 1986), а в глубоко

метаморфизованных породах большинство цирконов являются новообразованными и включения в них связаны, главным образом, с этапом высокобарического метаморфизма. Однако, использование циркона для выявления первичных высокобарических минеральных ассоциаций метаморфических пород весьма ограничено. Имеется •лишь краткое упоминание о присутствии омфацита, рутила и кварца в виде включений в цирконе из эклогитов Норвегии (КгодИ е1 а1.,1974).

В породах Кокчетавского массива циркон присутствует во всех типах алмазосодержащих пород. Морфология циркона, его внутреннее строение, а также набор минеральных включений в нем свидетельствуют, в большинстве случаев, о его исключительно метаморфогенной природе. Также как и в гранатах, в нем обнаружены включения минералов различных фаций метаморфизма, причем минералы эклогитовой фации составляют подавляющее большинство. Тем не менее, вариации составов гранатов в цирконах из одних и тех же образцов (рис.4), при относительно постоянных составах породообразующих гранатов, предполагают широкий интервал температур и давлений при которых происходила кристаллизация циркона. Исследования по воислроизводимости находок коэсита позволили выявить его присутствие практически во всех алмазосодержащих породах с кварцем, а также в цирконах из пироповых кварцитов Дора-Майра (Италия), и биотитовых гнейсов Даби-Шан (КНР). В некоторых образцах алмазосодержащих пород Кокчетавского массива основная часть включений кремнезема в цирконах представлена мономинеральными зернами коэсита, а в одном из образцов (обр. 250) все выявленные включения кремнезема (6 зерен) являются коэситом.

Полученные данные по особенностям минерального состава включений в цирконах позволяют рассматривать его в качестве своеобразного аналога алмаза, в отношении сохранности включений, и предполагать хорошую воспроизводимость находок неизмененного коэсита, а также других реликтовых минералов и минеральных ассоциаций, относящихся к высокобарическому этапу. Использование цирконов из низкобарических метаморфических комплексов для исследования включений в них ограничено, так как здесь большая часть цирконов являются реликтовыми и не несут информации о процессах метаморфизма. В этих случаях они могут применяться для решения вопросов происхождения и первичной природы метаморфических пород.

ГлаваЗ. ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОТЕРМОМЕТРОВ И ГЕОБАРОМЕТРОВ, ПРИМЕНЯВШИХСЯ ДЛЯ ОЦЕНКИ Р-Т ПАРАМЕТРОВ МЕТАМОРФИЗМА

Исследование включений в гранатах и цирконах позволило выявить целый ряд особенностей состава минералов и отдельные индикаторные минералы, которые были использованы для оценки Р-Т параметров высокобарического этапа метаморфизма, а также для выяснения некоторых моментов развития всего метаморфического комплекса. Ниже дается краткая характеристика применявшимся методикам.

Термометрия, основанная на распределении Fe и Mg между сосуществующими минералами.

Гранат-клинопироксеновая термометрия. В настоящее время существует целый набор гранат-клинопиоксеновых термометров, построенных на эмпирической 'и экспериментальной основе. В ряде работ проводился анализ различных гранат-клинопироксеновых термометров с целью выбора наиболее оптимального варианта. Было установлено, что наименьшим разбросом значений температур в пределах одного геологического объекта, при термометрии пород разного состава, обладает вариант геотермометра Эллиса и Грина (Ellis, Green, 1979). Была показана также хорошая согласованность показаний этого геотермометра с температурами, определяемыми двуполевошпатовым, кальцит-доломитовым и магнетит-ильменитовым геотермометрами (Johnson et al., 1983). Р. Пауэлл (Powell, 1985) обработал данные Д.Эллиса и Д.Грина, используя метод наименьших квадратов. Однако, температуры получаемые с применением этого геотермометра незначительно отличаются от таковых по Д.Эллису и Д.Грину.

Влияние содержания жадеитового компонента на распределение Fe и Mg между сосуществующими гранатом и пироксеном было изучено П.Кунсом (Koons, 1984). Им, в частности, было показано, что в пироксенах, содержащих большое количество жадеитового компонента (ХжД=80-90 мол.%), существует корреляция между железистостью и содержанием жадеитового компонента. Тем не менее в пироксенах с большим содержанием железа и магния этот эффект будет незначительным.

Серьезной проблемой в гранат-пироксеновой термометрии является определение содержания трехвалентного железа в клинопироксенах, когда используются результаты микрозондовых анализов. По мнению Д.Смита постоянное присутствие избыточного кремнезема в пироксенах делает невозможным расчет трехвалентного железа на основании, допущения стехиометрии (Smith, 1985). Дополнительную неопределенность в расчете Fe3+ вносит невысокая точность определения кремния. Для пироксенов с низкой железистостью даже небольшие ошибки в расчетах трехвалентного железа влекут за собой большую неточность в определении температуры.

Гранат-биотитовая термометрия. Биотит-гранатовая ассоциация-одна из самых распространенных в природе. Этим обьясняется большой интерес к ней как к источнику термометрических данных. В настоящее время имеется большое число различных вариантов биотит-гранатового геотермометра. Установлено в целом хорошее соответствие между показаниями гранат-биотитового геотермометра и оценками температуры по другим минеральным равновесиям в пределах ставролитовой, биотит -мусковитовой и силлиманит-биотит-ортоклазовой минеральных фаций (Аранович, 1983, Федькин и др., 1983). Тем не менее, проведенный Фонаревым и др. (1989) статистический анализ всех имеющихся геотермометров показал, что результаты термометрии с использованием есех этих геотермометров значительно различаются для одних и тех же объектов. Несомненно, существенное влияние на результаты термометрии оказывают примеси Са и Мп в гранате и Alvl и Ti в биотите. Степень влияния всех этих компонентов мало изучена, ощущается недостаток экспериментальных данных, а теоретические и эмпирические построения зачастую противоречивы. Кроме того, для этих геотермометров, так же как и для гранат-клинопироксеновых и гранат-фенгитовых, серьезной проблемой является расчет трехвалентного железа. Для алмазосодержащих пород Кокчетавского массива использовался геотермометр Хоинкеса (Hoinkes, 1986), так как он учитывает влияние примеси Са в гранате и давал наименьший разброс температур для различных типов пород.

Гранат-фенгитовая термометрия. Фенгит является одним из наиболее информативных минералов в отношении определения параметров метаморфизма. Крох и Рахейм (Krogh and Raheim, 1979),

основываясь в основном на экспериментальных данных, провели предварительню калиброку гранат-фенгитового термометра для базальтовых составов с небольшим содержанием КгО. Дальнейшие экспериментальные исследования Грина и Хелмана (Green and Hellman, 1982) показали значительную зависимость константы равновесия от содержания СаО и MgO/(MgO+FeO) отношения общего состава пород. В соответствии с этим, они предлагают различные температурные зависимости для пород базальтового состава и для пелитовых пород с низким содержанием СаО (с высоким и низким MgO/(MgO+FeO) отношением). Как уже отмечалось, серьезной проблемой для гранат-фенгитовой термометрии также является расчет трехвалентного железа.

Барометрия основанная на особенностях состава различных минералов.

Гранат. Для гранатов четкими индикаторами давления являются: 1 повышенное содержание примеси СГ2О3; 2)высокое содержание СаО в магнезиальных составах вплоть до появления гранатов промежуточного, Mg-Ca, состава и 3)примесь №гО в парагенезисе с омфацитом.

Экспериментальные данные по растворимости Cr в гранатах пироп-кноррингитового ряда позволяют использовать сосуществующие гранаты и шпинели в качестве геотермобарометра и подтверждают высказанное ранее предположение, что обогащенный Cr гранат сосуществует с высокохромистым хромитом только в поле устойчивости алмаза (Соболев, 1974) К сожалению, в алмазосодержащих породах Кокчетавского массива хромсодержащих гранатов не было обнаружено.

Высокая переменная примесь СаО в гранатах пироп-гроссулярового состава также является признаком высоких давлений. Экспериментальные исследования, проведенные Нехаевым П.Ю. (1983) показали, что гранаты, содержащие 50% гроссулярового, 38% пиропового компонента при температуре 1000°С устойчивы при давлении выше 20 кбар. В кимберлитах такие гранаты отмечены в гроспидитах(Соболев, 1974).

Примесь Na в гранатах, сосуществующих с натрий-содержащими минералами, главным образом, клинопироксенами, является наиболее важным минералогическим индикатором сверхвысоких давлений (Соболев, Лаврентьев, 1971). Примеси №гО

более 0.1 вес.% до сих пор были установлены только для гранатов из наиболее глубинных эклогитовых парагенезисов кимберлитовых трубок. Соболев Н.В. (1974) указывает, что примеси Na20 следует производить поеимущественно в гранатах эклогитов, в парагенезисе с омфацит-жадеитовыми пироксенами. Гранаты, содержащие более 0.1 вес.% NazO были обнаружены в алмазосодержащих гнейсах, в которых были обнаружены реликты клинопироксена с содержанием жадеитового компонента до 50 мол.%.

Клинопироксен. В настоящее время широкое распространение получил барометр, основанный на зависимости содержания жадеитового компонента в омфаците от давления и температуры. Т.Холландом, на основе экспериментальных исследований (Holland, 1983), построены изоплеты содержания NaAIShOs в диопсиде в ассоциации с альбитом и кварцем для упорядоченных и неупорядоченных пироксенов. Однако, в отсутствии плагиоклаза этот барометр позволяет оценить лишь минимальные давления.

К настоящему времени накоплено большое количество данных указывающих на то, что при сверхвысоких давлениях К может входить в состав пироксена. Первые попытки синтезировать пироксен с примесью К20 при давлениях до 32 кбар, дали отрицательный результат (Erlank, Kushiro, 1970), одако, эксперименты, проведенные в интервале давлений от 40 до 100 кбар выявили положительную корреляцию между содержанием К и давлением (Shimizu, 1971). Примеси калия, установленные не только для однородных хромдиопсидов и омфацитов, включенных в алмазы, но и для пироксенов некоторых глубинных ксенолитов, не содержащих алмазов, позволили Н.В.Соболеву (1974) выдепить коэситовую субфацию глубинности для пироксенов, содержащих хотя и низкие (более 0.1 вес.%), но фиксируемые примеси К20, и использовать эти примеси как индикатор принадлежности к алмаз-пироповой фации глубинности. В дальнейшем, переменные содержания примеси К20 от 0.05 до 1.68 вес.% были установлены как в хромдиопсидах, так и в омфацитах, включенных в алмазы из различных месторождений. Особый интерес представляет выявление устойчивой высокой примеси К20 в пироксенах из алмазов трубки Аргайл (Hall, Smith, 1984; Соболев и др., 1989), где четко фиксируется отрицательная корреляция содержаний КгО и Na20. Эта негативная корреляция свидетельствует о структурном характере К в пироксене. Недавние

исследования калий-содержащих пироксенов (до 1.5 вес.%) из алмазов, с использованием рентгеновских методов, электронной микроскопии и микрозондовых анализов позволили установить, что К входит в их структуру (Harlow, Vehlen, 1991). Эспериментальные исследования, проведенные в последнее время (Дорошев и др.,1992; Luth, 1992; Harlow, 1992), а также накопленный фактический материал показывают, что образование калий-содержащих пироксенов возможно при давлениях, превышающих 30 кбар, а количество К изменяется в зависимости от общего состава пород.

Фенгйт. Для определения давлений образования метапелитов может использоваться барометр, основанный на содержании кремнезема (селадонитового компонента) в фенгите. Содержание селадонитового компонента в фенгите при одних и тех же Р-Т параметрах очень сильно зависит от типа ассоциации в которой он встречается, поэтому применение этого барометра довольно ограничено. В настоящее время изоплеты кремнезема в зависимости от давления и температуры построены для ассоциаций: 1)Фенг + КПШ + Фл; 2)Фенг + Та + Ки; 3)Фе + Та + Фл.

Содержание кремнезема в фенгите в ассоциации Ки + Кв + богатый Mg силикат, в качестве которого, в зависимости от Р-Т параметров, могут выступать либо хлорит, либо тальк, либо флогопит, существенно расширяют возможности для барометрии метаморфических комплексов. Однако данные по этим ассоциациям являются лишь предварительными и детально не прорабатывались. Тем не менее, для определения минимальных давлений метаморфизма может использоваться барометр, основанный на содержании кремнезема в фенгите, образовавшимся совместно с КПШ и флогопитом.

Карбонаты. Многочисленными исследованиями было показано, что карбонаты являются устойчивыми минералами в широком интервале температур и давлений. Общепризнанным считается, что они являются основными поставщиками углерода в мантийных условиях. Особая роль при этом отводится магнезиту. Основные выводы по поведению магнезита в различных условиях сводятся к следующему:

- кривая декарбонатизации МдСОз=МдО+СОг никогда не пересекается с устойчивой мантийной геотермой (Redfern et al.,1993).

- магнезит-стабильный карбонат на глубинах от 100 до, по крайней мере, 1000 километров (Katsura and ¡to, 1990; Katsura et al.,1991; Biellmann et al., 1993)

- магнезит стабилен в зонах субдукции до глубин 600-800 километров (Gillet Ph., 1993)

Возможное нахождение магнезита или доломита в верхней мантии описывается реакцией:

2MgSi03 + СаМд(СОз)2 = CaMgSi206 + 2МдСОэ

Р,кбар

60

40

20

О

500 700 900 1100 Т,'С

Рис.10 Результаты экспериментов по исследованию реакции энстатит+доломит = диопсид+магнезит. EKH-Eggler D.H. et al.,1976, KSA-Kushiro J. et al.,1975, B-Brey G.,1975, BB-Brey G. et al.,1983.

Так как в цирконе одного из образцов алмазосодержащих пироксен - карбонатных пород (К91-16) были диагностированы

включения клинопироксена, доломита и магнезита, результаты по исследованию этой реакции, с некоторым приближением, можно использовать в нашем случае. Как видно из рисунка 10, результаты экспериментов различных авторов значительно различаются. Последние исследования (Brey et al., 1983) были произведены независимымы группами исследователей с использованием различной аппаратуры, тем не менее результаты оказались очень близкими, и их данные использовались в нашем случае.

Диагностика магнезиального кальцита позволяет использовать кальцит-доломитовую термометрию (рис.11). Несомненными достоинствами этого геотермометра для оценки условий метаморфизма, по мнению Эссена (Essene, 1983), является следующее:

Т/С

60-И

900- кальцитовый твердый раствор У /уг

800- кальцит + доломит

700- yi /20кбар -

600- / арагонит+ / доломит -1-L-1-1-1-1-г

0 5 10 15 20 25 30

MgCOj, молУс

Рис.11 Фрагмент изобарических кривых в существенно кальциевой части системы СаСОз-МдСОз (Goldsmith J.R., Newton R.C., 1969).

(1) кальцит и доломит из мраморов и метаморфических областей хорошо соответствуют бинарной системе СаСОз-СаМд(СОз)г

(2) термометр мало зависит от давления и только при очень высоких давлениях требуются соответствующие поправки (повышение давления на 10 кбар повышает растворимость МдСОз в кальците на 0.9-1.5 мол.% в интервале температур от 450 до 780°С (Goldsmith and Newton, 1969).

(3) в отличии от большинства силикатных изоград, эта изограда не зависит от флюидного состава. Недостатком является быстрая перекристаллизация в новых термодинамических условиях и, всязи с этим, полученные температуры являются минимальными.

Глава 4. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ АЛМАЗОСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД

Мигматиты-результат воздействия расплава на алмазосодержащие породы. Среди пачки алмазосодержащих пород встречаются зоны с широким развитием гранито-гнейсов и мигматитов. В целом, процессы, приводящие к образованию мигматитов сводятся к следующим: магматическая иньекция; анатексис; метосоматизм; метаморфическая дифференциация. Несмотря на то, что для меланосомы мигматизированных пород по минеральному составу и структурно-текстурным признакам всегда можно найти аналоги среди алмазосодержащих пород, мигматитов содержащих алмазы выявлено не было. С целью выяснения какой из процессов привел к образованию мигматитов, а также возможной причины отсутствия алмазов в них, был детально изучен'послойный мигматит с лейкосомами параллельными сланцеватости мезосомы, представленной гранат-биотитовым гнейсом, в котором также были изучены включения в цирконах. Порода состоит из граната, биотита, кварца, плагиоклаза, хлорита и сфена, лейкосома представляет собой небольшие прослои и линзы, мощностью до 5 мм, и занимает не более 10% объема породы. Акцессорный циркон представлен округлыми, однородными кристаллами, характерными для большинства алмазосодержащих пород. Вокруг некоторых кристаллов наблюдаются каемки дорастания, формирующие призматические, хорошо ограненные зерна. Эти каемки

дорастания цирконов, иногда составляющие

большую его часть, отмечаются только в мигматизированных гнейсах и сланцах. Породообразующий гранат этого образца часто обрастает другие минералы, образуя футлярные кристаллы. Из 37 проанализированных включений в цирконах выявлено 28 гранатов, 3 фенгита, с содержанием кремнезема до 3.48 ф.е., 2 биотита, 2 кварца, 1 рутил и 1 амфибол. Гранаты из цирконов с каемкой и без нее не имеют различий, вариации их составов незначительны, мало отличаются от породообразующих, но на диаграмме Са-Мд-Ре образуют поле, не пересекающееся с составами гранатов из основной массы (рис.4). Из вышеизложенного можно сделать следующие заключения:

- морфология и внутреннее строение цирконов предполагает наличие расплава

- набор минералов, а также составы гранатов, включенных в цирконы с каемками дорастания и без них, сами цирконы, в большинстве своем не отличающиеся от цирконов из алмазосодержащих пород, свидетельсвует о их метаморфогенной природе.

Таким образом, исследованный образец мигматита является либо результатом частичного плавления на одном из этапов метаморфизма, либо результатом взаимодействия расплава с алмазосодержащими породами, а внешний облик породообразующих гранатов, отличие их составов от составов гранатов из цирконов, свидетельствует о их полной перекристаллизации при взаимодействии с расплавом. Полная перекристаллизация граната, естественно, исключает возможность сохранения в них алмазов. В отличии от данного образца, в большинстве мигматитов имеет место переслаивание биотитовых гнейсов и гранито-гнейсов, а описанные взаимоотношения лейкосомы и меланосомы наблюдаются непосредственно вблизи контакта. В этих случаях циркон из мощных прослоев лейкосомы имеет облик типичный для гранито-гнейсов: хорошо ограненные, густо окрашенные призматические зерна с коэффициентом удлинения до 4, внутри них иногда наблюдаются одно или несколько ядер, а также иногда фиксируются признаки метамиктности. Имеющиеся данные по геохимии алмазосодержащих пород и гранито-гнейсов, исключают возможность образования последних за счет плавления алмазосодержащих пород (ЭЬ^эку е1 а1., 1995). Следовательно мигматиты, по крайней мере большая их часть, образовались за счет магматической иньекции. Один из

возможных источников расплава-плавление коровых пород при их прогреве горячими массами алмазосодержащих пород в процессе подъема. То, что мигматизированные породы претерпели этап высокобарического метаморфизма, является лишь предположением. Здесь необходимы исследования большего количества материала, а также исследования по определению возраста цирконов из мигматитов, с целью выяснения временных соотношений процессов мигматизации и этапа высокобарического метаморфизма.

Метаморфическая природа алмазов. Включения в гранатах и цирконах алмазосодержащих пород полностью отражают химизм и минералогию содержащего их материала. Для большинства образцов отличия заключаются лишь в появлении в составах минералов признаков высоких температур и давлений (повышенное содержание примеси КгО в пироксенах, А1г0з в сфенах и рутилах, №гО в жадеитсодержащих пироксенах, МдО в кальцитах), высокобарических полиморфных модификаций (коэсит, алмаз), а, иногда, и новых минеральных ассоциаций, отсутсвующих в породе. К ним, прежде всего, относится ассоциация гранат+омфацит+коэсит для биотитового плагиогнейса (обр. 243'), не содержащего в качестве породообразующего пироксена. Соответствие минеральных включений в цирконах породообразующим минералам, внешний облик цирконов, типичный для метаморфических пород, их внутреннее строение не вызывает сомнений в метаморфической природе акцессорного Циркона алмазосодержащих пород, а, следовательно, и метаморфической природе включенных в них минералов, в том числе и алмазов.

Связь алмазоносности с определенными петрографическими типами пород. Исследование многочисленных шлифов и двусторонне полированных пластин (тысячи образцов) под оптическим микроскопом, с целью выявления в них алмазов, позволило установить, что алмаз присутствует во всех типах пород, за исключением эклогитов, гранито-гнейсов, и мигматитов. В мелкозернистых породах с зубчатой структурой, наблюдавшихся в виде просля мощностью более 30 метров, алмаз был диагностирован лишь в единичных образцах и только в виде включений в цирконах. В этих же породах практически отсутствует гранат. В большинстве биотитовых гнейсов и сланцев в которых не был обнаружен алмаз, отсутствуют и какие-либо другие признаки высоких давлений.

Некоторые возможные причины отсутствия алмаза в пространственно совмещенных горных породах могут быть следующими:

-пространственное совмещение пород, в различной степени метаморфизованных, в результате различных геологических процессов (переслаивание гранито-гнейсов, не имеющих никакого отношения к высокобарическому этапу метаморфизма, и алмазосодержащих пород)

-отсутстви минералов, прежде всего граната, в которых могли бы сохраниться алмазы на регрессивном этапе метаморфизма

-полная перекристаллизация граната на регрессивном этапе при взаимодействии с расплавом (меланосома мигматизированных гнейсов)

Смена минеральных парагенезисов и оценка Р-Т параметров метаморфизма. Среди включений в цирконах и гранатах выделяются минеральные ассоциации эклогитовой, амфиболитовой и зеленосланцевой фаций 'метаморфизма, причем минералы эклогитовой фации составляют подавляющее большинство. Кроме того, гранаты из включений в цирконах, для одних и тех же образцов, обнаруживают необычайно широкие вариации в составх, включая в себя составы гранатов из основной массы. Таким образом, минералогия включений позволяет утверждать, что циркон кристаллизовался в широком интервале температур и давлений, захватывая при своем росте минералы устойчивые в данных условиях, чем объясняется широкий спектр минеральных ассоциаций внутри циркона. Вариации в составах гранатов, включенных в цирконы, одной из карбонатных пород (рис.4), при практически постоянной железистости пироксенов, позволяют оценить температурный интервал их кристаллизации. Он составляет 660-1000°С, причем основная масса включений дает значения температур, близкие к максимальным. Отсутствие зональности в гранатах свидетельствует о последующем выравнивании их состава без дальнейшей кристаллизации. Значения температур, полученных по различным геотермометрам для биотитов, фенгитов и пироксенов, включенных в гранаты, а также для некоторых породообразующих гранатов и пироксенов обнаруживают довольно широкие вариации (табл.3). Это может объясняться не только ограничениями в применении геотермометров, что обсуждалось выше, но также широким температурным интервалом кристаллизации гранатов и

включенных в него минералов. Диагностика магнезиального кальцита в пироксен-карбонатных породах с содержанием МдСОз до 25 мол.% позволяет оценить температуры метаморфизма независимо от термометрии, основанной на распределении Ре и Мд между сосуществующими минералами. Для образования кальцита с таким содержанием магния необходимы температуры близкие 900°С.

Таблица 3. Температуры равновесия (°С), характеризующие температурный режим кристаллизации алмазосодержащих пород и эклогитов участка Кумды-Коль (Р=40кбар).

И.Ро\/уе11, 1985 С.НоткеБ, 1986 Т.Н.Сгееп, РЛ.НеПтап, 1982

пироксен-карбонатные породы* 990-1050 820-950

К91-16 990-1030

К91-16** . 660-1020

гранат-пироксен-кварцевые породы* 920-950 1010

гранат- пироксеновые породы 920-1040

гнейсы* 760 710-880 780-890

эклогиты 920-1000

К91-16-пироксен-карбонатная порода * - определения температур по включениям в гранатах ** - определения температур по включениям в цирконах

Комплекс диагностированных включений позволяет использовать для оценки давлений метаморфизма следующие минеральные превращения:

альбит=жадеит+кварц (1) энстатит+доломит=диопсид+магнезит (2) фенгит1+КПШ+флогопит+ЗЮ2+Н20=^фенгит2 (3) кварц=коэсит(4)

Минимальные давления, полученные для каждой из этих реакций, при условии, что температура при этом была 800-1000°С, составляют: 1822 кбар для (1), 20-27 кбар для (2), 16-20 кбар для (3) и 26-30 кбар для (4).

Независимыми индикаторами существования сверхвысоких давлений при метаморфизме алмазосодерджащих пород являются некотороые особенности в составах минералов. К ним относятся: примесь калия в пироксенах и натрия в гранатах, а также высокое содержание алюминия в сфенах. Хотя по этим особенностям и не существует детально разработанных зависимостей, тем не менее имеется четкая положительная связь между давлением и вхождением этих элементов-примесей в составы указанных минералов. Наиболее важными индикаторами являются калийсодержащие пироксены, вхождение К в структуру которых возможно лишь при давлениях превышающих 30 кбар. Обратная корреляция между содержаниями К и А1 в одних и тех же зернах пироксена (рис.6) исключает возможность определения примеси К за счет ламеллей ортоклаза. Увеличение содержания А1 связано с увеличением доли чермакитового компонента в составе клинопироксенов, имеющей прямую зависимость от температуры. По видимому, увеличение температуры и ведет к снижению содержания К от центра к краю, хотя в большинстве случаев калийсодержащие пироксены, включенные в гранаты и цирконы, не обнаруживают химической зональности.

Таким образом, полученные данные по особенностям состава минералов позволяют утверждать, что алмазосодержащие породы Кокчетавского массива претерпели метаморфизм сверхвысоких давлений и алмаз кристаллизовался в поле своей устойчивости при температурах 800-1000°С и давлениях не ниже 40кбар. Открытие алмазосодержащих пород в 17 километрах к юго-западу от месторождения Кумды-Коль свидетельствует о региональном характере метаморфизма сверхвысоких давлений. На регрессивном этапе на алмазосодержащие парагенезисы были наложены минеральные ассоциации амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метамрфизма, сформировавшие современный облик пород. В качестве реликтовых минералов сохранились гранаты, цирконы и значительно реже-пироксены. Имеющиеся данные по датированию высокобарического этапа (530 млн. лет) и возраст слюд,

развивающихся по гранату и отвечающих этапу метаморфизма зеленых сланцев (517 млн. лет), (рис.12) позволяют оценить скорость остывания алмазосодержащих пород. Полученные оценки составляют 40-50°С/млн.лет, что Значительно превышает имеющиеся определения скоростей остывания регионально метаморфизованных пород.

Рис.12 Р-Т-1 путь алмазосодержащих пород Кокчетавского массива (8Ьа1зку е1 а1., 1995).

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

1. Разработана методика исследований минеральных включений в цирконах метаморфических пород и установлено, что практически весь циркон алмазосодержащих пород является метаморфогенным и кристаллизация его основной массы связана с высокобарическим этапом.

2. Для основных типов алмазосодержащих пород выявлены минеральные ассоциации, соответствующие эклогитовой, амфиболитовой и зеленосланцевой фациям метамрфиэма. При этом минеральные ассоциации эклогитовой фации встречаются в основном только во включениях в гранатах и цирконах.

3. Впервые для метаморфических пород установлены мономинеральные кристаллы коэсита в виде включений в цирконах, в том числе в срастании с алмазом. Кварц в таких случаях развивается по переферии, образуя каемки вокруг зерен коэсита.

4. Наряду с особенностями составов минералов относящихся к высокобарическому этапу метаморфизма, в цирконах выявлены минеральные ассоциации, которые отсутствуют в качестве породообразующих минералов. К ним относятся включения магнезита в карбонатных породах и ассоциация гранат + омфацит (до 50% жадеита) + кварц (коэсит) для образца биотитового плагиогнейса не содержащего в качестве породообразующего минерала пироксена.

5. Для большинства образцов установлены широкие вариации составов гранатов, включенных в цирконы, при относительно постоянных составах породообразующих гранатов. Аналогичные вариации отмечаются для 'фенгитов (содержание Si и Ti) и пироксенов (содержание жадеитового компонента).

6. На основании полученных результатов произведена оценка Р-Т параметров высокобарического этапа метаморфизма и показана связь процесса алмазообразования с этим этапом.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Соболев Н.В., Шацкий B.C., Заячковский А.А..М., Вавилов М.А., Шешкель Г.Г. Алмазы в метаморфических породах Северного Казахстана. // Геология метаморфических комплексов: Межвуз. науч. темат. сб., Свердловск, 1989, с.21-35.

Sobolev N.V., Shatsky V.S., Vavilov M.A. Ultra high pressure mineral assemblage of inclusions in garnets, zircons and klinopyroxenes from diamondiferous metamorphic rocks, Northern Kazakhstan, USSR. // EOS, Trans. Amer. Geophys. Union, 1990, vol.71, № 43, p.1707.

Вавилов M.А., Соболев H.В., Шацкий B.C. Слюды алмазосодержащих метаморфических пород Северного Казахстана. // Докл. АНСССР, 1991, т.319, №2, с. 466-470.

Соболев Н.В., Шацкий B.C., Вавилов М.А., Горяйнов С.В. Включение коэсита в цирконе алмазосодержащих гнейсов Кокчетавского массива-первая находкакоэсита в метаморфических породах на территории СССР. // Докл. АНСССР, 1991, т.321, №1, с. 184-188.

Шацкий B.C., Соболев Н.В., Заячковский А.А., Зорин Ю.М., Вавилов М.А., Новое проявление микроалмазов в метаморфических породах как доказательство регионального характера метаморфизма сверхвысоких давлений в Кокчетавском массиве. // Докл. АНСССР, 1991, т.321, №1, с. 189-193.

Sobolev N.V., Shatsky V.S., Vavilov M.A. Inclusions of microdiamonds and coexisting minerals in garnets and zircons from metamorphic rocks of Kokchetav massif, USSR. // VI Meeting of the European Union of Geosciences: TERRA abstracts, 1991, vol.3, №1, p.83.

Sobolev N.V., Shatsky V.S., Vavilov M.A. Inclusions of diamonds, coesite and coexisting minerals in zircons and garnets from metamorphic rocks of Kokchetav massif (Northern Kazakhstan, USSR). // 29th International Geological Congress, abstracts, 1992, vol.2, p.599.

Vavilov M.A. and Shatsky V.S. Ultra high pressure metamorphism of diamondiferous carbonate rocks in the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan) // IV Int. eclogite conf., abstracts supplement №4 to TERRA nova, 1993, vol.5, p.27.

Соболев H.B., Шацкий B.C., Вавилов M.A., Горяйнов С.В. Циркон высокобарических метаморфических пород складчатых областей как уникальный контейнер включений алмаза, коэсита и сосуществующих минералов. // Докл. АНСССР, 1994, т.334, №4, с. 488-492.

Sobolev N.V., Shatsky V.S., Vavilov M.A. Ultrahigh pressure mineral assemblages of diamondiferous metamorphic rocks from Kokchetav massif (Northern Kazakhstan). // 16th General Meeting of Int. Mineral. Ass., abstracts, 1994, p.386.

Sobolev N.V., Shatsky V.S., Vavilov M.A. Significance of zircon from ultra high pressure metamorphic rocks as the best high-strength mineral container. // 1994 Fall Meeting Amer. Geophys. Union, abstract supplement to EOS, 1994, №1, p.743.

Shatsky V.S., Sobolev N.V., Vavilov M.A. Diamond-bearing metamorphic rocks of the Kockchetav massif (Northern Kazakhstan). // Ultrahigh Pressure Metamorphism, edited by R.G.Coleman & X.Wang, Cambridge University Press, 1995, p.427-455.

Shatsky V.S., Sobolev N.V., Jagoutz E., Vavilov M.A.,Yefimova E.S., Kozmenko O.A. Ultrahigh pressure metamorphic environment of microdiamonds. // Sixth International Kimberlite Conference, extended abstracts, 1995, p.512-514.

Shatsky V.S., Sobolev N.V., Dobretsov N.L., Vavilov M.A., Zayatchkovsky A.A., Kozmenko O.A., Jagoutz E. Field guide book to the post-conference field trip to the diamondiferous and high pressure metamorphic rocks of the Kokchetav massif (north Kazakhstan). // Sixth International Kimberlite Conference, 1995, Novosibirsk.