Розподіл Fe2 +/Mg відносини в системі розплав - шпінель - олівін (за опублікованими експериментальними даними); нерівноважності складів олівін - шпінелевих включений як показник можливого твердофазного генезису алмазів.

Г. П. Пономарьов, М. Ю. Пузанков

В результаті обробки великої кількості опублікованих експериментальних даних отримані прості лінійні залежності рівноважного розподілу Fe2/Mg відносини між співіснуючими основним - ультраосновних розплавом і кристалами шпінелі і олівіну для широкого діапазону складів, тисків до 1,5 ГПа, варіює, при температурі. Чисельна оцінка рівноважної розподілу Fe2/Mg відносини дозволяє виділяти природні олівін-шпінелевие парагенезіси магматичного (расплавного) походження і відрізняти їх від олівін-шпінелевих пар, що змінили свої склади при метаморфізмі, або мають метаморфічних генезис.

Така оцінка виявляє нерівноважності з магматичних розплавом шпінелевих і олівінових включень в алмазах Якутській кімберлітовій провінції, що вказує на можливий твердофазних зростання вміщають їх кристалів алмазу в мантійних (?) умовах. У корови умовах твердофазним зростанням мікрокристалів алмазу в час палеоземлетрясеній можна пояснити їх генезис на родовищі Кумди-Коль (Казахстан). Виділено ряд ознак для прогнозу і пошуку аналогічних родовищ в областях розвитку граніто-гнейсових куполів. Зокрема, в Камчатському регіоні подібні рудовияви (родовища?) Можуть існувати в серединній Камчатському масиві (Хангарскій граніто-гнейсовий купол).

В породах базіт-гіпербазітового ряду олівін є типовим породоутворюючий силікатів, а мінерали групи шпінелі - переважаючими акцессоріямі. У генетичних моделях для порід цього ряду часто використовуються числові залежності, що зв'язують складу цих мінералів з умовами їх утворення та подальшими змінами. Дослідження ведуться за трьома напрямками: експеримент в контрольованих умовах; термодинамічної моделювання; аналіз природних олівін - шпінелевих парагенезісов.

В області між Ліквідус і солідуса за експериментальними даними отримані розподілу Fe2 +/Mg відносини в системах розплав - олівін і розплав - шпінель; в субсолідусной - в системі олівін-шпінель шляхом моделювання і залучення даних з природних парагенезісам. У системі розплав - олівін при атмосферному тиску в умовах контрольованих температури і фугітівності кисню калібрувальна залежність для Fe2 +/Mg була отримана П. Редер і Р. Емслі [89]. За опублікованими даними експериментальних досліджень з таким же контролем умов Г. П. Пономарьовим та його співавторами [53] встановлена числова залежність, що зв'язує Fe2 +/Mg ставлення в основному - ультраосновних розплаві і шпінелі. При цьому, завдяки врахуванню впливу вмісту Ti в шпінелі, коефіцієнт кореляції склав 0,98. Розподіл Fe2 +/Mg між олівінів і шпінеллю в субсолідусной -- солідусной області, з урахуванням впливу деяких елементів, було відкалібрувати рядом дослідників як геотермометр [80,87,88,90,92] і запропоновано як геоспідометра [88]. Однак для багатьох базіт-гіпербазітових порід застосування зазначених вище залежностей обмежена впливом неврахованого тиску і помилками методу. Крім того, можна вказати і на те, що при кристалізації, гібрідізме, охолодженні розплавів і наступних перетвореннях метаморфічних порід відбувається зміна складів стекол і расплавних включень у мінералах, а також і самих мінералів. Першочерговим завданням даної роботи було часткове зняття цих обмежень і отримання критерію для відзнаки магматичних (рівноважних та нерівноважних) OL - SP парагенезісов від немагматіческіх. Необхідність і важливість такого критерію для коригування петрологіческіх висновків очевидна. Одна з програм має наслідки, які, зважаючи на їх великого прикладного значення, безперечно, заслуговують на більш докладного розгляду. Встановлена на підставі отриманих в першій частині цієї роботи залежностей, нерівноважності OL-SP включень в кристалах алмазу Якутській кімберлітовій провінції, дозволяє припустити їх загальний твердофазних генезис. Зростання алмазу в твердої середовищі можливий не тільки в мантійних, а й у корови умовах, про що свідчить ряд експериментальних результатів [12,24,82]. Така можливість, мабуть, реалізована в мікрокристалів родовища алмазів Кумди-Коль (Казахстан). Обговорення генетичної моделі зростання таких мікрокристалів та критеріїв пошуку родовищ, подібних родовищу Кумди-Коль, і завершує цю роботу.

Використані експериментальні дані.

З опублікованих робіт були вибрані [77,83,85,91,93,97,98,99,100], задовольняють наступним умовам: експерименти проводилися при атмосферному тиску з контролем температури і фугітівності кисню, наведені повні склади співіснуючих розплавів (скла), шпінель і олівінів. Був сформований масив, що складається з 92 точок багатовимірного простору ознак. Кожна така точка являє собою як би об'єднаний "аналіз" - матрицю, що складається з перелічених на атомні кількості вмісту хімічних елементів у склі, шпінелі і олівін, значень температури і фугітівності.

Методика обробки даних. Включає перерахунки первинних складів стекол, шпінель і олівіну, отриманих зондові методом, і подальшу математичну обробку методом найменших квадратів.

Суміші стекол. У наявних складах стекол змісту FeO і Fe2O3 (якщо таке було, у вигляді вагових% окислів) перераховувалися в FeO (загальне). Потім поділ на FeO і Fe2O3 проводилося за узагальненої формулі, запропонованої в [10]. Після цього розраховувалися атомні кількості елементів: спочатку з урахуванням вмісту кисню ставлення K/O, де:

K = Si + Ti + Al + Cr + Fe3 + + Fe2 + + Mn + Ca + Na + K; O - кисень.

K/O варіювало від 41/59 до 38/62. Потім кількість атомів кисню вичитав, а вмісту елементів знову перераховувалися на 100%.

Суміші шпінель і олівіну. У наявних складах шпінель змісту FeO і Fe2O3 також перераховувалися на FeO (загальне), що його знову поділялося на окисну і закісную форми по стехіометрії, і з урахуванням ульвошпінелевого компонента. Потім, склади шпінель і олівіну перераховувалися на атомні відсотки, зміст кисню вичитаний і залишок катіонів нормувався до 100%.

При подальшій обробці ми виходили з відсутності структурного мотиву в розплавах, статистично безладного розподілу катіонів в кристалах шпінелі між октаедричні і тетраедричних позиціями, і з того, що розподіл Fe і Mg по позиціях M1 і M2 в олівін близько до випадкового. Досліджувалася зв'язок між спільними значеннями Fe2 +/Mg у різних фазах, апроксимувати за методом найменших квадратів [70] лінійної залежністю. За одержуваному рівняння виду y = A + B x; де: x - відоме значення Fe2 +/Mg в даній фазі; y - оцінюється значення Fe2 +/Mg в іншій фазі; A і B - постійні коефіцієнти, обчислювалося значення Fe2 +/Mg в іншій фазі. Сила зв'язку оцінювалася за величиною коефіцієнта кореляції (R). За R оцінювалися також і вплив температури (T), фугітівності кисню (fO2) і активності елементів у розплаві. Стандартна помилка () визначалася за рівняння:

( di)/(n-2)], де di = yi (справжнє) - yi (розрахункове)

Визначалося також і значення абсолютної помилки (). Розподіл стандартної помилки практично у всіх випадках відповідало гаусівських, що дозволило відкинути точки, для яких квадратичне відхилення було> 3 . Їх кількість становила ~ 4-7% від загального числа пікселів. Для залишився масиву процедура розрахунків знову повторювалася; ці результати наведені в тексті. Всі розрахунки проводилися за допомогою програми "FASTVIEW" (автор - Ананьїв В.В.).

яка використовується форма уявлень складів (атомні кількості катіонів) здається більш доцільною у порівнянні з традиційними. У такому вигляді дані точніше відображають як змісту елементів у кожній з фаз, так і відносини змістів елементів між фазами, тому що пропорційні числу атомів, а не їх ваговій або молекулярної часткам, що істотно для легких елементів типу Na та елементів з валентності 2. Ця форма подання складів звична для сприйняття через невеликі відмінностей цифрових значень від окисних вагових відсотків, на відміну від атомних кількостей за участю кисню. Розраховується за валентності кількість кисню є граничним для даної породи або розплаву того ж складу. У силікатних стеклах (розплавах) виділяються 3 різновиди кисню: мостіковий (00), немостіковий (01 -) і вільний (02 -) [9]. Концентрації кожної з цих форм кисню залежать від складу розплаву, його структури, складу флюїда, температури (T) і тиску (P). Концентрація мостікового кисню повинна бути менше граничної через існування поряд зі зв'язком Si-O-Si зв'язку Si-Si "киснева вакансія "[1], хоча не ясно, наскільки велика їхня частка і як вони залежать від перерахованих вище параметрів. Розчинена в розплаві Н2О (на прикладі альбітовой системи), за даними М. Б. Епельбаума [76], впливає на співвідношення мостіковой і немостіковой форм кисню. За розрахунками [43] такі флюідние компоненти, як Н2О і Н2, у процесі дегазації базальтових розплавів збільшують фугітівность кисню, що має, ймовірно, позначатися і на концентрації різних форм кисню в розплаві. F і Cl, постійні учасники магматичного процесу, в розплавах утворюють іонні угруповання з катіонами металів [2,33], тобто виконують роль "вільного" кисню. Ці спостереження дозволяють розглядати розраховується за валентності вміст кисню в передбачуваному розплаві як максимально можливе і без шкоди виключати з даних по складам. Крім того, операція віднімання розрахованого кількості кисню (практично постійна величина: 59-62) і нормування до 100% залишку з подальшим пошуком кореляції між процентними величинами чисельно відповідає [62] нормування на постійну величину, кратну вмісту кисню, і пошуку істинного коефіцієнта кореляції між процентними величинами. У перспективі бажано навчитися розраховувати істинні концентрації трьох форм кисню в розплавах і знати, як пов'язана фугітівность кисню з концентраціями їх у розплаві, і як впливає концентрація кожної з форм кисню в розплаві та фугітівность кисню в цілому на його в'язкість і т.д.

Отримані результати.        

            

Рис.   1     

Для дослідження поведінки Fe2 +/Mg в системі розплав (m) - шпінель (SP) - олівін (OL) був використаний масив, сформований з 92 точок. Відбракувати було 10 точок (по 5 на кожну залежностей: розплав - олівін і розплав - шпінель). Для подальших розрахунків було використано 82 точки, з діапазоном Fe2 +/Mg відносин для розплаву: 0,14-2,02. Були отримані наступні результати:

розплав-шпінель

[Fe2 +/Mg] m = 0,64 [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp + 0,13; R - 0,97; -- 0,078; -- 0,104.

Графічно залежність представлена на мал.1.

розплав-олівін

[Fe2 +/Mg] m = 2,71. [Fe2/Mg] ol + 0,05; R - 0,98; -- 0,73; -- 0,096.

Графічно залежність представлена на мал.1.

Зазвичай для системи розплав-олівін розподіл Fe2 +/Mg представляють у такому вигляді:

КD = [Fe2 +/Mg] ol/[Fe2/Mg] m KD середнє - 0,3508; -- 0,045; -- 0,056;        

            

Рис.   2     

інтервал значень КD: 0,26-0,5. KD [Fe2/Mg] має одну і той же чисельне значення для молекулярних і атомних кількостей змістів елементів.

Чисельні значення коефіцієнта КD за змістом ряду елементів в розплаві: КD-Si (R-0, 8); KD-Na (R-0, 72); KD-K (R-0, 64). Зв'язок між температурою і КD має значення R = 0,38. Невисока (R-0, 4) значення коефіцієнта кореляції має і зв'язок відносини [Fe2 +/Mg] sp/[Fe2 +/Mg] m c температурою. Розрахунок [Fe2/Mg] m по олівін може бути представлений і в такій формі:

[Fe2 +/Mg] m = ([Fe2 +/Mg] ol/0,35). 0,95 + 0,05; R-0, 98; -0,073; -- 0,095.

Графічно залежність представлена на рис. 2.

Олівін - Шпінель в розплаві.        

            

Рис. 3     

[Fe2 +/Mg] ol = 0,23 [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp + 0,04; R-0, 96; -0,036; d -0,048.

Графічно залежність представлена на рис.3

Шпінель - Олівін в розплаві.

[(Fe2 +-Ti) / Mg] sp = 4,06. [Fe2 +/Mg] ol-0, 08; R-0, 96; -0,147; -0,199.

Графічно залежність представлена на рис. 4.        

            

Рис.   4     

Залежність [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp / [Fe2 +/Mg] ol (і навпаки) - Т (температура) має R-0, 52 (інтервал температур: 1100-1500oС). Отримані результати, на досить великий за обсягом (82 точки) вибіркою, що демонструють гарну кореляцію (R-0, 96) Fe2/Mg відносин у OL-SP (або SP-OL) асоціаціях, що знаходяться в рівновазі з розплавом при атмосферному тиску.

Кожна з залежностей (m-SP; m-OL) може бути представлена в більш точному вигляді, отриманими за більш об'ємним вибірках з урахуванням Р і Т. Це дає уточнені залежності у розподілі Fe2 +/Mg для асоціації OL-SP (або SP-OL) співіснують з розплавом.

розплав (m) - шпінель (SP). Використовуються два варіанти рівняння: "рівноважний" - 126 точок (1); "нерівноважної" - 208 точок (2) [55]. Для поділу на "рівноважні" і "нерівноважні" склади фаз були використані наступні характеристики умов дослідів при атмосферному тиску: температура і тривалість експерименту [2].

[Fe2 +/Mg] m = 0,75 [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp + 0,04 R - 0,98; -0,034; - 0,044. (1)

[Fe2 +/Mg] m = 0,65 [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp + 0,1 R - 0,98; -0,05; -- 0,065. (2)

Відмінності в коефіцієнтах рівнянь (1) і (2) пов'язані з впливом залозистого розплаву і "нерівноважності" на входження Fe2 + та Ti в шпінель при її кристалізації [55]. У інтервалі значень 1 атм. - 1,5 ГПа вплив тиску непомітно [55]. Для розподілу [(Fe2 + - Ti)/Mg] sp/[Fe2 +/Mg] m ~ T o C в інтервалі 1100-1500o C R = 0,2, що свідчить про практичну відсутність залежності цього відносини від температури [55].

розплав-олівін. За результатами обробки наявної в нашому розпорядженні вибірки (82 точки, P = 1 атм), можна стверджувати наступне: [Fe2 +/Mg] ol/[Fe2/Mg] m відношення (КD) лежить в інтервалі значень: 0,26-0,5; середнє: 0,35; -0,045; -0,056. Залежність цього КD від температури практично відсутня (R-0, 38). Разом з тим існують досить сильні кореляційні зв'язки цього відносини з низкою елементів у розплаві: Si-КD (0,8); Na-КD (0,7); K-КD (0,6).

Щодо істинного значення КD і його залежності від складу розплаву, Т, Р поки що єдиної думки немає. У роботах [78,89,96] наводяться значення КD: 0,3-0,33 + 0,03. Значення КD слабко залежать від температури і тиску. За даними [81,95], значення КD лежать в інтервалі 0,25-0,38, і залежать від концентрації SiO2 в розплаві і тиску. Залежність КD від тиску (до значень Р ~ З ГПа) можна практично не враховувати [95]. За даними [101] в інтервалі тисків 105 ПА до 1,5 ГПа значення КD збільшується на 0,03 щодо 0,3 (при 105 ПА), тобто знаходиться в межах помилки.

На підставі наведених вище даних можна стверджувати, що в системі основний (ультраосновних) розплав - шпінель - олівін розподіл Fe2 +/Mg між цими фазами практично не залежить від температури і тиску до 1,5 ГПа. Знаючи закон розподілу Fe2 +/Mg відносини для OL-SP (SP-OL) асоціації, що знаходиться в рівновазі з розплавом, можна розрізняти цю асоціацію магматичного генезису від метаморфічного.

Більше точні значення коефіцієнтів у рівняннях, що зв'язують Fe2 +/Mg в OL-SP (SP-OL) парах, кристалізувалися з магматичного розплаву, можна отримати, об'єднавши наведені вище результати. Для олівіну використані два значення КD: 0,3 і 0,33, тому що нормування по SiO2 поки не проведено. Для шпінель використовуються рівняння (1) і (2), "нерівноважної" рівняння (2) доцільно використовувати для випадку передбачуваних високожелезістих розплавів з Fe2 +/Mg> 1,4. У підсумку, для кожного з випадків і OL-SP (розрахунок складу олівіну по шпінелі) і SP-OL (розрахунок складу шпінелі по олівін) отримано по 4 представлених нижче рівняння:

OL-SP        

[Fe2 +/Mg] ol   = 0,25. [(Fe2-Ti)/Mg] sp + 0,01   

[Fe2 +/Mg] ol   = 0,23. [(Fe2-Ti)/Mg] sp + 0,01         

KD-0, 3 "рівноважні" (3)   

КD -0,33 (4)             

[Fe2 +/Mg] ol   = 0,22. [(Fe2-Ti)/Mg] sp + 0,03   

[Fe2 +/Mg] ol   = 0,2. [(Fe2-Ti)/Mg] sp + 0,03         

КD -0,3 "нерівноважні" (5)   

КD -0,33 (6)             

<   0,036; <   0,048              

SP-OL        

[(Fe2-Ti)/Mg] sp = 4   . [Fe2 +/Mg] ol -0,05   

KD-0, 3 "рівноважні" (7)         

[(Fe2-Ti)/Mg] sp = 4,4.   [Fe2 +/Mg] ol -0,05   

КD -0,33 (8)             

[(Fe2-Ti)/Mg] sp   = 4,6. [Fe2 +/Mg] ol -0,15   

[(Fe2-Ti)/Mg] sp   = 5,1. [Fe2 +/Mg] ol -0,15         

КD -0,3 "нерівноважні" (9)   

КD -0,33 (10)             

<   0,147; <   0,199              

Обговорення результатів.

Отримані у вигляді 8 рівнянь цифрові залежності дозволяють розраховувати Fe2 +/Mg ставлення в олівін по "рівноважної" зі складом даного кристала шпінелі, або, навпаки, за відомим складу олівіну - (Fe2-Ti)/Mg в шпінелі. Розрахунки за рівнянь для випадків КD = 0,3 і КD = 0,33 в кожній з 4 пар дають відмінності менше стандартного відхилення. Рівняння (5,6,9,10) - умовно "нерівноважні" доцільно використовувати для випадку освіти OL-SP пар з високожелезістих розплавів з Fe2 +/Mg> 1,4, а також для кристалів основної маси ефузивних породах, що еволюціонували по феннеровскому шляху. До всіх рівнянь наводяться чисельні значення абсолютної помилки () і стандартного відхилення (), що дозволяє з певною часткою ймовірності ( - 70%, 2 - 95% [70]) судити про расплавном, чи іншому генезі складів OL-SP пар в породі.

Вплив тиску до 1,5 ГПа, температури (1100-1500oC) на розподіл Fe2 +/Mg відносини в системах розплав - шпінель і розплав - олівін не позначаються на чисельних значеннях коефіцієнтів у рівняннях [55]. Відповідно і в рівняння, що зв'язують олівін - шпінелевие пари, "рівноважні" з основним-ультраосновних розплавом. T і P, у вказаних інтервалах, не впливають на розподіл Fe2 +/Mg відносини.

Всі наведені вище рівняння можуть бути використані для кристалів шпінелі, що містять менше 6% вагу. TiO2 і менш 50% вагу. Al2O3 [55]. У високоглиноземисті шпінелі (Al2O3 більше 50% вагу.) магній з розплаву входить більш охоче в порівнянні з високохромистого дивовижними речами. Це позначається на числових значеннях рівнянь розподілу Fe2 +/Mg. Для випадку розплав - високоглиноземисті шпінель до теперішнього часу вдалося отримати тільки оціночні значення коефіцієнтів [55].

Розбалансування Fe2 +/Mg відносини в системі OL-SP (SP-OL) щодо рівноважного з розплавом (тобто не відповідає одному або декільком рівнянь) відбувається на всіх етапах становлення магматичної породи: охолодження, нагрів, метаморфізм. Причому це неузгодженість може бути зафіксовано чисельно шляхом обліку величини, і чітко проявляється через різного характеру поведінки Fe2 + і Mg в олівін і шпінелі при нагріванні, охолодженні. Це було виявлено експериментально [84] і підтверджене на природних об'єктах [87]. В роботі [55] розглянуті різні варіанти цього явища і показано, що воно, ймовірно, фіксується і при метаморфічних процесах.

Виявлені цифрові залежності отримані за експериментальними даними, для яких поняття одночасність освіти і рівноважної складів OL-SP пар в розплаві однозначно пов'язані в переважній більшості випадків, існування ж відхилень може служити ознакою некондиційність експериментальних результатів [55]. Інакше на природних об'єктах. У гірській породі одночасність або різночасності утворення кристалів шпінелі і олівіну може бути встановлено за їх структурним взаєминам. Якщо ж характер зрощення встановити не вдається, то питання залишається відкритим. Рівноважною ж або нерівноважності, з урахуванням зональності, мозаїчності і т.д. в складах кристалів може бути впевнено зафіксована за допомогою отриманих рівнянь. Ця оцінка, співвідношення із структурними особливостями породи, може бути дуже корисною, і дати генетичну інформацію.

Додаток отриманих результатів.

Для демонстрації можливостей застосування отриманих цифрових залежностей, зв'язують Fe2 +/Mg в OL-SP (SP-OL) парах, рівноважних з ультраосновних - основним розплавом, були використані дані по складам OL-SP природних асоціацій і що їх містять порід [56]. Були розглянуті досить відомі за літературними джерелами геологічні об'єкти з двох фаціальних груп, що включають еффузівние освіти (лавові потоки різного віку, складу, з різних геолого-структурних обстановок) і інтрузивні тіла (гіпербазіти сучасної океанічної кори і офіолітових комплексів, розшарованих інтрузивні комплекси і т.д.). Для ефузивних породах, що мають кайнотіпний зовнішність, рівноважної вкрапленніков олівіну з включеними в них кристалами шпінелі явище характерне, тоді як у палеотіпних різниця, наприклад, в докембрійських коматіітах, склади розбалансовані. Нерівноважності OL - SP асоціації c розплавом може виникати і при гібрідізме, прикладом, мабуть, можуть служити переуравновешенние шпінелі в імовірно плейстоценову пікрітобазальтах Авачинська вулкана [53]. Для інтрузивні порід базіт-гіпербазітового ряду склади подібних OL-SP пар, як правило, перенорміровани щодо рівноважних з розплавом. Використання різних мінеральних рівноваг, отградуірованних як геотермометри в солідусной області, для інтрузивні порід цього ряду дає великий розкид чисельних значень в різних мінеральних парах, і, ймовірно, фіксує температури закінчення обмінних реакцій [4,72]. Це свідчить про метаморфічних перетвореннях більшої частини мінералів, що складають інтрузивні тіла, хоча в деяких випадках, завдяки мозаїчній рівноваги, можуть зберігатися OL-SP пари, не позбавлені первинних ознак кумулятивного або рестітового походження [56]. Fe2/Mg відносини в Ol - Sp парах, включених до платиноїди з ряду ультраосновних масивів, свідчать про можливість формування вміщають платиноїдів як у ліквідусной, так і в солідусной температурних областях становлення порід [56,57]. Розподіл Fe2/Mg відносини (чи змісту магнію) і хрому в шпінель з платіносодержащіх ультраосновних масивів може допомогти як у виявленні найбільш перспективних з них, так і окремих блоків в кожному масиві [53,54]. Це підтверджується недавніми ревізійними дослідженнями платіноносних Дуніт Нижньо-Тагильский масиву [15]. Дуже цікавим об'єктом для програми отриманих залежностей є олівін-шпінелевая асоціація з включень у кристалах алмазів. Ймовірно найбільш глибинною (3-7 ГПа), що відповідає "законсервованим" умовами верхній мантії, можна вважати перідотітовую асоціацію. За даними [27] в алмазах з 4-х трубок Якутській кімберлітовій провінції ця асоціація зустрічається в 4-10% кристалів, тоді як самостійні олівін і шпінель зустрінуті відповідно в 40-60% і 26-44% кристалів. Ми зробили спробу оцінити рівноважної цієї асоціації з розплавом. Для цього використовувалися рівняння (3,4) у двох варіантах. У першому випадку поправка на вплив тиску [96,101] враховувалася тільки для олівіну, у другому - вводилася поправка і для шпінелі, рівна поправці для олівіну (тому що даних по шпінелі немає). В якості первинних даних були використані склади шпінель і олівінів з алмазів Якутській кімберлітовій провінції. Ми знайшли в літературі ~ 100 опублікованих аналізів шпінель з алмазів цієї провінції. Звичайно це хроміти, що містять в середньому ~ 11-15% MgO. Розрахунки були виконані для 2-х парних аналізів SP-OL. В якості перші пари було обрано зрощення найбільш магнезіальній шпінелі (14,9% MgO) з олівінів (MgO 52,2%) [68]. В якості другої пари були взяті найбільш магнезіальних шпінель (16,4% MgO) [66] і високомагнезіальний олівін (52,8% вага MgO) [68] серед опублікованих складів шпінелі і олівіну з алмазів цієї провінції. Обидва варіанти розрахунків показали, що ці пари не є рівноважним з розплавом, причому зі збільшенням тиску розбіжність розрахункового і реального Fe2 +/Mg для олівіну збільшується. Ці розрахунки до певною мірою умовні (невідома реальна чисельна поправка для шпінелі), але дозволяють з певною часткою обережності приєднатися до точки зору [21], що алмаз не кристалізується в магматичних розплаві. На користь цієї гіпотези свідчать дані про знахідки в зразках алмазоносних еклогітов лінзовідних полікристалічних зростків алмазів, які нагадують друзи [57]. За думку [72], це свідчить про флюідном перенесення вуглецю в мантії і перевідкладеного у формі алмазу, що укладається в рамки уявлень про немагматіческом генезис.

Найбільш магнезіальних (MgO - 26,8% вагу.) шпінелі з кімберлітів, ймовірно, можна вважати власне шпінелі (Al2O3 - 66,8% вагу.) з алькремітов трубки "Вдала" [58]. Судячи з даних огляду [46], для високоглиноземисті шпінель мантійних порід типові більш високий вміст MgO щодо хромисті різниць шпінелі в мантійних породах. Це співпадає з виявленою нами тенденцією більш охоче входження магнію (щодо хромисті різниць) в склад високоглиноземисті шпінелі при зростанні її або рівновазі з розплавом. Але це не виключає утворення подібного роду шпінель в солідусних умовах.

Забігаючи вперед, звернемо увагу ще на одну умову, можливо необхідне для зростання кімберлітових алмазів у твердій середовищі. Нижче наводяться дані по некімберлітовим алмазам, які дозволяють припустити, що, за певних умовах причиною твердофазного переходу графіт - алмаз можуть бути зсувне деформації. Геологічна історія площ розвитку кімберлітового вулканізму на Сибірської платформі свідчить про його генетичного зв'язку з конвективними течіями у верхній мантії [47]. Можна припустити, що власне переміщення відбуваються вздовж обмежених (10-100 км) латеральних і вертикальних зон, для яких характерні максимальні градієнти швидкостей руху і найбільші зсувне деформації. Багато глибинні (мантійні) ксеноліти перідотітовой і еклогітовой серій в кімберлітах як в цілому по світу, так і на Сибірської платформі, несуть виразні сліди твердофазних деформацій. Вони відображені НЕ тільки в мінералах, включаючи алмази, а й виражені в структурних особливостях порід, що складають ксеноліти [21,69]. Можна припустити, залишаючи осторонь походження графіту, що перетворення його в алмаз відбувається під дією рухів в таких локальних зонах, можна припустити і те, що до певної величини зсувних деформацій ріст кристалів алмазу пригнічений, тому не всі ксеноліти і кімберліту алмазоносних. Крім того, сліди зсувних деформацій можуть затушовувати подальшими перетвореннями породи в мантійних умовах.

Можливість росту кристалів алмазу в твердофазної середовищі та P, T умови такого зростання становлять значний інтерес у зв'язку з знахідками алмазів у некімберлітових породах [30]. Для алмазів з кімберлітів їх високобаріческій генезис (> 3 ГПа) практично не викликає суперечок, і розбіжності в більшості своїй відносяться до середовища росту алмазу (розплав, твердофазних середу або їх суміш) і до середовищі харчування для росту кристалів алмазу (розплав, флюїд). Для алмазів з некімберлітових порід (альпінотіпние гіпербазіти, високобаріческіе ультрамафіти і метаморфіди) основні розбіжності стосуються значень тиску при утворенні алмазів у цих породах. Для ряду масивів альпінотіпних гіпербазітов [28,30] наводяться значення тиску їх освіти ~ 6,5 ГПа, оцінені по складам ортопіроксенов з цих масивів. Накопичилося достатню кількість даних, свідчать про те, що склади мінералів у цих масивах зазнали суттєві зміни у процесі становлення цих масивів. Тому умови, оцінювані зі складів цих мінералів, можуть бути неідентичних умов раннього генезису цих порід. Крім того, Коесит, магнезіальний гранат (показники високобаріческого генезису) не типові для альпінотіпних гіпербазітов. Для високобаріческіх ультрамафітов, характерних для "кореневих зон" складчастих поясів зі складною тектонікою та інтенсивним метаморфізму [39], варіації значень тиску в процесі формування масивів можуть відповідати як умов для росту кристалів алмазу, так і їх графітизації. У гранатових клінопіроксенітах плутону Бені-Бушера (Марокко) знайдені параморфози графіту з алмазу, що становлять місцями до 15% обсягу породи [65]. Причому всередині подібних високобаріческіх масивів, на прикладі масиву Ronda (Іспанія) [86], можна на відстані 1,5 км спостерігати зміну шпінель-гранатових перідотітов на плагіоклазовие. Це дає підставу вважати перспективними на алмазоносності з глибиною виходи на денну поверхню і плагіоклазових різниць перідотітов з кореневих зон складчастих областей.

Найбільш суперечливі генетичні побудови (мантійних або корову освіта) викликали знахідки алмазів у метаморфічних комплексах, прикладом яких можуть служити родовище Кумди-Коль і ділянка Барчінскій, що знаходяться на північному схилі Зерендінского гранітогнейсового купола в Кокчетавская серединному масиві (Казахстан) [17,20,23,34,42,45,51,64]. Не вдаючись у всю аргументацію на користь можливості росту кристалів алмазу в твердофазної середовищі в земній корі, ми хочемо звернути увагу на деякі факти на користь такого генезису, що дозволяють припустити, що утворення кристалів алмазу могло відбуватися в моменти тектонічних подій - палеоземлетрясеній, в їх гіпоцентральной частини (вогнищевою області). На цьому родовищі алмазоносності приурочена до вузької, шириною від 45 до 250 м лінійної зоні, всередині якої найбільші концентрації алмазів спостерігаються в тектонічних зонах потужністю від 5 до 20 м, представлених графітизованих високотемпературними метасоматітамі з бластокластіческімі структурами, що утворилися по гнейсами, кальціфірам і еклогітам [23,52]. Діаманти дрібні, представлені як окремими кристалами, так і їх зростки, розміром 1-400 мкм, дрібні кристали (1-30 мкм) в більшості своєму включені в кристали гранату і, меншою мірою, у зерна піроксену, амфібол, буттям, польовогошпату і в явно вторинні мінерали [22]. Описано знахідки алмазів (15-100 мкм) в гранатах з разгнейсованной оболонки гранітного блоку розміром ~ 1,5 м в двуслюдяних гнейсах [18]. До числа особливостей кристалів алмазу можна віднести їх неоднорідність, наявність або відсутність графітової сорочки навколо кристалів алмазу в одному зразку або в одному кристалі граната [74]. Р-Т умови багатоетапного формування та існування породоутворюючий піроксен-гранат-плагіоклаз-кварцовою асоціації лежать в наступних межах: тиск ~ 0,8-2,1 ГПа, температура ~ 600-1060оС [51]. Умови формування мінералів-включень (алмаз, Коесит, Стено, Кіану, рутил і т.д.) в гранатах і циркону з високотемпературних метасоматітов, складених вищевказаної мінеральної асоціацією, оцінюються як перевищують 4 ГПА і 850оС [51].

Знахідки коесіта [67] не є безперечним аргументом на користь мантійних генезису мінералів-включень. В експериментах [82] в умовах одновимірного стиснення при тисках 0,5-2 ГПа, температурах 450-900оС і швидкостях деформацій 10-4сек-1 відбувався метастабільних зростання коесіта. Подібні швидкості відносяться до розряду дуже швидких геологічесікх деформацій [35] і характерні для локальних рухів (ділянки <10 км) безпосередньо перед землетрусом в його епіцентральной зоні [48] в таких високоподвіжних областях, як Камчатка, Японія, Американські Кордильєри, віднесених до зон з 8-10-бальними землетрусами [19]. Розриви суцільності для більшості порід земної кори відбуваються при деформаціях, що мають чисельну величину n. (10-4 - 10-5) [61]. Граничне значення напруги, що викликає різні види руйнувань в гірських породах (сколювання, відрив і т.д.), 2,1 ГПа.

Ці результати і припущення говорять про подібність і риси подібності родовища Кумди-Коль і "Зони головного розлому" за умовами освіти і Відповідно цих умов рамкам метастабільного зростання коесіта. Великі розломи, фрагменти яких, ймовірно, родовище Кумди-Коль і "Зона головного розлому ", є сейсмічними зонами, генерувати свого часу землетрусу [32]. Це дозволяє припустити можливість утворення коесіта при формуванні гранітогнейсових комплексів - в приурочених до них вогнищевим областям корови палеоземлетрясеній (в низах кори, на глибинах 20 - 30 км) при деформаціях> 10-5, як безпосередньо перед палеоземлетрясеніем, так і в його період. Всі ці дані дозволяють очікувати знахідок мікрокристалів коесіта в області зчленування Кольського і Біломорсько геоблоці, а також в аналогічних геологічних ситуаціях в інших регіонах.

Прикладом можуть служити знахідки коесіта [94] в західному регіоні гнейсовом Норвегії, але умови освіти вимагають уточнення. Якщо припустити, що при землетрусах в осередкових зонах можуть виникати такі явища, як плавлення і сверхдавленіе [32,40], то не виключені знахідки коесіта і в епіцентральних частинах сучасних сильних землетрусів. Найбільші змісту алмазів і графіту на родовищі Кумди-Коль приурочені до вузьких лінійним зон розвитку бластомілонітов (метасоматітов), які поділяються ділянками слабодіслоцірованних гнейсів, гранітів тощо, в яких вмісту графіту в десятки разів менше, а алмази не виявлені, або їх змісту незначні [42,52]. З найбільш багатими алмазами (до 2000 карат на тонну) карбонатносілікатнимі метасоматітамі асоціюються і найбільш багаті кальцієм гранати (Grs 60Prp7Alm33) [51]. Це дозволяє припускати, що алмазообразованіе в тектонічної зоні приурочене до областей максимальних деформацій, в яких фіксуються і максимальні значення тиску по мінералогічним геобарометрам. Відсутність приуроченості алмазів до еклогітам і ще р.