Щелочной и кимберлитовый метасоматоз в истории Земли

УДК 553.22:552.323.6 © В.И.Пузанов, 2017

| Щелочной и кимберлитовый метасоматоз в истории Земли

В.И.ПУЗАНОВ

Сделан вывод о том, что мантия всегда однородная и примитивная, не хондритовая и не де-плетированная. Результат плавления мантии - толеитовые базальты. Плавление сопровождается мантийным флюидом. Основание компонента KO запускает щелочной процесс, в результате которого проявляются кислотно-основные свойства флюида с образованием гра-нитоидов, в том числе и щелочных пород. Кимберлиты образуются в карбонатной среде в результате скарнового процесса под влиянием раскалённого расплава базальтов и сопутствующего мантийного флюида.

Ключевые слова: плавление мантии, изотопные отношения, мантийный флюид, происхождение щелочных пород, образование кимберлитов.

Пузанов Владимир Иванович geopvi@gmail.com

| Alkaline and kimberlite metasomatism in the Earth history

V.I.PUZANOV

It is concluded that the mantle is always homogenous and primitive, non-chondrite and non-depleted. Mantle melting results in tholeiitic basalt formation. Melting is accompanied by a mantle fluid. K2O component base generates alkalinization, a process demonstrating acid-basic fluid properties and forming granitoids including alkaline rocks. Kimberlites are formed in carbonate environment as a result of skarning influenced by incandescent basalt melt and associated mantle fluid. Key words: mantle melting, isotope ratios, mantle fluid, the origin of alkaline rocks, kimberlite formation.

Большинство исследователей считают, что одно из важнейших фундаментальных свойств мантии, определившее характер и эволюцию магматизма и металлогении в течении геологического времени - вещественная гетерогенность мантии Земли. В доказательство этому приводят наличие различных магматических провинций, которые образовались якобы за счёт частичного плавления мантии и мантийного метасоматоза, такие, как щелочного и карбонатитового магматизма [6, 22]. Считается, что частичное плавление мантийного субстрата сопровождается подвижными расплавами-флюидами, активно реагирующими с мантийной матрицей. «В результате мантийной миграции этих флюидов возникают обогащенные резервуары - источник щелочного и карбонатитового магматизма, а также редкометал-льных месторождений» [6, с. 60].

Исходя из сказанного, в ходе плавления мантия должна была со временем терять лёгкие компоненты ^Ю2, К20, А1203, СаО) и превращаться в деплетированный субстрат, из которого в настоящее время должны выплавляться только высокомагнезиальные, обеднённые редкими элементами, расплавы. Но этого не происходит. Напротив, увеличивается количество щелочных и карбонатитовых пород (рис. 1). Изливали в архейское

время вулканы толеитовую магму и изливают её по настоящее время. Никакой дифференциации и частичного плавления в мантии нет. В своё время ещё Т.Ф.Барт, изучая непрерывное излияние базальтовых, в основном толеитовых, магм Гавайских островов и критикуя кристаллизационную дифференциацию Н.Боуэна, восклицает: «И что же!» [25, с. 205]. Никакой дифференциации Т.Ф.Барт не увидел. Изливали гавайские вулканы толе-итовую магму миллионы лет назад, изливают её и сейчас. Приводя расчёты с балансом натрия в осадочных породах и океане, Т.Ф.Барт приходит к выводу, что любая кристаллическая порода несколько раз прошла через осадочный цикл. Осадочная дифференциация даёт гораздо более контрастные результаты, а «плавильный котёл» ведёт скорее к гомогенизации вещества, чем его дифференциации. «Таким образом, я закончу, - говорит Барт, - высказыванием, заключающим, как я полагаю, истину, которая консервативными геологами будет названа парадоксом: возникновение изверженных пород обусловлено осадочными процессами» [25, с. 205]. И это так, все изверженные породы, кроме толеитовых базальтов, имеют связь с осадочными процессами. Только осадочная дифференциация вещества способна разделить изверженные породы на отдельные состав-

Рис. 1. Распределение интенсивности карбонатитового магматизма в истории Земли [6]

ляющие компоненты и элементы, столь необходимые для образования полезных ископаемых. Только осадочные бассейны, в которых создаются определённые геохимические условия накопления и разделения пород на составляющие минералы и элементы, способны создавать минерагенические провинции. Только сложные процессы осадочной, метаморфической и метасомати-ческой перегруппировки вещества этих осадочных бассейнов могут создать так называемые «магматические провинции».

И.Д.Рябчиков [22], Л.Н.Когарко [6] и многие другие считают, что петрохимический состав мантии отвечает петрохимическому составу так называемых мантийных ксенолитов и щелочных окисленных расплавов, которые выносятся вулканами таких островов, как Триндади (Бразилия), Фернандо ди Норонья (Бразилия), Монтана Клара (Канары), Буве, Гавайские, Галапагос и др. Все эти острова в основании имеют фрагменты и даже целые блоки континентальной коры, глубоко опущенные в мантию, а вулканические постройки нарастили фрагменты этой коры с выходом на поверхность океанов [17, 18]. Ксенолиты этих островов, по составу отвечающие перидотитам, гранатовым перидотитам, пироксенитам, эклогитам, карбонатитам, а также их аналогам - амфибол- и флогопитсодержащим породам, являются фрагментами этой континентальной коры или результатом взаимодействия флюидов и толеитовой магмы с породами основания коры.

В связи со сказанным большое значение имеют экспериментальные исследования в области глубинного петрогенезиса, проведённые в 1976 г. коллективом авторов института физики Земли (В.А.Ермаковым и др.) [28]. В опытах были подвергнуты плавлению амфиболовое габбро, полевошпатовый амфиболит и гиперстен-амфиболовый сланец (гранулит), представ-

ляющие наиболее широко распространённые включения в андезитах вулкана Безымянный из Ключевской группы вулканов на Камчатке. По химическому составу амфиболовое габбро и полевошпатовый амфиболит отвечают толеитовым базальтам, а гранулит - оливи-новым базальтам. В опытах использовалась аппаратура высокого давления и метод закалки. В ходе работ были изучены составы стёкол, образовавшихся при различной степени плавления, и особенности процесса плавления пород (соотношения температур солидуса и ликвидуса, характер появления жидкости, изменение в составе кристаллических фаз, структурные изменения и др.). Здесь необходимо отметить, что все опыты проходили в закрытой системе с повышением температуры от 900° до 1250°С и давления от 250 до 3000 МПа.

Прежде всего, следует обратить внимание на то, что ещё до начала плавления при температуре меньше 900° от породы отделяется высококонцентрированный флюид в основном в составе воды, кремния и калия и, по-видимому, небольшого количества алюминия (Н2О+SiO2+K2O+Аl2O3). Флюид развивается в виде плёнок по трещинкам и в интерстициях между зёрнами в породе, затем переходит в расплав, затвердевая в стёклах. «Обращает на себя внимание тот факт, что состав включений стекла вблизи солидуса оказывается тождественен составу стекла из зоны ликвидуса. Это свидетельствует о высокой скорости установления равновесного состояния (под действием флюидов), приводящего к выравниванию концентраций таких составляющих, как Fe, Mg, К и т.п., при развивающемся плавлении» [28, с. 16-26], замечают авторы. Натрий до плавления и в начале плавления, когда температура ещё низкая, в раствор-расплав не поступает. Инертность № обусловлена фиксацией этого элемента в кристаллической решётке плагиоклаза. В противоположность

натрию, калий и часть кремния свободно мигрируют в флюид, а затем в расплав, не будучи связаны с образованием какой-нибудь кристаллической фазы.

При развивающемся плавлении Fe и Mg, поступающие в раствор-расплав, образуют парагенезисы с пироксеном (Рх), клинопироксеном (Срх), ортопи-роксеном (Орх), оливином (01) и магнетитом (М£): Срх+Орх+М^ Px+O1+Mt или 01+Рх. Изучение состава стёкол показывает, что из амфиболитовой и гранулито-вой коры исследованные породы могут образовывать расплавы варьирующего состава от базальтов до андезитов, возможно, до дацитов. Базальты образуются при высоких степенях плавления (50-75%). Андезиты и андезито-базальты образуются в широком температурном интервале при различных степенях плавления. В расплавах базальтового и андезитобазальтового состава, полученного из амфиболового габбро и полевошпатового амфиболита, образуются нодули или рести-ты троктолита или алливалита (плагиоклаз+оливин), причём оливин начинает ассоциировать с плёнками стекла, что, по-видимому, связано с появлением оливина в мантийных толеитовых базальтах. В гранулите преобразование амфибола предшествует плавлению, при этом образуется ассоциация типа перидотитов или лерцолитов с бластовыми структурами минеральных выделений. При плавлении полевошпатовых амфиболитов в условиях повышения температуры и давления вблизи солидуса и ликвидуса по плагиоклазу развивается гранат и пироксен.

Авторы считают, что в преобразовании расплава большую роль играет флюид и миграция летучих, приводящих к изменению химического состава и Р-Т условий существования магмы. Поэтому в «колонне магмы» вулкана Безымянный, имеющего состав от базальта до андезита, «...происходит миграция летучих в её верхнюю часть, приводящая к изменению здесь химического состава и Р-Т условий существования магмы. Здесь может происходить формирование насыщенной флюидами магмы, весьма агрессивной по отношению к внешней среде» [ 28, с. 57]. Таким образом, авторы показали, что путём плавления субстрата коры и взаимодействия флюидов с расплавом и корой возможно образование выплавок ультрабазитов и известково-щелочной серии магм.

Экспериментальные работы по плавлению основных пород проводились в закрытой системе, где создавались условия повышающихся в течение опыта температуры и давления. Исходный флюид уходил в расплав. В природных условиях система открыта. Мантия плавится с понижением давления и температуры, которые никогда не превысят давление и температуру точки начала плавления. Поэтому флюид, отделяясь от мантии, следует вверх и взаимодействует с расплавом и боковыми породами коры.

Основу всех излившихся вулканических пород составляют базальты. До 90% всех базальтов вулканичес-

ких построек континентальных плато, океанических островов, глубоководных впадин и СОХ, основных поставщиков мантийного вещества - толеитовые базальты. Толеитовые базальты всех геодинамических обстановок относительно однородные и не имеют значимых различий по петрохимическому составу и элементным и изотопным соотношениям. Состав толеитовых базальтов также не зависит от времени и глубины очагов излияния. Всё это предполагает однородный состав мантии.

Мантия участвует в образовании коры. Данные сейсмотомографии и масс-балансовые расчёты показывают, что в образовании коры должна участвовать вся мантия, отвечающая однородному не хондритово-му и не деплетированному резервуару примитивной мантии с современными изотопными отношениями Sm/Nd=0,350 и Ем=+9. Такой вывод вытекает из работы Ю.А.Костицына [10].

Этим параметрам и отвечают толеитовые базальты, составляющие основу петрохимического состава всегда однородной и примитивной мантии без значимых признаков мантийной дифференциации. Все другие вариации элементных и изотопных отношений, а также вариации петрохимических составов всех других вулканических пород связаны с флюидно-коровыми процессами, как это следует из экспериментальных работ [28].

Анализ рисунка из работы Ю.А.Костицына [10] показал, что точки, относящиеся к толеитовым базальтам разных по времени и глубине очагов излияния, занимают самое верхнее устойчивое положение на графике. Также видно, что точки всех разновременных базальтов располагаются по дуге. Это, по-видимому, связано с одновременным влиянием векторов мантийного флюида и коры, распределивших точки по кругу. Сначала большее влияние оказывает вектор мантийного флюида. Он группирует точки, по изотопным отношениям отвечающие щелочным базальтам и базальтам Н1Ми. Затем всё большее влияние на изотопное отношение оказывает океаническая кора, группируя точки щелочных базальтов, занимающих более обширное поле, приближаясь к океанической коре, которая, в свою очередь, приближается к среднему значению континентальной коры и, таким образом, образуется полукруг группирующихся точек. Следовательно, от толеитовых базальтов под влиянием мантийного флюида и коры возникают различные по времени и глубине очагов излияния, различные по изотопным отношениям, разности базальтов. Такое постепенное уменьшение роли мантийного флюида и увеличение роли коры можно, по-видимому, объяснить только плавлением мантии в виде толеитовых базальтов, определивших состав всегда примитивной мантии с современным изотопным отношением Sm/Nd=0,350 и Е =+9. Из всего

' ш

этого следует, что магматической и метасоматической дифференциации и частичного плавления в мантии не существует. Мантия плавится одноактно целиком и полностью. Продукт плавления - толеитовый базальт.

Плавление мантии и извержение толеитовых базальтов сопровождается высвобождением из мантии того самого флюида - H2O+SiO2+K2O+Al2O3, который в экспериментах по плавлению коры в закрытой системе, отделяясь от породы, переходит в расплав и затвердевает в стёклах [28]. Впервые представление о глубинных флюидных потоках, «колонах фильтрации» восходящих растворов, предложил французский геолог П.Термье в 1910 г. Затем эти представления о глубинных (подкоровых) флюидных потоках последовательно развиваются в трудах Д.С.Коржинского [7-9], позднее в работах А.А.Маракушева [13, 16] и И.А. Зотова [5]. Д.С.Коржинским эти растворы, несущие Н20, К20, №20 и другие подвижные компоненты, названы «сквозьмагматическими» или «трансмагматическими», которые следуют из более низких горизонтов, диффундируя через гранитную магму. Происхождение таких растворов связывается с общими проблематичными процессами глубинной дегазации Земли. В настоящей работе рассматривается мантийный флюид, который отделяется от мантии в результате её плавления.

В открытой системе, отделяясь от мантии, флюид сразу же переходит в гомогенно-газовое состояние. Все компоненты флюида находятся в диссоциированном или частично диссоциированом состоянии. Двуокись кремния (кремневый ангидрид) присутствует во флюиде в виде ортокремневой (Ы^Ю4) или метакремне-вой (Ы^Ю3) кислоты, которая диссоциируют на ионы Н++Н^Ю4" или Н++ЖЮ3-. Окись алюминия присутствует в виде гидрата окиси алюминия (А1(ОН)3) или алюминиевой кислоты (Н3АЮ3). Гидрат окиси алюминия является амфотерным и может действовать или как слабое основание, или как слабая кислота и поэтому как гидрат окиси диссоциирует на ионы А1++++3НО-, а как кислота - на ионы Н++Н2АЮ3-. Окись калия в флюиде сразу переходит в гидрат окиси калия и как сильное основание полностью диссоциирует на ионы К++НО-. Тогда формула флюида может выглядеть так: Н++НО-+Н++ШЮ3-(или Н++Н^Ю4-)+К++НО-+ +Н++Н2АЮ3(или А1++++3НО-). Для простоты условно будем пользоваться первым вариантом формулы флюида. Находясь под глубинным давлением и температурой, «...такая надкритическая фаза водных растворов, приближаясь по агрегатному состоянию и плотности к жидкости, сохраняет главное свойство газа - летучесть, обусловливающую его поведение, резко отличное от обычной жидкой воды, поэтому отождествлять жидкости надкритическую и докритическую, как это, к сожалению, делают некоторые исследователи, ошибочно» [15, с. 26]. Все компоненты флюида, в том числе и сопутствующие редкие элементы, в гидротермальных условиях переносятся в виде полимерных соединений катионного, анионного или смешанного типа. Такой флюид и сопутствующие редкие и другие некогерентные элементы в открытой системе следуют вверх, взаимодействуют с боковыми породами в верхних горизон-

тах коры, осуществляя интенсивную перегруппировку вещества с последующим образованием гранитного слоя коры и месторождений полезных ископаемых.

Образование гранитного слоя начинается с момента, когда падение температуры и давления следующего вверх мантийного флюида H2O+SiO2+K2O+Al2O3 достигнет значений, при которых начнёт кристаллизоваться порода гранитного состава. Для гранитных массивов, приближенных к поверхности Земли, температура составляет 750°-850° и давление 1,0-1,5-108 Па [19, 20]. Во время формирования гранитов возникает зональность, которую можно представить в виде мета-соматической колонки (рис. 2).

Образование зональности гранитоидов связано с последовательностью формирования фациальных разностей пород от кислых к основным по пути следования породообразующего раствора [21]. Это отвечает геохимической эволюции вещества при последовательной смене активности сильных оснований более слабыми основаниями, что соответствует ряду активности оснований: K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3. Основание К20 и кислота кремневого ангидрида SiO2 являются самыми мощными факторами мантийного флюида. Эти два компонента начинают гранитизацию, взаимодействуют с субстратом коры и осуществляют перегруппировку вещества с образованием гранита. Кремний необходим в системе для образования вместе с алюминием анионной части породообразующих минералов фациального ряда. Калий образует сильное основание, являющееся самым важным фактором гранитизации. Он запускает щелочной процесс, в результате которого проявляются кислотно-основные свойства оснований. Формирование гранитов связано с активностью поступающего с мантийным флюидом сильного основания К20, которое формирует катионную часть главных породообразующих минералов и вытесняет из области кристаллизующихся гранитов относительно более слабые основания №, Са, Mg, Fe и другие некогерентные элементы, переводя их в раствор. С уходом из раствора К2О повышается активность основания №20, что способствует формированию средних разностей - диоритов. Высокая активность СаО способствует формированию габброидов. Кристаллизация магнезиальных и железистых пород связана с высокой активностью MgO, FeO, Fe2O3 [21].

При продвижении фронта гранитизации разрастание тыловых зон (фаций) метасоматической колонки происходит за счёт внешних, что приводит к замещению гранодиорита зоной гранита, зоны диорита зоной гранодиорита и т.д. [21]. По мере продвижения породообразующего раствора более основные породы замещаются более кислыми или щелочными, если в растворе недостаток кремнезёма. Ослабление роли кремния приводит к усилению щелочных свойств раствора. Ослабляются кислотные и усиливаются основные свойства силикатов, что приводит к вытесне-

Карбонатные

породы Базальты

Форстеритовые Оливиниты, и пироксеновые перидотиты, скарны пироксен«ты

600°

675°

735°

770-780°

Габбро

Диорит

Гранодиорит

Гранит

V V V V V V V V

1 1

ЧЧЧЧЧ1- ь !- 1. и |_ 1.

СаО Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г Г

ЫагО X X X X X X X X X х х X X X X X

КгО, Ыа20 + + -+ + + + + + + + + -+ + + + +

к2о + + + + + ++++++ + + + + +

+ +

х х\з

Г Г 4

3

V_Й 5

П7

Рис. 2. Метасоматическая колонка зональности гранитоидов:

1 - граниты; 2 - гранодиориты; 3 - диориты; 4 - габбро; 5 - форстеритовые и пироксеновые скарны, оливиниты, перидотиты,

пироксениты; 6 - базальты; 7 - карбонатные породы; К20Ч^20-Са0-(Са0), MgO, FeO - ряд активности оснований оксидов;

770°, 735°, 675°, 600° - средние температуры кристаллизации гранитоидов [19, 20]; стрелками показано направление следо-

вания мантийного флюида

нию слабых катионов (Mg, Fe) более сильными (К, №) и замещению пироксена и оливина ортосиликатами и щелочными алюмосиликатами. Активность кремнезёма зависит от концентрации его в растворе. В зависимости от щёлочности среды находится не только активность катионов, определяющих состав образующихся минералов, но и тип кремнекислородных радикалов [3].

При тектонических подвижках зоны К20 и №20 напрямую взаимодействуют с конечными продуктами метасоматической колонки - оливинитами, перидотитами и пироксенитами либо форстеритовыми и пи-роксеновыми скарнами. В результате взаимодействие высокотемпературных щелочных растворов с пироксеном и оливином (форстеритом) отвечает процессам нефелинизации и флогопитизации ультрабазитов. Образуются щелочные породы - щелочные сиениты, нефелиновые сиениты, нефелин-пироксеновые породы, мельтейгиты, ийолиты, лампроиты и др. Экспериментальные данные подтверждают «.. .что при инфильтрации щелочных растворов в зоне контакта контрастных по основности пород - ультрабазитов и гранитогнейсов возникают различные парагенезисы метасоматических минералов (колонки нефелинизации по ультрабазитам и фенитизации по гранитогнейсам)» [3, с. 89].

Проблема генезиса щелочных пород в значительной степени связана с решением вопросов образования нефелина - наиболее характерного минерала этих пород. Долгое время в геологической литературе нефелин рассматривался обычно как типичный магматогенный

минерал. Поэтому сам факт наличия нефелина в породе принимался как важнейший довод образования этой породы путём магматической кристаллизации. Этому в большей степени способствовали данные экспериментального изучения условий кристаллизации «сухих» силикатных щелочных расплавов, свидетельствующие о выделении нефелина при температуре порядка 1100°-1200°С [27].

Позднее выяснилось, что в щелочных породах нефелин образуется в процессе высокотемпературного щелочного метасоматоза - нефелинизации ультрабазитов. Характерная черта нефелинизации - привнос не только щелочей К и но также и алюминия, практически отсутствующего в первичных породах. Совместное нахождение изменённых базальтов в некоторых комплексных массивах, морфологические особенности кольцевых структур центрального типа и примерные глубины заложения центров массивов свидетельствуют о том, что формирование щелочных метасоматитов происходило в субвулканических условиях, на сравнительно небольших глубинах, часто около 1-3 км [1-3]. Такой глубине соответствует литостатическое давление 1,0-1,5-Ш8 Па.

Так как генезис щелочных пород является во многом дискуссионным, то представляется целесообразным привлечение данных экспериментальной петрологии. Однако, как уже отмечалось, эти данные в основном относятся к силикатным расплавам в закрытой системе и мало приложимы к случаю процессов щелочного

метасоматоза. Поэтому многие исследователи, оставаясь на позиции мантийного магматизма или мантийного метасоматоза, приводящих якобы к возникновению обогащённых резервуаров - источников щелочных и карбонатитовых магм, склонны к слову «расплав» прибавлять слово «флюид», «метасоматизирующий расплав-флюид» [6]. На основании проведённых исследований Л.С.Бородин и Ю.П.Диков [3] доказали, что при воздействии на оливин и пироксен щелочных высокотемпературных растворов при 7=550° и Р=1,2-108 Па образуются нефелин и флогопит метасоматическим путём. В природных условиях таким раствором является мантийный флюид H2O+SiO2+K2O+Al2O3, который реагирует с оливином и пироксеном по схеме, предложенной выше. Поэтому не стоит для образования щелочных пород привлекать «обогащённые резервуары-источники щелочных и карбонатитовых магм», которые якобы являются «родителями» расплавов-флюидов.

Процессы образования карбонатитов завершают формирование массивов нефелиновых сиенитов и кольцевых комплексов ультраосновных щелочных пород. Как видно из рис. 1, в процессе эволюции Земли происходит непрерывное нарастание карбонатитовых пород, возрастает и мощность щелочных формаций в течении геологического времени [6]. Параллельно нарастает мощность карбонатных пород, образование которых началось в раннем архее. Появление щелочных пород и карбонатитов заметно увеличивается с рубежа 2,8 млрд. лет. В это время сформировалась кислородная атмосфера Земли в основном за счёт деятельности живых организмов и диссипации водорода в Космос [30]. Под влиянием кислородосодержащей атмосферы на этом рубеже произошло образование окисленных морских осадков - джеспеллитов и резко увеличилось накопление карбонатных пород и образование карбона-титов. Увеличивающаяся роль карбонатов с течением геологического времени и их метасоматическая переработка в коре «in situ» является причиной увеличения карбонатитов, а не за счёт субдукции в мантию океанической и континентальной коры и образования мантийных резервуаров щелочных и карбонатитовых магм, как пытаются объяснить образование этих пород Л.Н.Когарко, А.Хофман и др. [6, 29, 31 и др.]. Такой глобальной субдукции океанической и континентальной коры никогда на Земле не было. Глобальной тектоники плит не существует, «... происходил не дрейф континентов, а постепенное раздвигание их по мере увеличения земного радиуса» [25, с. 269]. Земля, расширяясь, увеличивалась в объёме за счёт увеличения (расширения) океанической мантии в срединно-океа-нических хребтах, которая надвигалась вместе с океанической корой на блоки континентальной коры, опущенные в мантию. Впоследствии блоки поднимались и, таким образом, континентальная кора наращивалась, а не поддвигалась [17]. К интервалу 2,8 млрд. лет кора уже была мощная трёхслойная, многократно перерабо-

танная процессами гранитизации. Возможно, геологи не находят древних щелочных и карбонатитовых пород, поскольку они были вовлечены в процессы гранитизации и вместе с другими осадочными, магматическими и метасоматическими породами превращены в гранитогнейсы и гранулиты.

Зачем привлекать надуманную «глобальную суб-дукцию» океанической и континентальной коры, чтобы за счёт плавления коры, а также за счёт частичного плавления мантийного субстрата и образовавшегося мантийного расплав-флюида создавать «резервуары щелочных, карбонатитовых и кимберлитовых магм»? Многочисленные петролого-геохимические и изотопные исследования говорят за самостоятельный мантийный поток таких флюидов. Высокотемпературный флюид - H2O+SiO2+K2O+Al2O3 отделяется от мантии ещё до плавления толеитовых базальтов и несёт с собой редкие и другие, некогерентные элементы. Проходя сквозь 40-километровую толщу коры, флюид дополнительно обогащается редкими элементами и взаимодействует с «ультраосновным» и карбонатным субстратом коры по схеме, предложенной выше (см. рис. 2). Исследования изотопных систем кимберлитов ^Ь^г, Sm-Nd, и-Т^РЬ, Lu-Hf) показали, что кимберлиты 1 группы имеют некоторые мантийные характеристики. Результаты исследований соотношений и изотопии благородных газов Аг, Хе, Не и галогенов С1, J. Вг в оболочечных и волокнистых алмазах, содержащих огромное количество микровключений солевых флюидов, показали, что соотношения Аг40/С1, Вг/С1, J/a, Аг40/36, Аг38/36, Хе136/130, Аг38/Аг36 в вытяжках аналогичны соотношениям в МОЯВ [6]. Это как раз и доказывает, что на образование кимберлитов и изотопные отношения в изменённых алмазах оказывает влияние толеитовый расплав и сопутствующий мантийный флюид - H2O+SiO2+K2O+Al2O3. Высокое содержание во включениях в алмазе К20, равное 18,1-21,4% [32], при незначительном количестве № (2,2-3,0%), подтверждает наличие того самого мантийного флюида, который способствует образованию кимберлитов, а также щелочных пород и карбонатитов.

Проблема происхождения кимберлитов связана с проблемой генезиса алмазов, ультраосновных и карбо-натитовых пород. За многолетний период исследования кимберлитов собран и обобщён огромный фактический материал по минералогии этих интереснейших образований. Высказано ряд гипотез образования кимберлитов и заключённых в них алмазов, но все они так или иначе связаны с расплавом кимберлитовой магмы. Либо они связаны с взаимодействием кимберлитовой (ультраосновной) магмы и сопутствующих растворов с вмещающими карбонатными породами [14], либо с промежуточными очагами кимберлитовой магмы [4, 25], либо кимберлит представляет гибридную породу, формирующуюся в результате ассимиляции и механического захвата глубинной ультраосновной магмой

продуктов дифференциации первичного вещества Земли [11].

В XXI в. исследователи продолжают создавать гипотезы магматического происхождения кимберлитов и алмазов. В 2005 г. В.С.Шкодзинский и А.И.Зайцев привели убедительные доказательства, противоречащие гипотезе ксеногенного происхождения алмазов, но предложили гипотезу формирования алмазов и кимберлитов на глубинной стадии эволюции магм путём плавления «перидотитового слоя постаккреционного расслоенного магматического океана» [26]. В 2010 г. Ю.А.Литвин предложил новую мантийно-карбона-титовую концепцию (гипотезу) генезиса алмаза [12]. Гипотеза «.обоснована данными аналитической минералогии сингенетических включений в природных алмазах и результатами физико-химического эксперимента при высоких давлениях и температурах на основе критерия синтеза алмаза и ростовых включений в нём»[12, с. 208]. Работа имеет большое научное и практическое значение, но остаётся неясным, откуда в мантии столько карбоната, если в мантии всего 0,035% СО2 [23]. Ю.А.Литвин справедливо утверждает, что алмаз кристаллизуется в среде «лабильного пересыщения» углерода к алмазу как в эксперименте, так и в природных условиях, но совершенно не обсуждается, откуда в мантийном расплаве такая большая концентрация углерода. По самым оптимальным подсчётам содержание углерода в мантии 0,013% [23].

Анализ литературных данных показывает в полной мере сложность происхождения кимберлитовых пород и находящихся в них минералов. Необходимо иметь в виду характерные особенности зарождения кимберлитов и алмазов, которые должны быть положены в основу любой концепции. Автор разделяет взгляд Е.Е.Лазько [11] на некоторые характерные особенности кимберлитов.

1. Двойственная природа кимберлита: серпен-тин-кальцитовый цемент и широкий ряд минералов высоких давлений и температур, заключённых в нём. Обладание кимберлита признаками ультраосновных и основных щелочных пород.

2. Резко различный абсолютный возраст основной массы, с одной стороны, и глубинных ксенолитов, а также минералов вкрапленников, с другой стороны, плюс различные изотопные характеристики главных элементов кимберлита.

3. Алмазоносность кимберлитовых пород.

4. В области термодинамической неустойчивости под действием окислителей происходит быстрое растворение алмаза.

5. В кимберлитах присутствуют первичные минералы главных ассоциаций: хромовой, эклогитовой и титановой, причём алмазы парагенетически связаны с первыми двумя.

6. Большинство минеральных ассоциаций (если не все), известных в кимберлитах, не связано с алмазами

парагенетическими соотношениями и кристаллизуются при более низких термодинамических параметрах.

Большинство перечисленных особенностей природы кимберлитов напоминают не признаки ультраосновных и основных щелочных пород, а влияние осадочной среды, то есть наличие карбонатных пород и органических соединений. Минералогические исследования сингенетических включений в природных алмазах показали, что материнская среда, то есть кимберлитовая среда, в которой формировались алмазы, является гетерогенной. Её фазовый состав определяют силикаты, алюмосиликаты, оксиды, сульфиды, карбонаты, фосфаты, хлориды, карбиды, металлы, вода, углекислота, метан и некоторые другие. Соответственно, компонентный состав материнской среды представлен оксидами Mg, Са, Fe, ТС, А1, Si, силикатами Mg, Fe, Са, алюмосиликатами Ча, К, М^ Са, Fe, сульфидами Fe, №, Си, фосфатом Са, карбонатами Mg, Са, Fe, К, Ча, хлоридами К, Ча, карбидами Si, Fe, флюидными компонентами -водным Н2О, углекислотным СО2 и метановым СН4. Встречаются также самородное железо и его соединения. Всё это позволяет обобщить химический состав материнской среды, ответственной за происхождение сингенетических включений в алмазе, в виде многокомпонентной гетерогенной системы К20-Ча20-Са0--MgO-FeO-Fe2O3-A12O3-Cr2O3-SiO2-TiO2-P2O5-FeS-

-ч^-ка-чаа-^с^ю-то^то, сн4)-н2О-С.

Таким образом, материнская среда кимберлитов и алмазов, скорее всего, осадочная среда, в которой присутствуют такие компоненты, как фосфаты, карбонаты, хлориды, карбиды и особенно вода, углекислота, метан и углерод. Все перечисленные выше компоненты и минералы кимберлитов образуются в карбонатной среде в результате скарнового процесса, развивающегося под влиянием внедрённого раскалённого расплава базальтов и мантийного флюида H2O+SiO2+K2O+A12O3. Все кимберлиты образуются там, где есть в разрезе карбонатные или карбонат содержащие породы, способные распадаться на окислы металлов и металлоидов под воздействием раскалённого расплава. Алмазы образуются только в тех кимберлитах, которые формируются в толще пород, обогащённой органическими остатками и соединениями.

Геохимическая специализация кимберлитов преимущественно обязана карбонатному составу коры и единому мантийному флюиду, который, как правило, доминировал в редкометалльном балансе вещества. Кимберлит - это типичный высокотемпературный магнезиальный скарн, сформировавшийся при высоком давлении. Основные минералы кимберлитов -оливин (форстерит - Mg2[SiO4]), пироксен (диопсид -CaMg[Si2O6]), гранат (пироп - Mg3A12[SiO4]3) - минералы скарнов. Исследователи этот парагенезис называют «дунит-гарцбургитовый» и считают его мантийным. Никакого отношения к глубинным мантийным расплавам минералы кимберлитов не имеют. Они образуются

в результате реакции компонентов мантийного флюида H2O+SiO2+K2O+Al2O3 с окислами металлов СаО, MgO, FeO, возникающих в результате воздействия на карбонатные и карбонатсодержащие породы раскалённого расплава толеитовых базальтов. Схематично реакции можно записать следующим образом:

2МgO+H2SiO3=Mg2[SiO4]+H2O - форстерит CaO+MgO+2H2SЮ3=CaMg[Si2O6]+2H2O - диопсид 3MgO+2H3AЮ3+3H2SiO3=Mg3A^2[SiO4]3+6H2O - пироп.

Следовательно, образование кимберлитов связано с последовательными этапами продолжительного скарнового процесса, идущего с большой температурой и давлением под влиянием раскалённого расплава толеитовых базальтов и мантийного флюида -H2O+SiO2+K2O+Al2O3.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Бородин Л.С. Генетические типы и геохимические особенности мантийно-коровых карбонатитовых формаций // Геохимия. 1994. № 12. С. 1683-1692.

2. Бородин Л.С. О типах карбонатитовых месторождений и их связи с массивами ультраосновных щелочных пород // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1957. № 5. С. 396-406.

3. Бородин Л.С., ДиковЮ.П. Высокотемпературный гидротермальный синтез нефелина и флогопита // Экспериментальные исследования процессов минералообразова-ния. - М.: Наука, 1970. С. 75-94.

4. Васильев В.Г., Ковальский В.В., Черский Н.В. Проблема происхождения алмазов. - Якутск: Якутское книжное изд-во, 1961.

5. Зотов И.А. Трансмагматические флюиды в магматизме и рудообразовании. - М.: Наука, 1989.

6. Когарко Л.Н. Щелочной, карбонатитовый и кимберли-товый магматизм в истории Земли и роль мантийного метасоматоза в генезисе этих формаций // Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении. - М.: Изд-во МГУ, 2010. Т. 1. С. 60-80.

7. Коржинский Д.С. Основы метасоматизма и метаморфизма. Избранные труды. - М.: Наука, 1993.

8. Коржинский Д.С. Проблемы метасоматических процессов. // Проблемы метасоматизма. Тр. II конференции по околорудному метасоматизму. - М.: Изд-во «Недра», 1970. С. 14-21.

9. Коржинский Д.С. Трансмагматические потоки растворов подкорового происхождения и их роль в магматизме и метаморфизме // Докл. советских геологов на XXIII международ. геологическом конгрессе: Кора и верхняя мантия. - М.: Наука, 1968. С. 69-74.

10. Костицын Ю.А. СНИЯ на Земле - миф или реальность? // Мантийные плюмы и металлогения. - Петрозаводск-Москва, 2002. С. 121-123.

11. Лазько Е.Е. Минералы-спутники алмаза и генезис ким-берлитовых пород. - М.: Изд-во «Недра», 1979.

12. Литвин Ю.А. Происхождение алмаза и сингенетических включений по данным физико-химического эксперимен-

та / Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении. - М.: Изд-во МГУ, 2010. Т. 2. С. 208-226.

13. Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Происхождение и эволюция метаморфических и трансмагматических флюидов // Международный геохимический конгресс. Тезисы докладов. Т. II. - М., 1971. С. 513-514.

14. Меняйлов А.А., Иванова В.Г. Некоторые минералы в кимберлитах и вмещающих породах трубок Якутии // Изв. СО АН СССР. 1958. Вып. 1. С. 23-29.

15. Овчинников Л.Н., Масалович А.М. Состав, внутреннее строение и некоторые свойства гидротермального рудо-образующего раствора // Проблемы метасоматизма. - М.: Изд-во «Недра», 1970. С. 25-33.

16. Петрография. Ч. III / Под ред. А.А.Маракушева. - М.: Изд-во МГУ, 1986.

17. Пузанов В.И. Срединно-Атлантический хребет и его роль в развитии Атлантики // Сайт: http://geolog-pvi.ru/ sredinno-atlanticheskj-hrebet-format.htm 2010.

18. Пузанов В.И. Срединно-Тихоокеанский хребет и его роль в развитии Тихого океана // Сайт: http://geolog-pvi. ru/sredinno-tihookeanichesrj-hrebet-format.htm 2010.

19. Пузанов В.И. Условия формирования двухполевошпа-тового парагенезиса гранитоидов Джугджурского комплекса // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1989. Т. 64. Вып. 6. С. 68-82.

20. Пузанов В.И. Физико-химические условия формирования амфибол-биотитового парагенезиса гранитоидов Джугджурского комплекса // Геология и разведка. 1988. № 5. С. 30-39.

21. Пузанов В.И., Черкасов В.А. Геохимическая модель эволюции вещества в процессе формирования гранитои-дов Челасинского «плутона» // Отечественная геология. 1995. № 6. С. 58-67.

22. Рябчиков И.Д. Механизм геохимической дифференциации мантии Земли. Препринт. - С-Пб, 1992.

23. Рябчиков И.Д. Флюидный режим мантийных плюмов // Мантийные плюмы и металлогения. - Петрозаводск-Москва, 2002. С. 194-195.

24. Трофимов В.С. Верхняя мантия и проблема происхождения алмазов // Кора и верхняя мантия. - М., 1968. С. 105-111.

25. ТугариновА.И. Общая геохимия. - М., 1973.

26. Шкодзинский В.С., Зайцев А.И. Происхождение алмаза в кимберлитах // Отечественная геология. 2005. № 5. С. 50-53.

27. Эйтель В. Физическая химия силикатов. - М.: Изд-во Иностранной лит-ры, 1962.

28. Экспериментальное плавление амфиболитовых включений в андезитах с целью изучения их генезиса / В.А.Ермаков, Т.Н.Соловьёва, Ю.С.Геншафт, Н.В.Тронева // Экспериментальные исследования в области глубинного петрогенезиса. - М., 1976. С. 3-65.

29. Hofmann A.W. Mantle Geochemistry: The Message From Oceanic Volcanism // Nature. 1997. Vol. 385. Pp. 219-229.

30. Holland H. The Chemical Evolution of the Atmosphere and Ocean, Princeton: Princeton Univ. Press. 1984. Vol. 235.

31. Kasting J.F., Eggler D.H., Raeburn S.P. Mantle Redox Evolution and the Oxidation State of the Archean Atmosphere // J.Geology. 1993. Vol. 101. № 2. Pp. 245-257.

32. Navon O., Izraeli E.S. Cl and K-rich micro-inclusions in cloudy diamonds // EOS. 1999. Trans. Am. Geophys. Union 80. F. 1128.