Субдукционный механизм происхождения алмазов

УДК 552.323.6:553.81.041

О. Г. Сорохтин1, Н. О. Сорохтин2

СУБДУКЦИОННЫЙ МЕХАНИЗМ ПРОИСХОЖДЕНИЯ АЛМАЗОВ

Описан механизм образования алмазоносных пород за счет затягивания пород океанической коры и железистых океанических осадков раннего протерозоя по древним зонам субдукции под архейские щиты.

Большинство классических представлений образования алмазоносных пород за счет плавления вещества верхней мантии, обогащенного летучими соединениями, невозможно согласовать по всем параметрам с РТ условиями и химизмом вещества верхней мантии. Рассматриваемая с позиции тектоники литосферных плит модель происхождения алмазоносных кимберлитов и лампроитов из пелагических осадков при подъеме кимберлитовых магм на поверхность Земли дает ответы на многие вопросы.

На основе описанного механизма образования алмазоносных и родственных им пород рассматривается строение Южно-Африканской, Канадской, Австралийской и Якутской алмазоносных провинций, делается положительный прогноз о перспективности в этом отношении Кольского полуострова и даются критерии поиска таких пород в других регионах мира.

Основные характеристики алмазоносных и родственных им пород

К коренным алмазоносным породам, как известно, относятся кимберлиты и лампроиты — глубинные магматические породы, обычно встречающиеся только на древних континентальных платформах и залегающие там в форме субвулканических тел — трубок взрыва (диатрем) или магмапод-водящих даек. Родственными им, но несколько менее глубинными породами являются карбонатиты и щелочно-ультраосновные породы с достаточно широким спектром составов. Однако общей их чертой является низкое содержание кремнезема и относительно повышенные концентрации магния, что позволяет относить все эти образования к ультраосновным породам. В противоположность классическим ультраосновным породам мантийного происхождения перидотитового ряда кимберлиты, лампроиты и щелочно-ультраосновные породы обогащены титаном, щелочами (прежде всего калием), фосфором, редкими литофильными и летучими элементами, в том числе водой и углекислым газом (особенно карбонатиты).

Кимберлиты по сравнению с мантийными породами несколько обеднены такими петрогенными элементами, как М&, Иа, Сг и N1, тогда как содержания в них А1, Ге, Мп и некоторых рудных элементов (Со, Ъп) почти

©О. Г. Сорохтин1. Н. О. Сорохтин2:

‘Институтокеанологии РАН им. П.П. Ширшова, Москва.

Теологический институт КНЦ РАН. Апатиты. Мурманская область, Россия.

соответствуют концентрациям в лерцолитах. Но самой характерной чертой кимберлитовых пород является их явное обогащение рассеянными и особенно литофильными и редкоземельными элементами. По определениям Я. Му-раматсу [48], кимберлиты обогащены углеродом в 150 раз, фосфором — в 25 раз, щелочами (К, ПЬ, Се) — в 24-68 раз, легкими редкоземельными элементами (Ьа-Еи) — от 30 до 200 раз, радиоактивными элементами ТЬ и и соответственно в 80 и 60 раз. По нашим оценкам, учитывающим энергетический баланс Земли [29], кимберлиты обогащены калием не в 24, а в 87 раз. Для урана и тория получаются еще большие величины: соответственно в 1200 и 2300 раз (вместо 62 и 80). Кроме того, по нашим оценкам в мантии содержится около 110 г/т углекислого газа и не более 0,05% воды. По данным же Дж. Доусона [8] в кимберлитах содержится около 3,3-7,1% С02 и

5,9-18,7% Н20, откуда следует, что кимберлиты обогащены этими летучими соединениями соответственно в 300-650 и 120-370 раз. Следует также обратить внимание на то, что в минералах кимберлитов [8], да и в самих кристаллах алмазов [45, 46] часто встречаются включения газообразных и жидких углеводородов и даже спиртов и более сложных органических соединений, совершенно неустойчивых в РТ условиях мантии. Учет всех этих факторов существенно обостряет проблему происхождения кимберлитов и определения механизмов столь высокого обогащения этих пород литофильными элементами при одновременном сокращении в них кремнезема. Лампроиты, но сравнению с кимберлитами, существенно обеднены карбонатами, кальцием и алюминием, но зато заметно обогащены магнием и калием и насыщены кремнеземом [3].

Успехи современной “петрологической” баротермометрии, основанной на изучении зависимости минеральных ассоциаций в эклогитах и перидотитах от давления и температуры, позволили по ксенолитам, вынесенным кимберлитовыми и лампроитовыми магмами с различных уровней подко-ровой литосферы, восстановить положение древних геотерм, существовавших в литосферной мантии под кимберлитовыми диатремами во время формирования минерального состава пород, соответствующих этим ксенолитам [41, 47,18,19,8, 12]. Обобщая эти данные, удалось более или менее уверенно очертить область существования в мантии алмазоносных эклогитов и гранатовых лерцолитов [8, 44, 23]. Она оказалась достаточно широкой: при давлении Р около 50 кбар температурный диапазон составил 1120-1380 С, а при 70 кбар — 1300-1500 С. Для гранатовых лерцолитов эта область не менее широкая и ограничена те*мпературами 900-1400 С. Область же формирования самих кимберлитовых и ламнроитовых магм также лежит в том же температурном диапазоне 900-1400 "С (см. рис. 1).

При изучении генезиса кимберлитовых и лампроитовых магм и выносимых ими ксенолитов вмещающих пород важно помнить, что на глубинах алмазообразования от 150 до 220 км температура плавления мантийного вещества (гранатовых лерцолитов), судя по экспериментальным данным [50], достигает соответственно 1600 и 1700 С. Отсюда следует важный вывод, накладывающий жесткие ограничения на возможный круг гипотез алмазообразования. Оказывается, что генерация значительно более низкотем-

(ИЗ' Ш%\г

Рис. 1. Термодинамические условия образования алмазов: Р-Т условия образования алмазов: 1 — по Ф. В. Каминскому [12]; 2 — наиболее вероятные условия формирования алмазов по рассматриваемой п данной работе модели; 3 — область существования ювенильных мантийных (базальтовых) расплавов: Тщ — температура мантии; Гт — температура солндуса мантийного вещества; Та - современная гео-терма под архейскими щитами; — температура фазового перехода графит — алмаз; 1.р1, и — области существования плагиоклазовых. пироксеновых и фанатовых лерцолитов.

пературных кимберлитовых и лампроитовых магм должна была происходить без плавления мантийного вещества.

Именно по перечисленным причинам в рамках “классических” представлений о возникновении алмазоносных кимберлитов за счет плавления обогащенных летучими соединениями веществ верхней мантии, многие вопросы их происхождения остаются без ответов.

Происхождение алмазоносных кимберлитов и лампроитов

Рассматривая вопрос о происхождении кимберлитов и родственных им пород с позиций тектоники литосферных плит, еще в середине 70-х — начале 80-х годов XX века были высказаны предположения, что все вещество кимберлитовых, лампроитовых, а также карбонатитовых и щелочно-ультраосновных магм произошло за счет переплавления океанических осадков, затянутых по зонам субдукции на большие глубины иод континенты [25-27, 52]. Однако, обычные осадки современного типа из-за их малой плотности не могут затягиваться на большие глубины. Для этого плотность попавших в зоны поддвига плит осадков должна была превышать среднюю

плотность континентальных плит [17]. Но такие богатые железом, а потому и плотные (тяжелые) пелагические осадки отлагались лишь в раннем докембрии, они только и могли затягиваться (“проваливаться”) по древним зонам субдукции на большие глубины под архейские континентальные щиты.

Проблема происхождения этих экзотических пород наиболее подробно рассмотрена в наших монографиях [29, 30]. Согласно разработанной в этих монографиях модели, алмазоносные кимберлиты, лампроиты и родственные им породы возникли за счет затягивания по древним зонам субдукции на большие глубины (до 200-250 км) под архейские щиты пород океанической коры и тяжелых (железистых) океанических осадков раннего протерозоя (рис. 2). При этом кимберлиты, скорее всего, образовались благодаря затягиванию на глубину богатых карбонатами железистых осадков тропического пояса, а лампроиты — обогащенных кремнеземом и щелочами глинистых железистых осадков бореальных и полярных зон Земли.

ЕЭ' і . . к ршаз ігла'уі«

Рис. 2. Процесс формирования глубинных расплавов щслочно-ульграосновного. лампроитового и кимберлитового составов [29, 30]: А ситуация в конце раннего протерозоя; Б — на рубеже раннего и среднего протерозоя; В — в рифее или фанерозое (показан момент прорыва глубинных магм к поверхности и образования: а — щелочно-ультраосновных интрузий; б — мслилнтитотвых и карбона-титовых интрузий; в — алмазоносных лампроитовых и кимберлитовых субвулканнческих комплексов). I — литосфера; 2 — астеносфера; 3 — раннспротерозойская океаническая кора с перекрывающими ее тяжелыми железистыми осадками; 4 континентальная кора (АК архейского, РЯ, — раннспротсро-

зонского возрастов); 5 — глубинные расплавы.

Из-за большой плотности железистых осадков они должны были сами “проваливаться” в зоны поддвига плит и слулсить в них “смазкой”. Поэтому, вероятно, зоны поддвига плит в конце раннего протерозоя (во время Свеко-феннской орогении) и в среднем протерозое в основном были амагматич-ными, без характерного для островных дуг и активных окраин континентов известково-щелочного вулканизма. В связи с этой идеей (и вопреки распространенному мнению) мы считаем, что алмазоносные кимберлиты, лампро-иты и карбонатиты нельзя причислять к мантийным породам. Эту группу пород, скорее, следует называть псевдомантийными. Что же касается встречающихся в них эклогитовых ксенолитов и включений гранатовых перидотитов, то практически все они являются метаморфизованными осколками базальтового и серпентинитового слоев бывшей океанической коры.

В рассматриваемой модели момент формирования глубинных расплавов строго ограничен эпохой второй половины раннего протерозоя — возрастами от 1,8 до 2,2 млрд лет назад или, в некоторых редких случаях, эпохой среднего протерозоя. Это связано с тем, что в архее еще не существовало условий для генерации магм рассматриваемого типа, поскольку исключительно высокая тектоническая активность Земли и очень большие тепловые потоки не допускали тогда увеличения мощности континентальных лито-сферных плит вместе с континентальной корой более 60-80 км. Зон же суб-дукции в архее вообще не существовало, так как их тогда заменяли зоны скучивания и торошения сравнительно тонких океанических литосферных пластин существенно базальтового состава. Лишь после выделения земного ядра в конце архея около 2,6 млрд лет назад возникли первые зоны субдук-ции, а мощность архейских континентальных литосферных плит стала быстро возрастать.

Задача о затягивании осадков в зоны иоддвига литосферных плит решалась по законам теоретической механики с использованием теории смазки трущихся механизмов (см. рис. 3) [28]. Полученные решения были проверены по строениям современных зон субдукции. Основная разница состояла лишь в том, что мощность современных (легких) осадков в зазорах трущихся плит оказывалась в 2-3 раза большей, чем их исходная мощность (рис. 3), тогда как мощность железистых (тяжелых) раннепротерозойских осадков всегда оказывалась меньшей их исходной толщины.

Оценки показывают, что плотность железистых осадков раннего протерозоя (рА~ 3,4-3,5 г/см3) действительно была выше средней плотности континентальных литосферных плит (р,» 3,2 г/см3). Следовательно, такие осадки легко затягивались в зоны субдукции на большие глубины вне зависимости от их вязкости, а при незначительной вязкости могли даже “проваливаться” в зазор между плитами и погружаться вплоть до подошвы континентальных литосферных плит на глубине около 250 км (рис. 4).

Плавление осадков в зонах субдукции происходит в основном за счет диссипации энергии вязкого трения самих осадков и трения литосферных плит. Однако при затягивании тяжелых осадков в зоны иоддвига плит такой разогрев оказывался весьма незначительным. В большей мере осадки

Рис. 3. Модель затягивания осадков в зону поддвига плит: А фронтальный выступ надвигаемой плиты; Н и I. — толщина и длина этого выступа; В — поддвигаемая плита; о — наклон юны поддвига плит.

100-

”200 -

континентальная кора

область формирований 1 щвлочно-улътраосмовных расплавов

область формировав мелилититоаьх и сарбонатитоеых расплавов

область формирования раеллавов бемлминых ошборлито»

.графит

сфера \

конвертирующая . ... .

гопячая мантия \ \ формирования рвеялавов

I иумчал май I ии \ %_ \\\ V алмаэсмосхых кимберлитов

млампроитов

подошва литосферы

конвертирующая горячая мантия

—I-----1----1----1---1—N—V—I--------------------1-1-1

0 100 200 300 400 500

Расстояние от глубоководного желоба, км

Рис. 4. Условия затягивания тяжелых (железистых) осадков по раннспротерозонским зонам поддвига плит на большие глубины (до 250 км) под архснскис континенты и области формирования расплавов

глубинных пород.

прогревались глубинным тепловым потоком, пронизывающим континентальные плиты. Отсюда следует, что температура осадочного потока в зазоре между плитами тогда соответствовала геотерме континентальной плиты. Поэтому попавшие в зону субдукции тяжелые осадки начинали плавиться только на глубинах, где геотерма континентальной плиты пересекалась с температурой плавления осадков (см. рис. 5). Но известно, что температура плавления большинства силикатов в присутствии воды с повышением давления до 5-10 кбар резко снижается до 600-700 С [9]. Именно по этой причине плавление железистых пелагических осадков в раннепротерозойских зонах поддвига плит происходило при температурах значительно меньших

О 500 1000 1500 Т*С

Рис. 5. Глубинно-температурные условия выплавления щелочно-ультраосновных и кимберлитовых магм [29J: Тп — температура мантии; Тт — температура солидуса мантийного вещества; Т о — температура перехода графит— алмаз; Та — современная континентальная геотерма (древняя геотерма отмечена нисходящими стрелками); Lpl, Lfi и Lg) — области устойчивого существования плагиоклазовых, пироксеновых и гранатовых лерцолитов; Тв температура плавления водонасышенных осадков; горизонтальная штриховка—область существования щелочно-ультраосновных и щелочно-карбона-титовых расплавов; клеточная пприховка — область существования алмазоносных глубинных расплавов лампроитов, кимберлитов и кальциевых карбонатитов; стрелками показаны Р-Т условия движения тяжелых железистых осадков около 2-1.8 млрд лет назад и подъема магм в фансрозос; 1 — область формирования щелочно-ультраосновных интрузий; 11 — область формирования карбонатитов, мелили-титов и безалмазных кимберлитов 111 — область формирования алмазоносных кимберлитов и лампроитов.

температуры плавления мантийного вещества, как это и было показано на рис. 1.

Лампроиты, как и кимберлиты, также формировались в нижних этажах континентальной литосферы в виде магнезиально-калиевых, насыщенных кремнеземом и водой щелочных силикатных расплавов. Но, в отличие от кимберлитов, без заметного смешения этих расплавов с карбонатными фракциями. Поэтому можно предположить, что формирование лампроитовых магматических очагов происходило за счет плавления бескарбонатных осадков, например железокремнистых и глинистых отложений бореальных и полярных зон Земли, аналогичных тем, из которых в дальнейшем сформировались и джеспилиты, а кимберлиты и карбонатиты образовались из богатых карбонатами осадков тропического пояса Земли. В этой связи интересно отметить, что в классическом регионе распространения алмазоносных лампроитов — в Западной Австралии столь же широко распространены и джеспилиты, например в формации Хамерсли. В связи с силикатным составом лампроитовых магм их вязкость должна была быть заметно выше вязкости кимберлитовых силикатно-карбонатных расплавов. В частности, с

этим связан и более спокойный режим подъема лампроитовых расплавов, сопровождаемый лишь слабой турбулентностью, не способной к выносу на поверхность крупных глубинных ксенолитов.

Таким образом, на вещественный состав лампроитов и кимберлитов существенное влияние оказывали исходные составы породивших их осадков. Действительно, как видно из сравнения петрографических диаграмм кимберлитов и лампроитов, образовавшихся в различных частях света, помимо общих участков пересечения полей их существования, выделяются и явно несовместимые участки (рис. 6). Нам представляется, что эти различия на диаграмме Ca0-Al203-(Fe0'+Mg0) во многом связаны с разным составом погрузившихся на глубину пелагических осадков: как уже отмечалось выше, кимберлиты и карбонатиты возникли из карбонатных осадков тропической зоны Земли, а лампроиты — из обогащенных щелочами глинистых осадков бореальных и полярных зон Земли.

Много общих черт у кимберлитов и лампроитов в распределении редкоземельных элементов (см. рис. 7).

Из-за наличия эффекта смазки смежных плит тяжелыми осадками, “проваливавшимися” на глубину, в большинстве раннепротерозойских зон поддвига плит отсутствовал известково-щелочной магматизм островодуж-ного или андийского типов. Поэтому в таких зонах ни базальты, ни тем более ультраосновные породы и их полиморфные аналоги не плавились, а все их метаморфические преобразования происходили в основном изохимически. Об этом, в частности, убедительно свидетельствуют совпадения составов эклогитов из кимберлитовых диатрем, даек и силлов с базальтами океанического дна и островов (см. рис. 8 и 9). Исключение составляют лишь некоторые из высокоглиноземистых эклогитов и сравнительно редкие гроспидиты,

СаО

в 'ъ

А12Оэ РеО’+МдО

Рис. 6. Поля существования лампроитов и кимберлитов на диаграмме СаО-А1;Оя-(РсОсЛш+-М§0) для разных регионов мира: 1 — поле лампроитов Алданского шита, построенное по данным работы [3]; 2 и 3 — поля лампроитов по данным [7]; 4 поле существования кимберлитов Южной Африки по данным (8]; 5 — поле кимберлитов Сибирской провинции поданным [10].

2000«

1000«

ЬООх

100х

*

2

о

С

10*

1х

Ш

птт

Пол* кимбсрлиюо \ Южной Африки \

-L

J___L

JL

J__L

1л Се Nd Sm Ей

Но Тт Yb Lu

Рис. 7. Нормализованные по хондриту распределения редкоземельных элементов в ламнронтах Западного Кимберли (Австралия), в сравнении с распределением РЗЭ в южноафриканских кимберлитах по работе [7]; 1 — поле 21 лампроита; 2 — поле 7 оливиновых лампроитов; поле кимберлитов оконтурено штриховыми линиями.

СаО

* %

СаО

МдО

25

50

75

»00

FeO*

Рис. 8. Диаграмма СаО-\^О-НеОо0в: 1 — поле базальтов средннно-оксаничсских хребтов, построенное по данным [34] и габбро океанической коры [13]; 2 — иоле эклогитов Южной Африки по данным [8]; 3 — поле эклогитов Якутии по данным [10].

AIA

FeO'+MgO

Рис. 9. Диаграмма Са0-А1;0,-(Рс0 .^+N^0) океанических базальтов, габбро и кимберлитов (условные обозначения см. рис. 8).

испытавшие, по-видимому, существенные метасоматические изменения. Встречающиеся иногда включения коэсита в алмазах, по мнению Н. В. Соболева [24], доказывают сравнительно низкотемпературный характер тех пород, в равновесии с которыми образовались алмазы и эклогиты.

На глубоких уровнях, где начинается плавление осадков и ликвация расплавов (т. е. в области формирования силикатно-карбонатных фракций кимберлитовых магм), вероятно, становятся уже возможными реакции образования мегакристаллов флогопита по калиевым полевым шпатам

ВДАОДОв] + ЗМвСОз + Н20 — КМ8з[А151зО10]

оливинов и пиропов по глинистым минералам и пирофиллиту

51^СОз + Л12[5140,о]

магнезит пирофиллит форстерит пироп

О возможности протекания таких реакций в горячей части зоны под-двига плит говорят размеры мегакристаллов оливинов и гранатов, превышающие иногда 3-7 см и, главное, находки в них включений кимберлитов [8].

В карбонатитах и кимберлитовых карбонатах обычно превалирует СаС03. Это объясняется тем, что в очагах кимберлитовых и карбонатитовых расплавов происходят обменные реакции, при которых магний переходит в силикаты, а кальций — в карбонаты, например:

СаМё[312Оь] + М§СОз — М§2[&206] + СаСОз

диопсид магнезит энстатит кальцит

Аналогично этому происходило образование гранатов и корунда с выделением кальцита и углекислого газа:

ЗСа[А1,5120#| + 6\^С03 ^2\^12[5Ю413+ЗСаС03 + ЗС02 + А1203 анортит магнезит пироп кальцит корунд

ЗСа[АІ28і208] + 6РеС03 -* 2Ре3А12[5Ю4] + ЗСаС03 + 3 С02 +А12Оз анортит сидерит альмандин кальцит корунд

Помимо обменных реакций, при еще больших температурах и давлениях, возможно, происходит и распад карбонатов с выделением свободной углекислоты, образованием монтичеллита, перовскита и магнетита

СаСОз + М&БЮ4 + 29 ккал/моль -*• СаМ£БЮ4 + MgO + СО кальцит форстерит монтичелдит периклаз

СаСОз + М§БЮз + 23,8 ккал/моль-* СаМё5Ю4 + С02 ^

кальцит энстатит монтичеллит

ЗСаСОз +ЗРеТі0з +78,1 ккал/моль -* ЗСаТіОз +Рез04 +2С02 + СО кальцит ильменит перовскит магнетит

Таким образом, кимберлиты и лампроиты действительно являются глубинными породами, но возникли они из пелагических осадков. Отсюда

следует, что кимберлиты и лампроиты вовсе не чисто мантийные, а только исевдомантийные породы, в образовании которых существенную роль играли экзогенные факторы.

Происхождение алмазов

Для образования кристаллических форм углерода необходимо, чтобы он освобождался благодаря экзотермической реакции, приводящей к снижению внутренней энергии системы. Таким условиям удовлетворяют реакции соединения углеводородов с окисью углерода и углекислым газом, протекающие с выделением энергии, например

СН, + С02 -* 2С + 2Н20 + 24,6 ккал/моль,

СП, + 2СО -* ЗС + 2Н20 + 65,9 ккал/моль.

В общем случае, образование алмазов можно объяснить реакциями взаимодействия углеводородов широкого спектра с оксидами углерода

4СвН2п=к +

2СпНгп,к +

Углекислый газ освобождался за счет термической диссоциации карбонатов в горячих частях зоны поддвига плит и по реакциям (1), (2) и (4)—(8). Окись же углерода могла генерироваться и по экзотермической реакции при окислении, например, вюстита до стехиометрии магнетита

ЗРсО + С02 -* Рс304 + СО + 8,8 ккал/моль

вюстит магнетит

Необходимые для образования алмазов углеводороды поступали в кимберлиты как за счет термолиза органических веществ, затянутых вместе с карбонатными осадками в зоны поддвига плит, так и благодаря восстановлению углекислого газа при окислении железа и железосодержащих силикатов, например, по реакции (16). Но при всех вариантах, и это важно особо подчеркнуть, весь углерод в алмазах только экзогенного происхождения.

Азот, как и углерод, попадал в алмазы из флюидной фазы кимберли-товых и ламироитовых магм, в свое время образовавшихся за счет плавления пелагических осадков, затянутых на большие глубины под древние континенты.

Практически все твердые включения в алмазах представляют собой минеральные фазы высокого давления эклогитового или перидотитового парагенезиса, но все твердые включения в алмазы поступали, в основном, из затянутой на большие глубины океанической коры, а не из ювенильной мантии.

Еще раз отметим, что из всего сказанного следует: кимберлиты и лампроиты вовсе не чисто мантийные, а только исевдомантийные породы, в образовании которых существенную роль играли экзогенные факторы.

Отмеченные здесь и некоторые другие реакции между углеродом и водородсодержащими соединениями должны приводить к формированию сложного состава флюидной фазы кимберлитов. Особо интересны в этом

отношении газово-жидкие включения в алмазах, сохранивших в запечатанном состоянии составы тех флюидов, из которых они в свое время кристаллизовались. Проведенные К. Мелтоном и Р. Гиардини [45, 46] исследования составов этих включений показали, что в них содержится от 10 до 60% Н20; от 2 до 50% Н2; от 1 до 12% СН4; от 2 до 20% С02; от 0 до 45% СО; от 2 до 38% К2; около 0,5-1,2% Аг. Кроме того, оказалось, что в этих включениях встречается этилен С2Н4 (около 0,5%) и этиловый спирт С2Н5ОН (от 0,05 до 3%). Свободный кислород в таких включениях нигде не обнаружен, что еще раз подтверждает резко восстановительные условия образования алмазов. Весь этот специфический набор газов, по нашему мнению, практически однозначно свидетельствует об экзогенном (не ювенильном) происхождении флюидной фазы, из которой кристаллизовались алмазы в кимберлитах.

Изотопная геохимия алмазов и кимберлитов и лампроитов

Из рассмотренной модели образования алмазов следует, что в кимберлиты и лампроиты весь углерод поступал только из океанической коры и осадков. В эклогиты ббльшая часть углерода также могла попадать с осадками, заполнявшими в свое время межподушечное пространство в древних лавовых потоках подводных излияний базальтов. В противоположность этому, в гранатовые перидотиты, являющиеся остатками третьего слоя океанической коры, весь углерод мог попадать только в процессе гидратации мантийных пород океанскими водами, насыщенными углекислым газом. При этом образование карбонатов происходило чисто хемогенным путем по реакции серпентинизации:

4Щ2^\Ол + 4П20 + 2СО: — М&[8|‘4О10](ОН)8 + 2MgCOз форстерит серпентин магнезит

В присутствии плагиоклазов и пироксенов эта реакция должна была сопровождаться возникновением пирофиллита и кальцита

СаАЬБЬОк + 6Мё»СЬ+ 5Н,0 + ССЬ-* А12[$йО„,](ОН)2 + М^[514Ою](ОН)к + СаСО,

Анортит энсгатит пирофиллит ссрпентин кальцит ' '

При повышенных температурах в зонах поддвига плит гидросиликаты вновь дегидратировались, а часть карбонатов по реакциям (1), (2), (4)—(8) диссоциировала с выделением С02 и СО.

При гидратации железосодержащих силикатов в присутствии углекислого газа должен был генерироваться и абиогенный метан

4Fe2SiOi+12Mg2SiO1+18H2O+COГ4Mgtl[Si4O10KOH)t

Разные источники углерода в алмазах, безусловно, должны были приводить к возникновению в них широких вариаций изотопных составов углерода. Поданным Э. М. Галимова [4, 6, 43] вариации 613С в алмазах меняются в широких пределах от +2,7 до —34%<>, однако абсолютное большинство алмазов кимберлитовых трубок по вариациям 613С попадает в интервал между -8 и -3%о и не выходит, как правило, за пределы -10 и -2%о (см. рис. 10). С точки зрения рассматриваемой модели, приведенные изотопные вариации угле-

с 1

шт 2

та 3

аа 4

Рис. 10. Распределения изотопного состава углерода для разных типов их источников по Э. М. 1 алнмову [4]: I — кимберлитовые грубки; 2 россыпи; 3 ударные кратеры; 4 — метаморфические породы.

рода объясняются тем, что весь углерод в природных алмазах экзогенного происхождения. При этом заметное обогащение углерода метана легким изотопом С12 происходило за счет вовлечения в реакции алмазообразования органического углерода Сорг и углерода абиогенного метана, испытавшего фракционирование, по реакции

,2С02 + ,ЯСН4^ ,3С02 + ,2СН4 + 1,02 ккал/моль.

Сама идея об участии Сор(. в образовании алмазов не является новой. В разное время ее высказывали В. В. Ковальский и др. [14], Е. В. Францессон, В. С.иН. В. Соболевы [22], Ф. В. Каминский [11, 33] и другие авторы, а для графитов Св. А. Сидоренко и А. В. Сидоренко [21] и многие другие. Но только после последовательного применения теории тектоники литосфер-ных плит к проблеме происхождения алмазов, такое предположение удалось обосновать количественно [25-27, 42, 29].

Из приведенных выше реакций образования алмазов (и графитов) следует, что их изотопный состав должен был существенно зависеть от составов участвующих в реакциях соединений углерода. Так, при образовании алмазов из углеводородов широкого спектра СгН2п^к и карбонатного углерода Смрб (в форме С02 или СО) изотопные сдвиги в алмазах определятся сравнительно простыми выражениями

4л5,3Ссрг +(2п± к)б13Сирб

° цлм =------------------7--------------------*

6 п ± к

2лй'3Г +(2Л±*)а,3С.

4 п±к

Обычно считается, что в течение последних 3 млрд лет изотопные вариации углерода карбонатов были весьма незначительными &1аСК(фв *» ±2%о,

хотя в раннем протерозое но некоторым данным они достигали &,3Скарб - +13 +15%о по стандарту РОВ [4, 20). В тоже время, изотопные сдвиги органического углерода, судя поданным М. Шидловского[51], в конце архея и раннем протерозое достигали (-40...-45%о). В этом случае для алмазов, образовавшихся благодаря восстановлению С02 найдем, что 613С и %( в среднем равняется -12,5...-15%о. При образовании же алмаза за счет восстановления окиси углерода СО, изотопные сдвиги в алмазах оказываются заметно меньшими: 6,3С от -5 до -5,3%<>.

АЛ М

В рассматриваемой модели находит свое объяснение и описанная Э. М. Галимовым [6, 43] тонкая особенность распределения изотопов углерода в алмазах разного парагенезиса, выявленная при анализе алмазов из эклогитовых и перидотитовых ксенолитов. Оказывается, что описанные выше распределения 613Смм в алмазах относятся только к кристаллам, образовавшимся в кимберлитовой матрице и эклогитах. В противоположность им, алмазы перидотитового парагенезиса характеризуются сравнительно узким распределением &13Смм (от -2 до -8%о) со средним значением -6%о, алмазы же эклогитов, как и кимберлитов, характеризуются более широким спектром 613Слпя (рис. 11). Связана эта особенность с тем, что в эклогитах (как и в кимберлитах) алмазы могли формироваться из углерода осадков, заполнявших межподушечные пространства в базальтовых покровах и содержащих как карбонатную фазу, так и углеводороды органического происхождения (отсюда и большой разброс вариаций &18СММ в эклогитах). В алмазы же перидотитового парагенезиса углерод мог поступать только из хемогенных карбонатов, образовавшихся еще на стадии гидратации пород бывшей океан-

Рис. 11. Изотопный состав углерода алмазов ультраосновного и эклогитового парагенезисоп

по Э. М. Галнмову [6].

ской коры по реакциям типа (14) и (15), и хемогенного метана, генерировавшегося по реакциям типа (16). Поскольку углерод в такие карбонаты поступал из единого источника (из растворенного в придонных водах древних океанов СО.,), то их изотопный состав должен был быть более однородным и отвечающим среднему значению 613Ссо2 углекислого газа, растворенного в океанических водах.

Наибольшими вариациями в кимберлитах характеризуются изотопы водорода 6Б, которые меняются в широких пределах от -4 до -100%о по стандарту БМОУУ [8]. В отличие от кимберлитов, в алмазах значения изотопных сдвигов водорода прямо противоположны и достигают ~+180%о [ 16], что свидетельствует об аномальной обогащенности водорода алмазов дейтерием по сравнению с морской водой (&И = 0) и осадками (6Б от -30 до -100%о). Это, по-видимому, обусловлено процессом диффузии легких изотопов водорода из формирующихся кристаллов алмаза.

Изотопные вариации кислорода 6180 в гидроксильных группах серпентина и флогопита, на которые приходится булыпая часть связанной в кимберлитах воды, лежат в пределах от +6 до+12%о по стандарту 8МО\У. Вариации же 6180 в самой матрице кимберлитов (включая карбонатное вещество) еще шире и достигают +24%о [8], тогда как для мантийных пород 6180 - +5,5%о [37]. Предположить столь значительное изотопное фракционирование вещества в мантии очень трудно (а если говорить реально, то просто невозможно).

В рассматриваемой модели образования кимберлитов наблюдаемые распределения изотопов кислорода объясняются самым естественным образом. Гидратация осадков и коренных пород в резервуаре океанской воды приводит к накоплению тяжелого изотопа кислорода до +20...+25%о в осадках и гидратированных породах, тогда как океанические воды компенсационно должны становиться более легкими [6].

Для кимберлитов и лампроитов очень характерны резко повышенные содержания редкоземельных элементов (РЗЭ), достигающие 500-800 г/т [2, 8]. Подобные концентрации РЗЭ можно встретить только в карбонатитах и сиенитах, имеющих родственное с кимберлитами происхождение, а также в фосфоритах и железомарганцевых рудоносных илах, в которых их концентрация доходит до 880- 970 г/т [2]. Тогда как в ультраосновных породах мантии их содержание лежит в пределах от 2-3 до 20-30 г/т. При этом распределения РЗЭ в кимберлитах и в современных океанических осадках неплохо совпадают друг с другом, за исключением быть может только тяжелых РЗЭ (см. рис. 12). Однако при таком сравнении необходимо учитывать, что кимберлитовые расплавы в магматических очагах на глубинах существования гранатовой фации метаморфизма прошли длительную дифференциацию. Но известно, что при высоких давлениях гранаты, образующиеся в кимберлитах, преимущественно обогащаются тяжелыми РЗЭ [36]. После введения поправок в спектр РЗЭ океанических осадков на поглощение тяжелых РЗЭ гранатами из трубки Премьер, совпадение с распределением РЗЭ в кимберлитах из этой же трубки стало существенно лучшим. Аналогичная картина наблюдается в карбонатитах и лерцолитах.

Рис. 12. Средние распределения редкоземельных элементов в кимберлитах и осадках. Данные нормированы по среднему хондритовому распределению [36]: 1 и 2 распределения РЗЭ в кимберлитах трубки Премьер и Вессельтон, Южная Африка [8]; 3 — распределение РЗЭ в океанических осадках, рассчитано по данным [36]; 4 — разность между спектрами РЗЭ в осадках и гранатах из трубки Премьер.

В противоположность кимберлитам и родственным им породам, вещество эклогитов после своего образования не плавилось и, следовательно, не подвергалось столь же сильной дифференциации. Поэтому все полиморфные минеральные преобразования и метаморфизм эклогитов, в основном, должны были происходить изохимически. Именно поэтому эклогиты еще лучше сохранили основные черты распределения РЗЭ своих материнских пород — океанских толеитовых базальтов, выплавлявшихся в приповерхностных условиях океанических рифтовых зон (см. рис. 13). Об этом же свидетельствуют и существенные отличия спектра распределения РЗЭ эклогитов от щелочных базальтов, выплавляющихся на значительно больших глубинах, чем толеитовые базальты.

Помимо лантаноидов, кимберлиты и лампроиты существенно обогащены и другими литофильными элементами: Ы, В, К, Р, С1, К, Т1, Бг, У, Ъгу N5, Сз, Ва, Та, РЬ, ТЬ и и [8, 48 и др. работы]. Такая литофильная минерализация кимберлитов, совершенно не свойственная мантийным диф-ференциатам, по нашему мнению, также убедительно свидетельствует об осадочно-анатексистическом происхождении этих уникальных и в высшей степени интересных пород.

Описываемая модель формирования кимберлитов, лампроитов и кар-бонатитов полностью отвечает наблюдаемым в этих породах распределениям изотопов неодима и самария. Действительно, как отмечается Г. Фором [32], происходившее в прошлом частичное плавление мантии порождало магмы, имеющие более низкие отношения Эт/Ш по сравнению с мантийным веществом. Поэтому образовывавшиеся из такой магмы породы, например базальты и продукты их преобразования — коровые породы (гранитоиды и осадки), в настоящее время имеют более низкие отношения 143Кс1/|4'4Кс1, чем

Рис. 13. Распределение редкоземельных элементов в эклогитах и базальтах, нормированных к хондритовому стандарту. 1 — эклогит трубки Робсртс-Виктор [8]; 2 — средний эклогнт; 3 средний толеи-товый базальт срединно-океанических хребтов; 4 щелочной базальт (распределения 2-4 по работе [2].

Рис. 14. Изотопная эволюция Nd в мантии (в хондрнтовом резервуаре CHUR) по Г. Фору [32]. Магма, образовавшаяся в результате частичного плавления мантии, имеет более низкое отношение Sm/Nd по сравнению с мантийным резервуаром, тогда как остаточная (рестнтовая) твердая фаза характеризуется более высокими отношениями Sm/Nd. В результате современные отношення l43Nd/l44Nd в породах, образовавшихся из силикатного расплава, всегда оказываются меньшими, чем в мантии, а в породах, образовавшихся и) реститов, наоборот — всегда большими.

в мантии, т. е. характеризуются отрицательными значениями eNd. В противоположность этому твердые фазы мантийного вещества, которые остались после удаления из него образовавшихся расплавов, имеют более высокие отношения Sm/Nd, чем в резервуаре первичной мантии (рис. 14). При этом

ТЗ

2

СО

-ю -

-20 "

Рис. 15. Изотопный состав кимберлитов и родственных им пород Восточно-Европейской платформы и некоторых других регионов на диаграмме еМ-еБг [15]: 1 — Средний Тиман; 2-5 — Архангельские поля: 2 — Кспинскос поле; 3 — Золотицкос поле; 4 — Верхотиискос пате, трубка им. В. Гриба; 5 — пикрити. оливиновыс мелилититы; 6 — Терский берег [40]; 7 Кандалакша [40]; 8 кнмберлігтьі Восточной

Финляндии [49].

Г. Фор особо отмечает, что породы, образовавшиеся в прошлые геологические эпохи из таких остаточных (реститовых) твердых фаз, также будут характеризоваться повышенными значениями отношений 143М<1/,44Ы(1. Следовательно, и карбонаты, возникшие в раннем протерозое из таких ультраосновных реститов путем их серпентинизации также должны были характеризоваться более высокими отношениями 143Мй/144М по сравнению с современными мантийными породами и положительными значениями еЫс1.

Для распределения стронция должна наблюдаться противоположная ситуация, поскольку радиоактивный рубидий при плавлении мантии в основном концентрируется в базальтовых расплавах. Учет этих факторов позволяет по неодиму и стронцию оценить источник поступления вещества в глубинные очаги расплавов. Так, если еМс! < 0 и евг > 0, то кимберлитовые и лампроитовые расплавы произошли из дериватов мантии, т. е. из базальтов и продуктов их переработки — коровых пород и океанических осадков. Если же еШ > 0 и еЭг < 0, то в образовании глубинных расплавов приняло заметное участие и вещество мантийных реститов, например, серпентинитов офиолитовых комплексов и продуктов их разрушения (рис. 15).

Механизм подъема кимберлитовых магм на поверхность Земли

Химико-плотностная конвекция в мантии, как известно, нестационарна и время от времени меняет свою конфигурацию. Поэтому на месте бывших нисходящих конвективных потоков через какое-то время (порядка

нескольких сотен миллионов лет), как правило, возникают обратные им — восходящие потоки. При этом режим сжатия меняется на прямо противоположный режим растяжения, который возникает за счет действующих на подошву литосферы растягивающих сил со стороны расходящихся от центра восходящего потока мантийных течений и благодаря “соскальзыванию” континентальной литосферы с мантийного поднятия (вздутия), обычно возникающего над центром восходящего потока в мантии.

При отсутствии жидких расплавов в литосфере на больших глубинах не могут возникать открытые трещины, поскольку под тяжестью вышележащих пород (значительно превышающей пределы их прочности) стенки таких трещин моментально будут “заплывать” благодаря пластическим деформациям вещества в окружающих частях литосферы. В большинстве работ, посвященных механизмам кимберлитовоговулканизма[1, 38,39, 29], подчеркивается, что быстрому подъему кимберлитовых магм на поверхность способствует их низкая вязкость. Выделение СО;> из магмы по мере ее подъема по трещине вверх должно снижать вязкость расплава и, тем самым, резко ускорять ее раскрытие и скорость распространения [38]. Реальные скорости подъема кимберлитовых магм достигают столь высоких значений, что они легко выносят с собой даже тяжелые ксенолиты эклогитов и гранатовых перидотитов.

Отсюда следует, что из-за перепада плотности между породами литосферы и кимберлитовыми расплавами (Ар~ 0,5 г/см3) последние должны были активно выжиматься из нижних частей трещины и внедряться в континентальную кору (рис. 15) под большим избыточным давлением

Ар~АЛАр#,

где АЛ — интервал глубин трещины в литосфере, заполненный расплавами; Ар — разность плотностей литосферы и кимберлитовой магмы, ё <=» 10я см/с2 — ускорение силы тяжести. Очевидно, такой механизм выжимания расплавов на поверхность Земли может действовать только при Ар > 108 дин/см2, но для этого необходимо выполнение неравенства АЛ > 2 км, что представляется вполне реальным условием.

Следовательно, открытие магмавыводящих трещин под влиянием растягивающих литосферу напряжений, скорее всего, должно происходить только за счет эффектов гидроразрыва вышележащих пород под воздействием избыточных давлений Ар в столбе поднимающихся магм, как это и показано на рис. 16, т. е. в случае, когда высота открытого участка магматического столба равна или превышает два километра.

Турбулизация магматического потока, способствующая выносу ксенолитов, в этих условиях начинается уже при скоростях 1/кр > 4 м/с. Реальная же скорость подъема кимберлитовых расплавов должна находиться в пределах 4 < й < 160 м/с. Скорее всего эта скорость близка к значению 0 « *> 50 м/с. При такой скорости подъема кимберлитовых магм (около 180 км/ час) они пересекают всю литосферу с глубин около 200-220 км всего за 1-1,5 часа.

В связи с выполненными оценками скорости подъема кимберлитовых магм, еще раз подчеркнем, что только благодаря их высоким значениям

Комвектируютая мантия

Рнс. 16. Механизм развитие магмавыводяших каналов при кнмберлитовом магматизме.

((/ » 4 м/с) могут выноситься на дневную поверхность плотные ксенолиты эклогитового и лерцолит-гранатового составов. Большой скоростью подъема этих магм, по-видимому, объясняется и то, что алмазы, метастабильные при низких давлениях и высоких температурах, все-таки успевают достаточно быстро “проскочить” опасную для них горячую зону графитизации и сохраниться в быстро охлаждавшихся после подъема кимберлитах.

Критерии прогноза зон локализации алмазоносного магматизма

Таким образом, согласно рассмотренной здесь модели образования алмазов:

1. Коренные алмазоносные породы — кимберлиты и лампроиты, а также родственные им породы формировались главным образом на архейской континентальной коре, хотя в некоторых случаях они могли внедряться в протерозойскую кору, но никогда не должны встречаться на молодых (фанерозойских) платформах и, тем более, на океаническом дне.

2. Алмазоносные кимберлитовые и лампроитовые трубки взрыва, а также родственные им карбонатитовые и щелочно-ультраосновные интрузии главным образом располагаются над зонами нодцвига плит свекофен-нского (карельского) возраста, функционировавшими около 2,0—1,8 млрд лет назад, хотя иногда могут возникать и над более молодыми гренвиль-скими зонами поддвига плит.

3. В соответствии с глубинностью образования рассматриваемой серии пород и крутизной падения зон поддвига плит, ближе всего к фронту бывшей зоны поддвига плит, на расстояниях от 100 до 200-300 км от ее фронта располагаются щелочно-ультраосновные интрузии и натриевые карбона-титы. Затем (на расстоянии от 200 до 400 км) следует зона расположения кальцитовых карбонатитов и мелилититов, а иногда и неалмазоносных кимберлитов. Алмазоносные кимберлитовые и лампроитовые диатремы располагаются дальше других аналогичных образований — приблизительно на расстоянии от 300 до 600-650 км от фронта зоны поддвига плит раннепротерозойского возраста.

Помимо уже выявленных алмазоносных провинций мира, с точки зрения рассматриваемого механизма формирования глубинных расплавов и происхождения алмазоносных пород, не менее перспективными провинциями представляются Балтийский щит, Русская платформа с Воронежским щитом, а также Украинский щит.

Примеры некоторых известных алмазоносных провинций мира

Посмотрим теперь, насколько приведенным выше критериям поиска коренных алмазоносных пород соответствуют расположения кимберлито-вых и лампроитовых трубок в наиболее известных алмазоносных провинциях мира. Начнем с классического примера Южной Африки.

В Южно-Африканской Республике кимберлиты распространены в пределах огромной территории Каапваальского архейского кратона между раннепротерозойским складчатым поясом Лимпопо на севере и раннепалеозойским Капским подвижным поясом на юге. Алмазоносным является и примыкающий с севера к поясу Лимпопо кратон Зимбабве. Оба архейских кратона в раннем протерозое оказались разъединенными и, по-видимому, располагались в экваториальном поясе и на значительном расстоянии друг

Рис. 17. Схема расположения кимберлитов на территории Южной Африки: 1 — расположение кимберлитовых трубок (Трофимов, 1980); 2 — Складчатые пояса: пояса Лимпопо, Кейс и Магонди образовались около 2,0-1,8 млрд лет назад, Мозамбикский пояс поздиепалсозойский. Капский пояс — раннепалеозойский (Хайн, 2001); 3 — города провинции. Поле кимберлитов к югу от пояса Лимпопо располагается на архейском кратоне Каалвааль, а к северу от этого пояса — на архейском кратоне Зимбабве. Западные поля кимберлитов прорывают протерозойские образования.

от друга. В конце же раннего протерозоя около 2,0 млрд лет назад оба эти кратона сомкнулись, сформировав складчатый пояс Лимпопо и единую протоплатформу Калахари. При этом краевые зоны подвижного пояса оказались надвинутыми на оба кратона — Каанваальский и Зимбабве [В. Е. Хайн, 2001 ]. Последнее обстоятельство позволяет предполагать, что поддвиг океанических плит одновременно происходил под оба кратона — и под Каап-вааль (в большей мере), и под Зимбабве. Кроме того, архейский возраст центральной зоны складчатого пояса Лимпопо показывает, что при столкновении рассматриваемых кратонов между ними оказался зажатым и небольшой террейн с более древней корой. После образования единой протоплатформы Калахари к ней оказались прижатыми с запада подвижные пояса Магонди и Кейс, развивавшиеся, как и пояс Лимпопо, в интервале 2,0-1,7 млрд лет

Рмнкийекий ^

•. :/ 'ncvKtnoKkticxuü %

- < J JÚT ' . *° - :: ir

'UVeCKUU

Лабрадорский

Крото» Cbtcnupucf  * i

tyamn

Чойонинг

Милпиарды лет

СП

Рис. 18. (. хема возрастного расчленения фундамента Северной Америки (но II. Хофману, взято из работы В. Е. Ханн и Н. А. Божко, 1988). Па схему нанесены расположения кнмберлитовых тел (черные треугольнички) по Дж. Доусону (1983), а для кратона Слейв — по данным, приведенным н работе

(Харькив и др., 1998).

назад [Хайн, 2001]. Аналогичная ситуация наблюдалась и в окрестностях других алмазных провинций Африки — везде такие провинции граничат и либо даже окружены раннепротерозойскими складчатыми поясами, развивавшимися при формировании суперконтинента Мегагея около 2,0-1,8 млрд лет назад.

Основная масса алмазоносных кимберлитов Северной Америки расположена на архейских кратонах Слейв и Сьюпириор, отделенных друг от друга Транс-Гудзонским складчатым поясом свекофеннского возраста, возникшим около 1,9-1,8 млрд лет назад при формировании Мегагеи. (рис. 18). Помимо кимберлитов, в краевых частях Северо-Американской платформы известны проявления и лампроитового магматизма [О. А. Богатиков и др., 1991 ]. После проведения разведочных работ в 90-х годах прошлого века выяснилось, что кратон Слейв может стать одной из богатейших алмазоносных провинций мира (Харькив и др., 1998).

Как следует из рис. 18, часть кимберлитовых тел Северной Америки оказались расположенными не на архейской, а на протерозойской коре. По-видимому, происхождение этих кимберлитов было связапо либо с рифей-скими импульсами железонакопления, либо с тем, что протерозойские образования Северной Америки в свое время были надвинуты на архейскую кору.

Аналогичная ситуация наблюдается и в Западной Австралии. Как описывается в фундаментальной монографии А. Джейкса, Дж. Луиса и К. Смита [7] “основное структурное положение кимберлитовых и лампроитовых интрузий в Западной Австралии определяется нахождением их в пределах раннепротерозойских подвижных зон, располагающихся по границам архейских ядер, несмотря но то, что эти зоны могут быть покрыты фанерозойским осадочным чехлом” (рис. 19). Здесь, правда, следует обратить внимание, что под выполненной рифейскими отложениями впадиной Кимберли предполагается существование архейского блока, окруженного с юга и востока раннепротерозойскими складчатыми системами, соответственно Кинг-Леопольд и Холлс-Крик. При этом возраст заключительных деформаций (кратонизации) всей этой области Западной Австралии оценивается как 1850-1890 млн лет назад [35]. Отсюда можно заключить, что, как и в Северной Америке, булыпая часть кимберлитовых и лампроитовых интрузий Западной Австралии возникла на архейской коре, а соответствующие глубинные расплавы под ней возникли во время раннеархейского эпизода поддвига плит, одновозрастного со свекофеннским орогенезом Балтийского щита. То, что в Австралии, как и в Северной Америке встречаются и кимберлиты, и лампроиты может свидетельствовать о том, что эти кратоны при расколе Моногеи последовательно дрейфовали из тропического пояса в бо-реальный, а затем, при формировании Мегагеи вновь попадали в тропический пояс.

Рассмотрим еще один классический пример Якутской алмазоносной провинции, расположенной в восточной половине Сибирской платформы, описание тектонического строения которой проведем по монографии В. Е. Хайна [35]. Фундамент Сибирской платформы выходит на поверхность

Рнс. 19. Основные тектонические структуры Западной Австралии и размещение кнмберлитовых и лампронтовых провинций [7]: 1 регионы, перекрытые фанерозойскими отложениями; 2 протерозойские складчатые пояса; 3 — протерозойские бассейны; 4 — архейские кратоны; 5 — разломы; 6 — оси складок; 7 — интрузии лампроитов и кимберлитов; 8 — месторождения алмазов.

в двух крупных щитах: на севере — в Анабарском, а на юго-востоке — в Алданском. Алмазоносными являются, в основном, Анабарский мегаблок

и, частично, Алданский мегаблок (рис. 20). Центральная часть Алданского мегаблока сложена гранит-зеленокаменными породами, среди которых преобладают позднеархейские образования возрастом около 2,75 млрд лет, хотя встречаются и среднеархейские. В составе Анабарского массива выделяются три блока, разделенные поясами складчатости возрастом около

1.9-1,8 млрд лет, вдоль которых происходит поддвиг западных блоков иод восточные. Возрасты западного (Маганского) и центрального (Далдынского или Центрально-Анабарского) блоков равны 3,2 млрд лет. Причленение западного (Тунгусского) мегаблока к остальным частям Сибирской платформы, по-видимому, произошло во второй половине раннего протерозоя около

1.9-1,8 млрд лет назад, поскольку именно этому времени соответствует эпоха кратонизации платформы, тогда как в раннем рифее (т. е. при разрушении суперконтинента Мегагеи) уже началась авлакогенная стадия развития Сибирской платформы.

аймыjícícnA орб^иическии

Олеяекское

¡»поднятие

Ангарский пояс \js'

Енисейским

кряж\\::'\

V* A s~\7f + А л За n скии У У ^мегаблок^/^N

*.*• '• читv¿.

^иткАнский'^СтаиовоЙ' ме га блок пояс : • • ' •*

Шарыжалгайское •/v. поднятие

ЕЕЗ» ¡2¿2h ЕЗ« ЕШЬ Е*Пб ГП? CZUз ЕИэ

Рис. 20. Тектоническая карга-ехема Сибирского кратона (но Rosen el al.. 1994. взято из монографии

В. Е. Ханна, 2001) с изменениями: 1 — области основных выходов фундамента на поверхность; 2 — палеозойские и мезозойские надвиговые пояса периферии кратона; 3 - мощность платформенного чехла (контуры, в км); 4 — главные сутуры; 5 — разломы в платформенном чехле; 6 — пояса кимберлитов; 7—го же с коровыми ксенолитами; 8 — скважины, вскрывшие докембрийский фундамент; 9 — предполагаемые зоны поддвига плит вдоль Байкало-Таймырской сутуры и восточных блоков

Анабарского массива (наша интерпретация).

О возрасте западного (Тунгусского) мегаблока судить трудно, поскольку он перекрыт мощной толщей платформенного чехла. Однако тот факт, что в Енисейском кряже и на юго-западе мегаблока обнажаются архейские породы, по нашему мнению, свидетельствует о том, что и сам мегаблок имеет архейский возраст. Судя но геофизическим данным, Байкало — Таймырский шовный пояс представляет собой зону поддвига плит, вдоль которой Тунгусский мегаблок поддвигается под Анабарский мегаблок. В этом случае, например, происхождение полей развития кимберлитов начиная от Мир-нинского до Далдынского и Верхнемунского, а также мезозойских диатрем, примыкающих к Анабарскому щиту (см. рис. 20), можно объяснить затягиванием железистых осадков раннепротерозойского Центрально-Сибир-

ского палеоокеана под Меганский и Анабарский архейские мегаблоки. Во всех этих случаях расстояние между фронтом зоны субдукции Байкало — Таймырской шовной зоны и этими полями распространения кимберлитов как раз составляет 400-500 км. Все же восточные поля распространения кимберлитов, по-видимому, связаны с зонами поддвига Маганского блока под Далдынский и Далдынского блока под восточный Хапчанский.

Таким образом, на Сибирской платформе, как и в Южной Африке, мы имеем дело с классическим примером формирования кимберлитовых пород за счет затягивания раннепротерозойских пелагических (железистых) осадков тропической зоны под архейские кратоны. В противоположность этому, лампроитовый магматизм Алданского щита указывает на то, что этот щит в раннем протерозое мог какое-то время располагаться и в бореальной или даже в полярной зоне и под него затягивались обедненные карбонатами, но обогащенные кремнеземом, магнием и калием осадки высоких широт.

Основные черты строения и развития Балтийского щита

Для прогноза местоположения щелочно-ультраосновного и алмазоносного магматизма наиболее важной задачей является нахождение раннепротерозойских шовных структур свекофеннского возраста — следов бывших зон поддвига плит океанической коры под архейские кратоны и определение направления их падения.

После распада суперконтинента Моногея около 2,4-2,2 млрд лет назад геодинамическая обстановка на Балтийском щите сменилась режимом повсеместного сжатия. Закрытие раннепротерозойских океанических бассейнов около 2,0-1,8 млрд лет назад сопровождалось широкомасштабным поглощением океанической коры в зонах поддвига плит к юго-западу от Кольской архейской литосферной плиты. В результате произошедшей после этого коллизии ранее обособленных архейских микроконтинентов и террей-нов, произошла консолидация Карело-Кольского мегаблока и Свекофен-нской области с образованием эшелонированных шовных зон — следов бывших зон поддвига плит (рис. 21).

Особенности пространственного расположения, внутреннего строения и возраст образования вулканогенно-осадочных комплексов позволяют предположить наличие в Карело-Кольском мегаблоке, по крайней мере, четырех — пяти зон палеосубдукции, падающих на северо-восток (рис. 21). И с каждой такой зоной палеосубдукции может быть связана своя зона проявления кимберлитового и щелочно-ультраосновного магматизма.

Выше, при описании механизмов формирования щелочно-ультра-основных и кимберлитовых магм, подчеркивалась прямая связь между глубиной их зарождения и расстоянием от фронтов раннепротерозойских зон поддвига плит (см. рис. 4). Именно поэтому взаимное расположение зон субдукции свекофеннского возраста и более молодых рифтогенных разломов рифейского, каледонского и герцинского возрастов имеют определяющее значение для прогноза участков возможного проявления кимберлитового магматизма.

ЕЗ1 Шг ОППШ3 Ш5' ЕЗ7 ЕЕ!»

ЕЗ9 ЕЗ10 ГЖІН ¡5312 [£±]>з

Рис. 21. Схематическая геологическая карта восточной части Балтийского шита: 1 — Континентально-коровые ассоциации архея; 2-3 — осадочно-вулканогенные и интрузивные комплексы возраста 2,5-22 млрд лет; 2 — островодужныс и офиолитовые; 3 — рнфтогснные, островодужные и офиолнтовые; 4 5 осадочно-вулканогенные и интрузивные комплексы возраста 2,2 1,9 млрд лет: 4 островодужные и офиолитовые, 5 — рифтогенные, островодужные и офиолитовые; 6— свекофеннские (1,9 млрд лет) граниты и гранитоиды; 7 — граниты рапакивн (1,4 млрд лет); 8 — аллохтонныс покровы каледонского возраста: 9 — граница распространения палеозойского осадочного чехла Русской платформы; 10 зоны субдукции и направления поддвига океанических плит раннепротерозойского возраста (1,9-1.8 млрд лет);

11 — интрузии щслочно-ультраосновного состава; 12 —грубки взрыва пнкритового и мслнлнтігтового составов; 13 кимберлиты; 14 — дайки щслочно-ультраосновного и основного составов.

Окончательное закрытие Свекофеннских океанов произошло около

1,9-1,8 млрд лет назад. С тех пор и до наших дней Карело-Кольский мега-блок архейской коры и примкнувшие к нему раннепротерозойские структуры Свекофеннид характеризуются только платформенными режимами развития континентальной коры.

Новая крупная активизация тектонических процессов в рассматриваемом регионе произошла в конце ордовика около 480-450 млн лет назад при закрытии палеоатлантического океана Япетус. Процесс закрытия

палеоокеана Япетус можно восстановить по современной конфигурации шельфов континен-тальных плит северной части Атлантического океана и полосчатым магнитным аномалиям, а также по характеру строения каледонской аллохтонной пластины в северной части Балтийского щита, маркирующей древнюю зону сочленения. При этом клиновидная форма восточной части Гренландской литосферной плиты при столкновении с Европейской плитой должна была привести к возникновению растягивающих напряжений в северной части Балтийского щита по линии Северная Норвегия — Кольский полуостров — Архангельская область, т. е. с северо-запада на юго-восток (рис. 22).

Аналогично этому, при закрытии девонского Палеоуральского океана и при столкновении в конце карбона Западносибирской эпипалеозойской платформы с Русской платформой, ио-видимому, произошло заложение зоны растягивающих напряжений по линии Новая Земля — остров Нокуев — г. Кандалакша — Ботнический залив (см. рис. 22). При этом выступ Карской плиты, отмеченный коленообразным изгибом складчатых структур Новой Земли, подобно клину внедрился в Баренцевоморскую платформу.

В результате этих событий в северо-восточной части Балтийского щита возникли системы ортогональных сдвиговых смещений, на пересечении которых образовались разломы растяжения - естественные каналы вывода глубинных магм на поверхность Земли. С заложением и обновлением опи-

Рис. 22. Схема, показывающая механизм возникновения обстановок растяжения и сжатия при столкновениях Американо-Гренландской и Западносибирско-Карскоморскон плит с Балтнйско-Баренцевоморскон плитой соответственно около 400 и 320 млн лет назад [28]: 1 — направления давления плит; 2 — генеральные простирания зон сжатия и растяжения; 3 — напряжения растяжения; 4 — напряжения сжатия; 5 характерные простирания субмеридиональных и субширотных сдвиговых разломов, оперяющих пол углами 45' главные зоны сжатия и растяжения.

санных выше систем разрывных нарушений около 450-320 млн лет назад, по-видимому, следует связывать интенсивно проявившийся в пределах Балтийского щита и севера Русской платформы магматизм щелочно-ультра-основного и кимберлитового ряда. Массивы щелочно-ультраосновных интрузий локализованы в центральной части Кольского полуострова и восточной Финляндии (см. рис. 21). Зона распространения трубок взрыва находится к востоку от области локализации интрузий щелочно-ультра-основного состава и занимает компактное положение в пределах Ермаков-ского грабена. Отдельная трубка взрыва найдена в районе губы Ивановской на побережье Баренцева моря. В Архангельской области трубки взрыва, объединенные в Зимнебережную область кимберлитового и мелилититового магматизма, были обнаружены еще в начале 80-х годов XX века (см. рис. 21).

Подавляющее большинство трубок взрыва Кольского полуострова, расположенных на Терском берегу Кандалакшского залива, имеют мели-лититовый состав, тогда как в Архангельской области проявился и мелили-титовый и более глубинный — алмазоносный кимберлитовый магматизм. Кроме интрузий и трубок взрыва, каледонский и герцинский магматизм Кольского полуострова характеризовался широким распространением комплекса даек, которые образуют в пространстве две обособленные области. Одна из них протягивается вдоль Мурманского побережья от северной Норвегии до губы Ивановская на востоке (см. рис. 21). Дайки имеют преимущественно щелочно-ультраосновной состав пород. Встречаются и дайки до-леритов, которые занимают в основном западную часть зоны распространения.

При эшелонированном расположении раннепротерозойских зон под-двига плит, как это наблюдается в Карело-Кольском кратоне, очевидно, возможно, пространственное совмещение комплексов щелочно-ультра-основного, переходного по глубинности карбонатитового, мелилититового и даже кимберлитового магматизма, как это и показано на рис. 2.

Выводы

Алмазоносные породы образуются благодаря переплавленню пелагических океанических осадков, затянутых на большие глубины по древним зонам поддвига плит под континенты. Однако, только тяжелые железорудные осадки, плотность которых превышала среднюю плотность континентальных литосферных плит (около 3,2 г/см3), могли погружаться на большие глубины вплоть до подошвы этих плит. Из геологической летописи известно, что такие осадки отлагались только в конце архея и во второй половине раннего протерозоя. Но в архее, из-за высокой тектонической активности, еще не существовало зон поддвига плит, так как их роль тогда выполняли зоны скучивания тонких базальтовых пластин, следы которых сохранились до сих пор в виде архейских зеленокаменных поясов. Кроме того, благодаря высоким тепловым потокам толщина континентальных литосферных плит (вместе с континентальной корой) в архее не превышала

зз

60-80 км. В противоположность этому, в протерозое тектоническая активность Земли резко снизилась, и ее дальнейшее развитие пошло по законам тектоники литосферных плит: возникли зоны поддвига плит, а мощность континентальных литосферных нлит (вместе с земной корой) быстро возросла до 200-250 км. Именно по этой причине расплавы глубинных алмазоносных пород — кимберлитов и лампроитов могли возникать только во второй половине раннего протерозоя около 2,2-1,9 млрд лет назад. О том, что кимберлиты, лампроиты и родственные им породы возникли из древних океанических осадков, свидетельствуют их химические составы, резкое обогащение литофильными элементами и распределение редкоземельных элементов. При этом кимберлиты, вероятнее всего, образовались благодаря переплавлению богатых карбонатами пелагических осадков тропического пояса, а лампроиты — за счет осадков бореальных и полярных зон Земли. Составы же эклогитовых ксенолитов практически эквивалентны составам океанических толеитовых базальтов, выплавляющихся на малых глубинах. Образование алмазов объясняется восстановлением углерода за счет экзотермических реакций его оксидов с углеводородами органического происхождения. Поэтому весь углерод в алмазах только экзогенного происхождения. Об этом свидетельствуют изотопные данные и газово-жидкие включения в алмазах, содержащие воду, углекислый газ, азот, метан и другие углеводороды вплоть до этанола.

Работа выполнена при поддержке общественного фонда содействия российской науке.

1. Артюшков Е. В.. Соболев С. В. Механизмы подъема с глубины кимберлитовой магмы. Докл. АН СССР.— 1977.— Т. 236, № 3.— С. 692-695.

2. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. - 267 с.

3. Богатиков О. А., Рябчиков И. Д., Кононова В. А.. Махоткин И. Л. и др. Лампрои-ты. М.:, Наука. 1991.— 302 с.

4. Галимов Э. М. 1ЛС/,гС алмазов. Вертикальная зональность алмазообразования в литосфере // Труды 27-го Международного геологического конгресса, докл.- 11, секц. С 11. Геохимия и космохимия. М.: Наука, 1984.— С. 110-123.

5. Галимов Э. М. О возникновении и эволюции океана по данным об изменениях ,яО/,вО осадочной оболочки Земли в ходе геологичнского времени // Докл. АН СССР, 1986.— 284.— № 5.— С. 977-981.

6. Галимов Э. М. Проблемы геохимии углерода // Геохимия, 1988.— № 2.— С. 258-278.

7 .Джейкс А., ЛуисДж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М.: Мир, 1989.—430 с.

8. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир,— 1983.— 300 с.

9. Жариков В. А. Ослопы физико-химической петрологии. М.: Наука, 1980.—

420 с.

10. Илупин И. П.. Ваганов В. И., Прокопчук Б. И. Кимберлиты. Справочник. М.: Недра, 1990.— 248 с.

11. Каминский Ф. В. О геохимических циклах углерода в процессах природного алмазообразования // Тез. Докл. Всесоюзн. Совещ. по геохимии углерода. М. 1981.

12. Каминский Ф.В. Алмазоносность некимберлитовых изверженных пород. М.: Недра.— 1984.— 173 с.

13. Кашинцев Г.Л. Глубинные породы океана. М.: Наука, 1991.— 279 с.

14. Ковальский. В. В.. Никишов К. Н.. Егоров. О. С. Кимберлитовые и карбо-натитовые образования восточного и юго-восточного склонов Анабарской антеклизы. М.: Наука, 1969.— 288 с.

15. Кроткое В. В., Кудрявцева Г. П.. Богатиков О. А. и др. Новые технологии разведки алмазных месторождений.— ГЕОС, 2001.— 310 с.

16. Мальцев К. А.. Галимов Э. М. Изотопный состав водорода в алмазах // Докл. АН СССР, 1989.- 308, № 6.- С. 1451-1453.

17. Монин А. С., Сорохтин О. Г. О затягивании осадков на большие глубины иод континенты // Докл. АП СССР. 1986.- 286,— № 3.— С. 583- 586.

18. ПерчукЛ.Л. Усовершенствование двупироксенового геотермометра для глубинных перидотитов // Докл. АН СССР, 1977.— Т. 233, № 3.— С. 456-459.

19 .ПерчукЛ.Л. Пироксеновый барометр и “иироксеновые геотермы” // Докл. АН СССР, 1977.— 233.— №6.— С. 1196-1199.

20. Семихатов М. А.. Раабен М. Е., Сергеев В. Н.. Вейс А. Ф., Артемова О. В. Биотические события и положительная изотопная аномалия карбонатного углерода 2,3-2,06 млрд лет назад // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1999.— 7. № 5.

С. 3-27.

21. Сидоренко Св. А.,Сидоренко А. В. Органическое вещество в осадочно-метамор-фических породах доукембрия // Труды Геол. Ин-та АН СССР, вып. 277 М.: Наука, 1975.— 140 с,

22. Соболев В. С.. Соболев Н. В. Новые доказательства погружения на большие глубины эклогитизированных пород земной коры // Докл. АН СССР. 1980.— 250, №3.—С. 683-685.

23. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974. 264 с.

24. Соболев Н. В. Парагенезисы алмаза и проблемы глубинного минералообразо-вания //Записки Всесоюзн. Минерал. Об-ва, 1983, вып. СХП.— № 4.— С. 389-397.

25. Сорохтин О. Г. Строение континентальных литосферных плит и происхождение кимберлитов. В кн.: Проблемы теоретической геодинамики и тектоника литосферных плит.— М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1981.— С. 161-168.

26. Сорохтин О. Г. Тектоника литосферных плит и происхождение алмазоносных кимберлитов // Обзор: “Общая и региональная геология, геологическое картирование”. М.: ВИЭМС, 1985.— 48 с.

27. Сорохтин О. Г. Образование алмазоносных кимберлитов и родственных им пород с позиций тектоники литосферных плит.//Геодинамический анализ и закономерности формирования и размещения месторождений полезных ископаемых. Л.: ВСЕГЕИ, 1987.- С. 92-107.

28. Сорохтин О. Г., Лобковский Л. И. Механизм затягивания океанических осадков в зону поддвига плит // Изв. АН СССР. Физика Земли.— № 5, 1976.— С. 3-10.

29. Сорохтин О. Г., Митрофанов Ф. П., Сорохтин Н. О. Происхождение алмазов и перспективы алмазоносности восточной части Балтийского щита. Апатиты: изд. К11Ц РАН. 1996.— 144 с.

30. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М.: Изд-воМГУ.— 2002. 560 с.

31. Трофимов В. С. Геология месторождений природных алмазов. М.: Недра, 1980.—304 с.

32. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир 1989.— 592 с.

33. Францессон Е. В.. Каминский Ф. В. Карбонадо — разновидность алмаза неким-берлитового происхождения // Докл. АН СССР, 1974.— 219.— № 1.

34. Фролова Т. И., Рудник Г. Б., Кашинцев Г. Л. Некоторые общие закономерности магматизма океанов и вопросы происхождения магматических пород//Океанология, Геология океана, осадкообразование и магматизм океана. М.: Наука, 1979.— С. 69-87.

35. Хайн В. Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001.—60бс.

36. Хескин Л. А., Фрей Ф. А.. Шмитт Р. А., Смит P. X. Распределение редких земель в литосфере и космосе. М.: Мир, 1968.— 188 с.

37. Хефс Й. Геохимия стабильных изотопов. М.: Мир, 1983.— 200 с.

38. Anderson О. L. The role of fracture dynamics in kimberlite pipe formations // Boyd F.R., Meyer H.O.P. (Eds.) Kimberlites, diatremes and diamonds: their geology, petrology and geochemistry. Washington, AGU, 1979.— P. 344-353.

39. Artyushkou E. V.. Sobolev S. V. Physics of kimberlite magmatism // Kimberlites I: kimberlites and related rocks. Elsevier Sci. Publ., Amsterdam. 1984.— P. 309-322.

40. Beard A. D., Downes H., Hegner E. et al. Mineralogy and geochemistry of Devonian ultramafic minor intrusions of the southern Kola Peninsula, Russia; implications for the potrogenesis of kimberlites and melilitites//Contrib. Mineral. Petrol., 1998. V. 130.— P. 288-303.

41. Boyd F. R. A pyroxene geotherm. Geochim. et Cosmochim. Acta, 1973.— 27.— P. 2533-2546.

42. Eldridge C. S.. Compston W., Williams I. S., Harris J. W„ Bristow J. W. Isotope evidence for the involvement of recycled sediments in diamond formation. Nature, 1991.— 353.— P. 649-653.

43. Galimov E. M. Isotope fractionation related to kimberlite magmatism and diamond formation // Geochim. Cosmochim. Acta, 1991.— 55.— N 6.— P. 1697-1708.

14. Kennedy C. S.. Kennedy G. C. The equilibrium boundary between graphite and diamond. J. Geophys. Res., 1976.— 81.— P. 2476-2470.

45. Melton С. E., Giardini A. A. The composition and significance of gns released from natural diamonds from Africa and Brazil. Amer. Miner. — 1974.—59. P. 775-782.

46. Melton С. E.. Giardini A. A. Experimental results and theoretical interpretation of gaseous inclusions found in Arkansas natural diamonds. Amer. Miner.— 1975.— 60.— P. 413-417.

47. MercierС. C., Carter N. L. Pyroxene geotherms. J. Geophys. Res., 1975.— 80.- P. 3349-3362.

48. Muramatsu Y. Geochemical investigations of kimberlites from the Kimberley area, South Africa. Geochem J.— 1983.— 17.— № 2.— P. 71 86.

49. O'Brien П. E., Тупі M. Mineralogy and geochemistry of kimberlites and related rocks from Finland. In: Ргос. VII Int. Kimberlites Conf. 1999.— 2.— P. 625-636.

50. Takahashi I. Melting of dry peridotite KLB-1 up to 14 Gpa: Implications on the origin of peridotitic upper mantle. J. Geophys. Res.— 1986.— 91.— N 89.— P. 9367-9382.

51. Schidlowski M. Application of stable carbon isotopes to early biochemical evolution on Earth // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1987.— 15.— P. 47-72.

52. Sharp W. E. A plate tectonic origin for diamond-bearing kimberlites. Earth Planet. Sci. Lett. 1974.— 21. P. 351-354.

Подано механізм утворення алмазоносних порід шляхом затягування порід океанічної кори та залізистих океанічних осадків раннього протерозою но давнім зонам субдукції під архейські щити.

It is described the gearing of the diamond-bearing rocks formation owing to the drag of paleoproterozoic ocean crust rocks and ferruginous oceanic sediments through the ancient subduction zones under archean shields.