Происхождение алмазоносных кимберлитов и родственных им пород

Отметим здесь ещё один специфический тип глубинных формаций, теснейше связанный с процессами океанического седиментогенеза, происходившими в раннем протерозое. Мы имеем в виду происхождение алмазоносных кимберлитов, лампроитов, карбонатитов и родственных им щёлочно-ультраосновных пород (включая Хибинские апатитоносные нефелиновые сиениты). Действительно, изотопные составы углерода в алмазах невозможно объяснить без привлечения корового вещества (Галимов, 1978). Аналогичная ситуация наблюдается и в высокотемпературных глубинных породах ассоциации карбонатитов и кимберлитов: изотопные составы углерода и кислорода показывают, что в образовании карбонатного вещества этих пород принимает участие коровая углекислота первично-осадочного происхождения (Кулешов, 1986). Проблема происхождения этих экзотических пород изложена в работах (Сорохтин, 1981, 1985) и более подробно в монографии (Сорохтин, Митрофанов, Сорохтин, 1996). Позже идеи, изложенные в этой работе, были использованы и авторами коллективной монографии «Архангельская алмазоносная провинция» (2000).

Согласно разработанной в монографии 1996 г. модели, алмазоносные кимберлиты и родственные им породы возникли за счёт затягивания по древним зонам субдукции на большие глубины (до 200-250 км) под архейские щиты тяжёлых (железистых) океанических осадков раннего протерозоя (рис. 143). При этом из-за большой плотности железистых осадков они должны были сами «проваливаться» в зоны поддвига плит и служить в них «смазкой». Поэтому, вероятно, зоны поддвига плит в конце раннего протерозоя (во время свекофеннской орогении) и в среднем протерозое в основном были амагматичными, без характерного для островных дуг и активных окраин континентов известково-щелочного вулканизма.



В рассматриваемой модели момент формирования глубинных расплавов строго ограничен эпохой второй половины раннего протерозоя. Это связано с тем, что в архее ещё 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 литосферных плит вместе с континентальной корой выше 60-80 км (см. рис. 97). Зон же субдукции в то время вообще не существовало, так как их тогда заменяли зоны скучивания и торошения сравнительно тонких океанических литосферных пластин существенно базальтового состава (см. рис. 73). Лишь после выделения земного ядра в конце архея возникли первые зоны субдукции, а мощность архейских континентальных литосферных плит стала быстро возрастать. Уже к концу раннего протерозоя она достигла предельных значений порядка 250 км, что и создало условия для возможности формирования глубинных (алмазоносных) расплавов. Однако реализация этой возможности осуществилась только тогда, когда на дне океанов около 2,2 млрд лет назад стали отлагаться тяжёлые железорудные осадки типа джеспилитов.





О существенной роли железа в составе исходного осадочного вещества, затянутого в раннем протерозое под архейскую кору, в частности, говорят карбонатит-магнетитовые и апатит-магнетитовые месторождения в интрузиях центрального типа, расположенных в провинциях распространения щёлочно-ультраосновных комплексов. На Кольском полуострове такими железистыми интрузивными комплексами являются месторождения магнетита в массивах Ковдор и Африканда. Содержание железа в них достигает 27 %, хотя валовый состав пород, слагающих эти месторождения, за вычетом железа, напоминает скорее карбонатно-глинистые и фосфороносные осадки апвеллинговых зон океанов, но ни в коей мере не соответствует составу мантийных пород.

В рамках описываемой модели с единых позиций удалось объяснить большинство специфических черт, а иногда и тонкие детали состава алмазоносных и родственных им пород, включая сами алмазы и минеральные включения в них. Так, по этой модели кимберлиты и лампроиты действительно являются глубинными породами, но возникли они из пелагических осадков. Отсюда следует вывод, что углерод, фосфор, азот, большинство литофильных элементов (Li, B, F, Cl, K, Ti, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Ta, Pb, Th, U), вода и другие флюиды в алмазоносных породах не мантийного, а первичноосадочного, т.е. чисто экзогенного происхождения. Об этом же свидетельствуют высокие концентрации и спектры редкоземельных элементов, отношения калий/натрий, торий/уран, изотопы водорода, кислорода, серы и стронция в кимберлитах, а также газово-жидкие включения в алмазах H₂O, H₂, CH₄, CO₂, CO, N₂, Ar, C₂H₄ и даже этиловый спирт C₂H₅OH (Melton, Giardini, 1974, 1975). О том же говорят и сдвиги изотопных отношений углерода в кристаллах алмазов, явно несущие на себе биогенные метки.

Возраст кимберлитов, судя по стронциевым и свинцово-изотопным отношениям в омфацитах и включениям в алмазы, также оказывается раннедокембрийским и близким к 2-2,5 млрд лет (Доусон, 1983), как это и следует из рассмотренной здесь модели образования этих экзотических пород. В последнее время, правда, появились сообщения, что по самарий-ниодимовым и рений-осмиевым отношениям в алмазных включениях были определены более древние значения возрастов самих алмазов, вплоть до 3-3,4 млрд лет. Однако при ближайшем рассмотрении методики определения этих возрастов оказалось, что в них использовались только параметры модели хондритового однородного резервуара CHUR. Для мантийных пород и их дериватов такой метод, по-видимому, вполне подходит. По традиционной интерпретации алмазы также считаются мантийными образованиями, но, как показано выше, алмазы образовались из вещества пелагических осадков раннепротерозойских океанов. Следовательно, в уравнения геохрон надо подставлять не значение отношений (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR из модели CHUR, а значения отношений этих изотопов в коровых породах (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_кор или лучше в океанических осадках:



где λ = 6,54×10^-12 лет^-1 — константа распада самария ¹⁴⁷Sm; верхний индекс «0» означает, что берутся современные значения изотопных отношений. Если теперь в уравнение (81) подставить, например, средние коровые значения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)⁰_кор ≈ 0,5115 (вместо 0,512638 по модели CHUR) и (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)⁰_кор ≈ 0,2-0,22 (вместо 0,1967 по модели CHUR), то получаем раннепротерозойские возрасты алмазов около 2 млрд лет, как и следует из теории (вместо неточных определений их возраста от 3 до 3,4 млрд лет). То же относится и ко всем другим методам определения возраста алмазов — при их расчёте необходимо учитывать параметры древних осадков, а вовсе не пород мантии.

Неплохо соответствуют рассмотренной модели образования кимберлитов изотопные сдвиги кислорода и отношения водород/дейтерий в гидросиликатах этих пород. Более того, судя по данным, приведённым в работе Дж. Доусона (1983), начальные изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в минералах кимберлитов и родственных им пород нижними значениями от 0,703 до 0,705 (для бесфлогопитовых образцов) полностью лежат в поле таких же отношений раннепротерозойских осадков (см. рис. 78). Максимальные значения обычно наблюдаются во флогопитсодержащих, т.е. щелочных кимберлитах с повышенным содержанием в них рубидия. При этом для эклогитов эти отношения лежат в пределах 0,701-0,703, что для мантийных пород также отвечает возрасту раннего протерозоя. При этом повышенные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в некоторых образцах эклогитов можно объяснить щелочной контаминацией базальтов, вероятно, происходившей ещё на стадии гидратации исходной океанической коры хлоридными водами раннепротерозойского океана.



Свидетельства первично-приповерхностного происхождения несут в себе и встречающиеся в кимберлитах ксенолиты эклогитов: несмотря на явно глубинные ассоциации минералов, их валовый состав неплохо соответствует океаническим толеитовым базальтам, выплавляемым лишь на небольших глубинах (до 35 км) под рифтовыми зонами океанов. Все это, по нашему мнению, убедительно свидетельствует о сравнительно приповерхностном уровне формирования всего комплекса рассматриваемых пород в раннем протерозое, последующего их погружения на большие глубины и нового стремительного подъёма к поверхности (со скоростями около 30-50 м/с) в последующие геологические эпохи.

Температура литосферных плит на глубинах 200-250 км достигает 1400-1500 °С (при температуре плавления мантийных пород на этих же глубинах около 1800-1850 °С) и существенно превышает температуру плавления водонасыщенных осадков, приблизительно равную 700-800 °С. Поэтому затянутые в зоны субдукции на большие глубины осадки неизбежно плавились и дифференцировались путём ликвации расплавов (рис. 144). При этом тяжёлая железистая фракция осадков погружалась в мантию, а их более лёгкая карбонатно-силикатная матрица надолго сохранялась в низах литосферы в виде очагов глубинных магм.



Н. О. Сорохтин (2001) показал, что описываемая модель формирования кимберлитов и карбонатитов полностью отвечает наблюдаемым в этих породах распределениям изотопов неодима и стронция. Действительно, как отмечается Г. Фором (1989), происходившее в прошлом частичное плавление мантии порождало магмы, имеющие более низкие отношения Sm/Nd 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 ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, чем в мантии, т.е. характеризуются отрицательными значениями εNd. В противоположность этому твердые фазы мантийного вещества, которые остались после удаления магмы, имеют более высокие отношения Sm/Nd, чем в резервуаре первичной мантии (рис. 145).



При этом Г. Фор особо отмечает, что породы, образовавшиеся в прошлые геологические эпохи из таких остаточных твёрдых фаз после удаления из них магмы, также будут характеризоваться повышенными значениями отношений ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Следовательно, и карбонаты, возникшие в раннем протерозое из таких ультраосновных реститов путём их серпентинизации по реакциям (47) и (48), также должны характеризоваться более высокими отношениями ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd по сравнению с современными мантийными породами и положительными значениями εNd:



где индексы «пор» и «m» отмечают современные значения отношении ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породе и в мантийном резервуаре (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m = 0,512638. Из выражения (82) следует, что отрицательное значение εNd соответствует породам, образовавшимся из мантийных выплавок или путём их переработки и ассимиляции древних коровых пород. Положительные значения εNd показывают, что породы произошли из остаточных (реститовых) твёрдых фаз мантийного резервуара после удаления из него магмы в некоторый более ранний момент времени (Фор, 1989). Так, для осадочных пород архея и раннего протерозоя, сформировавшихся из дифференциатов мантии или их производных (базальтов, тоналитов, диоритов или гранитоидов), параметр εNd может быть только отрицательным. В противоположность этому карбонатные осадки, образовавшиеся из ультраосновных пород раннего протерозоя после их серпентинизации по реакциям (47) и (48), должны обладать положительными значениями εNd. В результате смешения осадков разного происхождения и в зависимости от соотношения их масс в реальных кимберлитах и карбонатитах наблюдается весь спектр таких значений приблизительно от −40 до +10 ... +20 (рис. 146), в том числе и εNd = 0, как это наблюдается, например, в продуктах извержения некоторых из современных карбонатитовых вулканов Южной Африки.



Судя по рассмотренной модели образования карбонатитов и кимберлитов, носителями положительных значений εNd должны были бы быть карбонаты магния -магнезит и доломит. Однако в карбонатитах и кимберлитах доминируют кальциевые карбонаты. Это объясняется тем, что в очагах кимберлитовых и карбонатитовых расплавов происходят обменные реакции, при которых магний переходит в силикаты, а кальций — в карбонаты, например:



После возникновения в последующие геологические эпохи тектонических условий растяжения древних щитов образовавшиеся таким путём глубинные магмы вместе с кристаллами алмазов стремительно извергались на дневную поверхность, формируя там диатремы алмазоносных пород. Судя по оценкам, скорость подъёма кимберлитовых магм могла достигать 30-50 м/с.

В рассматриваемой модели алмазы образуются путём восстановления углерода по реакции взаимодействия окиси углерода или углекислого газа с метаном и другими углеводородами органического и абиогенного происхождения, затянутыми вместе с осадками на большие глубины. Для образования же кристаллических форм углерода необходимо, чтобы он освобождался благодаря экзотермической реакции, приводящей к снижениювнутренней энергии системы. Таким условиям удовлетворяют реакции соединения углеводородов с окисью углерода и углекислым газом, протекающие с выделением энергии, например:



При умеренных давлениях таким путём образуется графит, а при высоких давлениях кристаллизуется алмаз. Углекислый газ в зонах поддвига плит может освобождаться за счёт термической диссоциации карбонатов по реакции (78), а окись углерода возникает, например, при окислении двухвалентного гидрата железа (амакинита) до трёхвалентной гидроокиси (гётита):



Помимо углеводородов чисто органического происхождения в образовании алмазов может принимать участие и абиогенный метан, образующийся, например, по реакции (71), а также водород, освобождающийся по реакции (72). В последнем случае реакцию образования алмаза можно записать в форме



Кроме кимберлитов аналогичными геохимическими особенностями отличаются и многие менее глубинные, но также явно магматические щёлочно-ультраосновные породы, например, карбонатитовые интрузии Ковдора и Африканды, а также Хибинские месторождения апатит-нефелиновых руд на Кольском полуострове. Так, в минералах хибинских сиенитов и апатитов (в нефелине, эвдиалите и полевых шпатах) обнаружены углеводородные газы. Встречаются и высокомолекулярные (до C₂₀) битумоиды парафинового ряда, нафтеновые и ароматические углеводороды, производные сложных эфиров, насыщенных стероидов и карбоновых кислот. Фактически в составе битумоидов этих щелочных пород установлены соединения всех классов, характерных для битумоидов осадочных пород: масла, бензольные и спиртобензольные смолы, асфальтены и др.

Отметим, что с эволюцией железорудного осадконакопления в докембрии может быть связано и происхождение загадочных анорогенных гранитов рапакиви. Действительно, после окончания формирования Мегагеи Штилле около 1,9-1,8 млрд лет назад вскоре (около 1,8 млрд лет назад) прекратилось и повсеместное отложение джеспилитов (о вероятных причинах этого уже говорилось выше). Однако после раскола Мегагеи, также начавшегося около 1,8-1,7 млрд лет назад, возникло несколько молодых палеоокеанов Атлантического типа с окружавшими их пассивными окраинами обособившихся тогда материков. Раскол Мегагеи должен был происходить под влиянием образовавшегося под этим суперконтинентом мощнейшего восходящего мантийного потока (см. рис. 66). По этой причине рифтовые зоны таких молодых межконтинентальных палеоокеанов располагались тогда существенно выше среднего уровня их стояния в древних океанах (как и рифтовые зоны современной северной Атлантики, под которой и сейчас существует мощный восходящий поток мантийного вещества с центром под Исландией).

Отсюда следует, что из рифтовых зон молодых океанов среднего протерозоя окислы железа могли выноситься в деятельный слой этих океанов даже после того, как поступление железа из древних океанов уже прекратилось. Могло железо выноситься в приповерхностные слои океанов и в зонах апвеллинга по берегам материков. Попадая в деятельный слой молодых океанов, растворимое двухвалентное железо окислялось до нерастворимого трёхвалентного состояния и выпадало в осадок, постепенно насыщая железом прибрежные осадочные толщи, как это и показано на рис. 140. За время формирования таких толщ, приблизительно за 150-200 млн лет, как и по берегам современного Атлантического океана, их мощность могла достигать 12-15 км. Однако в отличие от современных осадочных отложений плотность насыщенных железом осадков должна была превышать 3,5-4 г/см³, а в низах толщи достигать даже 5 г/см³, т.е. быть существенно выше средней плотности океанических плит, приблизительно равной 3,2-3,3 г/см³.





Постепенное остывание океанических плит приводит к увеличению их мощности и веса и как следствие — к погружению в мантию по закону корня квадратного от возраста плиты. В зонах сочленения океанических плит с континентальными окраинами этот процесс вызывает образование по краям континентов системы листрических сбросов (см. рис. 140). Такие сбросы, например, сейчас обрамляют практически все пассивные окраины современных океанов. Кроме того, как показывают расчёты, даже без дополнительной нагрузки океанические литосферные плиты при достижении возраста около 150-160 млн лет сами по себе теряют устойчивость, в них могут образовываться трещины и даже возникать новые зоны поддвига плит. Этим, в частности, и объясняется сравнительная молодость океанического дна под современными океанами. Обычно возникающие в океанической литосфере трещины быстро «залечиваются» поступающими в них и затем кристаллизующимися базальтовыми магмами. В местах же накопления богатых железом тяжёлых осадков неизбежно возникала ситуация гравитационной неустойчивости, благодаря которой такие осадки должны были только расширять образовавшиеся трещины в океанической литосфере и по ним опускаться («проваливаться») под литосферу в горячую мантию на глубины 70-80 км. После переплавления и ликвации водонасыщенных железистых осадков окислы железа погружались далее в конвектирующую мантию, а более лёгкие силикатные расплавы вновь поднимались вверх и внедрялись в верхние части исходных осадочных толщ, вероятно, менее обогащённые железом, формируя в них анорогенные плутоны анортозитов и гранитов — рапакиви. Не исключено, что именно так образовались интрузии анорогенных анортозитов и гранитов рапакиви вдоль западного борта Русской платформы, на южном и юго-восточном обрамлении Северо-Американской платформы и в некоторых других регионах, представлявших собой после распада Мегагеи пассивные окраины материков. Таким образом, если описанные здесь события происходили в действительности, то возраст таких интрузий рапакиви должен быть приблизительно 1,7-1,6 млрд лет.

Обратим внимание, что ранее этого времени, т.е. при распаде Моногеи, образование анорогенных интрузий рассматриваемого типа не происходило, поскольку до начала образования Мегагеи океан ещё не перекрывал гребни срединно-океанических хребтов того времени, поэтому отложение железистых осадков в интервале времени между основными импульсами железонакопления (см. рис. 141), тогда происходило недостаточно активно. Железистые осадки, отложившиеся на океаническом дне и по окраинам материков разрушенной Моногеи после 2,2 млрд лет назад, при формировании нового суперконтинента, Мегагеи, попали в условия сжатия. Поэтому большая их часть в конце концов оказалась затянутой в зоны поддвига плит, породив тем самым в низах континентальной литосферы очаги щелочно-ультраосновных и кимберлитовых расплавов (см. рис. 143). Однако заметное количество этих железорудных осадков, отложившихся в раннем протерозое на континентальных склонах древних материков, все-таки сохранилось до наших дней в зонах коллизии того времени, сформировав гигантские залежи джеспилитов Криворожского типа. Позже времени 1,6 млрд лет назад образование анорогенных анортозитов и гранитоидов также не могло происходить, поскольку при распаде третьего суперконтинента, Мезогеи (Родинии), около 800 млн. лет назад в мантии уже почти не осталось металлического железа — главного поставщика соединений железа в океаны докембрия (см. рис. 39 и 141). Таким образом, по рассматриваемой модели формирования анорогенных анортозитов и гранитов рапакиви возможное время их образования строго ограничивается средним протерозоем в интервале возрастов приблизительно 1,7–1,6 млрд лет. Ни раньше, ни позже таких образований происходить не могло.







О первично-осадочном происхождении анортозит-рапакиви-гранитных магм говорят и стронциевые отношения в рассматриваемых породах. Так, первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для 15 анортозитовых тел Северной Америки и Норвегии оказались в пределах 0,703-0,706, для Выборгского массива рапакиви это отношение равно 0,704. Именно такими отношениями изотопов стронция характеризуются осадки самого конца раннего и среднего протерозоя, тогда как мантийные отношения этих изотопов того же возраста заключены в узком пределе 0,7015-0,702 (см. рис. 78).