Глава 11. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ (1119273), страница 7
Текст из файла (страница 7)
6.17). В раннем же протерозое резко возросла степеньгидратации океанической коры, о чем говорилось выше, поэтому и выплавкаконтинентальной коры над зонами субдукции стала проходить в условиях изобилия воды,освобождавшейся в этих зонах при дегидратации океанической коры. Но состав мантии327(см. рис. 4.10) в раннем протерозое, а следовательно, и океанической коры был обогащенпервичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли приобразовании земного ядра (см.
рис. 4.3). При этом в зонах субдукции большинствосидерофильных элементов вновь уходило в мантию, а литофильные и частичнохалькофильные элементы и соединения вместе с освобождавшимися перегретыми водамиподнимались вверх и входили в состав континентальной коры, формируя в нейуникальные пегматитовые и полиметаллические месторождения.11.4. Происхождение алмазоносных кимберлитов и родственных им породОтметим здесь еще один специфический тип глубинных формаций, теснейшесвязанный с процессами океанического седиментогенеза, происходившими в раннемпротерозое. Мы имеем в виду происхождение алмазоносных кимберлитов, лампроитов,карбонатитов и родственных им щелочно-ультраосновных пород (включая Хибинскиеапатитоносные нефелиновые сиениты).
Действительно, изотопные составы углерода валмазах невозможно объяснить без привлечения корового вещества (Галимов, 1978).Аналогичная ситуация наблюдается и в высокотемпературных глубинных породахассоциации карбонатитов и кимберлитов: изотопные составы углерода и кислородапоказывают, что в образовании карбонатного вещества этих пород принимает участиекоровая углекислота первично-осадочного происхождения (Кулешов, 1986). Проблемапроисхождения этих экзотических пород изложена в работах (Сорохтин, 1981, 1985) иболее 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 кимберлитыи родственные им породы возникли за счет затягивания по древним зонам субдукции набольшие глубины (до 200−250 км) под архейские щиты тяжелых (железистых)океанических осадков раннего протерозоя (рис. 11.9). При этом из-за большой плотностижелезистых осадков они должны были сами “проваливаться” в зоны поддвига плит ислужить в них “смазкой”. Поэтому, вероятно, зоны поддвига плит в конце раннегопротерозоя (во время свекофеннской орогении) и в среднем протерозое в основном былиамагматичными, без характерного для островных дуг и активных окраин континентовизвестково-щелочного вулканизма.В рассматриваемой модели момент формирования глубинных расплавов строгоограничен эпохой второй половины раннего протерозоя.
Это связано с тем, что в археееще не существовало условий для генерации магм рассматриваемого типа, посколькуисключительно высокая тектоническая активность Земли и очень большие тепловыепотоки не допускали тогда увеличения мощности континентальных литосферных плитвместе с континентальной корой выше 60–80 км (см. рис. 8.1). Зон же субдукции в товремя вообще не существовало, так как их тогда заменяли зоны скучивания и торошениясравнительно тонких океанических литосферных пластин существенно базальтовогосостава (см.
рис. 6.17). Лишь после выделения земного ядра в конце архея возниклипервые зоны субдукции, а мощность архейских континентальных литосферных плит сталабыстро возрастать. Уже к концу раннего протерозоя она достигла предельных значенийпорядка 250 км, что и создало условия для возможности формирования глубинных(алмазоносных) расплавов. Однако реализация этой возможности осуществилась толькотогда, когда на дне океанов около 2,2 млрд лет назад стали отлагаться тяжелыежелезорудные осадки типа джеспилитов.328Рис. 11.9. Процесс формирования глубинных расплавов щелочно-ультраосновного, лампроитового икимберлитового составов (Сорохтин, Митрофанов, Сорохтин, 1996): А – ситуация в конце раннегопротерозоя; Б – на рубеже раннего и среднего протерозоя; В – в рифее или фанерозое (показан моментпрорыва глубинных магм к поверхности и образования: а – щелочно-ультраосновных интрузий, б –меллилитовых и в – алмазоносных лампроитовых или кимберлитовых субвулканических комплексов).
1 –литосфера; 2 – астеносфера; 3 – раннепротерозойская океаническая кора с перекрывающими ее тяжелымижелезистыми осадками; 4 – континентальная кора (AR – архейского, PR1 – раннепротерозойскоговозрастов), 5 – глубинные расплавыО существенной роли железа в составе исходного осадочного вещества, затянутогов раннем протерозое под архейскую кору, в частности, говорят карбонатит-магнетитовыеи апатит-магнетитовые месторождения в интрузиях центрального типа, расположенных впровинциях распространения щелочно-ультраосновных комплексов. На Кольскомполуострове такими железистыми интрузивными комплексами являются месторождениямагнетита в массивах Ковдор и Африканда.
Содержание железа в них достигает 27%, хотяваловый состав пород, слагающих эти месторождения, за вычетом железа, напоминаетскорее карбонатно-глинистые и фосфороносные осадки апвеллинговых зон океанов, но нив коей мере не соответствует составу мантийных пород.В рамках описываемой модели с единых позиций удалось объяснить большинствоспецифических черт, а иногда и тонкие детали состава алмазоносных и родственных импород, включая сами алмазы и минеральные включения в них.
Так, по этой моделикимберлиты и лампроиты действительно являются глубинными породами, но возниклиони 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 высокиеконцентрации и спектры редкоземельных элементов, отношениякалий/натрий,329торий/уран, изотопы водорода, кислорода, серы и стронция в кимберлитах, а также газовожидкие включения в алмазах H2O, H2, CH4, CO2, CO, N2, Ar, C2H4 и даже этиловый спиртC2H5OH (Melton, Giardini, 1974, 1975).
О том же говорят и сдвиги изотопных отношенийуглерода в кристаллах алмазов, явно несущие на себе биогенные метки.Возраст кимберлитов, судя по стронциевым и свинцово-изотопным отношениям вомфацитах и включениям в алмазы, также оказывается раннедокембрийским и близким к2–2,5 млрд лет (Доусон, 1983), как это и следует из рассмотренной здесь моделиобразования этих экзотических пород. В последнее время, правда, появились сообщения,что по самарий-ниодимовым и рений-осмиевым отношениям в алмазных включенияхбыли определены более древние значения возрастов самих алмазов, вплоть до 3–3,4 млрдлет. Однако при ближайшем рассмотрении методики определения этих возрастовоказалось, что в них использовались только параметры модели хондритового однородногорезервуара CHUR.
Для мантийных пород и их дериватов такой метод, по-видимому,вполне подходит. По традиционной интерпретации алмазы также считаются мантийнымиобразованиями, но, как показано выше, алмазы образовались из вещества пелагическихосадков раннепротерозойских океанов. Следовательно, в уравнения геохрон надоподставлять не значение отношений (143Nd/144Nd)CHUR из модели CHUR, а значенияотношений этих изотопов в коровых породах (143Nd/144Nd)кор или лучше в океаническихосадках:00 143 Nd 143 Nd 147 Sm 144 = 144 − 144 ⋅ e λ⋅t − 1 ,(11.14) Nd алм Nd кор Nd коргде 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(11.14) подставить, например, средние коровые значения (143Nd/144Nd)0кор ≈ 0,5115 (вместо0,512638 по модели CHUR) и (147Sm/144Nd)0кор ≈ 0,2–0,22 (вместо 0,1967 по модели CHUR),то получаем раннепротерозойские возрасты алмазов около 2 млрд лет, как и следует изтеории (вместо неточных определений их возраста от 3 до 3,4 млрд лет). То же относитсяи ко всем другим методам определения возраста алмазов – при их расчете необходимоучитывать параметры древних осадков, а вовсе не пород мантии.Неплохо соответствуют рассмотренной модели образования кимберлитовизотопные сдвиги кислорода и отношения водород/дейтерий в гидросиликатах этихпород. Более того, судя по данным, приведенным в работе Дж.
Доусона (1983), начальныеизотопные отношения 87Sr/86Sr в минералах кимберлитов и родственных им породнижними значениями от 0,703 до 0,705 (для бесфлогопитовых образцов) полностью лежатв поле таких же отношений раннепротерозойских осадков (см. рис. 6.22). Максимальныезначения обычно наблюдаются во флогопитсодержащих, т.е. щелочных кимберлитах сповышенным содержанием в них рубидия. При этом для эклогитов эти отношения лежат впределах 0,701−0,703, что для мантийных пород также отвечает возрасту раннегопротерозоя. При этом повышенные значения 87Sr/86Sr в некоторых образцах эклогитовможно объяснить щелочной контаминацией базальтов, вероятно, происходившей еще настадиигидратацииисходнойокеаническойкорыхлориднымиводамираннепротерозойского океана.Свидетельства первично-приповерхностного происхождения несут в себе ивстречающиеся в кимберлитах ксенолиты эклогитов: несмотря на явно глубинныеассоциации минералов, их валовый состав неплохо соответствует океаническимтолеитовым базальтам, выплавляемым лишь на небольших глубинах (до 35 км) подрифтовыми зонами океанов.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
