Глава 11. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ (1119273), страница 8
Текст из файла (страница 8)
Все это, по нашему мнению, убедительно свидетельствует осравнительно приповерхностном уровне формирования всего комплекса рассматриваемыхпород в раннем протерозое, последующего их погружения на большие глубины и нового()330стремительного подъема к поверхности (со скоростями около 30–50 м/с) в последующиегеологические 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) исущественнопревышаеттемпературуплавленияводонасыщенныхосадков,приблизительно равную 700−800 °С. Поэтому затянутые в зоны субдукции на большиеглубины осадки неизбежно плавились и дифференцировались путем ликвации расплавов(рис.
11.10). При этом тяжелая железистая фракция осадков погружалась в мантию, а ихболее легкая карбонатно-силикатная матрица надолго сохранялась в низах литосферы ввиде очагов глубинных магм.Рис. 11.10. Глубинно-температурные условия выплавления щелочно-ультраосновных и кимберлитовыхмагм по работе (Сорохтин, Митрофанов, Сорохтин, 1996): Tm – температура мантии; Tsm – температурасолидуса мантийного вещества; Tγα – температура перехода графит – алмаз; Tl(0) – современнаяконтинентальная геотерма; Tl(1,8) – континентальная геотерма 1,8 млрд лет назад (отмечена нисходящимистрелками); Lpl, Lpx и Lgr – области устойчивого существования плагиоклазовых, пироксеновых и гранатовыхлерцолитов; Tss – температура плавления водонасыщенных осадков; горизонтальная штриховка – областьсуществования щелочно-ультраосновных и щелочно-карбонатитовых расплавов; клеточная штриховка –область существования алмазоносных глубинных расплавов лампроит-кимберлитового и кальциевокарбонатитового состава; нисходящими стрелками показаны РТ-условия движения тяжелых железистыхосадков около 2–1,8 млрд лет назад, а восходящими стрелками – РТ-условия подъема магм в фанерозое;области формирования: I – щелочно-ультраосновных интрузий; II – безалмазных; III – алмазоносныхсубвулканических (взрывных) комплексовН.О.
Сорохтин (2001) показал, что описываемая модель формированиякимберлитов и карбонатитов полностью отвечает наблюдаемым в этих породахраспределениям 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 ихпреобразования – коровые породы (гранитоиды и осадки), в настоящее время имеют болеенизкие отношения 143Nd/144Nd, чем в мантии, т.е.
характеризуются отрицательнымизначениями εNd. В противоположность этому твердые фазы мантийного вещества,которые остались после удаления магмы, имеют более высокие отношения Sm/Nd, чем врезервуаре первичной мантии (рис. 11.11). При этом Г. Фор особо отмечает, что породы,331образовавшиеся в прошлые геологические эпохи из таких остаточных твердых фаз послеудаления из них магмы, также будут характеризоваться повышенными значениямиотношений 143Nd/144Nd. Следовательно, и карбонаты, возникшие в раннем протерозое изтаких ультраосновных реститов путем их серпентинизации по реакциям (10.1) и (10.2),также должны характеризоваться более высокими отношениями 143Nd/144Nd по сравнениюс современными мантийными породами и положительными значениями εNd: 143 Nd/ 144 Nd пор − 143 Nd/ 144 Nd m 4εNd = (11.15) ⋅ 10 ,143144Nd/ Nd mгде индексы “пор” и “m” отмечают современные значения отношений 143Nd/144Nd в породеи в мантийном резервуаре (143Nd/144Nd)m = 0.512638.
Из выражения (11.15) следует, чтоотрицательное значение εNd соответствует породам, образовавшимся из мантийныхвыплавок или путем их переработки и ассимиляции древних коровых пород.Положительные значения εNd показывают, что породы произошли из остаточных(реститовых) твердых фаз мантийного резервуара после удаления из него магмы внекоторый более ранний момент времени (Фор, 1989).(()())Рис.
11.11. Изотопная эволюция Nd в мантии (в хондритовом резервуаре CHUR) по Г. Фору (1989). Магма,образовавшаяся в результате частичного плавления мантии, имеет более низкое отношение Sm/Nd посравнению с мантийным резервуаром, тогда как остаточная (реститовая) твердая фаза характеризуется болеевысокими отношениями Sm/Nd. В результате современные отношения 143Nd/144Nd в породах,образовавшихся из силикатного расплава, всегда оказываются меньшими, чем в мантии, а в породах,образовавшихся из реститов, наоборот, – всегда бóльшимиТак, для осадочных пород архея и раннего протерозоя, сформировавшихся издифференциатов мантии или их производных (базальтов, тоналитов, диоритов илигранитоидов), параметр εNd может быть только отрицательным.
В противоположностьэтому карбонатные осадки, образовавшиеся из ультраосновных пород раннего протерозояпосле их серпентинизации по реакциям (10.1) и (10.2), должны обладать положительнымизначениями εNd. В результате смешения осадков разного происхождения и в зависимостиот соотношения их масс в реальных кимберлитах и карбонатитах наблюдается весь спектртаких значений приблизительно от –40 до +10…+20 (рис. 11.12), в том числе и εNd = 0,как это наблюдается, например, в продуктах извержения некоторых из современныхкарбонатитовых 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 кальциевые332карбонаты. Это объясняется тем, что в очагах кимберлитовых и карбонатитовыхрасплавов происходят обменные реакции, при которых магний переходит в силикаты, акальций – в карбонаты, например:CaMg[Si2O6] + MgCO3 → Mg2[Si2O6] + CaCO3 + 0,75 ккал/моль.(11.16)ДиопсидмагнезитэнстатиткальцитРис.
11.12. Возможные пределы вариаций отношений 143Nd/144Nd и параметра εNd в кимберлитах,карбонатитах и в родственных им щелочно-ультраосновных породахПосле возникновения в последующие геологические эпохи тектонических условийрастяжения древних щитов образовавшиеся таким путем глубинные магмы вместе скристаллами алмазов стремительно извергались на дневную поверхность, формируя тамдиатремы алмазоносных пород. Судя по оценкам, скорость подъема кимберлитовых магммогла достигать 30−50 м/с.В рассматриваемой модели алмазы образуются путем восстановления углерода пореакции взаимодействия окиси углерода или углекислого газа с метаном и другимиуглеводородами органического и абиогенного происхождения, затянутыми вместе сосадками на большие глубины. Для образования же кристаллических форм углероданеобходимо, чтобы он освобождался благодаря экзотермической реакции, приводящей кснижению внутренней энергии системы.
Таким условиям удовлетворяют реакциисоединения углеводородов с окисью углерода и углекислым газом, протекающие свыделением энергии, например:СН4 + СО2 → 2С + 2Н2О + 24,6 ккал/моль,(11.17)СН4 + 2СО → 3С + 2Н2О + 65,9 ккал/моль.(11.17')При умеренных давлениях таким путем образуется графит, а при высоких давленияхкристаллизуется алмаз. Углекислый газ в зонах поддвига плит может освобождаться засчет термической диссоциации карбонатов по реакции (11.11), а окись углеродавозникает, например, при окислении двухвалентного гидрата железа (амакинита) дотрехвалентной гидроокиси (гётита):Fe(OH)2 + CO2 → FeO(OH) + CO + H2O + 3,4 ккал/моль.(11.18)Помимо углеводородов чисто органического происхождения в образовании алмазовможет принимать участие и абиогенный метан, образующийся, например, по реакции333(11.4), а также водород, освобождающийся по реакции (11.5).
В последнем случаереакцию образования алмаза можно записать в форме2H2 + CO2 → C + 2H2O + 42,6 ккал/моль.(11.19)Кроме кимберлитов аналогичными геохимическими особенностями отличаются имногие менее глубинные, но также явно магматические щелочно-ультраосновные породы,например, карбонатитовые интрузии Ковдора и Африканды, а также Хибинскиеместорождения апатит-нефелиновых руд на Кольском полуострове. Так, в минералаххибинских сиенитов и апатитов (в нефелине, эвдиалите и полевых шпатах) обнаруженыуглеводородные газы. Встречаются и высокомолекулярные (до С20) битумоидыпарафинового ряда, нафтеновые и ароматические углеводороды, производные сложныхэфиров, насыщенных стероидов и карбоновых кислот.
Фактически в составе битумоидовэтих щелочных пород установлены соединения всех классов, характерных длябитумоидов осадочных пород: масла, бензольные и спиртобензольные смолы, асфальтеныи др.Отметим, что с эволюцией железорудного осадконакопления в докембрии можетбыть связано и происхождение загадочных анорогенных гранитов рапакиви.Действительно, после окончания формирования Мегагеи Штилле около 1,9−1,8 млрд летназад вскоре (около 1,8 млрд лет назад) прекратилось и повсеместное отложениеджеспилитов (о вероятных причинах этого уже говорилось выше).
Однако после расколаМегагеи, также начавшегося около 1,8−1,7 млрд лет назад, возникло несколько молодыхпалеоокеанов Атлантического типа с окружавшими их пассивными окраинамиобособившихся тогда материков. Раскол Мегагеи должен был происходить под влияниемобразовавшегося под этим суперконтинентом мощнейшего восходящего мантийногопотока (см. рис. 6.10). По этой причине рифтовые зоны таких молодыхмежконтинентальных палеоокеанов располагались тогда существенно выше среднегоуровня их стояния в древних океанах (как и рифтовые зоны современной севернойАтлантики, под которой и сейчас существует мощный восходящий поток мантийноговещества с центром под Исландией).
Отсюда следует, что из рифтовых зон молодыхокеанов среднего протерозоя окислы железа могли выноситься в деятельный слой этихокеанов даже после того, как поступление железа из древних океанов уже прекратилось.Могло железо выноситься в приповерхностные слои океанов и в зонах апвеллинга поберегам материков. Попадая в деятельный слой молодых океанов, растворимоедвухвалентное железо окислялось до нерастворимого трехвалентного состояния ивыпадало в осадок, постепенно насыщая железом прибрежные осадочные толщи, как это ипоказано на рис. 11.6. За время формирования таких толщ, приблизительно за 150−200млн лет, как и по берегам современного Атлантического океана, их мощность могладостигать 12−15 км. Однако в отличие от современных осадочных отложений плотностьнасыщенных железом осадков должна была превышать 3,5−4 г/см3, а в низах толщидостигать даже 5 г/см3, т.е.
быть существенно выше средней плотности океаническихплит, приблизительно равной 3,2−3,3 г/см3.Постепенное остывание океанических плит приводит к увеличению их мощности ивеса и как следствие – к погружению в мантию по закону корня квадратного от возрастаплиты. В зонах сочленения океанических плит с континентальными окраинами этотпроцесс вызывает образование по краям континентов системы листрических сбросов (см.рис. 11.6). Такие сбросы, например, сейчас обрамляют практически все пассивныеокраины современных океанов.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
