|
Первичные источники кимберлитовых
алмазов – факты и гипотезы
Соловьева Л. В.
*, Калашникова Т. В. **
*Федеральное государственное
бюджетное учреждение науки Институт земной коры Сибирского отделения
Российской академии наук, Иркутск, 664033, Лермонтова, 128
Solv777@crust.irk.ru
**Федеральное государственное
бюджетное учреждение науки Институт геохимии Сибирского отделения
Российской академии наук, Иркутск, 664033, Фаворского, 1а
Kalashnikova@igc.irk.ru
Кимберлиты являются рудой на алмазы, но
не представляют среду их роста. Острая дискуссия о том, в каких средах и
на каких глубинах Земли рождается алмаз, продолжается не менее 40 лет. В
1985 г. известный исследователь алмазов, профессор Генри Мейер написал
статью с интригующим названием “Genesis
of
diamond:
a
mantle
saga”
[Meyer,
1985]. За прошедшие 30 лет накопился огромный материал по исследованиям
самого алмаза, как минерала, сингенетических включений минералов и
высокоплотных флюидов в нем, которые существенно расширили наши
представления о природе этого загадочного минерала. Наряду с этим, было
получено большое количество определений возраста алмазов по сульфидным и
силикатным включениям, данных о физико-химической природе флюидов и
редокс-состоянию среды их образования. Также были проведены исследования
геодинамической обстановки в период внедрения алмазоносных кимберлитовых
циклов на древних кратонах и вокруг них, которые позволяют судить о
плюмовых или плейт-тектонических механизмах, являющихся спусковым
механизмом для появления алмазоносных кимберлитов. Тем не менее,
несмотря на большое количество исследований и появление целого ряда
новых уникальных методов, алмаз и его первичное происхождение остаются
по-прежнему загадкой.
В настоящей работе мы постараемся
обобщить такие принципиальные для названной проблемы вопросы, как
химическая среда алмазообразования, возраст этого процесса, возможные
геодинамические причины, инициирующие образование алмаза в низах
мантийной литосферы кратонов, в переходной зоне мантии и в нижней
мантии. В этой связи мы предполагаем рассмотреть следующие вопросы:
1. Возраст кимберлитов, несущих алмазы,
и самих алмазов.
2. Вещество, родительское для
кимберлитовых алмазов.
3. Физико-химическая природа
алмазообразующих расплавов и флюидов.
4. Возможные геодинамические механизмы,
инициирующие алмазоносный кимберлитовый магматизм и влияющие на его
алмазоносность.
Алмазоносные кимберлиты образуются
только в пределах древних кратонов с утолщенной литосферой (> 140 – 150
км). Разные кимберлитовые циклы на древних кратонах могут быть как
алмазоносными, так и не алмазоносными. На Сибирском кратоне выделяют на
основе анализа современных геологических и изотопных данных 7 эпох
кимберлитообразования: 450-430, 420-400, 380-350, 250 – 230, 170 – 150,
110 – 100 и 60 – 50 млн. лет. Наиболее продуктивным на алмазы является
верхнедевонский кимберлитовый цикл (380 – 350 млн. лет). В пределах
кратона Слейв (Канада) выделяют 5 кимберлитовых циклов: ~ 613 млн. лет,
~ 530 млн. лет, ~ 450 млн. лет, ~ 170 млн. лет и ~ 75 – 45 млн. лет [Helmstaedt,
2009]. На сегодняшний день самыми древними кимберлитами являются
вероятно среднепалеопротерозойские кимберлиты в ЮАР ~ 1950 млн. лет.
В современной научной литературе широко
распространено мнение, что подавляющая масса алмазов связана с
метасоматическими процессами в позднем архее и раннем протерозое. Эта
точка зрения обосновывается соответствующими возрастами сульфидов,
включенных в алмазы перидотитового и эклогитового парагенезисов по
данным Re
– Os
датирования [Griffin
et
al.,
2002; Pearson
et
al.,
1995]. Однако гипотеза архей – раннепротерозойского возраста алмазов
сталкивается с все большими трудностями. Spetsius et al. [2002]
получили древние (архейские) возраста сульфидов, включенных в молодые
(палеозойские) цирконы из кимберлитовой трубки Мир.
Harte
[2012] обозначил явный контраст между фанерозойскими возрастами
глубинных алмазов из меловых кимберлитов Южной Африки и
архей-протерозойскими возрастами, полученными
Re
– Os
методом в cульфидах
[Shirey
& Richardson,
2011]. Эти факты свидетельствуют в пользу предположения, что «древние»
сульфиды, были включены в молодые алмазы, возникшие при прохождении
алмазообразующих флюидов. Интригующее совпадение модельных возрастов
сульфидов в алмазах P-типа с возрастами литосферы кратонов и
покрывающей ее древней коры [Griffin et al., 2002, Pearson et al, 1995]
можно объяснить тем, что восстановленный флюид при прохождении через
литосферу кратона растворял литосферные сульфиды, затем осаждая их
одновременно с алмазами и сохраняя древние Re-Os изотопные метки.
Araujo et al. [2009] показали, что
алмазы выборки из трубки Дайавик (кратон Слэйв, Канада) образуют две
генетические серии: оболочечные и волокнистые алмазы, образование
которых предшествует внедрению кимберлитов в пределах первых миллионов –
нескольких сотен тысяч лет и более ранние прозрачные октаэдры. Расчеты
времени агрегации азота в «ранних» алмазах при T ≈ 1250 ° С показали
значения 20–30 млн. лет [Araujo et al., 2009], что вполне отвечает
началу развития кимберлитообразующего цикла. Н. Соболев и др. [2009]
также предполагают молодой предкимберлитовый возраст бесцветных и слабо
окрашенных октаэдрических алмазов из кимберлитов Якутии и Архангельской
провинции.
На базе многочисленных исследований
минералов в алмазах выделены главные минеральные парагенезисы
алмазообразования: перидотитовый (дунит-гарцбургитовый и лерцолитовый),
эклогитовый и очень редкий - глубинный (переходная зона мантии и нижняя
мантия). В последнем главными минералами являются мэйджоритовый гранат,
Ca-силикат-перовскит,
Mg-силикат-перовскит,
Fe-периклаз,
Mg-вюстит,
стишовит и продукты их низкобарного изменения. В свою очередь, глубинную
ассоциацию минералов связывают с первичной перидотитовой или эклогитовой
средой, рассматривая их генезис, как следствие погружения слэбов и более
поздний подъем к подошве литосферной плиты плюмами [Harte,
2012]. По данным термобарометрии подавляющее большинство алмазов
образуется на глубинах 150 – 250 км, что соответствует низам литосферной
плиты или граничному термальному слою [Cartingny,
2005; McKenzie,
2005].
Формирование большинства алмазов (кроме
поздних кубических и оболочечных форм) из восстановленных флюидов
согласуется с высокими содержаниями в них азота, проявляющем совместимое
поведение в восстановленных и несовместимое в окисленных флюидах
[Thomassot et al., 2007; Foley, 2011]. Thomassot et al. [2009] на основе
данных изотопии C, N в алмазах и S из включенных в них сульфидов
показал, что источником углерода и азота в алмазах эклогитового типа
(E-тип) был глубинный восстановленный флюид, а сульфиды имеют более
древнее происхождение и сохранили геохимические метки базитовой части
слэба. Существуют и другие гипотезы, согласно которым прозрачные алмазы
кристаллизуются под воздействием на литосферную мантию карбонатитовых
расплавов, восстановленных флюидов, CO2
+ N2
- флюидов. Поздние кубические и оболочечные предкимберлитовые алмазы
насыщены высокоплотными флюидными включениями, составляющими часть
системы: K-силикатный
расплав – карбонатитовый расплав – щелочной рассол, которые
свидетельствуют о поздней физико-химической среде их роста.
В современных геодинамических подходах
развитие кимберлитового магматизма связывают с инициирующим влиянием
термохимических плюмов. Примером такой модели является подъем
среднепалеозойского Якутского плюма на Сибирском кратоне [Ernst,
Buchan,
1997], вызвавшем алмазоносный кимберлитовый магматизм. Термохимический
плюм, подошедший к подошве литосферной плиты, вызывает образование
расплавов, родительских серии низко-хромистых мегакристов, а также
своеобразную пропитку твердого вещества и его модификацию с образованием
деформированных перидотитов [Соловьева и др., 2008]. Низы литосферной
плиты подвергаются термохимической эрозии, а зона, расположенная выше
области расплавов - метасоматическому воздействию астеносферных
восстановленных флюидов [Соловьева, 2007]. По-видимому, именно с этими
флюидами связан главный этап алмазообразования в нижней части мантийной
литосферы на ранней стадии кимберлитообразующего цикла. С другой
стороны, плюмы приносящие к подошве литосферы горячее вещество, нередко
подвергают ее магматической эрозии, что может привести к отслоению
алмаз-содержащего слоя. Сокращение мощности литосферы Сибирского кратона
примерно на 70 км под влиянием мощного траппового магматизма на границе
P
– T
показано
Pokhilenko
et
al.
[1999]. Mather
et
al.,
[2011] на основании сравнения «ксенолитовой» палеогеотермы в трубке
Гибеон (70 млн. лет) с современной сейсмической геотермой доказывают
сокращение мощности мантийной литосферы за этот период на 50 км. Не
исключены процессы утолщения литосферы кратонов за счет приращения
материалом остывшего плюма или океанической литосферы при ее субдукции.
Последний процесс возможно был реализован в верхнем протерозое (2,1
млр. лет) на СВ окраине Южной Америки (Французская Гвиана), где найдены
пролювиальные алмазы, протолитом которых была среда донного
океанического ила [Smith
et
al.,
2012].
Работа
выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ 07-05-00589-a.
Литература:
Соболев Н.В., Логвинова А.М., Ефимова
Э.С. // Геология и геофизика. 2009. 50, № 12. 1588- 1606.
Соловьева Л.В. // Докл. РАН. 2007. 412,
№ 6. 804–809
Соловьева Л.В., Лаврентьев Ю.Г., Егоров
К.Н. и др. // Геология и геофизика. 2008. 49, № 4. 281–301.
Araújo D.P., Griffin W.L.,
O’Reilly S.Y. et al. // Lithos. 2009. 112S. 724- 735.
Cartigny P. // Elements.
2005. 1, N 2. 79- 84.
Ernst R.E., Buchan K.L. //
In: Large igneous provinces: continental oceanic and planetary volcanism
// Am. Geophys. Union Geophys.
Monograph. 1997. 100. 297-333.
Foley S.E. // Journal of
Petrology. 2011. 52(7-8). 1363-
1391.
Griffin W.L., Spetsius Z.V.,
Pearson N.J., O’Reilly S.Y. // Geochemistry Geophysics Geosystems. 2002.
3(1). doi:10.1029/2001GC000287
Harte B. // 2012. 10thIKC.
Long Abstracts. SD-189.
Helmstaedt H. // Lithos.
2009. 112S. 1055-1068.
Mather K.A., Pearson D.G.,
McKenzie D. // Lithos. 2011. 125.
729- 742.
McKenzie D., Jackson J.,
Priestley K. // Earth Planet.
Scie. Lett. 2005. 233. 337- 349.
Meyer H.O.A. // Amer.
Mineral. 1985. 70. 344- 355.
Pearson D.Y., Shirey S.B.,
Carlson R.W. et al. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. 59. 959- 977.
Pokhilenko, N.P., Sobolev, N.V.,
Kuligin, S.S. et. al. // Proc. 7th Internatl. Kimberlite Conf. 1999. 2.
689-698.
Shirey S.B. & Richardson
S.H. // 2011. Science. 333. 434- 436.
Smith E.M., Bulanova G.P.,
Walter M.J. et al. // 2012. 10thIKC. Long Abstracts- 97. SD.
Spetsius Z.V., Belousova
E.A., Griffin W.L. et al. // Earth Planet. Scie. Lett. 2002. 199.
111-126.
Thomassot E., Cartigny P.,
Harris J.W., Viljoen K.S. // Earth Planet. Scie. Lett. 2007. 257.
362-387.
Thomassot E., Cartigny P.,
Harris J.W. // // Earth Planet.
Scie. Lett. 2009. 282. 79- 90. |