Диопсид магнезит энстатит кальцит

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

В рассматриваемой модели алмазы образуются путем 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 снижению внутренней энергии системы. Таким условиям удовлетворяют реакции соединения углеводородов с окисью углерода и углекислым газом, протекающие с выделением энергии, например:

СН₄ + СО₂ → 2С + 2Н₂О + 24,6 ккал/моль,

СН₄ + 2СО → 3С + 2Н₂О + 65,9 ккал/моль.

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

Fe(OH)₂ + CO₂ → FeO(OH) + CO + H₂O + 3,4 ккал/моль.

Помимо углеводородов чисто органического происхождения в образовании алмазов может принимать участие и абиогенный метан, а также водород. В последнем случае реакцию образования алмаза можно записать в форме

2H₂ + CO₂ → C + 2H₂O + 42,6 ккал/моль.

Кроме кимберлитов аналогичными геохимическими особенностями отличаются и многие менее глубинные, но также явно магматические щелочно-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 С₂0) 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. 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 трехвалентного состояния и выпадало в осадок, постепенно насыщая железом прибрежные осадочные толщи. 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. Такие сбросы, например, сейчас обрамляют практически все пассивные окраины современных океанов. Кроме того, как показывают расчеты, 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 тяжелых 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 легкие силикатные расплавы вновь поднимались вверх и внедрялись в верхние части исходных осадочных толщ, вероятно, менее обогащенные 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 еще не перекрывал гребни срединно-океанических хребтов того времени, поэтому отложение железистых осадков в интервале времени между основными импульсами железонакопления, 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 бóльшая их часть в конце концов оказалась затянутой в зоны поддвига плит, породив тем самым в низах континентальной литосферы очаги щелочно-ультраосновных и кимберлитовых расплавов. 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. 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.