Генезис алмаза кимберлитов

В настоящее время принято считать, что алмазы кристаллизовались в верхней мантии в архее. Кимберлитовые магмы возникали путем небольшого частичного плавления перидотитов во всплывавших плюмах и механически захватывали алмазы при подъеме через содержащую их мантию. Однако такому предположению противоречит намного более равномерное распределение алмазов в кимберлитовых телах, чем можно было бы ожидать при ксеногенном происхождении этого минерала. С ним не согласуются также часто постархейский изотопный возраст алмазов и многочисленные признаки их кристаллизации в расплавах [13]. При таком происхождении кимберлитов непонятен механизм отделения кимберлитового расплава от перидотитов, поскольку при незначительной степени плавления (примерно на 0.1 %) они почти не отличаются по вязкости от твердых пород. Поэтому выплавки не могли отделяться, что подтверждается экспериментальными данными и изучением зон ультраметаморфизма. Кроме того, минеральные равновесия в мантийных ксенолитах из кимберлитов свидетельствуют об остывании верхней мантии примерно на 200 °С за каждый миллиард лет и об отсутствии в ней процессов разогрева и плавления [14]. Неясна и причина отсутствия кимберлитов в океанических областях, хотя в них происходил массовый подъем плюмов и декомпрессионное плавление их вещества.

Доказательства горячей гетерогенной аккреции Земли

Полученные в последние десятилетия доказательства горячей аккреции Земли и фракционирования на ней в прошлом глобального океана магмы впервые убедительно решают все генетические вопросы алмазов и кимберлитов. Первые такие доказательства были получены для Луны, на которой было установлено присутствие анортозитовой коры мощностью до 100 и более километров. Такая кора могла образоваться только путем всплывания плагиоклаза в кристаллизовавшемся океане магмы глубиной около 1000 км [17]. О присутствии подобного океана на Земле свидетельствуют тренды магматического фракционирования в мантийных ксенолитах [14] и в раннедокембрийских комплексах Алданского щита (рис. 1), уменьшение изотопного возраста и температуры кристаллизации различных глубинных магматических пород в полном соответствии с последовательностью образования этих пород в ходе магматического фракционирования. На это указывают признаки очень высокой температуры на земной поверхности в раннем архее (до 900—1000 °С), а также существование в раннедокембрийских кристаллических комплексах (рис. 2) и ксенокристаллах клинопироксена из кимберлитов [14] очень низких (2—3.5 °С/км) геотермических градиентов, близких к адиабатическому градиенту для расплавов (0.3 °С/км) и резко отличающихся

Рис. 1 . Положение полей состава различных гнейсов и кристаллических сланцев Олекминского (1), Федоровского (2) и Ку-рультинского (3) комплексов Алданского щита вдоль единого тренда магматического фракционирования. Поля (в скобках содержание SiO₂, мас. %): Л — лейкограниты (73—78); Г — граниты (68—73); ГД — гранодиориты (63—68); Д — диориты (53—63); Б — базиты (44—53). Использованы данные [4, 5]

Рис. 2. Соотношение результатов расчетов [6] максимальных температур и давлений (1) и максимальных температур и минимальных давлений (2), существовавших при кристаллизации гранулитовых комплексов Европы и Азии. О и П — геотермические градиенты соответственно в океанах и на древних платформах. В и Н — геотермические градиенты соответственно

в начале и в конце процессов кристаллизации комплексов

Fig. 1. Position of fields of composition of various gneisses and crystalline schists of Olekminsky (1), Fedorovsky (2) and Kurultinsky (3) complexes of the Aldan shield along a common trend of magmatic fractionation. Fields (in parentheses SiO₂ content, wt. %): Л — leucogra-nites (73—78); Г — granites (68—73); ГД — granodiorites (63—68); Д — diorites (53—63); Б — basites (44—53). Data were used from [4, 5]

Fig. 2. Ratio between the results of calculations [6] of maximum temperatures and pressures (1) and maximum temperatures and minimum pressures (2) existed during crystallization of granulite complexes in Europe and Asia. O and П — geothermal gradients in oceans and ancient platforms, respectively. B and H — geothermal gradients at the beginning and at the end of crystallization of complexes, respectively от современных градиентов (10—30 °С/км). Все эти и многие другие данные указывают на образование древней кристаллической коры и мантии путем фракционирования расслоенного по составу глобального океана магмы с максимальной глубиной около 250 км [14], возникшего в основном под влиянием импактного разогрева и горячей аккреции Земли. Резкая химическая неравновесность мантийных пород с металлическим железом свидетельствует, что металлические и железные частицы протопланетного диска никогда не были перемешаны в недрах Земли. Они выпадали раздельно, и, следовательно, аккреция была не только горячей, но и гетерогенной.

Фракционирование магматического океана и происхождение кимберлитов

Вследствие возрастания плотности с глубиной (от 2.3 до 2.8 г/см3) в магматическом океане после прекращения аккреции не возникала обширная конвекция и он длительно затвердевал в направлении сверху вниз. В период с 4.6 до примерно 3.8 млрд лет назад земная поверхность была полностью покрыта расплавом с начавшими расти в нем первыми кристаллами, и на ней не было твердых пород. Это объясняет отсутствие на Земле пород с возрастом более 3.8 млрд лет и кратеров гигантской метеоритной бомбардировки, завершившейся на Луне около 3.8 млрд лет назад, присутствие в некоторых цирконах центральных ядер с возрастом до 4.4 млрд лет при возрасте их периферийных оболо чек около 3.5—2.5 млрд лет. Примерно до 2.6 млрд лет назад происходила кристаллизация кислого слоя магматического океана с формированием преимущественно ортогней-совых комплексов, гранитоидов кислой кристаллической коры и небольшого количества тел парапород на поверхности затвердевавшего кислого слоя. В дальнейшем затвердевали средние и основные по составу слои магматического океана, и из выжимавшихся плагиоклазовых кумулатов формировались характерные для древних щитов автономные анортозиты с изотопным возрастом 2.8—1.2 млрд лет, а из остаточных расплавов — субщелочные и щелочные магматические породы. Из экспериментальных данных по плавлению в системе «перидотит — вода — углекислота» [15, 19] следует, что в случае молекулярной доли углекислоты в летучей более 0.6 высокобарическое фракционирование перидотитовых магм приводит к накоплению в остаточных расплавах извести и углекислоты — главных составляющих карбонатитовых и кимберлитовых магм. При давлении менее 3 ГПа такие остаточные расплавы распадаются на карбонатитовые и силикатные, а при большем давлении возникают кимберлитовые расплавы. Поэтому кристаллизация пикритового слоя магматического океана привела к образованию щелочно-ультраосновных и карбонатитовых расплавов. Затвердевание придонного перидотитового слоя обусловило прекращение внедрения коматиитовых магм в зеленокаменных поясах и возникновение кимберлитовых остаточных расплавов.

Как показали выполненные расчеты [14], вследствие огромного объема и слоистого строения магматический океан кристаллизовался в направлении сверху вниз очень долго. Изотопный возраст карбонатитов и кимберлитов в среднем составляет соответственно 688 и 236 млн лет [14]. Это отражает опускание фронта затвердевания в постак-реционном магматическом океане в связи с постепенным охлаждением его преимущественно в результате кондук-тивных теплопотерь в направлении снизу вверх. Мантийные ксенолиты в кимберлитах образовались из кумулатов перидотитового слоя в процессе возникновения кимберлитовых остаточных расплавов. Это объясняет постоянное их присутствие в кимберлитах, закономерную эволюцию состава и температуры кристаллизации на фоне омоложения в соответствии с последовательностью образования кумулатов при фракционировании первичного расплава. Так, средние возраст и температура кристаллизации гарцбургитовых ксенолитов оцениваются в 2.4 млн лет и 1290 ° C, лерцолитовых — в 1.8 млн лет и 1190 °C, эклогитовых — в 1.4 млн лет и 1090 °C [13, 14]. Этими же процессами обусловлено присутствие в алмазах включений, соответствующих по минеральным парагенезисам ксенолитам. Судя по содержанию в кимберлитах до тысячи хондритовых норм легких редких земель, кимберлитовые остаточные расплавы возникали после кристаллизации перидотитового слоя примерно на 99.90—99.99 %. Это является причиной высокого содержания в них некоторых рас-плавофильных химических компонентов (легкие редкие земли, Н₂О, СО₂, К₂О), незначительного объема кимберлитовых расплавов в мантии, большей частью небольшого размера сформированных ими тел в земной коре (десятки — сотни метров), а также низкотемпературности (около 500 ^оС) извергнутой магмы [14]. При низкой степени кристаллизации перидотитового слоя остаточные расплавы имели бы щелочно- основной, а не кимберлитовый состав [13]. Именно это объясняет почти полное отсутствие на Земле раннедокембрийских кимберлитов. Малоплотные остаточные кимберлитовые расплавы всплывали и выжимались по зонам тектонических нарушений. Низкотемпературность привела к быстрому затвердеванию (путем стеклования или кристаллизации расплава) кимберлитовых магм на поздних стадиях подъема (рис. 3, участки 4 на линиях подъема магм) вследствие бурной дегазации расплавов в условиях резкой декомпрессии. Дальнейший подъем сопровождался взрывом верхних частей кимберлитовых колонн (рис. 3, участки 5 на линиях подъема) из-за высокого внутреннего давления законсервированной и сжатой в затвердевшем субстрате газовой фазы. Это объясняет создание кимберлитовыми магмами преимущественно трубок взрыва, брекчиевидный характер изверженной породы, отсутствие кимберлитовых лав на земной поверхности и признаков магматического фракционирования, неоседание в кимберлитовых трубках высокоплотных минералов — магнезиальных гранатов и алмаза. Раздвижение продуктов фракционирования перидотитового слоя под океаническими областями веществом поднимавшихся плюмов является причиной, казалось бы, загадочного отсутствия в этой геодинамической обстановке кимберлитов.

Генезис алмазов

Алмаз начал кристаллизоваться 3—3.5 млрд лет назад при еще перидотитовом составе расплава вследствие увеличения концентрации свободного углерода в остаточных расплавах при кристаллизации, поскольку этот компонент незначительно захватывался возникавшими породообразующими минералами. Это объясняет присутствие включений перидотитового парагенезиса в алмазах и их изотопный возраст (часто миллиарды лет), обычно намного превышающий возраст кимберлитовых трубок (первые сотни миллионов лет). Эта разница в возрасте является главным аргументом гипотезы ксеногенного происхождения алмазов в кимберлитах. Но в рассматриваемом случае горячего формирования Земли она отражает лишь более раннее начало образования алмазов по сравнению с кимберлитовыми остаточными расплавами в процессе фракционирования перидотитового слоя магматического океана. Идиоморфизм большинства кристаллов алмаза, чаще всего примерно одинаковое развитие зон в разных направлениях и тонкие структуры роста указывают на его кристаллизацию в жидкой среде и противоречат обычно предполагаемому росту в твердых породах.

И. Сунагава [18] пришел к выводу, что с увеличением степени пересыщения среды кристаллизации углеродом происходила смена морфологии кристаллизовавшихся алмазов от октаэдров к ромбододекаэдрам и далее к кубам. В начале кристаллизации перидотитового слоя магматического океана степень пересыщения расплавов углеродом была относительно небольшой. В это время остывание его происходило медленно, так как перекрывавшие его слои были еще очень горячими. Вследствие медленной кристаллизации атомы углерода присоединялись в основном к торцам слоев роста на гранях кристаллов алмаза, так как здесь обнажалось больше ковалентных свободных связей, чем на плоскостях слоев. Поэтому алмазы росли путем тангенциального послойного роста с образованием идеальных острореберных октаэдров с зеркально гладкими гранями (кристалл 1 на рис. 4). Длительная кристаллизация на ранней стадии остывания магматического океана объясняет присутствие в кимберлитах единичных алмазов-гигантов (массой в десятки — сотни карат) и преимущественно октаэдрическую форму их кристаллов (93—94 % [2]). Незначительное количество растворенного свободного углерода в расплавах является причиной небольшого содержания алмазов в кимберлитах (обычно менее 1 г/т).

Содержание SiO₂ в кимберлитах варьируется от 24 до 55 %, а в расплавных включениях в алмазе достигает 70 % [16]. Увеличение концентрации кремнекислоты в остаточных расплавах по мере фракционирования приводило к возрастанию их вязкости от 10^-1 до 5-10⁵ Н/м^сек [4], то есть в 5 млн раз. Из формулы Эйнштейна — Стокса D = RTp/ (6nnr) следует, что величина коэффициента диффузии D в жидкостях прямо пропорциональна температуре Т и обратно пропорциональна вязкости среды n (R = 8.31^10 3 Дж/ кмольтрац, р — плотность среды, п = 3.14, r — радиус диффундирующих молекул) [11]. Формула показывает, что возрастание вязкости остаточных расплавов приводило к такому же уменьшению скорости диффузии углерода в них и к увеличению степени пересыщения их этим компонентом (рис. 4). Последнее сопровождалось все более быстрым зарождением новых центров кристаллизации и слоев роста на кристаллах алмаза и к уменьшению их площади. Возникали широко распространенные в кимберлитах слоистоступенчатые кристаллы, переходные по форме от октаэдров к ромбододекаэдрам (кристаллы 3—7 на рис. 4).

В случае возникновения слоев роста в центре граней кристаллов и все большего недорастания их до ребер и

Рис. 3 . РТ-диаграмма фазового состава эволюционирующих кимберлитовых магм с 10 % Н₂О и 10 % СО₂.

Минералы: Cb — карбонаты, D — алмаз, Ga — гранат, Gf — графит, F — флюид, Fl — флогопит, L — расплав, Kl и K — твердые фазы кимберлита в ликвидусных и более низкотемпературных условиях, Sp — шпинель. L, L+F, L+K, L+K+F, K+F — поля разного фазового состава. 10 % F, 20% L и др. — содержания флюида и расплава. Верхний и нижний индексы — содержания соответственно СО₂ и Н₂О в расплаве. Линии А, В, Г, Д со стрелками — различные варианты выжимания и всплывания кимберлитовых магм; на линиях участок 0 — эволюция мантии при остывании океана магмы; участки 1—3 — различные варианты изменения Р и Т в магмах на глубинных стадиях подъема; участки 4, 5 — условия соответственно декомпрессионного затвердевания и эксплозивной дезинтеграции магм. Тонкие штрих-пунктирные линии А, В, Г, Д — различные геотермические градиенты.

Рисунки кристаллов показывают условия образования алмазов различной морфологии [14]

Fig. 3. PT-diagram of the phase composition of evolved kimberlite magmas with 10% H₂O and 10% CO₂.

Minerals: Cb — carbonates, D — diamond, Ga — garnet, Gf — graphite, F — fluid, Fl — phlogopite, L — melt, Kl and K — solid phases of kimberlite in liquidus and lower temperature conditions, Sp — spinel. L, L+F, L+K, L+K+F, K+F — fields of different phase composition. 10% F, 20% L, etc. — content of fluid and melt. The upper and lower indices are the contents of CO2 and H2O in the melt, respectively. Lines А, В, Г, Д with arrows — various variants of extrusion and flotation ofkimberlitic magmas; area 0 — evolution of the mantle during cooling of magma ocean; areas 1—3 — various variants of changes in P and T in magmas at deep stages of ascent; 4, 5 — conditions of decompression solidification, respectively, and explosive disintegration of magmas. Thin, dashed-dotted lines А, В, Г, Д — different geothermal gradients.

Pictures of crystals show conditions of formation of diamonds of different morphologies [14]

вершин формировались округло-ступенчатые кристаллы (7, 8 на рис. 4). Вследствие уменьшения скорости диффузии углерода в богатых кремнекислотой вязких расплавах возникавшие слои роста становились все тоньше. Это обусловило формирование распространенных тонкослоистых округлых кристаллов (6, 9, 10 на рис. 4).

Дискуссия о природе округлых алмазов продолжается уже более столетия. Наиболее часто предполагается их образование вследствие растворения плоскогранных кристаллов [8]. Доказательством этого считаются якобы наблюдаемые явления «срезания» внутренней слоистости округлой поверхностью кристаллов. Однако в этом утвер ждении существует явная подмена понятий. Современный наблюдатель может видеть лишь геометрическое прерывание слоев роста, а не процесс их «срезания», поскольку все процессы происходили в далеком прошлом и на большой глубине. Прерывание же может быть связано с локальным прекращением роста в связи с уменьшением подтока атомов к слою при зарождении новых слоев или в результате включения кристалла в скопление кумулатов породообразующих минералов.

Очевидно, для выяснения генезиса округлых алмазов необходим анализ не взаимоотношений границ зон, а независимых эмпирических данных. Присутствие в некото-

Относительная степень пересыщения углеродом

10°                ю2                10*ю

I---------------------------------------------------------------------1---------------------------------------------------------------------1-------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1--------------------------------------------------------------------11

Относительная скорость диффузии углерода ю7              106              ю3ю

I---------------------------------------------------------------------1---------------------------------------------------------------------1-------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1--------------------------------------------------------------------11

Вязкость расплава

10'2                  10°                  102               ^, дин-сек/см2

I---------------------------------------------------------------------1---------------------------------------------------------------------1-------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1----------------------------------------------------------------------1--------------------------------------------------------------------11

Состав включений в алмазах перидотитовый кимберлитовый

эклогитовый

кимберлитовый

Состав расплава

Перидотитовый пикритовый

I----------------------------------------1---------------------------------------1----------------------------------------1----------------------------------------1---------------------------------------1---------------------------------------1---------------------------------------1----------------------------------------1

1300           1200            1100            1000 Т ,С (5ГПа)

млрд л

I-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------1--------------------------------------------------------------------------------1---------------------------------------------------------------------------------1

• -3                                  -4                -12         5^,3С,%„

I----------------------------------------1---------------------------------------1---------------------------------------------------------------------------------1---------------------------------------1---------------------------------------1---------------------------------------1----------------------------------------1

О              300             600             900        N, ppm

Фотолюминесценция синяя зеленая желтая оранжевая

Рис. 4 . Соотношение величины удельной интенсивности рентгенолюминесценции (I/m) с морфологией кристаллов алмаза, с цветом их и фотолюминесценции, с содержанием азота, изотопным составом углерода, температурой образования, с их возрастом и составом расплава при кристаллизации. Точками показаны средние величины I/m при образовании плоскогранных (П), занозисто-слоистых (ЗС), полицентрических (ПО), округло-ступенчатых (ОС) и блоковых (Б) октаэдров; ромбододекаэдров (Д) и округлых додекаэдроидов (О); бесцветных (БО), зеленых (З), желтых (Ж) и коричневых (К) алмазов; с синей (С), зеленой (ЗЕ), желтой (ЖЕ), оранжевой (ОР) фотолюминесценцией и нелюминесцирующих кристаллов (Н). Ряды Ка и Ла — кристаллы в кимберлитах с соответственно карбонатитовой и лампроитовой тенденцией дифференциации, промежуточный ряд — кристаллы, встречающиеся в различных кимберлитах: 1 — гладкогранный, 2 — тонкослоистый, 3 — грубослоистый, 4 — полицентрический, 7 и 8 — округло-ступенчатые октаэдры; 5 — ромбододекаэдр, 6, 9 и 10 — округлые додекаэдроиды соответственно с гладкогранной, бугорчатой и черепитчатой скульптурами; 11 — куб; 12 — агрегат [13]

Fig. 4. Ratio of the specific intensity of X-ray luminescence (I/m) to the morphology of diamond crystals, with their color and photoluminescence, with nitrogen content, isotopic composition of carbon, formation temperature, their age and melt composition during crystallization. The dots represent the average values I/m in formation of planefaced (П), hackly-layered (3C), polycentric (ПО), round-step (OC) and block (Б) octahedra; rhombododecahedrons (Д) and rounded dodecahedraids (O); colorless (БО), green (3), yellow (Ж) and brown (K) diamonds; with blue (C), green (3E), yellow (ЖЕ), orange (OP) photoluminescence and non-luminescent crystals (H). Lines Ka and Ha — crystals in kimberlites with correspondingly carbonatite and lam-proitic tendencies of differentiation, the intermediate line — crystals in various kimberlites: 1 — smooth-sided, 2 — thin-layered, 3 — coarse-layered, 4 — polycentric, 7 and 8 — round-stepped octahedra; 5 — rhombododecahedron, 6, 9 and 10 — rounded dodecahe-droids, respectively, smooth-sided, with tuberculate and tan sculptures;

11 — cube; 12 — aggregate [13]

рых алмазах округлой внутренней ростовой зональности, чаще всего меньший размер плоскогранных кристаллов в одних и тех же трубках и россыпях [7, 10] указывают на ростовое происхождение округлых алмазов. Накопление расплавофильных компонентов в остаточных расплавах приводило к увеличению содержания примесей в алмазах и к увеличению связанных с ними дефектов их кристаллической решетки. Дефекты вызывали тушение рентгенолюминесценции алмазов. Поэтому величина удельной интенсивности рентгенолюминесценции I/m (m — путь, пройденный излучением в кристалле) является хорошим показателем относительной последовательности образования алмазов во фракционировавшей магме [13].

Как иллюстрирует рис. 4, для округлых алмазов характерны меньшие величины (0.4—1) удельной интенсивности рентгенолюминесценции по сравнению с плоскогранными кристаллами (1—1.8). Это однозначно свидетельствует о большем содержании в округлых кристаллах примесей и дефектов и, следовательно, о более позднем их образовании в процессе фракционирования перидотитового слоя магматического океана. Возрастание доли округлых алмазов в среднем от 0 до 77 % при увеличении содержания SiO2 соответственно от 24 до 55 % в кимберлитах и лампроитах [14], отвечающее росту вязкости рас плава от 10 1 до 103 Н/м^сек, подтверждает кристаллизацию округлых алмазов под влиянием уменьшения скорости диффузии углерода в остаточных расплавах.

Химическая активность углерода была прямо пропорциональна его концентрации в расплаве. Поэтому при сильном превышении степени пересыщения расплавов углеродом большинство атомов последнего не успевало найти торцы слоев роста. Его высокая химическая активность заставляла атомы присоединяться и к граням кристаллов. Это обусловило постепенное сокращение при кристаллизации алмазов роли послойного роста и возрастание роли нормального радиального. Радиальный рост привел к кристаллизации кубов, сфероидов и алмазных агрегатов и к возникновению на алмазах большого количества различных скульптур. В блочных кристаллах уменьшение скорости диффузии углерода приводило к уменьшению площади растущих внешних частей блоков и к возникновению между ними глубоких трещинообразных полостей (шрамов), достигающих иногда центра кристаллов. Они не могли возникать в результате проявления процессов растворения, как обычно предполагается, поскольку гипотетический растворитель не мог циркулировать по выклинивавшимся в кристалле узким трещинам.

Рассмотренная временная последовательность образования кристаллов алмаза различной морфологии подтверждается показанным на рис. 4 по данным К. П. Аргунова [1, 2] закономерным уменьшением величины удельной интенсивности ренгенолюминесценции от октаэдров к додекаэдроидам и далее к кубам и алмазным агрегатам. Другим подтверждением ее является уменьшение средней доли октаэдров от 41 до 7 % и возрастание доли додекаэд-роидов от 21 до 80 % при увеличении в кимберлитах и лам-проитах содержания SiO2 в результате фракционирования с 22 до 60 % [14].

Изменение состава расплава по мере фракционирования обусловило смену перидотитового парагенезиса захватываемых включений в алмазах на эклогитовый и далее на кимберлитовый (карбонаты, флогопит). Это подтверждается уменьшением изотопного возраста включений в этом направлении в среднем от 3.1 млрд лет для гарцбургитовых до 2.8 млрд лет для перидотитовых нерасчлененных, 2 млрд лет для лерцолитовых, 1.1 млрд лет для эклогитовых и 0.4 млрд лет для кимберлитовых включений [14].

Накопление расплавофильных компонентов в остаточных расплавах было причиной постепенного возрастания среднего содержания примесей в поздних алмазах от 0.001 % в бесцветных октаэдрах до 0.1 % в темно-коричневых и 1 % — в карбонадо [13] и, как следствие, появления в них различной окраски. Азот, как все газы, интенсивно накапливался в остаточных расплавах. Это обусловило рост его среднего содержания от 200 ppm в октаэдрах до 420 ppm в додекаэдроидах и до более 1000 ppm в фибрилярных кубоидах [14]. Правый наклон кривых распределения редких земель в магматических породах свидетельствует о более интенсивном накоплении легких элементов и изотопов в остаточных расплавах по сравнению с тяжелыми. Поэтому легкий изотоп углерода должен больше накапливаться в остаточных расплавах и в кристаллизовавшихся в них алмазах по сравнению с тяжелым. Это подтверждается результатами обобщения большого количества (1641 определения) опубликованных данных. Они свидетельствуют об уменьшении величины 513С в среднем от —3 %о в октаэдрах до —3.5 %о в додекаэдроидах, до —5 %о ядрах кубических кристаллов в оболочках, до —7 %о в их оболочках и до —27 %о в карбонадо [14].

Содержание азота, легкого изотопа углерода и других примесей чаще всего увеличивается от центральных частей кристаллов к их краям. Однако достаточно широко распространены и противоположные случаи. Их присутствие вполне закономерно и должно быть обусловлено неизбежным существованием локальных перемещений вещества в мощном (около 80 км) кристаллизовавшемся слое первоначально перидотитовой магмы. Очевидно, что в остывавших сверху его частях возникавшие алмазы и породообразующие минералы вследствие своей повышенной плотности могли опускаться в еще малодифференцированные более глубинные участки с пониженным содержанием азота, легкого изотопа углерода и других примесей. Вследствие повышения давления при опускании алмаз продолжал кристаллизоваться, но возникавшие новые зоны имели более высокотемпературные свойства, чем ядра. Существование в кристаллах алмаза иногда множества зон, обогащенных и обедненных примесями, свидетельствует, что некоторые алмазы многократно опускались и поднимались в процессе роста.

В случае подъема струй магмы на место опустившихся кумулатов вынесенные глубинные кристаллы алмаза могли оказываться в малоглубинных условиях его термодинамической неустойчивости и подвергнуться процессам растворения с образованием амебовидных зерен с широкими углублениями в них. Именно такие признаки растворения расплавом характерны для вкрапленников кварца в андезитах и дацитах. Растворение их происходило вследствие увеличения содержания кремнекислоты в гранитной эвтектике с падением давления. Подобные частично растворенные алмазы встречаются в кимберлитах очень редко. Округлые алмазы и глубокие трещиноподобные полости в них, возникновение которых часто предполагается путем растворения, как отмечалось выше, имеют признаки ростового происхождения.

Большая доля в кимберлитах алмазных октаэдров, сформировавшихся на ранних стадиях фракционирования перидотитового слоя магматического океана, свидетельствует о захоронении их среди кумулатов породообразующих минералов и изоляции их в связи с этим от фракционировавшего расплава. Поэтому на них не происходило нарастание более позднего алмазного вещества. Такое происхождение имеют алмазы ксенолитов и эклогитов. Резкое количественное преобладание в перидотитовых ксенолитах октаэдров подтверждает их раннюю кристаллизацию. При подъеме кимберлитовых остаточных расплавов кумулаты захватывались ими, подплавлялись на ранних и средних стадиях подъема (рис. 3) в результате огромной декомпрессии и частично дезинтегрировались с высвобождением кристаллов алмаза. Частое содержание в кимберлитах мантийных ксенолитов обусловлено возникновением их пород из кумулатов перидотитовой магмы при образовании кимберлитовых магм, а не в архейской мантии, как обычно предполагается. В толеитовых магмах таких ксенолитов нет, поскольку эти магмы образовались путем декомпрессионного переплавления эклогитов при подъеме мантийных плюмов.

В кимберлитах иногда значительно распространены и октаэдры, окаймленные более молодым алмазным веществом. К таковым относятся «алмазы в оболочке» (по Ю. Л. Орлову) [8], в которых октаэдрическое ядро окружено кубической оболочкой. Такие алмазы не изолировались кумулатами от остаточного расплава и дорастали в нем. Часто фибрилярное строение этой оболочки обусловлено ее формированием путем радиального роста вследствие высокого пересыщения остаточного расплава углеродом. Мелкобугорчатая поверхность кубов (кристалл 11 на рис. 4) отражает такой рост.

Природа закономерностей размещения кимберлитов

Древние кристаллические комплексы и кимберлитовые остаточные расплавы являются соответственно малоглубинными и глубинными продуктами фракционирования одного и того же расслоенного магматического океана. Это впервые объясняет природу правила Клиффорда — размещение алмазоносных кимберлитов только в регионах, в которых присутствует древняя кристаллическая кора. Оно объясняет приуроченность таких кимберлитов к участкам платформ, имеющих очень глубокое (250— 400 км) залегание подошвы литосферы, то есть литосферные кили [9]. Очевидно, что в таких килях остаточные кимберлитовые расплавы зарождались в условиях наиболее высокого давления, благоприятного для алмазообразова-ния. На краях платформы обычно отсутствуют самые глубинные части литосферы, видимо, вследствие эрозии их астеносферными течениями. Это является причиной намного меньшего распространения здесь кимберлитовых полей [14] и их незначительной алмазоносности.

Наиболее благоприятными для образования высокоалмазоносных кимберлитов должны быть участки, содержащие наиболее мощную кристаллическую кору, мало нарушенную поздними тектоническими процессами. В таких участках сохранился ее верхний слой, сложенный зеленокаменными поясами и серыми гнейсами с безги-перстеновыми парагенезисами. В них генерирующие кимберлиты нижней части литосферы также должны быть малонарушены. Поэтому здесь чаще могли зарождаться высокоалмазоносные кимберлиты. Это подтверждает рис. 5. Из него видно, что с увеличением доли ксенолитов безгиперстеновых гнейсов и кристаллических сланцев в алмазоносных трубках Якутии резко возрастает содержание алмазов. Эта особенность содержания алмазов в кимберлитах согласуется с правилом Клиффорда и дополняет его.

Иногда встречающееся размещение алмазоносных магматических пород вне кратонов (например, диатрема Аргайл в Австралии) чаще всего относится к лампроитам. Их магмы и должны были часто формироваться вне кратонов, поскольку многие из этих магм образовались путем фракционирования магматических очагов в плюмах [13]. Поэтому такие случаи не опровергают правило Клиф-форода. Но, видимо, изредка возможно наложение складчатости на края кратонов с уже сформированными алмазоносными кимберлитами. Поэтому правило Клиффорда имеет вероятностный, а не абсолютный характер.

Очевидно, что относительно небольшие по объему кимберлитовые остаточные расплавы не могли самостоятельно подниматься через жесткую кристаллическую литосферу древних платформ. Необходимы были ее значительные тектонические деформации, при которых остаточные кимберлитовые расплавы выжимались из участков повышенного тектонического давления в возникавшие вертикальные зоны растяжения. Такие зоны в большом количестве формировались при подъеме и растекании вещества мантийных плюмов, генерировавших траппы. Это объясняет постоянную пространственную и временную связь процессов образования кимберлитов с траппами. Как показало обобщение опубликованных материалов, количество кимберлитовых полей и площади распространения траппов на платформах прямо коррелируются [13].

Исследования В. А. Фролова с соавторами [12] свидетельствуют, что большинство (60—70 %) тел кимберлитов приурочено к «плечам» рифтов. Это обусловлено смещением кимберлитогенерировавшей нижней части перидо-титого слоя к периферии рифтов растекавшимся под литосферой веществом плюмов, вызвавшим образования рифтов. Для карбонатитов такая тенденция не наблюдается. Это обусловлено формированием карбонатитовых остаточных расплавов в выше расположенном пикритовом слое магматического океана. Он, видимо, подвергался незначительному растеканию при формировании рифтов.

• В.    А. Фролов с соавторами пришли к заключению, что 60 % полей алмазоносных кимберлитов контролируется субмеридиональными линиаментами, тогда как субширотными — только около 6 %. Это наглядно иллюстрирует близкая к субмеридиональной ориентировка тектонических зон, контролирующих размещение кимберлитов Якутской и Архангельской алмазоносных провинций. Такой контроль должен быть обусловлен существованием запад-

• Рис. 5. Соотношение доли безгиперстеновых коровых кристаллических ксенолитов и содержания алмазов в кимберлитах Якутии. Трубки: К — Комсомольская; М — Мир; Н — Нюрбин-ская; С — Сытыканская; У — Удачная. По данным [9]

Fig. 5. Ratio of proportion of non-hypersthene crustal crystalline xenoliths and content of diamonds in the kimberlites of Yakutia. Pipes: K — Komsomolskaya; M — Mir; H — Nyurbinskaya; C — Sytykan-skaya; У — Udachnaya. Design after [9]

ного дрейфа континентов, связанного с отклонением к западу всплывающего мантийного вещества под влиянием силы Кориолиса. Вследствие этого дрейфа в Тихом океане островодужные зоны субдукции расположены в западной его части, а срединно- океанический хребет частично перекрыт надвинувшимся с востока Североамериканским континентом. Очевидно, что при таком перемещении в континентальной литосфере, вследствие существования пространственных вариаций силы сцепления с подстилающей астеносферой, должны были возникать субмеридиональные зоны растяжения, по которым происходило преимущественное выжимание кимберлитовых остаточных расплавов.

Заключение

Таким образом, учет существования процессов глобального магматического фракционирования впервые позволяет убедительно объяснить генезис главных разновидностей алмаза и многочисленных особенностей кимберлитов. Это иллюстрирует плодотворность применения концепции глобального магматического фракционирования при решении генетических проблем.