Курсовая работа на тему «Флюидные включения в алмазах»

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. РАЗНОВИДНОСТИ КРИСТАЛЛОВ  И ПОЛИКРИСТАЛЛИЧЕСКИХ  ОБРАЗОВАНИЙ АЛМАЗА

1.1.Алмаз и его разновидности

1.2 Гипотезы о происхождении алмазов

Глава 2. ПРИРОДА РАЗНООБРАЗИЯ АЛМАЗОВ

2.1. Особенности флюидных включений в алмазах

2.2. Эволюция процессов алмазообразования

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Флюиды играют чрезвычайно важную роль в различных геологических процессах в литосфере. Решение широкого круга вопросов минерало — и рудообразования в земной коре и верхней мантии затруднено и нередко даже невозможно без данных о составе и количестве флюидов. Однако сейчас прямых данных о составе флюидов, особенно в глубинных зонах земной коры и верхней мантии, чрезвычайно мало. Получить прямые данные о составе и количестве флюидов в настоящее время можно лишь с помощью изучения флюидных и расплавных включений в минералах.

Алмаз (тюрк., от греч. ἀδάμας, род. п. ἀδάμαντος – непобедимый, несокрушимый), самый твёрдый минерал, полиморфная кубическая модификация углерода, образующаяся в природе при высоких давлениях.

Цель работы – рассмотреть более подробно флюидные включения в алмазах.

Объект исследования – алмаз.

Предмет исследования – флюидные включения в алмазах.

Задачи исследования:

— рассмотреть алмаз и его разновидности;

— изучить гипотезы о происхождении алмазов;

— охарактеризовать особенности флюидных включений в алмазах;

— рассмотреть эволюцию процессов алмазообразования.

Структурно работа состоит из введения, двух глав, заключения и списка литературы.

Алмаз является минералом, представляющим собой одну из кристаллических модификаций углерода. Название его происходит от греческого слова άδαμας (адамас), что в переводе означает «непреодолимый» и отражает исключительную механическую стойкость этого минерала. Формы кристаллизации алмаза разнообразим: наряду с монокристаллами находятся поликристаллические агрегаты, имеющие различное строение.

Но всех курсах минералогии, в минералогических справочниках и монографиях, посвященных алмазам, при описании последних выделяются разновидности. В табл. 1 приведены краткие характеристики разновидностей алмаза, взятые из различных работ.

Таблица 1. Описание разновидностей алмаза в курсах минералогии и минералогических справочниках

Литературный источник Описание разновидностей

ВЕРНАДСКИЙ  В. И.

(1912-1922)

  Борт — окрашенные разности алмаза, которые представляют собой слабые твердые растворы ближе не известных, очень стойких веществ. Эти разности обладают особыми условиями генезиса и отличными от бесцветного алмаза физическими свойствами  Карбонадо — проявляется чрезвычайно редко в ясных кристаллических полиэдрах: для него описаны лишь плохо выраженные кубы, октаэдры, ромбические додекаэдры правильной системы. Это вещество черное, очень твердое, малопрозрачное, являющееся большей частью в неправильных пористых стяжениях и древовидных сростках мельчайших октаэдров, иногда принимающих форму более или менее правильных шаровых конкреций

БЕТЕХТИН А. Г., БОЛДЫРЕВ А. К. и др. (1936)

  Разновидности:

1. Собственно алмаз, чаще в отдельных кристаллах, реже в кристаллических группах 2. Борт  представляет  собой   шаровидные  агрегаты  радиально-лучистого   строения,   иногда  заключающие  в   себе отдельные крупные кристаллы

3. Карбонадо   обычно   в  виде   плотных   тонкозернистых иногда пористых агрегатов сероватого или буровато-черного цвета

ТРОФИМОВ В. С.

(1947)

  Борт (синоним борте). К этому сорту алмазов относятся неправильные кристаллы, сростки и шарообразные лучистые агрегаты, по тем или иным причинам непригодные как ювелирное сырье. Большей частью они бывают окрашены в желтый, коричневый и серый цвета, но могут быть и бесцветными. В зависимости от внешней формы, цвета, трещиноватости и места добычи они разделяются на много классов. Так, различают более твердые бразильские борты, менее твердые капские, добываемые в Юго-Западной Африке, и австралийские, занимающие промежуточное положение

Балласы, являющиеся до известной степени разновидностью борта, имеют шарообразную форму и структуру ядра, покрытого оболочкой. Обычно центральная часть их обладает более крупнокристаллической структурой а оболочка — мелкозернистым строением и большей твердостыо. Балласы тверже и прочнее обыкновенных кабонадо, но встречаются значительно реже последних Капские балласы по своей твердости ниже бразильских

Карбонадо (иначе черные алмазы) представляют собой тонкозернистые непрозрачные пористые агрегаты овальной формы без видимой спайности; окрашены они в темные цвета (серый, черный и реже зеленый). Согласно рентгенометрическим исследованиям (W. Gerlach) карбонадо являются агрегатом микроскопических зерен алмаза, сцементированных аморфным углеродом или графитом; поверхность их зерен обычно гладкая, блестящая, со смолистым и полуметаллическим блеском. Различают следующие разновидности карбонадо: с разноцветной и плотной эмалевидной наружной оболочкой (твердые); черные матовые, напоминающие внешним видом кокс (слабые); темно-серые куполовидные с внутренними мелкими пустотами (слабые); округлые, блестящие, слабопористые, темно-зеленые, средней твердости

БЕТЕХТИН А. Г.

(1950)

  Борт — неправильной формы сростки и шаровидные лучистые   агрегаты

Карбонадо — тонкозернистые пористые агрегаты, окрашенные аморфным графитом и посторонними примесям в  буровато-черный   цвет

ДЭНА Дж. Д.  и др. (1951) Борт — зернистый скрытокристаллический алмаз; серы до черного, цвет зависит от загрязнений и включений без ясной спайности; сюда же относятся алмазы с плохой окраской или трещиноватые, не представляющие ценности как драгоценные камни

ДЭНА Дж. Д.  и др.

(1950)

  Дробеобразный   борт — разновидность   борта   с   меньшим количеством   примесей;   молочно-белый   до   стально-серого,   сферические  образования    с  радиальной   структурой. Такие образования отличаются большой прочностью  (малой   хрупкостью) Градообразный   борт — серый   или   серо-черный,   в  округлых формах;  по виду  похож на цемент;  состоит из концентрических   мутных   алмазных   корок  и   цементоподобного материала;  твердость меньше, чем у обычного борта; при сгорании дает 1-3,5% золы

Фрамезит — подобен   обычному   борту,   но   более   трудно поддается  шлифовке,  часто  содержит  мелкие  блестящие точки очевидно, связанные с включениями алмазов; дает 4,5-6,5% золы

Стевартит — магнитный    борт,    дающий    3-19,5%   золы, частично состоящий из  окислов железа  Карбонадо — черный   или   серо-черный,    плотный   иногда зернистый    до   сплошного,   твердость    такая   же,   как   у кристаллов,    или   превосходит    твердость    кристаллов   и, менее    хрупок;    удельный    вес   меньше,    чем   у   алмаза, в связи с наличием   пористости

БОНШТЕТ-

КУПЛЕТСКАЯ Э. М.

(1960) Борт — зернистые   и   непрозрачные   сростки,   преимущественно серые и черные.  В технике различают:   разновидности   борта   (дробеобразный — shot bort,  градообразный борт — hailstone   bort,   фрамезит,   черный   алмаз,   стевартит), алмазную крошку, конго и др.

Баллас — очень мелкие и шаровидные агрегаты большей частью лучистого строения Карбонадо — тонкозернистые плотные или пористого сложения агрегаты сероватого и черного цвета

Как видно из этой таблицы, кроме собственно алмазов, выделяются следующие разновидности: борт, стюартит, фрамезит, градиноподобный борт, дробеобразный борт, баллас и карбонадо. Разновидности представляют собой разные формы кристаллизации алмаза. При сопоставлении характеристик, приведенных различными авторами для этих разновидностей, обнаруживается, что одна и та же форма: кристаллизации алмаза описывается иногда под разными названиями, поликристаллические образования смешиваются с монокристаллами. Так, например, одной из таких разновидностей алмаза является борт. Одни авторы относят к борту неправильные, искаженном формы монокристаллы, а также кристаллы интенсивно окрашенные или с большими дефектами, другие — только поликристаллические образования в виде зернистых сростков темного цвета. В некоторых случаях к борту одновременно относят как зернистые поликристаллические образования, так и неправильные монокристаллы с плохой окраской, непрозрачные и трещиноватые (Дэна и др., 1951).

Пo-разному характеризуется разновидность алмаза, называемая, карбонадо. Одни авторы пишут, что карбонадо представляют собой сероватого или черного цвета микрозернистые плотные или пористые поликристаллические образования алмаза, имеющие неправильную форму (Бетехтин, Болдырев и др., 1936; Трофимов, 1947; Бетехтин, 1950; Дэна. Д. и др., 1951; БонштедтКуплетская, 1960), другие отмечают, что карбонадо проявляются в виде многогранником правильной кристаллографической формы: октаэдра, куба и ромбододекаэдра (Вернадский, 1912Специфическая форма кристаллизации алмаза, представляющая собой сферолиты радиально-лучистого строения, в одних случаях называется балласом, в других — бортом (Бетехтин, Болдырев и др., 1936; Трофимов, 1947; Бетехтин, 1950).

Вполне очевидно, что описания разновидностей алмаза в некоторых работах сделаны без строгого соблюдения определенного принципа, положенного в основу их выделения. Иногда смешиваются примышленная и минералогическая классификации.

С минералогической точки зрения представляет интерес классификация алмазов по разновидностям форм их кристаллизации, выделяемым по присущим им типоморфным особенностям, свидетельствующим о некотором отличии условий их роста. Очевидно, что монокристаллы образуются в других условиях кристаллизации, чем поликристаллические агрегаты, поэтому те и другие должны выделяться в две самостоятельные генетические группы.

Среди монокристаллов могут выделяться разновидности по существенному отличию кристаллографических форм их роста, характеру примесных дефектов и другим особенностям, приобретенным в процессе кристаллизации. Среди поликристаллических агрегатов могут выделяться разновидности по отличию их строения (яснозернистое, радиально-лучистое, скрытокристаллическое), которое определяется условиями их роста.

Если проанализировать с этой точки зрения имеющиеся в литературе описания разновидностей, то становится очевидным, что к собственно алмазам относят монокристаллы; в разновидности выделяются поликристаллические образования, отличающиеся внутренним строением. В большинстве случаев яснозернистые сростки называются бортом, сферолиты, имеющие радиально-лучистое строение, — балласом и специфические пористые или плотные сростки субмикроскопических зерен алмаза — карбонадо. При классификации, создаваемой по генетическому принципу, согласно которому монокристаллические и поликристаллические образования должны выделяться в разные группы, к борту не следует относить искаженные или интенсивно окрашенные кристаллы, а к карбонадо — черные алмазы, имеющие форму правильных многогранников или яснозернистое строение.

В некоторых работах выделяются такие разновидности, как дробеобразный борт, градиноподобный борт, фрамезит и стюартит1 (Дэна и др., 1951). Эти названия были введены А. Ф. Вильямсом (Williams, 1932).

Однако из описаний этих разновидностей видно, что дробеобразный борт представляет собой сферолиты алмаза и, следовательно, должен относиться к балласам: фрамезит тождествен карбонадо (Lonsdale, Milledge, 1965); стюартит по своему строению соответствует борту и отличается от него только повышенным содержанием включений магнетита, которые обусловливают его магнитные свойства.

Градиноподобный борт представляет собой кристаллы с мутной внешней зоной, имеющей зональное строение; этого вида кристаллы в последние годы стали называть алмазами с оболочкой (coated diamonds), и они должны относиться к разновидностям монокристаллов алмаза.

Выделено пять разновидностей среди монокристаллов алмаза, в которые входят и алмазы с оболочками, описывавшиеся ранее как градиноподобный борт. Уточнены характеристики разновидностей поликристаллических образований алмаза: балласа, борта и карбонадо. Зернистые сростки типа борта расчленены на две разновидности по отличию составляющих их индивидуумов. В целом среди кристаллов и поликристаллических образований алмаза выделено 11 разновидностей (Орлов, 1965, 1980). Они не рассматриваются как разновидности самого минерального вида, которым обычно присваиваются самостоятельные названия. Все выделявшиеся ранее и вновь выделенные разновидности монокристаллов и поликристаллических образований представляют собой различные формы кристаллизации алмаза, обладающие определенными, отличающими их друг от друга типоморфными особенностями, которые показываются при описании разновидностей.

Высказано много гипотез о генезисе алмазов. Если перечислить все работы, в которых в той или иной степени затрагивается этот вопрос, то получится огромный библиографический список, свидетельствующий о широком интересе к этой проблеме многих исследователей. В последние годы, особенно в Советском Союзе, опубликовано много работ, в которых излагаются представления о происхождении алмазов.

Появление большого количества работ по этому вопросу объясняется рядом причин.

Во-первых, в Советском Союзе открыты кимберлитовые месторождения алмазов. Они стали всесторонне изучаться специалистами, многие из которых, публикуя результаты своих исследований, высказываются о происхождении кимберлитов и находящихся в них алмазов (Бобриевич и др., 1959; Бобриевич, Илупин и др., 1964; Сарсадских, Ровша, 1960; Боткунов, 1964; Васильев и др., 1961, 1962, 1968; Милашев, 1965; Трофимов, 1963, 1964, 1966; Леонтьев, Каденский, 1957; Францессон, 1968).

Во-вторых, стали широко проводиться работы по синтезу кристаллов алмаза, в результате чего получено много экспериментальных данных об условиях их образования при различных методах производства. Естественно, что эти данные послужили основанием для решения вопроса о генезисе естественных алмазов (Neuhaus, 1960; Giardini, Tydings, 1962; Wentorf, Bovenkerfc, 1961; Петров, 1967; Литвин, 1969; Безруков и др., 1970).

В-третьих, в результате исследования самих кристаллов алмаза было получено много новых данных об их химическом составе, физических свойствах, парагенезисе и морфогенетических особенностях, что дало основание сделать выводы об условиях кристаллизации и характере процесса образования алмазов (Кухаренко, 1954, 1955; Орлов, 1963, 1970; Ruzicka, 1962, 1964; Бартошинский, Гневушев, 1969).

В-четвертых, ряд исследователей обратили внимание на нахождение алмазов в каменных и железных метеоритах; в связи с этим опубликованы работы, в которых объясняется образование алмазов в метеоритах, а также затрагивается вопрос о генезисе алмазов в кимберлитах (Urey et. al., 1956; Carter, Neville, Kennedy, 1964; Lipschutz, Anders, 1961; Виноградов и др., 1968; Вдовыкин, 1970).

Гипотезы о генезисе земных алмазов, высказанные разными исследователями, весьма противоречивы; этот вопрос является одним из наиболее дискуссионных в геологической науке. Не будем здесь рассматривать представления, которые существовали в те времена, когда о коренных месторождениях алмазов ничего не было известно и о происхождении алмазов делались различные малообоснованные предположения.

После открытия в 1871 г. в Южной Африке алмазоносных магматических пород – кимберлитов – в конце XIX в. и первой половине XX в. было высказано много гипотез о возникновении алмазов в этих месторождениях. Все эти гипотезы подробно изложены в известной монографии А. Ф. Вильямса «Генезис алмаза» (Williams, 1932) и рассмотрены в ряде работ, посвященных алмазам (Трофимов, 1947; Соболев, 1951, 1960; Васильев и др., 1961, 1968; Stutzer, 1935 и др.).

Опишем коротко высказанные ранее представления о происхождении алмаза, которые имеют интерес, так как развиваются в том или ином виде и в настоящее время.

В своей монографии А. Ф. Вильяме систематизировал различные теории о генезисе алмаза. Им выделены три группы гипотез.

Согласно первой группе гипотез, алмазы выкристаллизовались в магматическом расплаве во время застывания его в верхних зонах земной коры в полостях образования кимберлитовых трубок. При этом предполагалось, что источником углерода для кристаллизации алмазов служили углеродсодержащие породы: углистые сланцы, угли и т. п. (Lewis, 1897; Schwarz, 1910). Эта теория со временем утратила свое значение, так как не было установлено-связи между присутствием в кимберлитах этих пород и алмазонос-ностью. В настоящее время развивается гипотеза о происхождении алмазов за счет органических углеводородов, попадающих в магму из вмещающих осадочных пород (Васильев и др., 1961, 1968).

Согласно второй группе гипотез, алмазы кристаллизовались на глубине в ультраосновных породах, которые были подвергнуты дезинтеграции в результате воздействия на них кимберлитовой магмы. При этом алмазы освобождались и увлекались поднимающимся магматическим расплавом вверх. Основоположники этого направления в объяснении генезиса алмазов Добрэ и Бонней (Воппеу, 1899), изучавший первые образцы эклогита с алмазами, найденные в кимберлитовой трубке «Ньюленд». Недавно аналогичные представления были высказаны в работе Н. Н. Сарсадских и В. С. Ровша (1960).

Весьма оригинальной разновидностью этой теории было предположение Крукса (Crookes, 1897) о связи алмазов с углеродсо-держащими расплавленными массами железа, находящимися, по его мнению, в глубинных зонах Земли. Близкие этому взгляды были высказаны недавно Венторфом и Бовенкерком (Wentorf, Bovenkerk, 1961). Согласно третьей группе гипотез, алмазы кристал- лкзуются в ультраосновной магме на глубине еще до ее извержения, а также частично и во время ее подъема.

Ксенолиты эклогитов и перидотитов, содержащие иногда алмазы, по мнению сторонников этой точки зрения, являются гомогенными включениями в кимберлите и генетически связаны друг с другом, являясь плутонической фазой кристаллизации кимберлитовой магмы (Du Toit, 1906; Williams, 1932; Wagner, 1917).

В настоящее время большинство исследователей придерживаются этой точки зрения, полагая, что алмаз – магматический минерал, кристаллизующийся на глубине в щелочноультраосновной магме, из которой образуются кимберлитовые породы. Эта точка зрения обосновывается в работах В. С. Соболева (1960), А. А. Кухаренко (1954, 1955), В. С. Трофимова (1963, 1964, 1968), А. П. Бобриевича и др. (1959), В. А. Милашева (1965), Е. В.Францессон (1968), Ю. Л. Орлова (1963, 1970), Нейгауза (Neuhaus, 1960), Даусона (Davidson, 1971) и др. Во взглядах этих исследователей имеются разного рода расхождения, но все они объединяются общим положением, что источником углерода алмазов является ювенильный углерод, содержащийся в самой магме, и алмазы кристаллизуются в этой магме совместно с оливином, гранатом, пироксенами и другими минералами, которые находятся в алмазах в виде сингенетических включений.

Также пропагандировали свою теорию В. Г. Васильев, В. В. Ковальский и Н. В. Черский (1961, 1962 1967, 1968). Они полагают, что кристаллизация алмазов происходит в локальных очагах и камерах взрыва в пограничной зоне фундамента и осадочного чехла, куда внедряется ультраосновная магма. Однако, по их мнению, источники углерода имеют смешанную природу и в своей подавляющей массе являются продуктом разложения углеводородов органического происхождения (битумы, нефть, газ, связанные с осадочными породами чехла). Они считают, что под влиянием магматического расплава эти вещества перестраиваются с образованием ацетилена и в ряде случаев расщепляются на водород и углерод. При этом образуются взрывчатые смеси (ацетилен, гремучий газ и различные концентрации смесей окиси углерода, водорода, углерода, метана, сероуглерода и др.) и накапливается свободный углерод. В результате взрыва этих смесей возникают термодинамические условия, обусловливающие переход свободного газообразного углерода в алмаз. При повторном развитии взрыва происходит дробление части алмазов, а в промежутках между взрывами – их частичное и даже полное растворение. Неоднократное повторение взрывов приводит к образованию новых алмазов и, кроме этого, образуются сложные кристаллы, ядрами которых служат уцелевшие кристаллы и их обломки. Росту алмазов способствует муассанит, свободный кремний для образования которого получается в результате взаимодействия магмы с вмещающими породами.

Указанные исследователи пишут: «Магматический очаг закладывался в базальных слоях осадочного чехла или в пограничной зоне фундамента: в это время верхняя часть земной коры (во всех случаях осадочный чехол) испытывала сжатие. По питающему каналу очаг заполнялся магмой и ювенильными газами. В такой замкнутой системе между флюидами, заполняющими очаг, и флюидами, поступающими из вмещающих пород, происходят химические реакции. В результате этих реакций повышаются давление и температура, возникают взрывчатые смеси и накапливается свободный углерод. Общее повышение температуры определяется суммарным тепловым эффектом в целом преобладающих экзотермических реакций.

По мере нарастания температуры химические реакции становятся более интенсивными, взрывы более мощными, а скачки давления высокими. На этой стадии развития объем очага увеличивается, и площадь контакта с вмещающими породами расширяется. После повышения температуры до 2100-2600° С основными источниками энергии становятся ацетилен и гремучая смесь, образующаяся за счет диссоциации водяных паров. В процессе взрывов возникает термодинамическая обстановка, обеспечивающая переход свободного газообразного углерода в алмаз. Обязательным условием такого перехода является перенасыщенность среды углеродом, которая создается в процессе развития очага за счет разложения ацетилена, метана и других углеродсодержащих соединений» (1968).

Из этого описания видно, насколько авторы вольны в терминологии и описании самого процесса. Во-первых, это видно из применения термина «флюиды», особенно при указании поступления их из вмещающих пород. Как известно, флюидами называются газово-водные погоны  (растворы), отщепляющиеся от магмы, с которыми связано осаждение руд. Во-вторых, авторы пишут, что в результате реакций между флюидами возникают взрывчатые смеси и накапливается свободный углерод. Очевидно, что взрывы смеси газов могут происходить только   в каких-либо полостях, о которых ничего в описании не сказано. Если реакции происходят в магме, то газы будут находиться в растворенном состоянии, и процессы взрыва в таких условиях происходить не будут даже потому, что взрывы газовых смесей могут осуществляться только в определенных критических объемах. Это условие авторами теории взрывов не обсуждается. Трудно себе представить и существование в такой обстановке свободного углерода, тем более газообразного. Согласно кривой равновесия фазового состояния углерода, последний в газообразном состоянии может существовать лишь при температурах выше 4000° С.   Вообще существование и накопление свободного углерода в магме, которая представляет собой очень сложную систему, едва ли возможно.

Этот вопрос уже затрагивал А. А. Кухаренко (1954). Он писал: «Учитывая очень высокую (в условиях силикатной магмы) способность углерода к ассоциации, процесс образования кристаллов алмаза в принципе можно представить себе как процесс конденсации атомов углерода: вначале в виде линейных молекулярных группировок (С2), затем пространственных с алифатической связью – изолированных тетраэдров и их групп, образующих ультрамикрокристаллиты и далее упорядоченную группировку этих кристаллов в микрокристаллы».

Нам представляется вероятным также, что углерод в магме находится в связанном состоянии с другими элементами. Освобождение его может происходить в результате окислительно-восстановительных реакций, непосредственно   в момент роста кристаллов алмаза.

Недостатком теории В. Г. Васильева, В. В. Ковальского и Н. В. Черского является несколько тенденциозное освещение фактов. Авторы не сообщают о том, что изотопный состав углеводородов органического происхождения сильно отличается от изотопного состава углерода алмазов (Кропотова, 1967, Кропотова и др., 1967; Виноградов и др., 1965, 1970), что противоречит их представлениям об источнике углерода. Они не объясняют детально и парагенезис алмаза, указывая лишь, что муассанит является бесспорным парагенетическим спутником алмазов, образующимся одновременно с ними и способствующим их росту.

Хотя муассанит и найден в алмазоносных кимберлитовых трубках (Маршинцев и др., 1966), благоприятное влияние его на рост алмазов весьма сомнительно. Во-первых, муассанит не обнаружен как достоверное сингенетическое включение в кристаллах алмаза.

Во-вторых, М. Сиил (Seal, 1966), предположивший, что микроскопические включения в оболочках алмазов четвертой разновидности (coated diamonds) являются муассанитом, сделал вывод что он отрицательно сказывается на росте алмазов, который в течение некоторого времени после начала выделения муассанита прекращается, так как углерод не идет на образование алмаза, а связывается кремнием. Это предположение представляется весьма вероятным, так как оболочки на алмазах являются самыми поздними образованиями. Оболочки представляют собой внешнюю зону алмаза, переполненную микровключениями, и они образуются как на монокристаллах всех разновидностей, так и на зернистых агрегатах типа борта. Никогда не наблюдалось, чтобы кристаллы с оболочками находились в виде включений в алмазах или обрастали бортом. К тому же надо учитывать, что муассанит представляет собой весьма устойчивое соединение, в связи с чем трудно себе представить, что он разлагался с освобождением углерода, который шел бы на образование алмаза, как это предполагается, например, относительно неустойчивых карбидов металлов при синтезе алмаза (Giardini, Tydings, 1962).

Кроме этого, как было показано при описании парагенезиса алмаза, оливины и пиропы, находящиеся в виде включений в алмазах, обладают ясно выраженным химическим типоморфизмом. Обедненные железом оливины и обогащенные хромом пиропы, по всей вероятности, являются наиболее ранними минералами, выделяющимися в магматическом расплаве. Именно такого состава эти минералы находятся в алмазах. Если бы алмазы образовыва-

лись позднее этих минералов в камерах взрыва и захватывали бы уже ранее выкристаллизовавшиеся протомагматические минералы, то, очевидно, среди включений должны были бы находиться все минералы, относящиеся к протомагматической стадии: оливины, пиропы, хромшпинелиды, пироксены, ильменит, флогопит. Однако как известно, ильменит и флогопит как сингенетические включения в алмазах не обнаружены.

Изучение глубинных пород показало, что газовые флюиды играют главную роль при образовании алмазов в верхней мантии.

Мелтон и Джиардини (Melton and Giardini, 1974, 1975) получили довольно интересные данные по газовым включениям в кристаллах алмаза. Газовые компоненты, установленные в алмазах (Н2О, СО, СО2, О2, Н2, СН4, С2Н4, N2, C2H5OH, С3Н6 и Аг) привели этих авторов к заключению, что рост алмазов мог включать механизм газово-жидких реакций. Они предположили протекание следующих реакций.

С + О2 ←→ СО2          Н2 + СО2 ←→ Н2О + СО

Н2 + ½ O2 ←→ H2O        4Н2 + СО2 ←→ СН4 + 2Н2О

С + ½ O2 ←→ CO CH4 + СО ←→ Н2О + Н2 + С (алмаз).

С + 2Н2 ←→ СН4

Если допустить, что алмазы могут расти из газовой среды на имеющихся кристаллах зародышах, то становится вполне объяснимым образование алмазов с оболочкой (coated diamonds). Действительно, алмазы этого типа представлены кристаллами различных разновидностей (как монокристаллы, так и поликристаллическими агрегатами), вокруг которых наросла алмазная оболочка специфической текстуры, содержащая многочисленные включения (которые могут быть преимущественно газовыми). Благодаря присутствию этих включений, оболочка является мутной, полупрозрачной или непрозрачной. Что же касается обычных разновидностей кристаллов алмаза, они образуются совместно с минералами глубинных пород, включения которых встречаются в этих алмазах. Выяснение процесса минералло образования в верхней мантии и образование глубинных пород должно пролить больше света на образование в них кристаллов алмаза.

На основании данных, получаемых при изучении кристаллов алмаза, мы имели возможность придти к изложенным выше заключениям о месте кристаллизации алмазов и о различных эпигенетических процессах (пластическая деформация, окисление), которых проявлялись после образования алмазов и воздействовали на ид морфологию и свойства (эпигенетическая окраска, вызванная пластической деформацией и другие свойства, обусловленные дефектами, возникающими при пластической деформации).

Парагенезис алмазов вполне определенно указывает на то, что алмаз в кимберлитах является полигенным минералом с хорошо проявляющимся типоморфизмом, что иллюстрирует образование многих разновидностей кристаллов и поликристалллических агрегатов; каждая разновидность может быть связана со своим типом мантийных пород, образовавшихся в специфических условиях.

Природные алмазы существенно различаются по морфологии, строению, скульптурам, люминесценции, содержанию примесей, изотопному составу и другим свойствам. Очевидно, что эти различия определяются особенностями их происхождения. Обычно предполагалось, что алмазы механически захватывались кимберлитовыми магмами из архейской мантии (гипотеза ксеногенного происхождения; Boyd, Gurney, 1986).

На рис. 1 обобщен опубликованный материал по составу, возрасту и температурам формирования мантийных ксенолитов и включений в алмазах.

Г—В — парагенезисы включений в алмазах: Г — гарцбургитовый, П — перидотитовый нерасчлененный, Л — лерцолитовый, Э — эклогитовый, В — верлитовый и вебстеритовый; Ф — флогопитсодержащие породы, Ка — карбонатиты, Ки — кимберлиты. Числа у точек — количество определений (Шкодзинский, 2015).

Рис. 1. Средние изотопные возрасты мантийных пород из ксенолитов в кимберлитах (линия ПО), включений в алмазах (линия ВА), средняя температура образования мантийных ксенолитов при 5 ГПа (линия Т) и среднее содержание MgO в породах (линия MgO).

Рисунок показывает, что изотопный возраст включений в алмазах (линия ВА) составляет в среднем 3.1 млрд лет для гарцбургитового парагенезиса, 1.75 млрд лет для лерцолитового, 1.1 млрд лет для эклогитового и 0.3 млрд лет для кимберлитового (карбонатсодержащего). Из этих данных следует, что большинство (около 60 %) включений моложе 2.5 млрд лет и, следовательно, являются постархейскими. Поэтому нет оснований предполагать захват алмаза кимберлитовыми магмами из архейской мантии.

В связи с поздним образованием многих алмазов, присутствием в них флюидных включений и изменением состава захватываемых включений в процессе кристаллизации возникло предположение о метасоматическом образовании алмазов под влиянием подъема флюидных потоков (Zhang, Fedortchouk, 2012; Spetsius et al., 2012). С позиций физической химии такие потоки в высокотемпературной мантии существовать не могут, так как по экспериментальным данным (Mysen, Boetcher, 1975) в случае появления флюидной фазы породы расплавятся и флюид полностью растворится в расплаве. Кроме того, из-за высоких температур и давлений в мантии не могут существовать открытые трещины и породы, необходимые для движения флюидов.

На основании экспериментов по синтезу алмазов и состава содержащихся в них включений высказываются предположения о кристаллизации алмазов в сульфидно-силикатных расплавах (Bulanova, 1995), во флюидах системы С—О—Н (Haggerty, 1986), в карбонатных породах, погруженных в мантию в зонах субдукции (Aulbach et al., 2012). Но в экспериментах время кристаллизации алмазов составляет часы, а в природе они образуются в течение миллионов или даже миллиардов лет. Поэтому трудности с синтезом алмазов в очень вязких силикатных расплавах могут быть связаны с кинетическими причинами и не являются аргументами в пользу кристаллизации алмазов в несиликатных системах.

Изучение флюидных включений в алмазах обычно показывает низкие температуры и давления. При Р—T условиях, характерных для мантии, большинство флюидных включений должно раствориться в силикатных расплавах или в кристаллической матрице. Поэтому присутствие флюидных включений в алмазах не доказывает существование флюидной фазы при алмазообразовании. Для зон субдукции не характерны карбонатиты, кимберлиты и алмазы. В связи с этим нет оснований предполагать связь процессов алмазообразования с этими зонами.

В гипотезах образования алмазов проблемы происхождения геосфер и планеты Земля обычно полностью игнорируются. Между тем, именно здесь находится ключ для решения генетических вопросов алмазообразования. Установлено, что тепловыделение при аккреции Земли составляло 9000 кал/г (Ringwood, 1979). Даже если формирование протопланеты происходило в течение менее 10 млн лет (Рузмайкина, 1991), такое большое тепловыделение должно было привести к горячему образованию Земли.

О горячей аккреции и существовании магматического океана на Земле свидетельствуют уменьшение изотопного возраста (линия ПО на рис. 1) и температуры кристаллизации (линия Т) различных пород из мантийных ксенолитов в кимберлитах, полностью соответствующие последовательности их образования при фракционировании. Уменьшение содержания MgO (линия MgO) от гарцбургитов к эклогитам (в среднем от 45 до 25 %) подтверждает образование пород из мантийных ксенолитов в результате магматического фракционирования. На эти процессы указывают тренды фракционирования в раннедокембрийских кристаллических комплексах и другие данные (Шкодзинский, 2015, 2018).

Резкая химическая неравновесность мантийных пород с металлическим железом и присутствие на поверхности Земли Н2О и СО2, а не Н2 и СО (Ringwood, 1979), свидетельствуют о том, что силикатные и железные частицы протопланетного диска никогда не были перемешаны в земных недрах и выпадали раздельно. Иными словами, аккреция была гетерогенной. Ядро образовалось раньше мантии под влиянием магнитных сил, многократно превышавших гравитационные (Шкодзинский, 2018). Вследствие быстрой аккреции ядро изначально имело более высокую температуру по сравнению с мантией (на тысячи градусов) и подогревало ее в ходе геологической истории. Это стало причиной мантийной конвекции и механизма тектоники плит на Земле.

Уменьшение с течением времени во включениях в алмазах роли ранних минералов ультраосновных магм (магнезиальных оливина и ромбического пироксена, характерных для гарцбургитового парагенезиса) и возрастание роли минералов остаточных расплавов (клинопироксена и карбонатов, типичных для эклогитового и кимберлитового парагенезисов) (рис. 1) указывают, что алмазы кристаллизовались во фракционировавших ультраосновных магмах. Огромный временной интервал образования (более 2.8 млрд лет), охватывающий большую часть геологической истории, и однонаправленность эволюции состава включений в алмазах свидетельствуют, что фракционирование происходило не во множестве разновозрастных магматических очагов, а в едином длительно эволюционировавшем очаге. Таким очагом мог быть только глобальный магматический океан.

Положение точек кимберлитов и карбонатитов в конце последовательностей фракционирования на линиях ПО и ВА (рис. 1) указывает, что кимберлитовые и карбонатитовые магмы образовались на поздней стадии фракционирования придонного ультраосновного слоя магматического океана в результате накопления в остаточных расплавах углекислоты, воды и других расплавофильных химических компонентов, что согласуется с экспериментальными данными (Wyllie, Huang, 1975). Этот вывод подтверждается положением полей состава дунитовых, гарцбургитовых, лерцолитовых, вебстеритовых и эклогитовых ксенолитов на едином тренде (рис. 2) и ответвлением от него полей и трендов лампроитов, кимберлитов и карбонатитов.

Рис. 2. Соотношение MgO–CaO в мантийных породах. Оконтурены поля составов ксенолитов в кимберлитах (В — вебстеритовых, Г — гарцбургитовых, Д — дунитовых, Л — лерцолитовых, Э — эклогитовых) и поля составов магматических пород (К — кимберлитов, Ка — карбонатитов, Ла — лампроитов). Сплошными стрелками показана эволюция состава кумулатов, пунктирными — остаточных расплавов (Шкодзинский, 2015).

Следовательно, мантийные ксенолиты в кимберлитах являются кумулатами ультраосновных магм, возникшими при образовании кимберлитовых остаточных расплавов. Это объясняет массовое распространение таких ксенолитов в кимберлитах и присутствие в них алмазов. Отсутствие алмазоносных кимберлитов в океанических областях (правило Клиффорда) обусловлено раздвижением продуктов фракционирования перидотитового слоя, родоначального для кимберлитовых расплавов, мантийными плюмами при образовании этих областей.

Затвердевание кимберлитовых расплавов на поздних стадиях подъема под влиянием декомпрессионного выделения из них большого количества летучих компонентов приводило к взрыву верхних частей кимберлитовых колонн под влиянием избыточного давления газовой фазы, законсервированной затвердеванием. Расчеты показали (Шкодзинский, 2015), что мощность этих взрывов была в тысячи раз больше атомных. Это объясняет формирование кимберлитовыми магмами трубок взрыва и их отсутствие на земной поверхности.

Из рассмотренной модели формирования кимберлитовых магм следует, что алмаз должен был кристаллизоваться в результате накопления углерода в остаточных расплавах. Он начал кристаллизоваться в ультраосновных расплавах, что объясняет присутствие в нем включений перидотитового парагенезиса и наиболее древний возраст таких включений (до 3 и более миллиардов лет), резко превосходящий возраст вмещающих кимберлитов (обычно сотни миллионов лет). С этим согласуется низкое содержание алмазов в кимберлитах (обычно меньше 1 г/т); если бы алмазы возникали путем восстановления углекислоты (Haggerty, 1986), их содержание было бы в сотни раз выше вследствие присутствия большого количества карбонатов в кимберлитах.

Ультраосновные расплавы имеют небольшую вязкость. В соответствии с формулой Эйнштейна—Стокса коэффициент диффузии прямо пропорционален температуре и обратно пропорционален вязкости среды. Поэтому в ультраосновных расплавах скорость диффузии углерода была относительно большой. В связи с этим атомы углерода успевали достичь торцов слоев роста на кристаллах алмаза и присоединялись к ним, так как здесь обнажалось больше ковалентных связей, чем на плоскости слоев (Хайдаров и др., 1986). Поэтому путем послойного (тангенциального) роста формировались идеальные острореберные плоскогранные октаэдры с зеркально гладкими гранями. Это согласуется с исключительно октаэдрической огранкой кристаллов алмазов, встречающихся в наиболее ранних перидотитовых ксенолитах (Бескрованов, 2000; Аргунов, 2005). Небольшое содержание в магме расплавофильных компонентов обусловило незначительное количество примесей в алмазах, прозрачность и высокое качество большинства октаэдров. Минимальное содержание примесей является причиной яркого синего или сиреневого цвета их фотолюминесценции.

На ранних стадиях кристаллизация самого нижнего перидотитового слоя магматического океана происходила очень медленно, так как он был перекрыт еще горячими верхними слоями. Формировавшаяся в ходе затвердевания океана литосфера при кристаллизации октаэдров алмаза имела мощность до 10 км, ниже располагались магмы, в которых содержание твердых фаз уменьшалось с глубиной. Поэтому самые ранние октаэдрические алмазы росли очень долго (более 1 млрд лет). Подобная длительность кристаллизации объясняет происхождение изредка встречающихся в кимберлитах алмазов-гигантов весом сотни карат и октаэдрическую огранку подавляющего большинства из них (93—94 %; Аргунов, 2005). Низкая концентрация в остаточных магмах расплавофильных компонентов является причиной присутствия среди алмазов-гигантов особо ценных безазотных разновидностей.

И из экспериментальных, и из геологических данных следует, что затвердевание нижнего перидотитового слоя в магматическом океане должно было сопровождаться увеличением содержания кремнекислоты в остаточном расплаве от 25 до 40—45 мас. % при формировании кимберлитовых расплавов и до 70 мас. % при возникновении самых поздних включений в алмазах (Zedgenizov et al., 2009). За счет этого динамическая вязкость расплава увеличилась на 6—7 порядков, а коэффициент диффузии углерода уменьшился в миллионы раз. Снижение коэффициента диффузии замедляло движение атомов углерода к формировавшимся кристаллам алмаза, что приводило к сильному возрастанию степени пересыщения углеродом остаточных расплавов.

Накопление в остаточных магмах расплавофильных компонентов обусловило возрастание содержания примесей в алмазах в тысячи раз (рис. 3).

Рис. 3. Суммарное содержание примесей в различных октаэдрах алмаза: ОБ — бесцветных, ОТ — с тригональными слоями роста, ОД — с дитригональными слоями роста, ОЗ — с занозистой скульптурой, СОП — светло-коричневых с полицентрическими гранями, ТОП — темно-коричневых с полицентрическими гранями; а также А — в агрегатах и К — в карбонадо

Это обстоятельство, а также снижение температуры привели к росту количества дефектов в кристаллической структуре алмазов. Поскольку интенсивность рентгенолюминесценции дефектных алмазов уменьшается вследствие ее поглощения дефектами (Аргунов, 2004, 2005), величина этого параметра является показателем состава остаточного расплава и относительного времени кристаллизации каждой разновидности алмаза при затвердевании перидотитового слоя магматического океана. Так как интенсивность рентгенолюминесценции I зависит от величины кристаллов, необходимо использовать удельную интенсивность, I/m, где m — масса кристалла в миллиграммах.

Самый древний возраст плоскогранных октаэдров подтверждается максимальной величиной их удельной интенсивности рентгенолюминесценции, равной, по данным К. П. Аргунова, в среднем 1.8 у. е. По мере кристаллизации придонных перидотитовых частей магматического океана и уменьшения скорости диффузии углерода в остаточном расплаве слои роста на алмазах разрастались все медленнее. Зато возрастание степени пересыщения углеродом приводило к более быстрому образованию новых центров роста.

Поэтому площади слоев роста уменьшались и грани октаэдров покрывались сокращавшимися слоями, все в большей степени не достигавшими ребер и вершин (рис. 4, кристаллы 2 и 3).

Точками показаны средние величины I/m при образовании плоскогранных (П), занозистослоистых (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 кристалл, 2 — тонкослоистый кристалл, 3 — грубослоистый кристалл, 4 — полицентрический кристалл, 7 и 8 — округло-ступенчатые октаэдры; 5 — ромбододекаэдр, 6, 9 и 10 — округлые додекаэдроиды соответственно гладкогранный, с бугорчатой и черепитчатой скульптурами; 11 — куб; 12 — агрегат). Фото кристаллов из монографии Ю. Л. Орлова (1973).

Рис. 4. Соотношение величины удельной интенсивности рентгенолюминесценции (I/m) с морфологией кристаллов алмаза, цветом их фотолюминесценции, содержанием азота, изотопным составом углерода, температурой образования, возрастом алмазов и составом расплава при кристаллизации.

В результате формировались выпуклые грани, плоские в центре и наклонные по краям. На гранях выходы торцов слоев роста создавали параллельную или сноповидную штриховку. Первая возникала при недорастании слоев до ребер, вторая — при более сильном сокращении площади слоев около вершин кристаллов.

В дальнейшем сокращавшиеся слои роста покрывали все грани и возникали слоистые (рис. 4, кристалл 3), полицентрические (кристалл 4), блочные и округло-ступенчатые (кристаллы 4, 7) октаэдры, переходные к ромбододекаэдрам. Эта последовательность образования подтверждается уменьшением величины удельной интенсивности рентгенолюминесценции в среднем от 1.55 в занозисто-сноповидных октаэдрах до 1.25 в полицентрических, 1.02 в блоковых и 0.8 у. е. в округло-ступенчатых по (Аргунов, 2004, 2005).

В изначально бедных кремнекислотой частях перидотитового слоя, вследствие повышенной скорости диффузии углерода в расплаве и высокой скорости роста алмазов, возникала грубая слоистость в их кристаллах (рис. 4, ряд Ка). В богатых кремнекислотой частях перидотитового слоя и на поздних стадиях фракционирования вследствие возрастания содержания кремнекислоты в остаточных расплавах и уменьшения скорости диффузии углерода формировалась тонкая слоистость (ряд Ла).

С началом сокращения площади растущих слоев на месте ребер и вершин октаэдров начинали формироваться ступенчатые грани соответственно ромбододекаэдра и куба и возникали кристаллы соответствующей морфологии (5, 6, 11). Это подтверждается данными И. Сунагавы (Sunagava, 1984) о смене процессов формирования октаэдрических кристаллов ромбододекаэдрическими и кубическими при возрастании степени пересыщения среды углеродом. Позже, путем быстрой кристаллизации во флюидных пузырьках, выделявшихся в небольшом количестве из самых последних остаточных расплавов, формировались алмазные агрегаты (балласы, борт и карбонадо) (рис. 4, фото 12). Вследствие очень высокой скорости диффузии компонентов во флюиде кристаллы алмаза в борте чаще всего имеют октаэдрическую морфологию.

По мере увеличения степени пересыщения расплава и возрастания химической активности углерода его атомы начинали кратчайшим путем присоединяться ко всей поверхности кристаллов. В связи с этим образование кубов и додекаэдроидов происходило в основном путем нормального радиального роста. Такой рост является причиной меньшего проявления во внутренних частях кубов и додекаэдроидов слоистого строения, чем в большинстве октаэдров, и частого присутствия секториальной неоднородности. При радиальном росте первоначально ступенчатые грани, видимо, становились гладкими вследствие более интенсивного зарастания веществом углублений, поскольку здесь обнажалось больше ковалентных связей. При неравномерном радиальном подтоке углерода на их поверхности возникала бугорчатая скульптура (рис. 4, кристалл 9). Рост бугров в дальнейшем, видимо, приводил к образованию фибриллярных оболочек на кристаллах и богатых включениями внешних кубических зон на алмазах IV разновидности по Ю. Л. Орлову.

Позднее образование ромбододекаэдров и особенно кубов подтверждается низкой величиной удельной интенсивности рентгенолюминесценции (в среднем соответственно 1.0 и 0.2 у. е.), отсутствием подобных кристаллов в ксенолитах ранних перидотитов и их присутствием в ксенолитах эклогитов, являющихся поздними кумулатами (рис. 1). Об этом же свидетельствуют: резкое возрастание (в тысячи раз) суммарного содержания примесей в ряду бесцветные—светло-коричневые—темно-коричневые октаэдры—кубы—агрегаты (рис. 3); как правило, отсутствие включений алмазных агрегатов в октаэдрических алмазах; возрастание доли додекаэдроидов и кубов с увеличением количества кремнекислоты в кимберлитах (Шкодзинский, 2015).

Радиальный рост начинался еще на поздней стадии кристаллизации октаэдров. Атомы углерода при этом в повышенном количестве присоединялись к торцам выхода на гранях слоев роста, так как здесь обнажалось больше ковалентных связей, чем на зеркально гладких гранях. Это приводило к возникновению на их поверхности правильной системы различных выпуклостей и, видимо, к формированию занозистой, черепитчатой скульптуры (рис. 4, кристалл 10). В участках повышенного содержания адсорбированных примесей рост кристаллов тормозился и, вероятно, возникали впадины различной формы.

В формировавшихся путем полицентрического роста блочных кристаллах сокращение сечения растущих блоков вследствие постепенного уменьшения скорости подтока к ним углерода обусловило образование между ними глубоких каверн и повышенную степень последующего дробления поздних кристаллов, особенно додекаэдроидов. Прямолинейные и извилистые каверны формировались на границе сочленения двух блоков, разветвляющиеся — в промежутках между несколькими блоками. Каверны выклиниваются в центральных частях кристаллов. Поэтому в них не мог циркулировать гипотетический растворитель, особенно если учесть, что кристаллы росли в очень вязком расплаве (рис. 4). Следовательно, каверны не могли формироваться путем растворения, как иногда предполагается (Орлов, 1973).

При остывании перидотитового слоя его горячие части вместе с кристаллизующимся алмазом могли всплывать в область термодинамической неустойчивости этого минерала, где он подвергался процессам растворения. Видимо, с этим связаны очень редко встречающиеся заливообразные углубления в ядрах кристаллов алмаза (Malkovets et al., 2008). Захоронение кристаллов алмаза в кумулатах приводило к прекращению их роста. Об этом свидетельствуют очень высокие содержания алмазов в некоторых ксенолитах эклогитов.

После вскипания кимберлитовых расплавов под влиянием декомпрессии на заключительной стадии их подъема, соприкосновение пузырьков богатого углекислотой флюида с кристаллами алмаза могло приводить к локальному проявлению процессов растворения этого минерала в результате реакции СО2 + С = 2СО. При этом на контакте с пузырьками должны были возникать встречающиеся на кристаллах дискообразные впадины. Не случайно доля резорбированных кристаллов растет с увеличением содержания СО2 в кимберлитах (рис. 5).

Рис. 5. Зависимость доли резорбированных кристаллов алмаза (K) от содержания углекислоты в кимберлитах.

При образовании октаэдров недорастание формировавшихся слоев до ребер и вершин приводило к образованию округлых кристаллов (рис. 4, кристаллы 6—10): сначала ступенчатых, затем гладкогранных. Дискуссия об их происхождении путем антискелетного роста или растворения продолжается уже более века. Низкое значение удельной интенсивности рентгенолюминесценции I/m в подобных кристаллах (0.8 у. е. в округло-ступенчатых октаэдрах по сравнению с 1.8 у. е. в плоскогранных; рис. 4) вполне определенно указывает на ростовое происхождение округлых алмазов. Они содержат значительно больше примесей и структурных дефектов, чем плоскогранные. Поэтому округлые алмазы возникали на более поздней стадии кристаллизации перидотитового слоя магматического океана. Этот вывод подтверждается увеличением доли округлых алмазов с ростом содержания кремнекислоты в кимберлитах и с уменьшением величины структурного параметра их расплавов 200(О—2Н)/О (Шкодзинский, 2015).

В этой формуле О и Н — числа грамм-атомов соответственно кислорода и сеткообразователей, умноженные на 103 (Персиков, 1984). Величина структурного параметра обратно пропорциональна вязкости расплавов, поэтому округлые алмазы чаще всего кристаллизовались в поздних богатых кремнекислотой вязких остаточных расплавах. О ростовом происхождении округлых алмазов свидетельствует в среднем большая масса таких алмазов по сравнению с плоскогранными (рис. 6).

Рис. 6. Зависимость средней массы (М) округлых алмазов от их распространенности в кимберлитовых трубках Якутии (1), в россыпях района кимберлитовых полей (2), в россыпях, удаленных от кимберлитовых трубок Якутии (3), в россыпях Вишерского Урала (4).

Содержания азота и легкого изотопа углерода широко используются для типизации алмазов и изучения их генезиса. Однако причины вариаций содержаний этих компонентов остаются неясными. Модель формирования алмазов в процессе кристаллизации перидотитового слоя магматического океана объясняет природу этих вариаций. Из экспериментальных данных известно, что летучие компоненты накапливаются в остаточных расплавах при глубинной кристаллизации магм. Азот является типичным летучим компонентом, поэтому его содержание должно постепенно увеличиваться в остаточных расплавах и кристаллизовавшихся в них алмазах по мере кристаллизации магматического океана.

Легкий изотоп углерода так же должен накапливаться в остаточных расплавах и алмазах по сравнению с тяжелым. Обобщение опубликованных данных показало, что среднее содержание азота и доля легкого углерода возрастают от ранних октаэдров к поздним кубам и агрегатам соответственно в 5 и в 8 раз (Шкодзинский, 2015). Примером накопления азота в остаточных расплавах служит повышение его содержания во внешних зонах кристаллов алмаза из россыпей севера Якутии по сравнению с внутренними зонами (Рагозин, Шацкий, 2003).

Главные закономерности эволюции морфологии алмазов в процессе кристаллизации перидотитового слоя магматического океана отражены на рис. 7.

Рис. 7. Схема затвердевания слоистого океана магмы и условия кристаллизации в его перидотитовом слое различных алмазов: октаэдров (О, 1), додекаэдроидов (Д, 2), кубов (К, 2), агрегатов (Аг, 3), переходных разновидностей (П, 1), разновидностей I—VIII по Ю. Л. Орлову (1973), алмазов-гигантов (Ги)

На нем буквами в кружках показаны средние возрасты включений различных минеральных парагенезисов в алмазах (рис. 1). Перидотитовые ксенолиты содержат только октаэдрические алмазы, а эклогитовые — как октаэдрические, так и кубические (Бескрованов, 2000; Аргунов, 2005). Это позволяет оценить примерное положение на рисунке полей образования различных алмазов. Самое большое поле занимают алмазы разновидности I по Ю. Л. Орлову (1973), представленные преимущественно прозрачными октаэдрами и переходными разновидностями к ромбододекаэдрам и кубам.

Буквы в кружках показывают средний изотопный возраст включений в алмазах гарцбургитового (Г), кимберлитового (К), лерцолитового (Л) и эклогитового (Э) парагенезисов. Стрелки отражают погружение графитсодержащих октаэдрических (1) и кубических (2) зародышей кристаллов на уровень средних (А) и нижних (Я) частей перидотитового слоя магматического океана.

Присутствие в октаэдрах разновидностей V и VII многочисленных включений графита указывает на их кристаллизацию в относительно малоглубинной части поля октаэдров на его границе с полем устойчивости графита. Остывание магматического океана происходило сверху вниз. Поэтому первые октаэдры зарождались на этой границе. Они могли опускаться в более глубинные части перидотитового слоя (рис. 7, стрелка 1) и продолжать здесь кристаллизоваться. Это объясняет присутствие включений графита в центральных частях октаэдров.

Для светлых кубических кристаллов разновидности III по Ю. Л. Орлову характерно небольшое содержание одиночных атомов азота, чем они резко отличаются от обычно окрашенных кубов разновидности II. Такой состав, видимо, обусловлен кристаллизацией разновидности III в самой верхней части слоя перидотитового расплава, который имел значительную вязкость вследствие повышенного содержания кремнекислоты. Эта часть до зарождения алмазов не подвергалась таким глубоким процессам фракционирования и накопления азота, как более глубокие части перидотитового слоя, где сформировались окрашенные богатые азотом кубические кристаллы разновидности II. Осаждение мелких кубических алмазов (рис. 7, стрелка 2) и нарастание на них октаэдрических зон в глубинных частях перидотитового слоя объясняют присутствие кубических центров в некоторых октаэдрических кристаллах алмаза (Бескрованов, 2000).

Как видно на рис. 7, наибольшее поле устойчивости октаэдрических алмазов разновидности I располагается в глубинных частях перидотитового слоя. Поэтому кимберлитовые магмы, зарождавшиеся в этих частях, должны иметь максимальную долю таких алмазов. Кимберлиты севера Якутии приурочены к утолщенным частям литосферы Сибирской платформы. Это объясняет резкое преобладание в промышленных трубках этого региона октаэдров разновидности I. Уровень Я на рис. 7 отражает глубинность формирования литосферной мантии Якутской провинции.

Разновидности IV, V и VII встречаются в кимберлитах Архангельской провинции, Африки, Канады. Это, видимо, связано с формированием кимберлитовых магм в менее глубинных частях литосферы (уровень А), что согласуется с меньшим содержанием в них октаэдров и алмазов по сравнению с промышленными трубками Якутии. Содержание кубических алмазов в кимберлитовых трубках обычно составляет первые проценты, тогда как доля додекаэдроидов достигает 80—90 % (Аргунов, 2005). Это свидетельствует, что в поле Д+К на рис. 7 наиболее распространены додекаэдроиды, являющиеся, видимо, в основном предельным продуктом эволюции октаэдров. Доля алмазных поликристаллов в трубке Джваненг в Ботсване достигает 55 %, что указывает на условия формирования алмазов, соответствующие полю Аг на рис. 7. Алмазы широко распространенных трубок с очень высоким содержанием додекаэдроидов, видимо, кристаллизовались в верхней части поля Д+К. Их магмы зарождались в наименее глубинных частях литосферы.

Однонаправленный характер эволюции включений в алмазах и большая длительность этой эволюции (более 2.8 млрд лет) свидетельствуют о кристаллизации алмазов во фракционировавшем перидотитовом слое глобального магматического океана. Формирование алмазов происходило вследствие накопления углерода в остаточных кимберлитовых расплавах. Повышение содержания кремнекислоты в расплаве приводило к сильному росту его вязкости, уменьшению скорости диффузии компонентов и увеличению степени пересыщения углеродом. Это обусловило смену тангенциального роста алмазов на радиальный, октаэдрической морфологии кристаллизовавшихся алмазов на ромбододекаэдрическую и кубическую и формирование различных скульптур на гранях алмазов.

Итак, имеющиеся данные по алмазам и кимберлитам хорошо согласуются с моделью глобального магматического океана, сформировавшегося при аккреции Земли. Алмазы кристаллизовались в процессе образования остаточных кимберлитовых расплавов при фракционировании придонного перидотитового слоя магматического океана. Увеличение кремнекислотности и вязкости остаточных расплавов приводило к уменьшению скорости диффузии углерода и смене октаэдрической огранки возникавших кристаллов алмаза на ромбододекаэдрическую и кубическую. Тангенциальный рост алмазов сменился на радиальный, что является главной причиной возникновения различных скульптур на гранях алмазов.

1. Аргунов К. П. Дефектные алмазы и их диагностика. Якутск: Изд-во СО РАН, 2004. 216 с.

2. Аргунов К. П. Алмазы Якутии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 402 с.

3. Бескрованов В. В. Онтогения алмаза. Новосибирск: Наука, 2000. 264 с.

4. Граханов С. А., Шаталов В. И., Штыров В. А., Кычкин В. Р., Сулейманов А. М. Россыпи алмазов России. Новосибирск: ГЕО, 2007. 457 с.

5. Геммология алмаза: учебник/ Ю.П. Солодова, М.В. Николаев, К.К. Курбатов и др.- Москва, 2008. — 416 с.

6. Орлов Ю.Л. Минералогия алмаза. Изд. 2-е. М.: Наука, 1984.

7. Персиков Э. С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984. 160 с.

8. Природные алмазы России / [П. П. Вечерин, В. В. Журавлев, В. Б. Квасков и др.]; Под ред. В. Б. Кваскова. — М. : Полярон, 2015. – 302 с.

9. Рагозин А. Л., Шацкий В. С. Минералогия и вопросы генезиса округлых алмазов из россыпей Северо-Востока Сибирской платформы. В кн.: Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века / Ред. Н. Н. Зинчук, А. Д. Савко. Воронеж: Изд-во ВГУ, 2003. с. 245-249.

10. Рузмайкина Т. В. Протопланетный диск: от идеи захвата к теории происхождения // Физика Земли. 1991. № 8. С. 5-14.

11. Шкодзинский В. С. Генезис литосферы и алмазов. Модель горячей гетерогенной аккреции Земли. Saarbrücken: Palmarium academic publishing, 2015. 687 с.

12. Шкодзинский В. С. Глобальная петрология по современным данным о горячей гетерогенной аккреции Земли. Якутск: Изд-во СВФУ, 2018. 244 с.

13. Шкодзинский В. С. Природа разнообразия кристаллов алмаза в кимберлитах. // Записки российского минералогического общества // Том 148, № 4 (2019). 134 с.

14. Хайдаров А. А., Гафиттулина К. П., Аргунов К. П. Ядерно-физические методы контроля качества алмазов. Ташкент: Фан, 1986. 160 с.