ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ Земля: диаметр 12,74 тыс.км, плотность - 5,52 г/см3. Площадь - 510 млн. км2, суша - 149 млн. км2. Глубинное излучение -1021 дж; облучение Солнцем - 5,5·1024 дж. До земной поверхности доходит 50% солнечной радиации, что примерно в 2000 раз превышает энергию глубинного излучения. Средняя температура земной поверхности +15°С; без атмосферы средняя температура составила бы -21°С. Ось вращения Земли наклонена к плоскости эклиптики (плоскости орбиты Земли) под углом 66,5 градуса, но северный магнитный полюс движется в направлении 83 градусов западной долготы со скоростью 10 см/год, т.е. через 60 млн.лет он может оказаться в районе Вашингтона. Стрелка компаса указывает на магнитный полюс, и угол между направлением стрелки компаса и истинным направлением на север называется магнитным склонением (положительным, если стрелка уклоняется к востоку и отрицательным - при уклонении к западу). Карты магнитных склонений постоянно меняются, поскольку северный магнитный полюс дрейфует (перемещается) в западном направлении со скоростью 0,2 градуса долготы в год. Возможная причина дрейфа полюсов заключается в том, что мантия и кора вращаются быстрее, чем ядро Земли. Магнитный момент Земли уменьшается с огромной скоростью - 5% за столетие; если эта тенденция будет продолжаться, то через 2000 лет дипольное поле может полностью исчезнуть. Зональность: атмосфера прослеживается до 1000 км. Средняя высота континентов – 870 м, средняя глубина океанов - 3,8 км. Средняя мощность земной коры - 10 км в океанах и 40 на платформах. Твердая литосфера до глубины 400 км называется верхней мантией, в ней проходят прослои загадочного пластичного вещества, названного астеносферой. Температура здесь – около 600°С. Твердая нижняя мантия прослеживается по сейсмическим данным до глубины 2900 км, где сменяется жидким ядром. В 2006 г американские геофизики М.Вайсешен и Дж.Лоуренс обнаружили в нижней мантии под Северной Америкой и в Восточной Азии (Пекинская аномалия) в диапазоне 1200-1400 км обширные мощные линзообразные области поглощения поперечных сейсмических волн. По их мнению, наиболее вероятно, что здесь присутствует мощный пласт водосодержащих минералов или… воды. Возможно, что так проявляются субдукционные структуры. По мнению Вайсешейна, в нижней мантии может находиться от одного до пяти объемов Мирового океана. Химизм главных типов изверженных горных пород (вес.% или г/т) элементы ультрабазит ы основные кислые кимберл иты сиениты, карбонат иты(к) вес.% SiO2 30-45 45-53 65-75 30-40 50; 10(к) TiO2 0,1 1,0 0,3 1,5 1,0 Al2O3 1-3 18 13 3 20 FeO+Fe2O3 15 10 2 10 2-6 MgO 35 7 0,3 30 1-2; 30(к) CaO 1-7 12 1,5 6 1-2; 40(к) K2O 0,2 0,8 4-10 0,8 5-12 Na2O 0,4 2 3 0,3 4-12 H2O 2 1 1 10 1-2 Литофилы г/т Zr 30 100 200 150 500 B 1 300 800 800 10 Ba 1 300 800 800 1600 TR 0,1 110 220 380 410; 800(к) Th 0,005 3 18 12 13 U 0,003 0,5 3,5 2,5 3 Сидерофилы г/т Cr 2000 200 25 1500 2 Ni 2000 150 8 700 4 Co 200 50 5 100 1 V 40 200 40 100 30 Pt 0,2 0,1 0,01 0,2 - 87Sr/86Sr: 0,700-0,705 0,703- 0,709 0,703- 0,709 0,705 0,705 Газы : Н2, СН4; СН4, СО; CО2, Н2О; СН4, Н2; Н2, СН4 f O2 : Fe2+ >>Fe3+ Fe2+ >Fe3+ Fe3+ >Fe2+ Fe2+ >Fe3+ Fe3+ >Fe2+ Люминоген: Еu2+ Eu2+ Eu3+ Eu2+ Eu2+ Изотопия С : 13C=-7% (алмаз) 13C=-7% (кальцит) Ниже мантии начинается внешнее жидкое ядро, имеющее мощность 2100 км. На глубине 5000 км начинается внутреннее твердое ядро с радиусом 1370 км - вплоть до центра Земли (6370 км). Вес оболочек (вес. %): атмосфера - 10-4; гидросфера - 0,024; кора - 0,7; мантия - 67,8; ядро - 31,5. Плотность (г/см3): кора - 2,7-3,0; мантия - 3,2-5,7; ядро 9,4-12,3. Заключения о химическом и минералогическом составе мантии и ядра Земли делаются, в основном, на базе изучения каменных и железо- никелевых метеоритов. Средний химический состав Земли (вес. %): Fе-32; О- 30; Si-15; Мg-14; Ni-2; S-2; Са-1,5; А1-1,5; Сr-0,4; Nа-0,1; К-0,02. Опыты с “зонной плавкой”, т.е. с многократным локальным тепловым воздействием на столбик из порошка хондритовых метеоритов, дали зональность, сходную с предполагаемой химической зональностью Земли. Возникла тонкая верхняя гранитная выплавка, ниже которой расположен прослой типа базальтов, еще ниже - ультрабазитовый слой, ниже - никелистое железо с примесью сульфидов. Русский геолог В.Н.Ларин предложил гипотезу гидридного ядра Земли, в соответствии с которой в железо-никелевом ядре растворено большое количество водорода. При давлении в центре Земли 3,5 млн. бар устойчивы гидриды железа типа FеН или протонная плазма со значительной плотностью. Эта гипотеза согласуется с фактом глобальной дегазации Земли и дает возможность объяснить энергетику планеты не только радиоактивным распадом, но также высокоэнергетичными реакциями атомизации протонов (р+, е- =Н+ Q) и формирования молекул водорода (Н+Н=Н2 +Q). Твердое ядро Земли вращается и делает полный оборот за 2400 лет; его аналогом считаются железо-никелевые метеориты. По нашему мнению, вулканы являются завершением "газопроводов" с преобладанием водорода, идущих от границы жидкого ядра и мантии к поверхности планеты. Уходящие в стратосферу грандиозные газовые выбросы вулканов состоят, в основном, из вторичных газов - паров воды и углекислоты. Энергетика вулканов, видимо, связана с процессами окисления (сгорания) водорода и метана в прижерловом пространстве вулканических конусов. Поэтому не окисленные глубинные газы вулканов можно рассматривать, как потенциальные месторождения водородного топлива. Глубокое бурение в основании вулканических построек, возможно, позволит "усмирить" вулканы и направить их энергию на благо человечества. Добыча мантийного водорода исключила бы высокотемпературные процессы, связанные с образованием молекул водорода (Н2) и его окислением. Видимо, именно за счет этой энергии возникают силикатные расплавы (лавы) и происходят мощные газовыме взрывы. Земная кора. Составляющие горные породы (вес.%): базальты, габбро - 50; граниты, гнейсы, кислые эффузивы - 39; глинистые сланцы, глины - 4,5; карбонатные породы - 3,5; пески, кварциты - 2,6; железистые кварциты - 0,2; соли - 0,1; дуниты, перидотиты - 0,06; сиениты, нефелиновые сиениты -0,04. Химический состав отражен в таблице кларков. Гидросфера. Объем (млн. км3): океан-1400; литосфера-600; ледники-23; пресная вода суши-1,0; в атмосфере-13 тыс.км3. Ежегодное испарение огромно и составляет 0,5 млн.км3, т.е. вода в океане меняется каждые 2800 лет. Вода в больших озерах меняется за счет испарения за 10 лет, в реках за 10 суток. Соленость мирового океана - 35% (35 г на 1 кг воды); состав (вес.%): С1-55; Nа-30; SО4 -8; Мg-3,7; К-1,0; Са-1,0; НСО3 -0,4; также Вr, В, F, Sr, Si и др. В океане растворено огромное количество газов - 4300 млн. км3, что втрое превышает объем гидросферы. Содержание О2 - 8 мл/л; N2 - 14 мл/л; общее содержание СО2 в океане в 60 раз больше, чем в атмосфере; концентрация углекислоты повышается в холодной воде полярных областей и океанических глубин, поэтому карбонатные осадки не отлагаются в приполярной зоне и на глубине более 4000-4700 м. По сравнению с литосферой, где Nа/К=1, в океане отношение Nа/К=30 за счет избирательного поглощения К живыми организмами и глинами. Океанская вода имеет рН=8,2-8,5 (щелочной резерв Океана), что дает возможность поглощать (нейтрализовать) избыток СО2, SО2, НС1 и других кислотных газов атмосферы, а также способствует массовому отложению карбонатов Са и Мg. На дне в огромных количествах идет отложение глин, кремнезема (диатомиты и др.), гидроксидов Fе и Мn (железо-марганцевые конкреции). В глинах и конкрециях в условиях восстановительной среды и в присутствии сероводорода активно сорбируются Сu, Со, Ni, Рb, Zn, U, V и др.тяжелые металлы; на шельфе отлагаются фосфориты. Эти процессы способствуют самоочистке Мирового Океана. Атмосфера. Масса атмосферы (в трлн.т) - 5200, в том числе азот - 4000, кислород - 1200, углекислота - 2,4. Масса озона - 3 млрд.т. Атмосфера составляет 0,5% массы коры, состоит из тропо-страто-и ионосферы. Химический состав (объемн.%): N2 - 78; О2 -21; Аr - 1,0; Н2О - от 0,2(на полюсах) до 3,0 (на экваторе); СО2 - 0,037; Не, Н2, О3 и др. Атмосфера хорошо перемешана, но на высоте около 1000 км преобладают Не и Н2, навсегда покидающие Землю, которая не может удерживать эти газы своим гравитационным полем. “Водородная геокорона” Земли прослеживается на расстояние более 10.000 км. За счет космического излучения в атмосфере идет превращение 14N→14С; 14С радиоактивен, Т/2=5730 лет, на чем основана датировка углеродсодержащих объектов в археологии и для верхней части четвертичного периода (древесина, мумии, зола древних костров, трупы мамонтов, торф, карбонатные раковины и др.). Предел действия радиоуглеродного метода - 50 - 60 тысяч лет (10 периодов полураспада), т.е. древние объекты (нефть, каменный уголь, газ и т.д.) 14С не содержат. При анализах следует учитывать колебания содержаний радиоуглерода в атмосфере, в том числе и в прошлые эпохи. Например, установлено загадочное повышение на 2% содержания радиоуглерода в 1500 и 1710 гг. Это явление известно, как «эффект де Вриса», по имени ученого, который его открыл. Ядерные взрывы в атмосфере в ХХ веке также привели к увеличению содержания радиоуглерода. С начала ХХ века отмечается «эффект Зюсса» - уменьшение содержания радиоуглерода за счет увеличения СО2 c углеродом древнего органического топлива. Например, трава и листья растений вдоль автострад почти не содержат радиоуглерод, так как они поглощают углекислоту, возникшую при сгорании древней нефти. Источник свободного кислорода атмосферы - фотосинтез (получение углеводов из СО2 и Н2О в молекулах хлорофилла). Растения выделяют кислород, как “выхлоп” при фотосинтезе за счет разложения воды (а не СО2!) и создают это огромное количество кислорода всего за 3700 лет(!). В атмосфере Земли содержится 1200 трлн. тонн О2. Следовательно, жизнь в геологически кратчайший срок полностью меняет химический состав атмосферы. Возможно, что часть кислорода возникает за счет диссоциации паров воды при потере водорода, уходящего в Космос, но масштаб этого процесса неясен и, вероятно, он невелик. С концентрацией СО2 в экологии принято связывать проблему “парникового эффекта”, поскольку углекислота способна поглощать инфракрасное (тепловое) излучение Земли и тем способствовать повышению температуры на поверхности планеты. Однако в действительности “парниковый эффект” возникает, главным образом, за счет поглощения теплового излучения земной поверхности водяным паром, непрозрачным для радиации в инфракрасной области спектра. Содержание водяного пара в атмосфере возрастает с температурой и на полюсах составляет 0,2%, а на экваторе достигает 4%. Количество водяного пара в атмосфере оценивается в 13 триллионов тонн, что значительно выше содержания углекислоты (2,4 триллиона тонн или 0,037%). Испарение воды с поверхности океанов поглощает значительное количество тепла, которое затем выделяется и возвращается в атмосферу при конденсации водяного пара в форме дождей и снега. Поэтому среднегодовая температура поверхности Земли (+15°С) определяется прежде всего наличием Мирового океана, мощной гидросферой, равновесной с водяным паром атмосферы. Малая роль выбросов СО2 в создании “парникового эффекта” определяется также тем, что значительная часть избыточного СО2 поглощается водами океана и в огромном количестве “складируется” на дне морей, превращаясь в карбонатные осадки, рифовые постройки и др. Озоновый слой с повышенным содержанием О3 возникает на высоте 20- 26 км за счет взаимодействия ультрафиолетового излучения Солнца с О2 атмосферы и экранирует биосферу от жестких лучей. “Озоновые дыры” в приполярных областях и над промышленными объектами связаны с испарением Br поверхностью океанов и с техногенной или вулканической деятельностью (главным образом, выбросы SO2). Содержание озона невелико: при давлении в 1 атмосферу весь озоновый слой имел бы мощность менее 2 мм. Свободный кислород, видимо, появился уже в раннем протерозое, о чем свидетельствуют мощные пласты железистых кварцитов, для образования которых была необходима окислительная атмосфера. Среднепротерозойские уран-золотоносные кварц-пиритовые конгломераты Витватерсранда в Южной Африке обычно считаются речными отложениями, но их возникновение невозможно в условиях окислительной атмосферы. Мы считаем эти конгломераты глубинным образованием, связанным с окатывающей деятельностью флюидизированных гидротерм в экзоконтакте грандиозного по размерам Бушвельдского массива, имеющего объем более 500.000 км3 (площадь 65.000 км2 и мощность 8 км). На рис.23 в верхнем ряду показан окатанный пирит из гидротермального золоторудного месторождения Коч- Булак (Средняя Азия), а в нижнем – пиритовая галька месторождения Витватерсранд (Ю.Африка). Газы в оболочках Земли. Атмосфера Земли весит 5.300 трлн.тонн, из них N2 - 4.000; О2 - 1.200; СО2 - 2,4. По В.А.Соколову, в гидросфере растворено 16 трлн.тонн газов, из них N2 - 14, О2 - 1,0; СО2 - 1,0. В осадочных породах 220 трлн.тонн, из них СО2 - 93, N2 - 77, СН4 - 43, Н2S - 0,8, Н2 - 0,2. В гранитах и базальтах содержится 7.800 трлн.тонн газа (больше, чем в атмосфере), из них СО2 - 6.300, НС1 - 600; N2 - 500; Н2S - 200; Н2 - 115; СН4 - 15. Характерно резкое уменьшение кислорода в гидросфере и практически полное отсутствие его в литосфере. Характерна также резкая концентрация СН4 в осадочных толщах, а кислот - НС1, Н2S, СО2 - в изверженных породах, особенно в гранитоидах. По мнению В.А.Соколова, в мантии содержится 435.000 трлн.тонн газа с преобладанием Н2S, СО2 и НС1. Ежегодно вулканы планеты выделяют 300- 500 км3 газов; мировая добыча метана составляет около 2200 км3(!). Классификация подземных газов (по В.А.Соколову): 1. Воздушные газы, в основном, уходящие под землю в растворенном состоянии вместе с водой: N2, О2, СО2, Аr, Не и др. 2. Газы биохимического происхождения: СН4, СО2, Н2, N2, Н2S, NН3 и др. 3. Газы химического или глубинного происхождения: СО2, Н2, N2, НС1, НF, SО2, В(ОН)3, NН4(ОН), С12 и др., выделяются при извержениях вулканов: в высокотемпературных фумаролах и низкотемпературных сольфатарах. 4. Радиогенные: 4Не, 40Аr, Rn, О3, 14C, Т (3Н); возникают при распаде U, Rа, Th, 40К и воздействии излучения на кислород атмосферы. Атмосфера и гидросфера возникли на начальной стадии дифференциации Земли и существовали уже в архее. Элементы-люминогены являются важными индикаторами условий минералообразования в геосферах Земли. Фотолюминесценция (ФЛ) дает возможность проведения экспрессного анализа при содержании люминогена 0,001-0,1%, причем определяется валентность иона. ФЛ возбуждается ультрафиолетовым излучением, для ее реализации необходима повышенная концентрация редких элементов-люминогенов и отсутствие элементов- гасителей (Fе2+, Сu2+ и др.). Эти условия реализуются в зонах флюидно- гидротермальной проработки магматических, метаморфических и осадочных пород и особенно проявлены в рудных зонах. Люминогены, характерные для мантии, отражают ее резко восстановительный характер, к ним относятся азотные центры (разнообразная ФЛ в алмазах), Сr3+ (красная ФЛ) в алюминий-содержащих минералах - изумруде, шпинели, хризоберилле и др., Еu2+(синяя ФЛ) и Се3+ (фиолетовая ФЛ) в кальций-содержащих минералах - апатите, плагиоклазе и др., где Са2+ замещается Еu2+ и Се3+. Коровые люминогены - Мn2+(красная или желтая ФЛ), преимущественно в кальциевых минералах - карбонатах (красная ФЛ), апатите (желтая ФЛ) и др.; W6+(голубая ФЛ) - шеелит; Мо6+ (желтая ФЛ) - молибдошеелит, повелит (рис.23). Люминогены зоны гипергенеза - U6+ (сильная зеленая или желтая ФЛ) в урановых слюдках, а также за счет сорбции в опале, халцедоне, глинах и др. Аg+ (голубая ФЛ) - кераргирит в зонах окисления рудных м-ий (рис.1, 2). Выделяется ФЛ за счет радиационных дефектов (РД), возникающая за счет облучения кристаллической решетки и наиболее сильно проявленная у циркона за счет примеси U и Тh (желтая ФЛ). ХИМИЗМ ГЛАВНЫХ ТИПОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД Специфика химизма главных типов интрузивных и эффузивных магматических пород – кислых, основных, ультраосновных, а также редких магматических дериватов - кимберлитов, щелочных пород и карбонатитов отражена в таблице 1. В таблице подчеркнуты элементы, являющиеся типохимическими для данных типов пород, причем жирным шрифтом выделены элементы, резко концентрирующиеся относительно кларка, а курсивом - элементы с аномально низкими содержаниями. Для ультрабазитов, являющихся аналогами верхней мантии, характерны высокая концентрация магния и сидерофильных элементов (железо, хром, никель, платиноиды и др.), а также аномально низкое содержание редких, радиоактивных и литофильных элементов (редкоземельные элементы, уран, торий, калий, алюминий и др.). При переходе от мантии к коре в основных породах по сравнению с ультрабазитами отмечается резкая концентрация алюминия, титана, ванадия, а также накопление некоторых халькофильных элементов (медь, никель, цинк, кадмий, сурьма, серебро и др.) Данные о средних породах не приведены, поскольку они не являются геохимически контрастными и занимают по составу промежуточное положение между габбро-базальтами и гранитами-риолитами. Геохимическая специфика андезит-дацитовых лав наиболее сильно проявляется в их аномальной газонасыщенности, что заставляет известного вулканолога Е.К.Мархинина называть их “взрывчатыми лавами”. Кислые породы представлены разнообразными гранитоидами и их эффузивными аналогами – риолитами. Геохимическая специфика кислых пород – резкое накопление литофильных элементов. Сюда относятся все щелочные элементы (литий, натрий, калий, рубидий, цезий), редкие элементы (бор, бериллий, олово, тантал, вольфрам); редкоземельные элементы с тенденцией накопления тяжелых лантаноидов (иттриевая группа), радиоактивные элементы (торий и уран). Газовая фаза в газово-жидких включениях представлена преимущественно углекислотой. Накопление литофильных элементов (калий, уран, торий, редкоземельные элементы и др.) происходит на фоне резкого снижения содержания магния и сидерофильных элементов (железо, хром, никель). Встречаются также кислые вулканические породы, резко обогащенные калием и почти лишенные натрия. Их выделяют под названием ультракалиевые риолиты. Содержание К в них достигает 8-10%. Эти породы нередко сопровождают рудные залежи с золоторудным, полиметаллическим и серебро-урановым оруденением. Щелочные породы группы нефелиновых сиенитов - высоконатриевые, с повышенной концентрацией редких литофилов (Zr, Nb, TR) и Р. В карбонатитах (особенно в коре выветривания карбонатитов) концентрируются Са, Мg, ТR, Zr, Nb, Тh. Выделяются также безнатриевые сиениты калиевой группы - лейцитовые сиениты и кальсилитовые сынныриты (кальсилит - К- аналог нефелина, КАlSiO4), содержащие до 12%К. Кимберлиты обладают своеобразным составом: по содержанию большинства породообразующих элементов (Si, Mg, Fe), а также по “малым сидерофилам” (Cr, Ni, Pt) они близки к ультрабазитам; по Тi и - к основным, по редким литофилам (TR, Th, U, В, Ва и др.) - к гранитоидам и щелочным породам. Мы рассматриваем кимберлиты как мантийные флюидизиты, возникшие в результате флюидного диапиризма в процессе концентрации мантийного водорода и метана под газонепроницаемыми структурами платформ, при перекрывании движущимися континентальными плитами “горячих точек” Земли. Рис. 1. Связь между распределение элементов-люминогенов, условиями минералообразования и типами оруденения на разных уровнях литосферы; в рамках – ведущие элементы-люминогены. Плотность флюида (не более 0,7 г/см3) на фоне пород мантии (3,2 г/см3) создает для 1км3 флюида подъемную силу 2,5 млрд.тонн, приложенную к очень малой площади и создающую “эффект иглы”. “Перетекание” газа из мантии в осадочный чехол сопровождалось возникновением в мантии зоны декомпрессии - пониженного давления, способствующего подъему раздробленных мантийных пород в структуре “прокола” литосферы. Очевидно, что флюидизиты “застревали” в чехле платформ, “кимберлитовый вулканизм” не существовал, трубки вскрывались эрозией и многие из них еще не вскрыты (рис 20). Указанной точкой зрения объясняются: 1. Приуроченность кимберлитов к платформам, как газонепроницаемым структурам, концентрирующим мантийные газы в зонах активизации литосферы “горячими точками”; 2. Конусообразная форма кимберлитовых трубок, возникающая за счет раздвижения газом мягких пород осадочного чехла платформ; 3. Ксеноморфность и округленность (окатанность) глубинных минералов (циркон, оливин, хромшпинелиды, ильменит и др., рис.22) при обработке твердого и перекристаллизованного мантийного субстрата газовыми скоростными потоками; 4. “Геохимический парадокс” - резкое обогащение кимберлитов редкими литофилами относительно стерильных по этим элементам ультрабазитов - за счет выщелачивания их флюидами из большого объема мантийных пород; 5. Мощные (до 500 м) ФЛ-ореолы за счет концентрации апатита и циркона во вмещающих породах. Кристаллизация алмазов идет, по нашему мнению, не в мантии, а в процессе флюидного диапиризма, из газовой фазы при эволюции системы С- Н-О-(S-N) при уменьшении давления и соответствующем увеличении fО2 . Самоокисление флюида сопровождается его глубинным возгоранием и кристаллизацией алмаза по схеме: СН4+О2=С+2Н2О. Эта схема объясняет: 1) идиоморфизм кристаллов алмаза на фоне окатанных глубинных минералов; 2) постоянное присутствие N в разнообразных “азотных центрах”, захваченного из флюида; 3) резкое увеличение концентрации тяжелых изотопов - 13С и 15N во внешних зонах кристаллов относительно центральных (увеличение f О2); 4) высокое содержание 206Рb в кимберлитах за счет Rn, концентрирующегося во флюиде; наличие зеленых алмазов за счет α-излучения Rn и др. Включения в алмазах (пироп, самородные Fe, Ni, Ag, сульфиды этих металлов и др. мы рассматриваем, как нестабильные твердые фазы (пыль во флюиде), возникшие в резко восстановительной среде в присутствии Н2S и сохранившиеся за алмазной “броней”; поэтому попытки определения возраста алмазов по включениям минералов - некорректны. Накопление редких литофильных элементов, в кимберлитах, видимо, возникает за счет их выщелачивания флюидом из больших объемов мантии. Кимберлит представляет собой перекристаллизованный во флюидном режиме и раздробленный при подъеме газовыми потоками мантийный флюидизит, выщелочивший с больших объемов мантии литофильные элементы (редкоземельные элементы, барий, бор, калий) и сохранивший сидерофильную специализацию ультрабазитов (xром, никель, платину). Обилие титана в кимберлитах в форме ильменита свидетельствует о взаимодействии флюидов с «базальтовым» слоем земной коры. О том, что мантийный флюидный поток в некоторых случаях взаимодействует преимущественно с базальтоидами, свидетельствуют высококалиевые алмазоносные породы лампроиты, впервые обнаруженные в Австралии. В лампроитах содержание литофильных элементов на порядок выше, чем в кимберлитах. Концентрация К достигает 10%, содержится много титана, ниобия, редкоземельных элементов, тория, скандия и др. Форма залегания лампроитов – в виде трубок, сходных с кимберлитовыми по форме и размеру. Среди алмазов много розовых кристаллов. Тенденция накопления редких литофилов (ТR, Nb, Ta, Th, U, Sc) в породах мантии сильно проявлена в щелочных породах - сиенитах и нефелиновых сиенитах, а также в карбонатитах. Мы рассматриваем карбонатиты и ассоциирующие с ними нефелиновые сиениты, как продукты мантийного углекислотного метасоматоза (Портнов, 1979). В процессе нейтрализации вмещающими породами кислотного флюида СО2 – Н2О возникают несмешивающиеся расплавы щелочно-алюмосиликатного (нефелиновые сиениты) и щелочно-карбонатного (карбонатиты) состава. Извержения карбонатитовой лавы в вулканах Юго-Восточной Африки свидетельствуют о том, что карбонатитовый расплав первоначально имел состав СаСО3·Na2CO3, т.е. имеет место раствор карбоната кальция в соде. О высокой концентрации щелочей, концентрирующих редкие амфотерные элементы, свидетельствуют мощные зоны фенитизации вокруг массивов сиенитов и карбонатитов. В фенитах появляются микроклин, нефелин, альбит, эгирин, рибекит в ассоциации с редкометалльной минерализацией (ТR(Ce), Zr, Hf, Ti, Nb, Ta, Be, Th, U). Рудные минералы карбонатитов и фенитов обычно представлены пирохлором, чевкинитом, бадделеитом, а также апатитом. Массивы карбонатитов и сиенитов также являются типичными диапировыми структурами, причем нередко они образуют характерные кольцевые структуры, так называемые ультраосновные-щелочные комплексы, в которых совмещаются древние ультрабазиты с молодыми карбонатитами и нефелиновыми сиенитами (рис.21). В кольцевых структурах Сибирской платформы дуниты протерозойского возраста залегают в центре, а мезозойские карбонатиты и сиениты - по краям структур; иногда они меняются местами и в центре структур залегают карбонатиты и сиениты. Обладая низкой плотностью, алюмосиликатно-карбонатные расплавы, обогащенные углекислотой, всплывали из мантии, протыкали кору (диапиры), создавали в тыловой части зону пониженного давления и поэтому вытягивали за собой древние дуниты в твердом виде (протрузии). Такая модель формирования объясняет огромную разницу в абсолютном возрасте шелочно- карбонатных и ультраосновных комплексов. Разнообразная позиция карбонатитов и нефелиновых сиенитов в кольцевых структурах (эти породы залегают и в центре массива, и на периферии, и в форме жил) определяется, по нашему мнению, особенностями эрозионного среза и морфологией апикальной части дунитового штока, расположенного ниже более легких карбонатитов и сиенитов.