Академия наук Республики Саха (Якутия)
Памяти руководителя якутской школы
алмазников, члена-корреспондента
Российской Академии наук
Ковальского Виталия Владимировича
Посвящается
В.К. Маршинцев
КИМБЕРЛИТЫ ЯКУТИИ
(трубки, минералогия, геохимия, петрология)
Якутск 2017
Academy of Sciences of Republic Sakha (Yakutia)
Victor K. Marshintsev
KIMBERLITES OF YAKUTIA
(pipes, mineralogy, geochemistry, petrology)
Yakutsk 2017
УДК 552.323.6 (571.56)
ББК 26.34 (2Рос. Яку)
М 25
Утверждено Ученым советом «Науки о Земле» АН РС (Я)
Маршинцев, В.К.
Кимберлиты Якутии (трубки, минералогия, геохимия, петрология):
дополненное, иллюстрированное электронное издание / В.К. Маршинцев. –
Якутск.
ISBN 978-5-7513-1362-3
Издание состоит из двух частей. В первой части приводятся общие
сведения о Якутской алмазоносной провинции; на большом фактическом
материале обсуждаются основные вопросы, связанные с оригинальным
исследованием состава основных минералов (самородных и карбидов, оливина,
ильменита, флогопита, карбонатов, апатита, бадделеита) и геохимии
кимберлитовых пород. Обсуждаются вопросы генерации кимберлитовой
магмы, кристаллизации некоторых минералов, серпентинизация оливина,
условия образования карбонатов, проблема взаимоотношения кимберлитов
и карбонатитов и вертикальная зональность кимберлитовых тел.
Во второй части обобщены сведения по кимберлитовым телам пяти
алмазоносных районов и десяти кимберлитовых полей (около 400 тел). Для
каждого кимберлитового тела приводятся все параметры, особенности
петрографического и геохимического состава и минералогии.
Издание рассчитано на специалистов, изучающих или интересующихся
исследованием проблем кимберлитового и в целом щелочно-ультраосновного
и карбонатитового магматизма.
УДК 552.323.6 (571.56)
ББК 26.34 (2Рос. Яку)
© В.К. Маршинцев, 2017
ISBN 978-5-7513-1362-3
УДК 552.323.6 (571.56)
ББК 26.34 (2Рос. Яку)
М 25
Marshintsev V.K.
Kimberlites of Yakutia (pipes, mineralogy, geochemistry, petrology). –
Yakutsk.
ISBN 978-5-7513-1362-3
Edition consists of two parts. In the first part general data on Yakut diamond
province are given. According to facts main issues relating to original research of
basic mineral composition (native minerals and carbides, olivine, ilmenite,
phlogopite, carbonates, apatite, brazilite – ZrO2) and geochemistry of kimberlite
rocks are discussed. In addition generation of kimberlite magma, olivine
serpentinization, minerals crystallizing, and conditions of carbonates formation,
kimberlites and carbonatites interrelation, and vertical zoning of kimberlite bodies
are considered.
In the second part data on kimberlite bodies (400) of five diamond regions
and ten kimberlite fields are summarized. For each kimberlite body all parameters,
characteristics of pipe geology, petrographic, mineralogical and geochemical
composition of kimberlite rocks are given.
Edition is addressed to experts and students those studying the problems of
kimberlite, alkali-ultrabasic and carbonatite magmatism.
УДК 552.323.6 (571.56)
ББК 26.34 (2Рос. Яку)
© V.K. Marshintsev, 2017
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ.................................................................................................... 5
ЧАСТЬ I.......................................................................................................... 9
ГЛАВА I. ЯКУТСКАЯ КИМБЕРЛИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ ................................... 9
Структурный контроль ......................................................................... 9
Возраст проявления кимберлитового магматизма .......................... 15
Форма и строение кимберлитовых тел ............................................. 16
Характер проявления кимберлитового магматизма ........................ 21
Текстурно- и структурно-фациальные типы кимберлитовых
пород ........................................................................................................... 22
Классификация кимберлитовых пород ......................................... 23
ГЛАВА II. МИНЕРАЛОГИЯ КИМБЕРЛИТОВ ................................................. 26
Самородные элементы и карбиды ..................................................... 26
Оливин эксплозивной фации ............................................................. 36
Мегакристаллы оливина ................................................................. 36
Макрокристаллы оливина .............................................................. 39
Микрокристаллы оливина .............................................................. 42
Включения в оливине ....................................................................... 46
Оливин интрузивной фации ............................................................... 55
Ильменит .............................................................................................. 59
Химический и фазовый состав ...................................................... 60
ЯГР-спектры ильменитов ............................................................. 66
Флогопит .............................................................................................. 70
Карбонаты кимберлитов..................................................................... 76
Условия нахождения карбонатов ................................................. 76
Состав и свойства карбонатов .................................................... 80
Гидротермальные карбонатные образования ............................ 88
Бадделеит ............................................................................................. 93
Апатит .................................................................................................. 97
ГЛАВА III. ГЕОХИМИЯ КИМБЕРЛИТОВ .................................................... 102
Региональные вариации состава кимберлитовых пород .............. 104
Геохимия редких элементов ............................................................ 118
Титан .............................................................................................. 119
Марганец ........................................................................................ 123
Кобальт.......................................................................................... 127
Никель ............................................................................................. 135
Хром ................................................................................................ 141
Ванадий .......................................................................................... 148
Скандий .......................................................................................... 154
Бор .................................................................................................. 160
Барий и стронций .......................................................................... 163
3
Литий и рубидий ........................................................................... 172
Редкоземельные элементы и иттрий ......................................... 176
Геохимический анализ распределения элементов ........................ 182
Геохимическая дифференциация элементов.................................. 197
Геохимическая специализация пород различной фациальной
принадлежности .......................................................................................... 200
ГЛАВА IV. УСЛОВИЯ ГЕНЕРАЦИИ КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ ................. 207
Кристаллизация минералов .............................................................. 208
Глубинный этап ................................................................................. 210
Самородные элементы и карбиды .............................................. 210
Оливин ............................................................................................ 215
Ильменит ....................................................................................... 229
Флогопит ....................................................................................... 237
Гранат............................................................................................ 237
Хромшпинелиды ............................................................................ 241
Пироксены ...................................................................................... 243
Субвулканический этап .................................................................... 246
Серпентинизация оливина и вертикальная зональность
кимберлитовых тел ................................................................................ 246
Условия образования карбонатов ............................................... 268
Гидротермальный этап ..................................................................... 274
Температурные условия внедрения кимберлитовой магмы ......... 283
Проблема взаимоотношения карбонатитового и кимберлитового
магматизма ................................................................................................... 288
Заключение ........................................................................................ 299
ЧАСТЬ II .................................................................................................... 303
КИМБЕРЛИТОВЫЕ ТЕЛА ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ ........ 303
Мало-Ботуобинский алмазоносный район ..................................... 303
Средне-Мархинский алмазоносный район .................................... 326
Накынское кимберлитовое поле .................................................. 327
Далдыно-Алакитский алмазоносный район ................................... 331
Алакит-Мархинское (Алакитское) кимберлитовое поле .......... 331
Далдынское кимберлитовое поле ................................................ 433
Верхне-Мунское кимберлитовое поле ............................................ 502
Средне-Оленекский алмазоносный район...................................... 531
Чомурдахское кимберлитовое поле ............................................ 531
Западно-Укукитское кимберлитовое поле ................................. 573
Восточно-Укукитское кимберлитовое поле .............................. 624
Заключение ........................................................................................ 657
ЛИТЕРАТУРА ........................................................................................... 659
4
ВВЕДЕНИЕ
Алмазы известны людям с древних времен уже около пяти тысяч лет.
Они до сих пор привлекают к себе внимание как драгоценные камни первого
класса, а также благодаря своим удивительным физическим свойствам, как
уникальные технические компоненты в очень многих отраслях
промышленности. В последнее время алмазы установлены не только
в кимберлитах. География их находок также значительно расширилась. Но
несмотря на все это, основным коренным источником алмазов для Республики
Саха (Якутии) остаются кимберлиты.
Впервые о возможности нахождения алмазов на р. Вилюй высказался
ученый-краевед П.X. Староватов. Он основывался на сведениях о находках
старателями камней, переливавшихся гранями на солнце, сделанных на
притоках р. Вилюй – рр. Марха, Тюнг, Чона и др. Научное обоснование
возможного нахождения месторождений алмазов на Сибирской платформе
было сделано академиком В.С. Соболевым, основанное на сходстве областей
распространения алмазных месторождений Южной Африки с Сибирской
платформой. Было рекомендовано уделять серьезное внимание поискам
кимберлитов и алмазов экспедициям, работающим на севере платформы.
Первый алмаз в результате планомерных поисков был поднят геологом
Г.Х. Файнштейном 7 августа 1949 года на косе «Соколиной» р. Вилюй вблизи
поселка Крестях Сунтарского района. 21 августа 1954 года геолог
Л.А. Попугаева, идя по пиропам, открыла первую в стране кимберлитовую
трубку «Зарница». В следующем году были открыты кимберлитовые трубки
«Мир», «Удачная», «Сытыканская» и другие. Сегодня на территории
Якутской алмазоносной провинции известно более 1000 кимберлитовых тел,
из недр которых добывается более четверти мировой добычи природных
алмазов. Создана и успешно действует крупнейшая алмазодобывающая
отрасль промышленности.
Существуют теоретические представления о том, что кимберлитовый
магматизм – явление характерное для стабилизированных областей –
кратонов, которое обусловлено спецификой эволюции верхней мантии под
платформенными областями. В настоящее время кимберлиты обнаружены на
большинстве древних платформ: Индийской, Африканской, Австралийской,
Северо-Американской, Русской, Сибирской и Китайской.
Кимберлиты – сложные природные системы, в которых присутствуют
компоненты различных условий образования. С одной стороны – это породы,
состоящие из минералов, формирующихся при высоких термодинамических
параметрах (алмаз, гранат-пироп, оливин, хромшпинель, хромдиопсид,
ильменит), а также полигенного комплекса мантийных включений –
разнообразные перидотиты, пироксениты, эклогиты), образующихся
в области стабильности алмаза. С другой стороны, кимберлиты
в значительной степени сложены серпентином и кальцитом, занимающими до
95% и более состава породы. Изучение этой сложной природной системы
5
является очень важным, так как данные о фациальной принадлежности пород,
химическом составе расплава и некоторые другие факторы позволяют
достаточно уверенно говорить о том, будут ли те или иные разновидности
кимберлитовых пород алмазоносными, алмазы какой сортности вероятнее
всего будут в них обнаружены и, в конечном итоге, определить перспективы
алмазоносности отдельной трубки или даже целого региона.
Характеристике кимберлитовых тел Якутии посвящено много
специальной литературы, и отечественной и зарубежной. При этом, детально
рассматриваются вопросы генезиса и кристалломорфологии алмаза
и основных минералов кимберлитовых пород. Много внимания уделяется
анализу условий образования кимберлитов, закономерностям их размещения
и отражения в геологической среде, геофизических и геохимических полях.
Однако, до настоящего времени практически отсутствуют сводные,
обобщающие исследования по систематизации уникальной по объему
и содержанию информации по всем выявленным кимберлитовым телам.
Практически все известные работы посвящены описанию разрабатываемых
коренных месторождений алмазов и пространственно ассоциирующих с ними
кимберлитовых тел, отличающихся низкой алмазоносностью, или вообще не
содержащих алмазов. Как известно, доля кимберлитовых тел с установленной
алмазоносностью составляет около 30%, из которых только около 15%
приходится
на
тела,
представляющие
промышленный
интерес.
Соответственно, информация по большинству кимберлитовых тел во всем
многообразии их проявления, недоступна широкому кругу исследователей.
Оценка экономического потенциала минерально-сырьевой базы
алмазодобывающей промышленности и планирование геологопоисковых
работ на алмазы базируется на прогнозировании новых месторождений.
И дать объективный прогноз их выявления возможно лишь при
всеобъемлющем учете известных факторов проявления кимберлитов
в различных геологических условиях. Для этого необходимы полные знания
характеристик и параметров каждого выявленного кимберлитового тела,
систематизация этих сведений, типизация на основе общности свойств и уже
на этой основе – разработка комплекса прогнозно-поисковых критериев
и признаков проявления кимберлитового магматизма.
В настоящую работу вошли материалы, полученные автором еще
в период работы в «Геологическом институте СО РАН» и, в последующем,
продолженные в «Национальном научно-исследовательском центре алмазов,
драгоценных камней и самородного золота» при Правительстве Республики
Саха (Якутия). Работа по систематизации фондовых и опубликованных
данных по характеристике кимберлитовых тел южной части Якутской
алмазоносной провинции, выполнена с участием кандидата геол.-мин. наук
Б.С. Ягнышева, Т.А. Ягнышевой и Т.И. Таврат (на договорных началах
с НИИЦ алмазов) Большую помощь в подготовке материалов оказали
кандидаты геол.-мин. наук С.А. Бабушкина и Ю.П. Барашков. Всем этим
товарищам автор выражает глубокую благодарность.
6
Ваши замечания и пожелания направляйте автору: mvk2005@mail.ru или
anrsya@mail.ru.
ОБ АВТОРЕ
Маршинцев Виктор Клавдиевич – доктор геолого-минералогических
наук, профессор, академик Академии Наук Республики Саха (Якутия),
известный ученый в области изучения фундаментальных проблем петрологии,
минералогии и геохимии алмазных месторождений. Под его руководством
и непосредственном участии проводилось изучение наиболее известных
месторождений алмазов – Мир, Удачная, Айхал, Юбилейная и др., а также
кимберлитовых образований многих алмазоносных полей провинции.
Основные
работы
посвящены
петрологии
кимберлитов.
В.К. Маршинцев предложил теорию вертикальной
зональности
кимберлитовых трубок, позволившую обосновать различие состава
и алмазоносности кимберлитовых пород трубок на современной поверхности;
разработал модель серпентинизации оливина и, в целом, процесса
серпентинизации в кимберлитах, явившуюся перспективным направлением
в исследовании этих пород и имеющую большое практическое значение.
Предложенная модель геохимической эволюции кимберлитов позволила
обосновать этапность формирования серии комагматичных пород
кимберлитовой формации – эксплозивной и интрузивной фации. Глубинность
формирования кимберлитовых тел, наряду с другими признаками введена
в схему систематики кимберлитов. Впервые теоретически обосновал
7
выделение для кимберлитов нового типа образований кимберлитовых
карбонатитов. Показано, что эволюция кимберлитового расплава приводит
к формированию жильных образований близких по физико-химическим
параметрам к карбонатитам.
С именем В.К. Маршинцева связаны исследования на восточном склоне
Анабарского поднятия редкометальной карбонатитовой провинции, имеющей
тесную связь с кимберлитами.
В.К. Маршинцев открыл ряд новых минералов ранее неизвестных не
только для кимберлитов, но и в целом в природе, что получило международное
признание.
В.К. Маршинцев в 1993–2004 гг. являлся организатором и директором
Национального научно-исследовательского Центра алмазов, драгоценных
камней и самородного золота при Правительстве Республики Саха (Якутия).
Под его руководством создан ряд крупных республиканских программ;
проводились прикладные исследования в области драгоценных, ювелирных
и ювелирно-поделочных камней, сформирована информационная база
и велись маркетинговые исследования российского и мирового рынка алмазов
и бриллиантов; внедряются передовые информационные технологии,
обеспечивающие более тесное взаимодействие между наукой, органами
власти и управления, промышленностью и социальной сферой в целях
внедрения качества и ускорения реализации инвестиционных проектов на
территории Республики Саха (Якутия). В этот период издано несколько
фундаментальных работ по цветным, ювелирным и поделочным камням
Якутии и их месторождениям, исследованиям рынка цветных камней
и возможной их переработки в условиях Якутии.
В.К. Маршинцев автор и соавтор более 200 научных работ, в том числе
более 20 монографий.
8
ЧАСТЬ I
ГЛАВА I. ЯКУТСКАЯ КИМБЕРЛИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ
Большинство известных в настоящее время районов проявления
кимберлитового вулканизма на Сибирской платформе находятся в ее северовосточной части на территории Республики Саха (Якутии). Эта область
распространения кимберлитовых пород получила название Якутской
кимберлитовой провинции.
В структуре провинции, на основе геолого-географических признаков
распространения коренных месторождений алмазов, региональных ореолов
рассеяния алмазов и их минералов-спутников выделены Мало-Ботуобинский,
Моркокинский, Далдыно-Алакитский, Муно-Тюнгский, Средне-Мархинский,
Приленский, Оленекский и Анабарский алмазоносные районы. Внутри
районов, по общности пространственной локализации кимберлитовых тел,
установлены 24 кимберлитовых поля: Мало-Ботуобинское, Алакитское,
Далдынское, Накынское, Верхне-Myнское, Чомурдахское, ЗападноУкукитское, Восточно-Укукитское, Огонер-Юряхское, Мерчимденское,
Молодинское, Толуопское, Куойкское, Куранахское, Лучаканское,
Дюкенское,
Биригиндинское,
Хорбусуонское,
Ары-Мастахское,
Старореченское,
Орто-Ыаргинское,
Среднекуонамское,
Эбеляхское,
Томторское.
Структурный контроль
Кимберлитовые тела располагаются преимущественно в осадочном
чехле платформы. Вмещающими породами в южных кимберлитовых полях
являются карбонатные отложения кембрия, ордовика и силура, в северных –
терригенно-карбонатные породы верхнего протерозоя и карбонатные
образования всех трех отделов кембрийского разреза.
В размещении кимберлитов, отдельных кустов и трубок в плане полей
и провинций ведущую роль играют структурный и глубинный факторы
(Структурный контроль…, 1974), в особенности – специфика развития
и взаимоотношений структур чехла орогенного комплекса, внутренней
структуры
кристаллического
фундамента,
глубинность,
возраст
и длительность развития разломов чехла и фундамента.
Познание кимберлитоконтролирующих структур представляет собой
самую сложную задачу геологии. Поиск их ведется уже три десятилетия,
однако единого мнения по этому поводу пока не достигнуто. В качестве
структурных "контролеров" предполагаются зоны сочленения крупных
структур
платформы,
зоны
глубинных
разломов,
выраженные
в потенциальных полях, и узлы их пересечения, различные элементы рельефа
и внутреннего строения кристаллического фундамента, кольцевые
морфоструктуры и так далее.
9
Однако, если проанализировать значимость перечисленных факторов, то
окажется, что они, верно отражая структурную обстановку локализации одних
полей, совершенно не соответствуют структурному положению других, т.е. не
являются универсальными. В подтверждение сказанному достаточно привести
два примера.
Куонамская группа кимберлитовых полей действительно расположена
в зоне сочленения Анабарского поднятия и Средне-Оленекской синеклизы. Но
рядом находящаяся группа Средне-Оленекских полей локализована
в центральной части этой синеклизы и ни к каким зонам сочленения уже не
тяготеет. Также независимо расположена и Далдыно-Алакитская группа
полей. Современное ее положение в зоне сочленения Анабарской антеклизы
и Тунгусской синеклизы является скорее умозрительным совпадением
и никакого структурного смысла не имеет, поскольку синеклиза начала
формироваться лишь в среднем карбоне, т.е. через 30-40 млн. лет после
образования данных полей.
Многолетние исследования структурного положения районов
кимберлитопроявления провинции убеждают в том, что все известные рудные
поля кимберлитов локализованы в пределах мощных и протяженных
магмапроницаемых зон. Эти зоны представляют собой региональные системы
глубинных разломов мантийного проникновения, обладающих сугубо
кимберлитовой специализацией. Они возникли как новообразованные
разломные структуры в эпохи кимберлитового магматизма вне видимой связи
со структурами фундамента платформы. Они также несогласно залегают и со
всеми элементами структурного плана провинции. На уровне чехла эти зоны
представляют собой полосы малоамплитудных сбросо-сдвигов или разрывов
без смещения, соосных простиранию зон, вмещающих кимберлитовые тела
и определяющих их доминирующую ориентировку по длинным осям. На
космических снимках известным магмапроницаемым зонам соответствуют
разномасштабные линеаменты, также параллельные их простиранию. На
уровне фундамента платформы подобные зоны представляют собой, повидимому, полосы дробления пород без сколько-нибудь существенных
вертикальных перемещений разобщенных блоков. В силу этого данные
полосы весьма слабо выражены в потенциальных полях, но, судя по
отдельным наблюдениям, фиксируются сейсморазведочными методами.
Протяженность таких зон измеряется десятками и сотнями километров при
средней ширине в несколько десятков километров. На Сибирской платформе
известно несколько протяженных зон кимберлитового магматизма:
Куонамская, Оленекская, Ангаро-Вилюйская, Жиганская и другие.
Куонамская зона, контролирующая местоположение мезозойских
кимберлитов, в структурном плане представляет собой область сочленения
кристаллического фундамента платформы Анабарской антеклизы с западной
границей развития протерозойских осадков чехла. Для этой зоны характерно
блоковое строение фундамента и поздне-кембрийского чехла и выраженное их
перемещение по вертикали (до 550 м). В Куонамской зоне выявлено
10
значительное количество трубок взрыва и жил, сложенных кимберлитами. Все
эти тела сгруппированы в системы кимберлитовых полей, которые, в свою
очередь, формируют три региональных кимберлитоносных узла.
Оленекская зона, объединяющая кимберлиты и кимберлитовые пикриты
верхнемезозойского,
раннемезозойского
и,
по-видимому,
среднепалеозойского возрастов, в структурном отношении приурочена к западному
борту Оленекско-Мунского поднятия. В пределах зоны выявлено более 100
трубок взрыва и жил, выполненных неалмазоносными кимберлитами
и кимберлитовыми пикритами. Все эти тела сгруппированы в пяти полях,
которые образуют, в свою очередь, два узла.
Южные ветви описанных зон очень тесно сопряжены в пространстве и,
возможно, по времени образования. Опираясь на этот факт, В.В. Ковальский
с соавторами объединяют обе ветви в зону мезозойского магматизма
и классифицируют, как пояс. Местоположение пояса определяется, по их
мнению, областями сочленения таких крупных платформенных структур, как
Анабарское, Оленекское и Myнское поднятия со Средне-Оленекской
остаточной синеклизой, разделяющей эти поднятия.
По признаку пространственных и временных соотношений среди зон
кимберлитового магматизма различаются моно- и полициклические.
К моноциклическим зонам кимберлитового магматизма относятся такие,
которые вполне изолированы от других зон или тел родственного магматизма
не только в пространстве и времени, но и по приуроченности к крупным
структурным элементам. Моноциклические зоны кимберлитового магматизма
характеризуются сравнительной кратковременностью формирования и не
только испытывают более древние магмаподводящие структуры, но и сами
служат таковыми для последующих магматических поступлений. По
характеру положения относительно друг друга моноциклические зоны
подразделяются на параллельные, кулисообразные и пересекающиеся.
В случаях, когда на одной площади сгруппированы кимберлитовые
породы различных возрастных и вещественных ассоциаций, говорят
о полициклических зонах кимберлитового магматизма. К этой категории
причисляют также зоны или участки зон, в которых, помимо кимберлитовых
ассоциаций, развиты ассоциации пород, сходные с ними по петрохимическим
и петрографическим свойствам.
Для внутреннего строения зон кимберлитового магматизма характерны
следующие особенности: прерывистая трехмерная группировка тел по
площади, сравнительно выдержанные плотности распределения тел
в пределах конкретных группировок, выдержанные расстояния тел в пределах
конкретных группировок (кустов), а также закономерная ориентировка тел
к простиранию зон. Первичными, объединениями кимберлитовых тел
являются: линейные субзоны (консолидация жильных тел на древних щитах,
лишенных осадочного чехла); линейно-цепочечные группы (развитие
прерывистых группировок трубочных тел в форме линейных цепочек
в районах развития осадочного чехла); локальные группы (представлены
11
трубчатыми телами и тяготеют либо к пересечению линий-цепочек, либо не
имеют связи с линейными направлениями). Следующее сообщество – это
кимберлитовые поля, которые являются наиболее ярко выраженными
структурными элементами зон кимберлитового магматизма. В зависимости от
характера образующих их более мелких группировок тел они подразделяются
на четыре типа: линейные, линейно-групповые (линейно-узловые), групповые
(узловые) и бесструктурные. И, наконец, последним площадным сообществом
кимберлитовых тел, являются узлы полей, которые могут быть выделены не
во всех зонах кимберлитового магматизма. Подобные сообщества состоят из
3-4, а иногда из 10-11 полей.
Существует совмещение таких структурно-текстурных и вещественных
группировок кимберлитовых пород, как моноциклическая зона и комплекс –
поле и серия, когда каждая конкретная зона магматизма представлена только
одним комплексом кимберлитовых пород. В совмещенных зонах
кимберлитового магматизма тесное пространственное сочетание разнородных
комплексов приводит к тому, что на ограниченных площадях выявляются
соседствующие поля, в которых ассоциации пород различны.
Согласно "Решения Межведомственного совещания в г. Мирном
(1990)", в настоящее время а практике геологоразведочных работ общепринята
единая схема иерархического ряда кимберлитов.
Кимберлитоносная зона. Располагается в области сопряжения плит
двух мегаблоков кристаллического фундамента, возникшей в результате
развития авлакогенов внутри этих мегаблоков. Это область сильного сжатия
земной коры и верхней мантии, в пределах которой эволюционировали очаги
кимберлитовой магмы. Кимберлитоносная зона, по геофизическим данным,
характеризуется следующими признаками:
- сопряженным мегавалом, флексурообразным перегибом и линейной
депрессией по поверхности верхней мантии;
- валообразным поднятием по внутрикоровой отражающей границе Kотр.;
- областью преимущественного сводообразного воздымания кровли
кристаллического фундамента относительно прилегающей территории;
- высокими средними значениями граничной скорости по поверхности
Мохоровичича (более 8,3 км/с);
- возрастанием скорости продольных волн в земной коре (до 6,56,7 км/с);
- наличием низкочастотной положительной гравитационной аномалии;
- погружением астеносферы на глубину свыше 200 км и возможным ее
выклиниванием;
- пониженной электропроводностью литосферы.
Район
кимберлитового
магматизма:
выделяется
внутри
кимберлитоносной зоны и объединяет в себе одно или несколько
кимберлитовых полей. Для района кимберлитового магматизма могут быть
выделены следующие основные устойчивые геолого-геофизические
характеристики:
12
- локальные увеличения граничных скоростей по поверхности мантии до
8,6-9,0 км/с;
- увеличение мощности "аномальной" мантии до 10-20 и более км,
фиксируемой по отражению в поле силы тяжести:
- область аномального волнового поля по материалам ГСЗ и увеличения
поглощающих свойств земной коры.
В шлихо-минералогическом поле район проявления кимберлитового
магматизма
на
площадях
распространения
позднепалеозойских
захороняющих отложений представлен обширными ореолами рассеяния
индикаторных минералов кимберлитов, как правило, средней сохранности,
существенно смещенных от коренных источников. Состав минералогических
ореолов преимущественно комплексный (пироп + пикроильменит).
Кимберлитовое поле. Выделяется внутри района кимберлитового
магматизма и объединяет в себе несколько кустов кимберлитовых тел.
Основными прогнозными факторами для кимберлитового поля являются
структурно-тектонический и вещественно-структурный. В качестве
тектонических признаков кимберлитового поля выступают:
- области пересечения рифтоподобных структур высшего порядка и зон
краевых дислокаций (рамповых зон), развивающихся как элементы
палеорифтов в раннем-среднем палеозое;
- области сочленения среднепалеозойских зон краевых дислокаций
палеорифтовых структур с зонами растяжения и сжатия, развивающихся по
трансформным разломам.
Основные прогнозные признаки кимберлитов в геофизических полях
связываются с изменениями петрофизических свойств субстрата земной коры
и со структурной перестройкой в верхних горизонтах в процессе внедрения
кимберлитовой магмы. Характерными особенностями кимберлитовых полей
являются:
- гравитационный минимум в плане над рудным полем кимберлитов;
- размеры отрицательной гравианомалии, обычно, несколько больше
(до 1,5 раз) площади самих кимберлитовых полей, интенсивность колеблется
от 2 до 7 мГл. Расчет глубин залегания аномальных объектов показывает, что
гравитационные минимумы могут быть обусловлены как самим
магматическим очагом при условии серпентинизации его верхней части, так
и областями разуплотнения кристаллических пород фундамента;
депрессий
магнитоактивной
поверхности,
связанные,
предположительно, с областями размагничивания кристаллических пород
фундамента. Изменение глубин до магнитоактивной поверхности зависит,
в основном, от масштаба кимберлитового процесса и составляет от 1-2 до 10
и более километров;
- увеличение поглощающих свойств в верхних частях земной коры
и в кристаллическом фундаменте.
Шлихо-минералогическая характеристика кимберлитового поля во
многом зависит от особенностей, его геологического строения и, в случае
13
наличия захороняющих толщ позднего палеозоя – раннего мезозоя, во многом
аналогична ситуации кимберлитового района. При детальном изучении,
помимо шлиховых ореолов рассеяния индикаторных минералов кимберлитов,
в существенной мере переотложенных, появляется редкие аномальные точки
с находками зерен граната-пиропа к пикроильменита высокой степени
сохранности с широким гранулометрическим спектром.
Куст кимберлитовых тел. Кимберлитовые тела в пределах известных
рудных полей проявления кимберлитового магматизма образуют, как выше
отмечено, линейные или субизометричные сообщества, получившие
наименование кустов трубок. Такие кусты расположены в пределах
сложнопостроенных разрывных нарушений и тяготеют к узлам их
пересечения с аналогичными структурами, либо со структурами более низких
порядков. Кусты кимберлитовых трубок на "закрытых" и "полузакрытых"
территориях образуют во вторичных коллекторах и в современных продуктах
их разрушения сложнопостроенные минералогические, геохимические
и радиогеохимические ореолы рассеяния. Эти ореолы, в зависимости от
палеоландшафтной обстановки, либо тяготеют к разломам, либо относительно
равномерно распределены по площади кимберлитового поля. Важно, что
в
результате
уничтожения
первичных
осадочных
коллекторов,
пространственная связь ореолов с кимберлитовыми телами в существенной
мере утрачена. Специфика экзогенной эволюции минералов и химических
элементов от кустов тел, как правило, осложнена различиями состава
минералов и микроэлементов в самих трубках, слагающих кусты.
Таким образом, основными элементами образа куста трубок являются
сложнопостроенные разрывные нарушения с частыми осложнениями рисунка
в плане и сопровождающиеся комплексными минералого-геохимическими
ореолами различных форм во вторичных коллекторах и продуктах их
разрушения.
Кимберлитоконтролирующие
разрывные
нарушения
обычно
ограничивают сложные горст-грабеновые структуры шириной от первых
сотен метров до первых километров и могут быть выполнены дайками траппов
с интенсивностью магнитных аномалий от 10 до 100 нТл. По
сейсморазведочным данным, разломы образуют аномалии волнового поля
с горизонтальной мощностью от 200 до 900 м, амплитудой – десятки метров.
В поле силы тяжести нарушения либо не фиксируются вообще, либо
обуславливают аномалии интенсивностью до 1-2 мГл. Электроразведочные
аномалии, большей частью, показывают отражение нарушений в виде
линейных проводящих или непроводящих зон, нередко образующих
структуры концентрически-радиального типа.
Разрывные нарушения, осложняющие основные кимберлитоконтролирующие структуры, как правило, характеризуются либо меньшей
вертикальной амплитудой, либо отсутствием признаков вертикальных
подвижек. Чаще всего они амагматичны и устанавливаются как зоны
повышенной трещиноватости.
14
Шлихо-минералогические ореолы рассеяния, сопровождающие кусты
трубок, отличаются сложной конфигурацией и представлены, как правило,
индикаторными минералами кимберлитов среднего класса сохранности
в строгой соподчиненности геоландшафтным условиям конкретных районов.
Так, например, в пределах Алакитского поля такие ореолы занимают около
25% закрытой территории, в Мало-Ботуобинском поле – около 15-20%.
Геохимические
ореолы
рассеяния
химических
элементов
и радиогеохимические ореолы ториевой специализации образуют достаточно
контрастные аномалии, совместимые в плане с минералогическими ореолами.
При этом степень перерыва продуктов выветривания кимберлитового
материала отчетливо определяется корреляцией концентраций минераловспутников алмаза и типоморфных химических элементов.
Кимберлитовое тело. При описании образа и геолого-геофизической
модели кимберлитового тела выделены три основные группы параметров,
определяющих возможность использования их в практике поисковых работ:
- непосредственные характеристики (размеры, форма, намагниченности,
плотность, проводимость и т.д.), как основа выбора поисковых сетей
и соответствующих методов поисков;
- индикационные свойства пород, слагающих кимберлитовые тела
(петрография, минералогия, геохимия, алмазоносность, элементы внутреннего
строения, сохранность и особенности древних кор выветривания и т.д.);
- локальные особенности кимберлитовых полей, отражающие
специфику процессов внедрения тел во вмещающие породы и характер
взаимоотношений с перекрывающими образованиями, т.е. геоландшафтные
условия залегания кимберлитовых тел.
Возраст проявления кимберлитового магматизма
Эпохи кимберлитообразования, имевшие место на Сибирской
платформе, совпадают по времени с крупнейшими эволюционными
преобразованиями тектонического плана глобальных сегментов Земли.
Первоначально, на первых этапах изучения кимберлитов Якутии было
выделено три разновозрастных эпохи внедрения; среднепалеозойская
(поздний девой – ранний карбон), триасовая и позднемезозойская. Позднее
Г. Дэвис, Н.В. Соболев и А.Д. Харькив (1980) на основе уран-свинцового
метода выделили пять этапов кимберлитового магматизма (табл. 1.1).
При этом период наиболее активного проявления алмазоносных
кимберлитовых трубок, таких как Мир, Интернациональная, Сытыканская,
Юбилейная и др. приурочен к девонскому периоду, в диапазоне значений
возраста от 362 до 344 млн. лет.
Новейшие определения возраста для алмазоносных кимберлитов
Накынского кимберлитового поля подтверждают эти данные. Возраст трубок
Нюрбинская и Ботуобинская определен как 364 млн. лет. Для трубки
Комсомольская Далдыно-Мархинского кимберлитового поля получены
данные в 358 млн. лет (Агашев A.M., Похиленко Н.П., Толстов А.В. и др.,
15
2004). Таким образом, по данным этих авторов, все промышленно
алмазоносные
месторождения
Якутской
алмазоносной
провинции
сформировались в единый среднепалеозойский цикл активизации
кимберлитового магматизма.
Таблица 1.1
Главные этапы кимберлитового магматизма Сибирской платформы
(по Г. Девису, Н.В. Соболеву, А.Д. Харькиву, 1980)
Этап Возраст
I
II
III
IV
V
VI
O3
S3
D3
P-T
J3
O3-J3
Количество
определений
8
8
8
5
8
27
Продолжительность активности
кимберлитового магматизма
Интервал внедрения кимберлитов
444,4/4,0
407,9/6,4
350,6/7,2
222,1/6,3
150,5/4,9
65,5/304,2
Колебания
440,2-449,8
402,8-411,5
344,0-361,5
217,4-233,4
145,6-159,3
145,6-44,8
По данным Ф.Ф. Брахфогеля (ЯИГН СО РАН, 1995-1996) существуют
девять эпох кимберлитового магматизма, некоторые из которых требуют
заверки, но их реальность подтверждается очень многими фактами (табл. 1.2).
Таблица 1.2
Эпохи кимберлитового магматизма на Сибирской платформе
(по материалам Ф.Ф. Брахфогеля)
Эпоха
Ранне-среднепалеогеновая
Ранне-позднемеловая
Позднеюрская
Средне-позднетриасовая
Позднесилурийская-раннекарбоновая
Позднесилурийская-раннедевонская
Позднеордовикская
Ранне-среднеордовикская
Поздневендская
Возраст (млн. лет)
60-50
150-95
160-145
240-215
370-335
410-395
450-440
485-475
605-590
Денудационный
срез
разных
полей
кимберлитопроявления
неодинаковый (Структурный контроль…, 1974). Наименее эродированы
кимберлитовые тела Мало-Ботуобинского, Далдынского и Алакитского полей.
Величина их срезанной части оценивается первыми сотнями метров. Наиболее
сильно эродированы кимберлитовые поля, расположенные в областях
поднятий. Величина срезанной части кимберлитовых тел, в таких районах
весьма значительна и достигает 1800-1900 м для Куойкского и Толуопского
полей, и 2400-2800 м – для трубок восточного склона Анабарской антеклизы.
Форма и строение кимберлитовых тел
Алмаз кристаллизуется в недрах Земли на большой глубине в условиях
высоких давлений и температур в кимберлитовом расплаве. Поднимаясь
16
к поверхности Земли, кимберлит формирует «трубки взрыва». Само это
понятие предопределяет взрывное раскрытие магматической камеры, и связь
взрывного канала (жерла) с палеоповерхностью. Трубки взрыва чаще всего
округлых очертаний в плане и имеют воронкообразную или конусообразную
форму, сужающуюся на глубину, с крутыми (около 80-85 градусов) углами
падения стенок. Отмечаются трубки, имеющие в плане изометричную или
вытянутую форму. В некоторых трубках в верхней части наблюдается
характерное для трубок взрыва расширение и конусы выноса
пирокластического материала. Встречаются трубки в верхней части, которых
наблюдается ясно выраженное жерло, заполненное переотложенным
терригенным материалом. Непосредственно на контакте с кимберлитами
вмещающие трубки осадочные карбонатные породы интенсивно раздроблены,
подчас пласты их задраны почти в вертикальное положение. Размеры
отдельных трубок изменяются от 30-60 м до 600-800 м в диаметре.
Кимберлитовые
трубки
имеют
определенное
сходство
с вулканическими образованиями: имеется жерло, конусы выноса, округлая
в плане форма, ксенолиты, сходные с вулканическими бомбами. Но на этом
сходство заканчивается. Во-первых, вулканы встречаются в молодых
активизированных зонах на окраинах платформ; кимберлитовые трубки, как
мы указывали выше – на древних консолидированных платформах. Вовторых, вулканы активизируются многократно, они имеют сравнительно
неглубоко расположенный очаг – в пределах земной коры, который «питает»
вулкан, накапливая значительные объемы вулканических газов и магмы.
Вулканы изливают, чаще всего, базитовую магму. Кимберлитовая магма
зарождается на больших глубинах – 150-180 км, в пределах «верхней мантии».
Кимберлитовая трубка заполняется однократно, при этом кимберлитовая
магма представляет собой, в значительной мере раскристаллизованную,
газово-твердую флюидизированную систему, являющаяся по-существу
«магматической кашей». Подвижность ее будет зависеть от соотношения
твердого вещества и жидкости. При значительном содержании последней она
легко будет перемещаться под действием сравнительно малых сил. Считая
возможным называть такую «кашу» «магмой», однако, ее следует отделять от
магматических расплавов (жидкостей). Силы, вызывающие подъем такой
магмы в верхние этажи земной коры, очевидно, могут быть различные: это,
прежде всего, «вскипание» газов, когда магма поднимается с чрезвычайно
высокой скоростью из-за выделения содержащихся в ней газов. Такой
механизм называют механизм «газового лифта» или «газового бура». Он
рассматривается как основной для подъема кимберлитовой магмы с больших
глубин и формирования канала подъема.
Большинство кимберлитовых трубок имеют один канал прорыва, но
встречаются и сдвоенные трубки – например «Удачная», «Сибирская»,
«Комсомольская-Магнитная» и др. Около трубки «Мир» в 130 м на северозапад находится кимберлитовая трубка «Спутник» – значительно меньших
размеров, но соединенная с трубкой «Мир» кимберлитовой дайкой –
17
уплощенным вытянутым телом. Обе трубки вместе с системой кимберлитовых
жил и даек, находящихся как на поверхности, так и на глубине, образуют
единый магматический комплекс, рассеченный пластовым телом и дайкой
базитов. Кимберлитовая трубка «Удачная» представляющее собой
с поверхности как одно крупное тело, с глубины 220-250 м расходится на два
субвертикальных кимберлитовых тела – «Удачную-Западную» и «УдачнуюВосточную», представляющих собой в разрезе подобие «штанов». Посуществу это две кимберлитовые трубки, совмещенные в пространстве, при
этом трубка «Удачная-Западная» внедрилась раньше чем «УдачнаяВосточная». Кимберлитовая трубка «Айхал» представляет собой сильно
вытянутое по длинной оси эллипсообразное тело. На глубине трубка также
разделяется на отдельные трубообразные тела, возможно, как и в случае
с трубкой «Удачная» мы имеет более чем один канал подъема кимберлитовой
магмы. Каждый из каналов, возможно, представляет самостоятельный этап
формирования. Известно, что трубка «Кимберли» в Южной Африке была
выработана до глубины 1030 м и перешла в узкое щелеобразное тело – дайку.
Два кимберлитовых тела – образуют береговые обнажения на притоках
р. Оленек: трубки «Ленинград» на р. Омонос и «Обнаженная» на р. Куойка.
Трубка «Ленинград» является уникальным по обнаженности кимберлитовым
телом. Южная половина ее обнажена в высоком скалистом правом береге
реки, а северная – скрыта под руслом реки и террасовыми отложениями левого
берега. Длина обнаженной части вдоль реки составляет 105 м, высота от 3-8 м
до 20 м. Размеры трубки 200×100 м с эллипсообразной формой в плане. Трубка
«Обнаженная» предложена как уникальное геологическое образование –
заповедник, обнажающееся на правом берегу реки. Размеры ее сравнительно
небольшие: видимая часть вдоль берега не более 50 м. и высота – 30-35 м.
Но она является исключительной по составу кимберлитовых пород –
в них присутствуют в больших количествах крупные обломки глубинных
пород: различного рода перидотитов, пироксенитов и эклогитов, исследование
которых позволяет судить о составе верхней мантии в этом регионе. Это,
безусловно, редких случай, когда воды рек практически разрезали трубки и мы
можем наблюдать в природе разрезы трубок. В другом случае кимберлитовая
трубка «Мачала» оказалась в ложе реки Анабар. При дальнейшей миграции
русла реки трубка может также стать береговым обнажением. Кимберлитовые
трубки концентрируются в пределах алмазоносной провинции в отдельные
кимберлитовые поля, в которых также располагаются группами от 2-3 до 5-8
и более. Нередки и одиночные кимберлитовые трубки. Размещаются они
подчас
цепочками,
параллельными
или
пересекающимися,
ориентированными по направлению нарушений осадочного чехла. Осадочный
чехол Сибирской платформы является нефтегазоносным и богатым
минерализованными подземными водами, вследствие чего кимберлиты, как
и другие трещиноватые породы накапливают битумы и газы. Такое сочетание
характерно только для Якутской алмазоносной провинции. В других
платформах вмещающими кимберлитовые трубки являются совершенно
другие горные породы.
18
Рис. 1.1 Формы кимберлитовых трубок в плане, по B.C. Трофимову (1967):
I. – округлые: 1 – Зарница, 2 – Кобато (Мали), 3 – Москвичка, 4 – Буковинская; II –
овальные: 5 – Луанза (Катанга), 6 – Мир, 7 – Академическая, 8 – Невидимка, 9 – Легкая;
Ш-грушевидные: 10 – Лыхчан, 11 – Фестивальная, 12 – Отрицательная, 13 –
Аэромагнитная: IV – четырехугольные: 14 – Коффифонгейн, 15 – Дальняя, 16 – Мабуки,
17 – Двойная; V – дайкообразные: 18 – Якутская, 19 – НИИГА-1, 20 – Снежинка; VI –
сопряженные: 21 – М'бо (Катанга), 22 – Мваманга (Танганьика), 23 – Франк-Смит (Юж.
Африка), 24 – Заполярная; VII – сдвоенные: 25 – Удачная, 26 – Сибирская: VIII –
неправильно-изометричные: 27 – Дальняя, 28 – Западная (Танганьика), 29 – Поздняя; IX –
неправильно-удлиненные: 30 – Весселтон (Юж. Африка), 31 – Ленинградская, 32 –
Главная (Танганьика).
Рис. 1.2. Формы кимберлитовых трубок в вертикальном сечении (а) и в плане (б),
по B.C. Трофимову (1967).
19
Контакты кимберлитовых тел с вмещающими породами обычно почти
вертикальные (80-90°). Узко вытянутые тела характеризуются соотношением
длинной и короткой осей 1:6–1:7, контакты несколько положе, чем
у изометричных (65-30°). Многие хорошо изученные и оконтуренные на
глубине кимберлитовые трубки имеют резкое расширение вблизи
поверхности (приповерхностный раструб). С глубиной такие трубки резко
сужаются и уже на первых 100-200 м площадь поперечного сечения этих
трубок может уменьшаться в 1,5-2 раза (рис. 1.2). Скорости сокращения
площади поперечных сечений трубок зависят от механических свойств
вмещающих горных пород и физико-механических особенностей
кимберлитовых расплавов, а также величины эрозионного среза. В этом
случае углы падения контактов трубок изменяются весьма резко – от 25-30°
(в зоне раструба) до почти вертикальных на глубине. Закономерное
соответствие простирания длинных осей удлиненных кимберлитовых тел,
а также самих полей с простиранием разрывных нарушений чехла
и глубинных разломов фундамента, обусловивших их появление, показали
Ф.Ф. Брахфогель и В.П. Жуков (1980) на примере структурного положения
кимберлитовых полей Нижне-Оленекской группы. Нарушения осадочного
чехла, играя роль кимберлитоконтролирующих и кимберлитовмещающих
полостей, определяют также форму кимберлитового тела.
Контактовые взаимоотношения кимберлитовых трубок с вмещающими
породами однообразны. Вмещающие породы несут следы более или менее
интенсивных механических изменений, вблизи трубок их первичное залегание
нарушено. Слои обычно приподняты и периклинально падают в сторону
контактов под углом 5-8°, иногда падение обратное. Ширина зоны
нарушенного залегания вмещающих пород вокруг трубок изменяется от 5 до
10-150 м. Следы термальных изменений на контакте нередко отсутствуют, но
могут быть зафиксированы на различных уровнях геологического разреза,
в зависимости от особенностей литологии и степени нарушенности пород
околотрубочного пространства.
Установлены признаки гидротермального воздействия кимберлитов на
вмещающие породы. Выражены они в эпигенетическом преобразовании
пород околотрубочного пространства с развитием процессов доломитизации,
кальцитизации, окремнения (окварцевания), сульфидизации, огипсования
и появлении минеральных новообразований. Характерным признаком
является прожилково-вкрапленный тип вторичной минерализации,
подчиняющийся элементам разрывной тектоники участков трубок
с формированием экзогенных структур микроштокверкового типа.
Помимо трубок кимберлиты выполняют жилы или дайки, силы
и пластовые залежи. Кимберлитовые жилы распространены преимущественно
в северной части провинции. Они разделяются на:
- самостоятельные жилы и дайки, не связанные с образованием трубок;
- жилы (редко дайки), возникающие в процессе образования трубки.
20
По простиранию некоторые дайки имеют раздувы, напоминающие
в плане линзовидные (или уплощенные) трубки взрыва. Протяженность
отдельных даек достигает 2 км, мощность от нескольких сантиметров до 2-3 м.
Падение даек, как правило, близкое к вертикальному. Реже встречаются дайки,
угол падения которых равен 50-60°. В северной части провинции установлены
пересекающиеся дайки кимберлитов. В местах пересечения кимберлитовых
даек иногда фиксируются трубчатые тела. Очень редко кимберлиты
встречаются в форме маломощных жил, пересекающихся многократно
в различных направлениях.
Силлы и пластовые залежи кимберлитов на территории Якутской
провинции встречены в пределах Мало-Ботуобинского поля.
По условиям залегания кимберлитов в различных геоландшафтных
ситуациях, характеру взаимоотношения их с перекрывающими осадочными
и магматическими породами и условиям формирования трубок, в настоящее
время выделено 7 основных типов тел (Харькив А.Д., Зинчук Н.Н.,
Крючков А.И., 1995):
частично
перекрытые
позднепалеозойскими
отложениями
и интрузиями пород трапповой формации;
- трубки полностью перекрытые позднепалеозойскими осадками
и траппами;
- интрудированные траппами без существенного перемещения
отторгнутых блоков;
- интрудированные траппами с отторжением и перемещением блоков
кимберлитов до 100 и более метров;
- протрузии в позднепалеозойские породы и трапповые интрузии;
- тела с сохранившимися осадками кратерных фаций;
- тела с эксплозивными камерами закрытого тип.
Многообразие условий и форм проявления кимберлитов обуславливают
и достаточно сложную их петрографическую характеристику.
Характер проявления кимберлитового магматизма
Следует кратко остановиться на типизации кимберлитовых пород
и прежде всего на самом термине "кимберлит". Этот вопрос и вопрос
соотношения кимберлитов с петрографически сходными породами,
к сожалению, недостаточно разработаны и определены. Существующие
определения термина "кимберлит" включают признаки, которые, с одной
стороны, не отражают в достаточной степени существенные их
петрографические особенности, а с другой – возводят второстепенные
признаки в ранг определяющих. Ряд исследователей вводит в определение
понятия
"кимберлит"
комплекс
геологических,
петрохимических
и минералогических признаков, каждый из которых ограничен числом
предлагаемых критериев (Илупин и др., 1974).
Наиболее употребительным из предложенных определений термина
"кимберлит" следует признать определение терминологической комиссии
21
петрографического комитета: кимберлит – это ультраосновная горная порода
порфировой структуры, существенно оливинового состава, содержащая
в переменных количествах флогопит, ильменит, пироп, пироксенхромдиопсид, апатит, перовскит и некоторые другие минералы. Кимберлит
является материнской средой для алмаза. Этот признак подчас исключается,
как и присутствие пиропа, пикроильменита и включений глубинных пород,
и объединяет с кимберлитами различного рода слюдяные перидотиты
и пикритовые порфириты.
Для всех образований, связанных с проявлениями кимберлитовой
магмы, согласно рекомендациям терминологической комиссии, применяется
термин "кимберлитовые породы", из которого выделяются "кимберлиты"
и "кимберлитовые брекчии".
Таким образом, под кимберлитом мы понимаем массивную породу
порфировой структуры. Порфировые выделения чаще всего сложены
оливином, флогопитом. Иногда присутствуют пироп, ильменит,
хромдиопсид, апатит. Основная масса кимберлита имеет мелкозернистое
строение с переменным содержанием карбоната и серпентина с постоянной
примесью кристаллов флогопита, магнетита и перовскита. Таблитчатые
кристаллы флогопита и микролиты карбоната иногда располагаются
субпараллельно, создавая флюидальную структуру.
Текстурно- и структурно-фациальные типы кимберлитовых пород
Исследование кимберлитовых пород позволяет выделить в процессе
кимберлитового магматизма два этапа – эксплозивный и интрузивный,
а в составе пород кимберлитовой формации две фации – эксплозивную
и интрузивную, и рассматривать их в качестве продуктов соответствующих
этапов.
Породы, объединяемые в эксплозивную фацию, выполняют трубки, их
апофизы и трещины, связанные с образованием жерловых каналов.
Породы интрузивной фации слагают дайки или жилы, образующиеся
в существенно иных условиях или тела эксплозивного этапа, когда расплав
проникает в различного рода тектонические трещины и формирует там
геологические тела, консолидирующиеся в гипабиссальных условиях,
в относительной замкнутости магматической камеры. Среди пород,
формирующихся в различных фациальных условиях и составляющих единую
комагматичную серию, выделено несколько генетических типов:
кимберлитовые брекчии, кимберлитовые карбонатиты, кимберлиты
и альнеиты.
Кимберлитовые брекчии слагают трубочные тела, представляющие
собой, по нашему мнению, главный морфологический тип проявления
кимберлитового магматизма.
Кимберлитовые карбонатиты, кимберлиты и альнеиты слагают жильные
и дайковые тела; причем первые, чаще всего, представляют собой
выполненные апофизы или другие трещины, возникшие при образовании
трубочного тела.
22
Классификация кимберлитовых пород
Классификации, предложенные отечественными исследователями,
используют опыт изучения кимберлитов Южной Африки и их систематизации
и в ряде случаев даже наследуют основные признаки, такие как деление на
кимберлит, кимберлитовую брекчию и туф. Наиболее известные
отечественные классификационные схемы, предложенные А.П. Бобриевичем
с соавторами (1959, 1964), В.А. Милашевым с соавторами (1963), разделяют
кимберлитовые породы на три генетические группы: кимберлиты,
кимберлитовые брекчии, кимберлитовые туфы и туфобрекчии.
Дальнейшее разделение на типы и разновидности основывается на
минералогических критериях, например: присутствие или отсутствие слюды –
базальтоидные и лампрофировые (слюдяные); микролитов кальцита –
микролитовые и безмикролитовые.
Выделение туфов и туфобрекчии для кимберлитовых пород Якутии
является нецелесообразным, так как мы не наблюдаем среди них типичных
туфовых разностей пород. Не совсем удачным является выделение
разновидностей, основываясь на составе минералов основной массы,
зависящего от многих факторов. В частности, от степени вторичного
изменения породы, когда кальцит микролитов может перекристаллизоваться
с образованием мелкозернистых агрегатов.
В.В. Ковальский (1963) вслед за Ю.Н. Хильтовым (1958) разделяет
кимберлиты на две группы: интрузивные кимберлиты и эксплозивные
кимберлитовые брекчии; вводит в классификацию морфологический признак
их залегания и понятие фациальной принадлежности кимберлитовых пород.
Предлагаемая ниже классификация основывается именно на этом
признаке. Мы выделяем для трубок две разновидности – автолитовую
кимберлитовую брекчию и кимберлитовую брекчию с массивной текстурой
цемента. Для интрузивных кимберлитов – кимберлитовые карбонатиты,
кимберлиты и альнеиты.
Таблица 1.3
Сопоставление классификаций пород кимберлитовой формации
В.В. Ковальский и др.,
1969
Альнеиты
Кимберлиты
Кимберлитовые брекчии
с массивной текстурой
с автолитовой текстурой
цемента (автолитовая)
В.А. Милашев и др.,
1963
Пикритовые порфиры
(Пикритовые
порфириты)
А.П. Бобриевич
и др., 1964
Порфировые
кимберлиты
Кимберлиты
Эруптивные брекчии
кимберлитов
Эруптивные
брекчии
порфировых
кимберлитов
Кимберлитовые
туфы и брекчии
Туфы и туфобрекчии
кимберлитов
23
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
представляет
собой
кимберлитовую брекчию со значительным количеством ксеногенного
осадочного материала из прорванных толщ, размеры которых могут
варьировать весьма широко, вплоть до крупных, так называемых "плавающих
рифов" – блоков осадочных пород, занимающих значительный объем в теле
трубки. Помимо этого отмечается присутствие, подчас в заметных
количествах, обломков метаморфических, глубинных ультраосновных пород
и включений кимберлитового состава (автолитов), имеющих гетерогенное
происхождение. Обычно это или обломки пород ранних фаз внедрения, или,
имеющие сегрегационное происхождение, округлые образования, размеры
которых колеблются от мельчайших до крупных, достигающих 20 см
в диаметре. В ядрах последних могут располагаться обломки карбонатных,
кимберлитовых или метаморфических пород, а также минералов: оливина,
граната, флогопита, редко – крупных кристаллов кальцита. Окружающая
оболочка кимберлита порфирового строения имеет концентрическизональное расположение всех компонентов.
Цементирующий обломочный материал кимберлит обладает массивной
текстурой и порфировой структурой. Вкрапленники оливина порфировых
выделений представлены серпентиновыми псевдоморфозами. В качестве
порфировых выделений присутствуют и другие минералы: флогопит, гранат.
Основная масса микрозернистого строения обычно имеет карбонатсерпентиновый состав, подчас со значительным преобладанием кальцита.
Порода, как правило, изменена поздними низкотемпературными процессами,
иногда весьма интенсивно. По большому количеству кимберлитовых
включений (более 3%, автолитов) эта разновидность кимберлитовой брекчии
названа автолитовой.
Кимберлитовая брекчия с массивной текстурой цемента
характеризуется
сравнительно
меньшим
содержанием
ксенолитов
карбонатных пород, увеличением доли глубинных ультраосновных пород по
сравнению с обломками метаморфических. Количество кимберлитовых
включений здесь невелико (<3%). Цементирующий брекчию кимберлитовый
материал также обладает массивной текстурой. Отсюда, в целом, и название
породы. Кимберлит характеризуется переменным количеством неизмененного
оливина вкрапленников и почти полным отсутствием следов процессов
серпентинизации. Основная масса изменяется от существенно серпентиновой
до карбонатной в неизмененных (несерпентинизированных) разностях.
Кимберлитовые карбонатиты объединяют существенно карбонатные
породы, обладающие массивной текстурой и порфировой структурой,
выполняющие дайки и жилы, пространственно и генетически связанные
с кимберлитовыми породами (Маршинцев В.К., 1974).
Кальцит, составляющий 90-95% объема породы, образует порфировые
выделения совместно с флогопитом и апатитом. В ряде случаев отмечается
присутствие серпентина. Наблюдаемые в редких случаях идиоморфные
24
очертания серпентиновых выделений позволяют предполагать, что они
развивались в виде псевдоморфоз по оливину.
Основная масса кристаллически зернистая или хорошо выраженная
флюидальная, обусловленная субпараллельной ориентировкой микролитов
кальцита.
В кимберлитовых карбонатитах помимо отмеченных минералов
присутствуют
редкие
включения
хромдиопсида,
граната-пиропа,
хромшпинели и ильменита.
Кимберлиты – существенно оливиновые породы с серпентинкарбонатной основной массой. В тех случаях, когда порода сложена
минеральной ассоциацией оливин-монтичеллит-мелилит, она относится
к альнеитам (Никишов К.Н. и др., 1972).
Кимберлиты и альнеиты представляют собой плотные породы черного
или темно-серого цвета. В кимберлитах могут присутствовать отдельные
обломки карбонатных пород, долеритов, кристаллических сланцев
и слюдитов, приуроченных обычно к контактовым зонам и даже
ориентированных вдоль. Размер ксенолитов не превышает 2-3 см
(В.В. Ковальский, 1963; В.В. Ковальский и др., 1969).
Структура пород в том и другом случае порфировая. В порфировых
в выделениях, отмечается оливин. В некоторых случаях к ним могут быть
отнесены крупные выделения флогопита. В кимберлитах оливин порфировых
выделений представлен продуктами его изменения – серпентином
и карбонатом.
Основная масса альнеитов состоит из монтичеллита, мелилита, рудных
минералов, флогопита, карбоната и серпентина.
Основная масса кимберлитов серпентин-карбонатная с флогопитом,
апатитом и рудными минералами. Карбонат пойкилитически включает рудные
минералы, представленные перовскитом и титаномагнетитом.
25
ГЛАВА II. МИНЕРАЛОГИЯ КИМБЕРЛИТОВ
Вопросы, связанные с исследованием минералов кимберлитов
и проблемой их кристаллизации, являются достаточно сложными
и дискуссионными. Присутствие большого количества ксенолитов
ультраосновных и эклогитовых пород, несущих комплекс минералов, сходных
по составу с минералами тяжелой фракции кимберлитов, способствовало
появлению гипотез, рассматривающих происхождение ряда минералов
(оливина, граната, хромшпинелидов, ильменита) в результате полной или
частичной коррозии и дробления ультраосновных ксенолитов и эклогитов при
переносе их из глубины.
Отсутствие
четко
установленного
типоморфизма
минералов
кимберлитов не позволяет, на данном этапе, полностью разделить минералы
различных
парагенезисов:
ультраосновных
включений,
эклогитов
и порфировых выделений в кимберлитах. Следует допустить, что
в формировании комплекса минералов тяжелой фракции участвуют минералы
различных парагенезисов (табл. 2.1).
Мы приводим характеристику некоторых минералов, имеющих важное
значение для этих пород.
Таблица 2.1
Минералогия кимберлитов
1. Минералы собственно кимберлитов:
а) алмаз, оливин, ильменит, гранаты, хромшпинелиды, флогопит, пироксены: энстатит,
диопсид, хромдиопсид. Самородные элементы и карбиды.
б) оливин, флогопит, кальцит, апатит, перовскит, бадделеит, серпентин
2. Минералы включений:
а) Глубинных ультраосновных пород и эклогитов:
гроссуляр, оливин, диопсид хромдиопсид, гранат-пироп, хромит, плагиоклаз, калишпат,
рутил, дистен, сапфир, муассанит
б) Метаморфических пород фундамента:
альмандин, андрадит, гроссуляр, диопсид-геденбергит, гиперстен, плагиоклаз, биотит,
калишпат, ильменит, роговая обманка, апатит, циркон, магнетит, графит, кварц
3. Вторичные минералы (автометаморфические, гидротермальные, гипергенные):
серпентин, кальцит, магнетит, серпофит, арагонит, доломит, пирит, пирротин, сфалерит,
галенит, халькопирит, миллерит, целестин, барит, стронцианит, кварц, халцедон,
керолит, вермикулит, пироаурит и другие
Самородные элементы и карбиды
Об участии восстановленных фаз на различных этапах эволюции
кимберлитового расплава свидетельствуют находки карбидов, самородных
элементов и различных сплавов, что позволяет по-новому рассматривать
и оценивать условия существования магматической системы, ее
взаимоотношение с флюидами и состав.
Существование так называемых низших окислов кремния и алюминия
доказано экспериментально, устойчивы они (SiO, AlO) лишь в газообразном
состоянии. Низшие окислы кремния (SiO, Si2O3, Si2O4) устойчивы с ростом
26
температуры. Минимальная граница устойчивости для SiO – 900–1180°C.
Низшие окислы алюминия (AlO, Al2O, Al3O4) известны только в газообразном
состоянии. Области их устойчивости четко не определены (Кожевников,
Водопьянов, 1977).
Самородные Fe, Cr, Si были получены в экспериментах по плавлению
ультрабазитов в условиях прямого и косвенного восстановления углеродом.
При этом происходит распределение расплава на две несмешивающиеся
жидкости: силикатную и металлическую. Самородные элементы образуются
при высоких концентрациях восстановителя наряду с форстеритом,
периклазом и силицидами железа (В.А. Перепелицын, Горный институт,
г. Екатеринбург). Присутствие в мантийных породах самородных элементов
или элементов с низкими степенями окисления является установленным
фактом. Однако высокое сродство к кислороду способствует в дальнейшем
окислению наиболее активных элементов, что объясняет относительную
редкость нахождения самородных фаз. Часть металлов может сохраняться под
оболочкой окисных пленок (Летников и др., 1980).
В кимберлитах обнаружено большое количество самородных элементов
и их сплавов. По характеру нахождения их следует разделить на две группы.
К первой относятся элементы и их соединения, обнаруженные в виде
включений в различных минералах, в том числе и алмазе, ко второй –
элементы и их сплавы, присутствующие в сростках с минералами или в их
интерстициях. Отсюда основная задача настоящей работы – обобщение
имеющейся информации и систематизация ее с привязкой к основным этапам
кимберлитообразования.
Наиболее часто встречающейся фазой является карбид кремния.
Детальные исследования, проведенные в последние годы, позволили, наряду
с распространенной гексагональной модификацией карбида кремния –
α-SiC6H (собственно муассанит, рис. 2.1), обнаружить тригональную
политипную модификацию – α-SiC33R (баумаршит, названный с честь его
первооткрывателей – Бауэр и Маршинцев) и α-SiC15R. Кроме того изучена,
впервые в нашей стране, относительно низкотемпературная кубическая
полиморфная модификация – β-SiC (ресендит) (Маршинцев и др., 1967, 1981).
Последний обычно создает в кристаллах карбида кремния первых двух типов
частично вросшие или полностью заключенные в минерале-хозяине
шарообразные округлые образования черного цвета (рис. 2.2). В редких
случаях совместно с β-SiC во включениях присутствует двуокись кремния –
SiO2 (двухфазное включение). Близкие по морфологии включения в карбидах
кремния образует фердисилицит – Fe2Si.
Наиболее распространенным в карбидах кремния является включение
кремния – нового минерала из класса самородных (Маршинцев и др., 1982).
Включения
кремния
образуют
полости
изометричной
формы,
просвечивающие слабо-оранжевым цветом (рис. 2.3). Внутри их наблюдаются
вытянутые шестиугольные изотропные кристаллы, которые в проходящем
свете прозрачны и просвечивают красновато-бурым цветом. Иногда форма
включений может быть неправильной или близкой к изометричной, нередко
27
они сопровождаются многочисленными включениями просвечивающих
пузырьков.
Рис. 2.1. Таблитчатые кристаллы карбида кремния, увел. 20.
Рис. 2.2. Включения кубического карбида кремния, увел. 130.
Рис. 2.3. Включения самородного кремния, увел. 200.
28
Идентификация всех включений приведена в табл. 2.2, кроме фазы
двуокиси кремния из-за ее малого размера. Рентгеноспектральный анализ
указанной фазы показал, что она является силикатом с содержанием 44,05% Si
и соответствует SiO2. Для самородного кремния на рентгенограмме вследствие
того, что вещество включения не удалось выделить в чистом виде,
присутствуют две фазы: кремния и вмещающего его карбида кремния –
α-SiC6H.
Рентгеноспектральный анализ самородного кремния показал, что он
представляет собой практически чистый кремний – Si=99,73%. Состав
фердисилицита (среднее из 4 анализов): Si – 56,87%, Fe – 44,17%, сумма –
101,04%. В составе карбидов кремния, помимо основных компонентов,
обнаруживается примесь железа (табл. 2.3). По данным количественного
спектрального анализа устанавливаются незначительные примеси Al, Mg, Ca,
Ti, Mn, Cr.
Спектры отражения, измеренные Д.К. Щербачевым (ИМГРЭ,
г. Москва), для кремния и вмещающей α-SiC6H соответственно равны (в %):
при 460 нм – 41,20 и 20,90; при 546 нм – 37,06 и 20,5; при 589 нм – 35,80 и 20,8;
при 656 нм – 34,00 и 20,5. Микротвердость кремния, измеренная
С.И. Лебедевой (ИМГРЭ), при нагрузках 50 и 70 г находится в пределах 792–
947 кг/мм2; Hср=845 кг/мм2 (из 3 замеров).
Карбид кремния обнаружен включенным в алмазы из кимберлитовых
трубок Монастери (Южная Африка), Слоан (США) (Moore e.a., 1986)
и в алмазы кимберлитов провинции Шандонг (Китай) (Leung, 1987).
Встречаются включения как одиночные, так и в ассоциации с другими
минералами: гранатами эклогитового парагенезиса (трубка Монастери),
диопсидом перидотитового парагенезиса, сульфидной розеткой (трубка
Слоан), оливином, гранатом, омфацитом, герцинитом, хромитом
и флогопитом (парагенезис мантийного эклогита); с санидином, ангидритом,
магнезиокальцитом и пирротином (трубки Китая). Включения карбида
кремния
из
алмазов
трубки
Монастери
рентгенометрически
идентифицируются с политипами α-SiC2H и α-SiC6H (муассанит). Состав их
определен как чистый SiC – 67% Si и 33% С. Итак, следует отметить, что
карбид кремния, включенный в алмаз, ассоциирует главным образом
с минералами эклогитового парагенезиса и только в одном случае –
перидотитового.
Муассанит обнаружен также в тяжелой фракции алмазоносных
кимберлитов Китая в сростках с хромитом и кальцитом (Leung, 1987). Здесь
же в россыпях провинции Аньхой были найдены мелкие (15-70 мкм)
кристаллы самородного кремния в сростках с кристаллами фердисилицита.
Состав (в %): Si – 99-100, Fe – 0,1, Al – 0,03-0,04. Микротвердость
1018,8 кг/мм2, плотность 2,32 г/см3.
Карбид кремния обнаружен в алмазоносных конгломератах
Украинского щита в ассоциации с алмазом, самородным свинцом
и силицидами железа, что, по мнению Рыбалко, Металиди, Потебни и др.
29
(1988), является подтверждением мантийного генезиса минерала. Карбиды
кремния идентифицируются с политипами α-SiC4H, 8H и 12Н. В качестве
включения в них обнаружены фаялит, серпентин и слюды.
Особый интерес для исследования представляют самородные фазы,
включенные в минералы кимберлитов и позволяющие моделировать условия
среды кристаллизации минералов. Так, в крупных вкрапленниках оливина из
трубки Удачная-Восточная в ассоциации с сульфидными включениями было
встречено включение никелистого железа, представляющее собой шарик
размером 0,15 мм. Состав его, определенный И.Я. Некрасовым на
микроанализаторе «САМЕВАХ», следующий (в %): Fe – 74,8, Ni – 22,7, Co –
1,8, сумма – 99,3; соответствует тэниту на диаграмме М. Хансена и К. Андерко
(1962) (Маршинцев и др., 1981).
Никелистое железо (тэнит), образующее центральные включения
в алмазах Якутии, описано Г.П. Булановой с соавторами (1979). Н.В. Соболев
с соавторами (1981) описали включения самородного железа в алмазах из трех
кимберлитовых трубок Якутии в ассоциации с минералами ультраосновного
парагенезиса: оливином, пиропом, хромитом, а также с сульфидами,
представленными пирротином или пирротином, халькопиритом и Ni –
содержащей фазой. Самородное железо с постоянной примесью Ni от 0,06 до
0,40% обнаружено во всех изученных образцах, Co от 0,10 до 0,24% в трех и Cr
от 0,10 до 0,48% в двух образцах.
Вторая группа. Среди элементов, образующих эту группу, наиболее
распространенным является самородное железо, встреченное как
в кимберлитах, так и включениях различных пород.
Таблица 2.2
Результаты расчета дебаеграмм
Муассанит,
α-SiC6Н
I
1
6
10
6
3
1
1
3
1
1
1
10
I
d
2,86
2,59
2,49
2,33
2,16
2,06
1,99
1,68
1,66
1,58
1,55
1,52
1,44
Включения
Баумаршит,
α-SiC33R
I
3
3
3
10
5
2
2
2
2
3
3
10
d
2,75
2,63
2,552
2,505
2,388
2,308
2,18
2,112
2,024
1,689
1,581
1,532
α-SiC
Si
I
d
10 3,134
1 2,631
10
2
5
3
1
2
I
d*
α-SiC Фердисилицит
15R
I d** I
d
1
2
2,510 10 2,513 9
2,354
2
1,917
1
1,864 1 2,181 1
1,644
1
1,543
2 1,314
2,64
2,57
2,504
2,394
2,322
2,106
2,101
1 1,569
3 1,542 10 1,538
30
1
5,12
2
3
10
2,381
1,897
1,859
1
1
1,337
1,168
4
1
10
2
2
1
1
1
6
1
-
1,41
1,34
1,31
1,28
1,25
1,22
1,20
1,16
1,13
1,10
-
4
3
10
1
1
2
1
1
3
3
3
1,435
1,391
1,314
1,299
1,283
1,254
1,106
1,087
1,054
1,034
1,019
2 1,110
1 1,059
2 1,091
1,440 2
1 1,394 1
1,086
1,062
3 1,313 9 1,313
1 1,262 1 1,268
1 1,091
1 1,053
1 1,035
2 0,999
2 0,992
1 0,987
Условия съемки: камера РКД-57,3 мм, Fe-фильтрованное излучение.
* Исследовано только включение.
** Рентгенограмма получена с образца, приготовленного из оболочки вокруг
включения.
Продолжение таблицы 2.2
Синтетические
α-SiC6H
I
d
6
7
2,61
2,51
5
4
2,36
2,19
3
3
2,00
1,67
8
1,54
5 1,419
3
8
3
3
3
1,329
1,309
1,285
1,285
1,253
Si,
α-SiC15R, α-SiC,
N5-565, N22-1301, N1-1114,
α-SiC33R
JCPDS
JCPDS
JCPDS
I
d
I
d
I
d
I
d
100 3,138 40 2,66
5 2,63
40 2,66
80 2,58
10 2,53
80 2,51 100 2,51
6 2,38
70 2,40
60 1,920 60 2,32
3 2,18
10 2,19 20 2,17
35 1,638 30 2,11
2 2,05
10 1,97
2 2,00 6 1,357 20 1,70
2 1,69
2 1,64
3 1,56
60 1,59
8 1,54 13 1,246 100 1,54 63 1,54
I 1,497 17 1,1083 60 1,444
3 1,434 9 1,0450 40 1,398
3 1,41
20 1,320
7 1,313
90 1,311 50 1,31
3 1,291
20 1,297
20 1,281
3 1,260
20 1,257 5 1,26
31
Силицид Fe,
N22-1113,
JCPDS
I
d
30
5,10
63
30
100
70
2,37
1,89
1,84
1,78
13
7
1,34
1,17
20
1,08
5
1,06
2 1,217
2
I
3
1,091
1,072
1,044
10 1,246
10 1,143
2 1,131
30 1,106
20 1,089 6 1,09
4 1,087
40 1,053
40 1,035
10 1,024
60 1,000 18 1,00
30 0,990
30 0,984
Значения d, менее указанных, для эталонов не приводятся. Определения выполнены
Н.В. Заякиной (ИГАБМ СО РАН).
Таблица 2.3
Состав карбидов кремния из кимберлитовых пород, %
α-SiC
α-SiC
Si
Fe
С
Сумма
Si
Fe
С
Сумма
63,347 0,045 37,078
100,470
66,612
0,038
33,799 100,449 61,568 0,015 38,871
100,454
51,880
0,495
48,414 100,789 61,707 0,015 38,731
100,453
65,20 Не опр. 34,80
100,00
64,20 Не опр. 35,80
100,00
Примечание. Анализы выполнены Н.В. Лесковой (ИГАБМ СО РАН, г. Якутск).
Нами самородное железо было обнаружено в ядрах магнитных сферул
зонально-концентрического строения из трубки Удачная. Оболочка сложена
иоцитом или иоцитом в сростках с магнетитом. В редких случаях ядра
самородного железа окружены стеклом со скелетными кристаллами иоцита
и (или) шпинелидов (рис. 2.4) (Татаринцев и др., 1983). Препарированные
шарики самородного железа размером 0,1 мм имеют желтовато-серый цвет,
металлический блеск и однородную гладкую поверхность. Наличие оболочки
из указанных минералов является, очевидно, непременным условием
сохранения самородных металлов. Шаровидные обособления самородного
железа расположены в объеме частиц неравномерно и независимо от других
рудных минералов. Предполагается, что они выделились из силикатного
расплава при высокотемпературном восстановлении FeO. Этим же
объясняется и высокая степень чистоты самородного железа.
З.В. Специус и Г.П. Буланова (1987) описали самородное железо
в ассоциации с пентландитом и рутилом в алмазоносных эклогитах из
кимберлитовой трубки Удачная. Самородное железо образует зерна округлой,
каплевидной (0,1-0,2 мм), удлиненной, овальной (0,4 мм) или слабоизогнутой,
неправильной формы (0,4–0,5 мм). Из элементов примесей присутствуют Co –
0,11-0,19%, Ni – до 0,25%, Cu – 0,05-0,21%.
О.Б. Олейников (1985) изучил зерна самородного железа в протолочках
ксенолитов неизмененных ультраосновных пород и эклогитов трубки
Обнаженная. По составу выделены три разновидности железа: беспримесная,
32
никелистая и марганцовистая. Самородное железо нередко окружено окисной
оболочкой, приближающейся по составу к ферришпинелидам.
Самородное железо совместно с самородной медью и сульфидами
в ультраосновных ксенолитах из кимберлитовых пород отмечено
М.Г. Добровольской с соавторами (1975) и В.А. Вахрушевым (1980).
Рис. 2.4. Срез сферулы зонально-концентрического строения: ядерно-самородное железо;
оболочка – стекло со скелетными кристаллами иоцита, увел. 100.
Золото обычно довольно распространенный минерал в тяжелой фракции
многих кимберлитовых тел. До сего времени оно, однако, мало привлекало
внимание исследователей. Нами изучено золото, извлеченное из тяжелой
фракции кимберлитовых пород трубок Мир и Харахтах (Избеков, Маршинцев,
Шамшина, 1977). Выделено две группы золотин: гидротермальные
пробностью 960-980‰, размером 0,05-0,1 мм, отростковидного облика
и осадочные пробностью 910-930‰, размером от 0,1 до 0,5 мм,
сковородообразного и шаровидного облика. Сравнительно недавно нами были
изучены сплавы золота со свинцом из кимберлитов трубки Мир (Яковлев и др.,
1985). Большинство золотин имеют округлую, овальную или сплюснутую
форму. Средняя пробность золота равна 949‰, вариация пробности
большинства золотин незначительная (до 15%), и только в одном случае она
достигает 84%. В золоте обнаруживаются примеси Ag, Ni, Cu (табл. 2.4),
содержание которых повышается к периферии золотин соответственно в 1,3;
1,7 и в 4 раза. Подобная, но более четко выраженная тенденция накопления Cu
и Ni присуща сульфидным включениям, обнаруженным в оливине и алмазах
из кимберлитов.
33
Таблица 2.4
Содержание примесей в самородном золоте, %
Цвет минерала
Желтый с кремовым
оттенком
Прочность, %
Ni
Cu
W
959–1000
0–0,65
0–0,59
Не обн.
986
0,32
0,24
894–979
0–0,59
0–0,26
Желтый
Не обн.
946
0,24
0,16
851–895
Светло-желтый
Не обн.
Не обн.
0,11
863
751–777
Желто-белый
Не обн.
Не обн.
Не обн.
763
Примечание. В числителе – крайние значения, в знаменателе – средние.
Сплав AuPb серо-фиолетового цвета, выполняет интерстиции между
зернами самородного золота и является первой находкой в кимберлитах.
Характерная особенность сплава решетчато-сетчатая структура распада
твердого раствора. По данным микрозондовых анализов в AuPb обнаружены
примеси Ni (до 16,35%), Ag, Cu, Ti и Zn (табл. 2.5).
Особенности морфологии и состава зерен самородного золота
и межзерновых выделений, сложенных сплавом золота и свинца, позволяют
предполагать вероятность присутствия в кимберлитовой магме золота
в капельно-жидком состоянии. При высокой температуре возможно
растворение в золоте Ag, Ni и в ограниченном количестве Pb (до 5%), Ti
(0,1%), Cu и Zn (Вол и др., 1976). С понижением температуры (с температуры
появления чистых золотосеребряных твердых растворов пробности 751-777‰,
1050°C), что происходит, вероятнее всего, на ранних стадиях формирования
кимберлитовой магмы, начинается постепенный распад и очищение золота от
примесей Pb и Ti. В межзерновых пространствах мы наблюдаем следы этого
процесса в виде сплавов Au с Pb и включений Au с Ni.
Таблица 2.5
Состав сплава золота со свинцом и никелем, %
Сплав
AuPb
AuNi
Au
41,2058,96
61,8588,00
Pb
Ni
Ag
Cu
38,51- 0-0,55 Не обн. 0,14
56,93
Не обн. 6,98- 0,11-0,55 0,1216,53
0,55
Ti
0-1,1
Zn
Не обн.
0,140,33
1,41
Сумма
97,77100,30
80,0095,67
Известна находка зерна золота в протолочке эклогита. В составе
минерала обнаружены Ag 9,65% и Cu 0,11% (Олейников, 1985).
Широкий спектр элементов (Cu, Zn, Al, Pb, Sn, Sb, Ni, Cr), их
интерметаллических соединении и сплавов (SnSb, Cu2Sb, Cu6Sn5, Cu3Sn)
изучен О.Б. Олейниковым (1985) в кимберлитовых породах, ультраосновных
включениях и эклогитах различных тел. Образование их является, по мнению
О.Б. Олейникова, закономерным процессом, неразрывно связанным
34
с глубинной историей окислительно-восстановительной обстановки
и флюидного режима кимберлитовой магмы.
Первые
самородные
элементы
за
рубежом
обнаружены
к кимберлитовых породах Юго-Западной Африки. Исследованы медь,
встреченная в виде акцессорного минерала, а также металлическое железо
и металлический FeNi, включенные в оливин. Размер зерна данных включений
оказался порядка пяти микрон и меньше, что позволило исследователям
провести только качественный анализ (Haggerty, 1970). Мелкие, неправильной
формы зерна Cu – Zn, и металлический Ni размером до одного миллиметра
в диаметре, описаны в перидотитах из кимберлитов штата Южный Вайоминг
(Северная Америка) (McCallum, Eggler, 1976).
К описываемой группе элементов могут быть отнесены самородные
металлы, встреченные и гидротермальных образованиях. В связи с этим нам
хотелось бы упомянуть находку самородного алюминия (совместно
с Я.В. Яковлевым, В.В. Готовцевым) в гидротермальном образовании
в ассоциации с кальцитом, галенитом и сфалеритом. Он выявлен
в пришлифовке, выпиленной алмазной пилой, в дальнейшем поверхность
образца обрабатывалась алмазной пастой. Характер положения выделений
самородного алюминия позволяет предполагать возможное природное
образование его. Однако, касаясь описанной ранее находки зерна самородного
алюминия в оливине из кимберлитов (Маршинцев и др., 1981), мы вынуждены
констатировать, что указанное образование имеет скорее всего
эпигенетический характер.
Участок гидротермального изменения кимберлитов в описываемом
нами случае сложен, главным образом, крупнозернистым (5-7 мм) галенитом
и двумя генерациями кальцита. Первая – наиболее ранний мелкозернистый
непрозрачный, желтоватый кальцит, расположенный в интерстициях зерен
галенита, нередко ассоциирующий со сфалеритом. Вторая – относительно
прозрачный крупнозернистый кальцит, образующий обособления и, очевидно,
кристаллизующийся на более поздней стадии. Мелкие коричневые зерна
сфалерита формируют обособления или каймы, в виде цепочки зерен,
совместно с ранним кальцитом. Участками присутствуют сульфиды (пирит).
Самородный алюминий находится в интерстициях между зернами
галенита и сфалерита. Он встречен в двух участках. В первом – обнаружены
мельчайшие (до 1 мкм) выделения алюминия, во втором – более крупные
(до 10 мкм). Состав алюминия в двух точках наблюдения следующий (в %): Al
– 83,86 и 80,18; Fe – 0,06 и 0,20; Si – 0,23 и 0,18; Cu – 0,01 и 0,04; сумма – 84,16
и 80,15. Низкие значения Al, возможно, объясняются весьма мелкими
размерами выделений. По данным О.Б. Олейникова (1985) в кимберлитах,
наряду с беспримесным алюминием, отмечается его магнистая разновидность.
В качестве примесей могут присутствовать петрогенные элементы – Si, Mg,
Mn, Fe, а также Cu.
35
Оливин эксплозивной фации
Порфировые выделения оливина в кимберлите-цементе обособляются
в три морфологические группы вкрапленников (Барашков, 1981). Большую
часть из них составляют макрокристаллы (от 1,0 до 10 мм) – около 2/3 всех
вкрапленников. Примерно 1/3 часть образуют микрокристаллы (<1,0 мм)
оливина. В редко подчиненном количестве встречаются мегакристаллы
(>10 мм) этого минерала. Для мегакристаллов и макрокристаллов оливина
характерна сильная трещиноватость, спайность по (010) и значительная
корродированность зерен. Большинство вкрапленников оливина этих групп
несет признаки пластических деформаций, которые выявляются по
волнистому погасанию и редко по трансляционным двойникам.
Перечисленные признаки отсутствуют в микрокристаллах оливина.
Отличительной чертой последних являются мелкие размеры и идиоморфный
облик кристаллов. Химический состав оливина, образующего крупные
порфировые выделения в кимберлите, более или менее охарактеризованы.
О составе же микрокристаллов оливина до недавнего времени имелись лишь
косвенные данные (кристаллооптические данные и некоторые другие
физические свойства). Только в последние годы применение
рентгеноспектральных микроанализаторов и разработка специальных методов
анализа микрообъемов вещества позволили получить первые данные о составе
этой группы (Mitchell, 1973; Благулькина, 1976).
Мегакристаллы оливина
Железистость мегакристаллов оливина колеблется от 6,8 до 14,2%
фаялитового компонента. Распределение бимодальное и мегакристаллы
образуют две обособленные подгруппы с разрывом железистости между
крайними членами примерно в 3% фаялитовой молекулы (рис. 2.5). Первую
подгруппу образуют мегакристаллы оливина с содержанием от 6,8 до 9,5%
фаялитового компонента, вторую от 13,1 до 14,2%. Эти подгруппы
различаются также и по содержанию элементов-примесей.
* Исследования по оливину выполнены совместно с Ю.П. Барашковым.
Содержание NiO в первой подгруппе не опускается ниже 0,23%, тогда
как во второй – не поднимается выше 0,22%, среднее содержание Cr2O3
в первой составляет 0,03%, а во второй – 0,01%.
Мегакристаллы оливина в кимберлитовой трубке Монастери (Южная
Африка) также образуют две подгруппы: Fo 84-88, NiO 0,3% и Fo 78-82, NiO –
0,12% (Gurney e.a., 1977). Как видно и в этом случае разрыв в железистости
между крайними членами подгрупп достигает 2% форстеритовой молекулы.
Средний состав и статистические параметры мегакристаллов оливина
показывают, что распределение всех элементов, за исключением кальция
соответствует нормальному закону (табл. 2.6). По величине коэффициента
вариации выделяются три группы элементов: 1. Si и Mg (V=1,71-4,29%); 2. Fe,
Ni, Mn (V=27,62-37,62-37,76%); 3. Ti, Cr, Al, Ca (V=65,91-152,63).
36
Рис. 2.5. Гистограмма железистости мегакристаллов оливина. Заштрихованы составы
мегакристаллов оливина из кимберлитов Южной Африки.
Никель в магнезиальной подгруппе мегакристаллов оливина содержится
в количестве 0,23-0,42%, составляя в среднем 0,29%. В более железистой
подгруппе примесь Ni колеблется в пределах 0,14-0,22%, в среднем – 0,19%.
Среднее же содержание никеля в мегакристаллах (суммарное из обеих
подгрупп) составляет 0,24%.
Повышенная примесь марганца, в противоположность никелю,
обнаруживается в более железистой подгруппе – среднее содержание его
составляет 0,18%, при колебании от 0,13 до 0,25%. В магнезиальной подгруппе
примесь марганца не поднимается выше 0,13%, составляя в среднем 0,10%.
Среднее содержание марганца для обеих подгрупп мегакристаллов оливина
равно 0,14%.
Кальций в обеих подгруппах мегакристаллов оливина содержится
примерно в равных количествах (0,02% – в магнезиальной подгруппе и 0,03%
в более железистой) при одинаковых пределах колебания (от 0,00 до 0,04%).
Хром также обнаруживает различное поведение в обеих подгруппах
мегакристаллов оливина. Содержание его варьирует в магнезиальной
подгруппе от 0,00 до 0,06% (в среднем 0,03%), а в более железистой – от 0,00
до 0,03% (в среднем 0,01%). Титан же, как и марганец, накапливается в более
железистой подгруппе – содержание его по данным микрозондового анализа
не опускается ниже 0,05% (в среднем 0,07%). В магнезиальной подгруппе
среднее содержание примеси титана равно 0,03% (пределы колебаний
0,02-0,06%).
37
Таблица 2.6
Средний состав и статистические параметры мегакристаллов оливина
из трубки Удачная-Восточная
n
х
S
S2
V
A
E
HA
HE
SiO2
22 40,49 0,69
0,48
1,71
0,17
-1,44
0,33
-1,38
TiO2
22 0,05
0,03 0,0009 65,91
0,48
0,08
0,93
0,08
Al2O3
22 0,16
0,24
0,06 152,63 1,19
-0,51
2,29
-0,49
Cr2O3
22 0,02
0,02 0,0004 89,04
0,13
-1,39
0,26
-1,33
FeO
22 10,08 2,85
8,12
28,29
0,10
-1,94
0,19
-1,86
MnO
22 0,14
0,05 0,0025 37,76
0,73
-0,68
1,40
-0,66
MgO
22 48,48 2,08
4,33
4,29
0,02
-1,71
0,03
-1,64
NiO
21 0,24
0,07 0,0049 27,62
0,58
-0,21
1,09
-0,20
CaO
22 0,03
0,03 0,0009 113,08 2,48
6,87
4,75
6,58
Сумма 22 99,67 0,58
0,34
0,58
-0,18
-0,80 -0,34
-0,76
Fa, %
22 10,5
3,0
9,18
28,94
0,09
-1,94
0,17
-1,86
Примечание: n – количество определений, x – среднее содержание (вес. %), s –
стандартное отклонение, S2 – дисперсия, v – коэффициент вариации (%), А – коэффициент
асимметрии, E – коэффициент эксцесса, показатели нормальности по асимметрии HА
и эксцессу HE. В скобках – среднее содержание, определенное из микрозондовых анализов.
Данное примечание также к табл. 2.8; 2.12; 2.17; 2.19.
Рис. 2.6. Гистограмма железистости макрокристаллов оливина.
Большинство элементов, за исключением кальция и титана,
обнаруживают устойчивые корреляционные связи (табл. 2.7). По
корреляционным отношениям с кремнием выделяются две группы элементов
– Mg, Ni и Cr – связаны положительной, a Fe и Mn – отрицательной
корреляцией с Si. Тенденция обратной связи с кремнием проявляется и у Ca
38
и Ti. Марганец проявляет сильную прямую корреляцию с Fe и обратную с Mg.
Никель положительно коррелируется с Mg и отрицательно – с Fe и Mn. Для Cr
установлена прямая связь с Mg и Ni и обратная с Fe и Mn.
Макрокристаллы оливина
Содержание фаялитового компонента в оливине колеблется от 6,5 до
15,2% и только в одном случае достигает 21,6% (тр. Двойная-II). Этот анализ
оливина резко отличается от остальной совокупности и требует проверки
принадлежности к данной выборке. Вычисление критического значения rmax
показало, что этот сомнительный анализ является "артефактом" и исключается
из дальнейшей обработки.
Характер распределения железистости макрокристаллов оливина, по
данным химических анализов, в целом, соответствует распределению
показателя преломления ng оливинов – с крутой правой и пологой левой
ветвями (рис. 2.6). Но в отличие от распределения показателя преломления,
гистограмма железистости оливинов имеет отчетливый бимодальный
характер. В 81,2% случаев железистость оливина варьирует от 6,0 до 11,5
фаялитового минала, а в 18,8% случаев содержание фаялитового компонента
попадает в интервал 11,5-16,0%. Появление дополнительного пика (около 13%
фаялитового компонента), возможно, связано с различным характером
распределения железистости оливинов в отдельно взятых трубках.
Содержание фаялитового компонента в оливинах из разных трубок колеблется
в близких пределах, но средняя железистость оливинов в отдельной трубке
отличается довольно существенно. Однако отчетливо бимодальное
распределение железистости оливина в трубках Удачная-Восточная (Якутия),
Весселтон и Айсон-Крик (Южная Африка, Mitchell, 1973) отвергает это
предположение. Двухвершинный характер гистограмм железистости
макрокристаллов может быть обусловлен двумя зарождениями оливина,
кристаллизовавшихся в различных физико-химических условиях или
присутствием в кимберлите-цементе двух разных генетических групп
оливина.
Таблица 2.7
Матрица парных коэффициентов корреляции между отдельными
компонентами в мегакристаллах оливина
SiO2
MgO
FeO
MnO
NiO
CaO
TiO2
Cr2O3
MgO
0,850
FeO
-0,887
- 0,958
MnO
-0,697
- 0,797
0,774
NiO
0,675
0,674
- 0,776
- 0,679
n=21
r05=0,433
r01=0,549
39
CaO
-0,165
- 0,096
0,315
0,016
- 0,286
TiO2
-0,370
- 0,411
0,388
0,107
0,099
0,107
Cr2O3
0,657
0,679
- 0,698
0,588
0,590
- 0,159
- 0,216
Fa
-0,889
- 0,969
0,999
0,783
- 0,766
0,282
0,394
- 0,705
Средний состав и статистические параметры макрокристаллов оливина
свидетельствуют, что распределение большинства окислов, за исключением
кремнезема и окиси никеля не аппроксимируется нормальным законом, что
лишний раз подтверждает неоднородность изученной выборки. По величине
коэффициента вариации выделяются три группы элементов: 1. Si и Mg
(V=1,32-3,50%); 2. Fe, Ni, Mn (V=24,13-48,93%); 3. Ti, Cr, Ca (V=89,79170,07%). Большая часть элементов последней группы не входит в состав
оливина и обусловлена посторонними микровключениями и загрязнением
проб (табл. 2.8). Микрозондовый анализ макрокристаллов оливина показал,
что элементы третьей группы могут присутствовать в составе оливина
в количестве не более: для TiO2 – 0,08%, Cr2O3 – 0,15%, Al2O3 – 0,04%, CaO –
0,14%. Примерно в таких же количествах определены элементы группы железа
(Cr, Ni, Co, Mn) (табл. 2.9).
Примесь никеля в химанализах макрокристаллов оливина колеблется
в весьма значительном диапазоне содержаний – от 0,03 до 0,50%, составляя
в среднем 0,30% в целом по провинции. В Мало-Ботуобинском поле (тр. Мир)
среднее содержание никеля в макрокристаллах оливина (0,25%) ниже, чем
в трубке Удачная-Восточная (0,27%) и в целом в Далдынском (0,29%),
Алакитском (0,28%), Верхне-Мунском (0,35%), Лучаканском (0,40%),
и Куойкском (0,28%) полях. Средняя железистость оливинов и МалоБотуобинском поле (8,8%Fa) является более низкой, чем в Далдынском
(10,8%Fa) и Алакитском (10,0%Fa) полях и следует ожидать максимальных
содержаний примеси никеля в оливинах Мало-Ботуобинского поля,
поскольку, как будет видно из дальнейшего, никель положительно
коррелирует с магнезиальностью оливинов. Такая же картина отмечается
в Куойкском поле – 0,28% окиси никеля, при средней железистости 8,2%
фаялитовой молекулы.
Таблица 2.8
Средний состав и статистические параметры макрокристаллов оливина
из кимберлита-цемента трубочных тел Якутии
n
x
S
S2
SiO2
100
40,62
0,54
0,29
TiO2
89
0,05(0,05) 0,04 0,0016
Al2O3
94
0,14
0,21
0,04
Cr2O3
93
0,03(0,04) 0,03 0,0009
FeO
100
9,28
2,24
5,02
MnO 100
0,12
0,06 0,0036
MgO 100
49,22
1,72
2,96
NiO
93
0,30
0,10
0,01
CaO
93
0,07(0,05) 0,11
0,01
Сумма 100
99,78
0,62
0,38
Fa, % 100
9,6
2,4
5,81
Примечание: то же, что и к табл. 2.6.
V
1,32
89,79
149,10
110,79
24,13
48,93
3,50
33,5
170,07
0,62
25,16
40
A
0,57
2,02
1,33
1,62
1,63
1,30
-1,62
-0,21
4,41
-0,06
1,76
E
0,60
5,77
0,37
2,74
3,91
2,44
4,74
-0,54
24,69
0,10
4,74
HA
-2,31
7,78
5,25
6,36
6,66
5,30
-6,60
-0,84
17,36
-0,24
7,17
HE
1,23
11,11
0,74
5,40
7,98
4,99
9,67
-1,07
48,60
0,21
9,68
Таблица 2.9
Содержание элементов-примесей в макрокристаллах оливина трубки
Удачная-Восточная, г/т
№ обр.
Cr
Ni
Co
Mn
Ti
V
222/100
240
2500
110
700
не обн.
не обн.
222/220
230
2600
110
650
222/280
250
2600
100
600
222/330
220
2600
100
600
222/380
240
2600
110
650
222/430
240
2500
110
700
222/480
250
2300
120
700
222/530
190
2900
110
650
222/580
290
2400
110
650
222/630
260
2700
110
760
180
Среднее
240
2600
110
670
Анализы выполнены в ИМГРЭ (г. Москва) количественным спектральным методом.
Марганец присутствует в макрокристаллах оливина в количестве 0,030,37%, составляя в среднем 0,12%. Средние содержания марганца в разных
полях близки между собой: Мало-Ботуобинское поле (тр. Мир) – 0,09%,
Алакитское поле – 0,12%, Далдынское (без тр. Удачная-Восточная) – 0,11%,
Верхне-Мунское – 0,10%, Лучаканское – 0,10% и Куойкское – 0,11%. В трубке
Удачная-Восточная макрокристаллы оливина содержат примерно в два раза
больше примеси марганца (0,18%) по сравнению с оливинами других трубок
Далдынского и остальных полей провинции.
Примесь кальция, по данным микрозондового анализа, в оливинах этой
группы содержится не более 0,11%. Определенная химическими анализами
примесь CaO достигает 0,42 и даже 0,91% и обусловлена загрязнением
проанализированного материала. При расчете средних содержаний были
взяты только те анализы, в которых содержание кальция не превышает 0,11%.
Самые высокие содержания примеси кальция отмечены в оливинах
Лучаканского поля (в среднем 0,06%), несколько меньше – в трубках УдачнаяВосточная и Мир и Алакитское поле (в среднем 0,05%). Среднее содержание
этого элемента в оливинах составило в Далдынском поле – 0,04%, в ВерхнеМунском 0,03% и в Куойкском – 0,02%.
Минимальные средние содержания хрома (0,02%) обнаружены
в оливинах Куойкского, Верхне-Мунского и Алакитского полей.
В Алакитском поле по примеси хрома выделяются оливины из трубки
Искорка, в которой содержание этой примеси составляет 0,07%.
Макрокристаллы оливина из трубки Удачная-Восточная содержат
максимальную примесь хрома (в среднем 0,06%), выше, чем в остальных
трубках Далдынского поля (в среднем 0,03%). Оливин из трубок Лучаканского
поля содержит 0,04% хрома.
Титан постоянно присутствует во всех анализах оливина. Содержание
его колеблется от 0,001 до 0,08%, составляя в среднем 0,05%. Содержание
41
примеси Ti более 0,08%, определенные в некоторых химических анализах,
обусловлены посторонними микропримесями. Распределение титана
в макрокристаллах оливина в трубках различных полей следующее:
Далдынское – 0,06%, Алакитское, Верхне-Мунское и Лучаканское – 0,05%,
Куойкское – 0,01%.
Данные, приведенные в табл. 2.10, показывают, что Mn связан обратным
корреляционным отношением с Si, при отсутствии связей с Mg и Fe. Титан
коррелирует положительно с Fe и отрицательно с Mg, несколько слабее его
связь с Si (r=-0,250) и Ca (r=0,256). Для Ni установлена прямая связь с Mg
и обратная с Fe и Mn. Хром положительно коррелирует с Ni, несколько слабее
положительная связь с Ca. Отсутствие корреляционной зависимости между Ca
и Cr, с одной стороны, и основными окислами,- с другой, по-видимому,
обусловлено тем, что большая часть этих элементов в изученной выборке
связана с механическими примесями.
Исследование зональности округлых вкрапленников оливина из трубки
Де Бирс (Южная Африка) показало наличие сложной краевой зональности
(Бойд, Клемент, 1978). Зональность проявлена в узкой краевой зоне зерен
шириной до 200 мкм. Краевые части зерен характеризуются отношением
Mg/Mg+Fe порядка 0,89-0,90 независимо от состава ядра оливина.
Центральные части этих зерен однородны и величины Mg/Mg+Fe для разных
зерен колеблются в пределах 0,840-0,934. Отсюда видно, что в случае
магнезиального ядра (0,92-0,93) зональность будет прямой, а в случае менее
магнезиального ядра (0,84-0,88) – обратной. Макрокристаллы оливина из
трубки Удачная-Восточная не проявляют подобной зональности.
Таблица 2.10
Матрица парных коэффициентов корреляции между отдельными
компонентами в макрокристаллах оливина
SiO2
MgO
FeO
MnO
NiO
CaO
TiO2
Cr2O3
MgO
0,525
FeO
-0,570
-0,936
MnO
-0,314
-0,022
0,017
n = 72
r05 = 0,231
r01 = 0,304
NiO
0,215
0,296
-0,289
-0,234
CaO
-0,185
-0,089
0,149
-0,064
0,134
TiO2
-0,250
-0,491
0,504
-0,133
-0,089
0,256
Cr2O3
0,066
0,134
-0,142
-0,063
0,304
0,260
0,072
Fa
-0,568
-0,949
0,999
0,017
-0,293
0,141
0,504
-0,146
Микрокристаллы оливина
Содержание фаялитового минала колеблется от 7,1 до 14,8%.
Гистограмма распределения железистости микрокристаллов оливина также
носит сложный бимодальный характер (рис. 2.7). Второй пик на этой
гистограмме (10,4-11,5% фаялитового компонента) характеризует модальную
область кристаллов оливина короткостолбчатого облика. В данном случае
предположение о двух разных генетических группах оливина отпадает,
42
поскольку речь идет о мелких идиоморфных кристаллах оливина, которые не
могли образоваться при дезинтеграции ксенолитов ультраосновных пород.
Здесь мы имеем дело с двумя зарождениями микрокристаллов оливина,
которое устанавливается также и по величине кристаллов.
Рис. 2.7. Гистограмма железистости микрокристаллов оливина таблитчатого (1)
и короткостолбчатого (2) облика из трубки Удачная-Восточная и разных трубок
Якутии (3).
По морфологии кристаллы оливина этой группы разделяются на три
типа: таблитчатого, короткостолбчатого и изометричного облика. Оливины
первых двух типов имеют близкие пределы колебания составов, однако, для
второго типа – короткостолбчатых отмечается некоторое смещение в сторону
увеличения железистости и кальциевости (табл. 2.11). Наиболее железистыми
являются кристаллы изометричного облика, но и они перекрываются по
содержанию фаялитового компонента с таблитчатыми и короткостолбчатыми
оливинами, отличаясь от них повышенной примесью никеля.
Распределение железистости оливинов идиоморфного облика в южноафриканских трубках Весселтон и Айсон-Крик, несколько отличается от
такового в трубке Удачная-Восточная. Пределы колебания фаялитового
компонента в эвгедральных оливинах южно-африканских кимберлитов уже
и составляет 7,0-11,5%, гистограмма имеет одновершинный асимметричный
характер. Размытый пик в области значений 10-11% фаялитового компонента
(тр. Весселтон) наличие размывов в распределении железистости (тр. АйсонКрик) не исключает возможности бимодального распределения.
В одном зерне микрокристалла оливина размером 1,25 мм по длинной
оси установлена прямая зональность в содержании Fe и Ni от центра к краям.
Ядро кристалла характеризуется составом Fa 9,5 и 0,30% NiO, а краевая часть
– Fa 10,9 и 0,26% NiO. В других проанализированных таким образом кристаллах
43
ядра и краевые части характеризуются однородным составом (Барашков,
Махотко, 1977). Подобная зональность отмечена в эвгедральных оливинах
основной массы кимберлитов трубок Весселтон и Айсон-Крик (Южная
Африка) (Mitchell, 1973).
Таблица 2.11
Пределы колебаний и средний состав микрокристаллов
оливина различного облика
Облик кристаллов
n
Таблитчатый
24
Короткостолбчатый
25
Изометричный
2
Fa, %
7,1-13,9
10,1
8,8-14,4
10,7
Cr2O3
0,01-0,07
0,03
0,01-0,10
0,04
NiO
0,12-0,36
0,26
0,17-0,38
0,26
CaO
0,02-0,09
0,06
0,05-0,11
0,08
11,4
0,03
0,30
0,06
Примечание: n – количество определений.
Распределение всех элементов в микрокристаллах оливина
соответствует нормальному закону распределения, что является
свидетельством однородности данной выборки (табл. 2.12). По величине
коэффициентов вариации также выделяются три группы элементов, но
пределы изменения величины V здесь значительно меньше и уже: 1. Si, Mg
(V=1,39-2,52%); 2. Fe, Mn, Ni, Ti, Ca (V=11,35-27,81%); 3. Al, Cr (49,3863,56%).
Таблица 2.12
Средний состав и статистические параметры микрокристаллов оливина
из кимберлита-цемента трубочных тел Якутии
n
x
S
S2
SiO2
49
40,32
0,56
0,31
TiO2
47
0,05
0,02 0,0004
Al2O3
49
0,02
0,01 0,0001
Cr2O3
47
0,04
0,03 0,0009
FeO
49
9,98
1,52
2,31
MnO
0,14
0,02 0,0004
MgO
48,06
1,21
1,46
NiO
0,27
0,05 0,0025
CaO
0,07
0,02 0,0004
Сумма
98,95
0,53
0,28
Fa, %
10,5
1,7
2,76
Примечание: то же, что и к табл. 2.6.
V
1,39
27,81
49,38
63,56
15,25
11,35
2,52
20,46
27,30
0,53
15,50
A
-0,58
0,35
0,56
0,88
0,51
0,33
-0,47
-0,26
-0,12
0,44
0,54
E
0,13
-0,64
-0,33
0,01
-0,08
-0,41
-0,04
-0,31
-0,77
0,11
0,05
HA
-1,66
0,97
1,59
2,47
1,47
0,96
-1,34
-0,74
-0,35
1,25
1,53
HE
0,19
-0,90
-0,47
0,02
-0,12
-0,59
-0,05
-0,45
-1,10
0,15
0,07
По среднему составу оливин этой группы является более железистым по
сравнению с макрокристаллами и сходен в этом отношении с мегакристаллами
оливина, но отличается от последних по характеру распределения
железистости, и по содержанию элементов-примесей. Примесь Ni
в микрокристаллах оливина колеблется от 0,12 до 0,38%, составляя в среднем
44
0,27%, т.е. соответствуют среднему содержанию этого элемента
в макрокристаллах и выше, чем в мегакристаллах оливина. Содержание Mn
в микрокристаллах оливина колеблется в пределах 0,11-0,18%. Среднее
содержание Mn в микрокристаллах оливина (0,14%) равно таковому
в мегакристаллах и выше, чем в макрокристаллах.
Микрокристаллы оливина содержат наиболее высокую примесь Ca
(среднее содержание равно 0,07%, при колебании от 0,02 до 0,11%) из всех
трех групп оливина в кимберлитах эксплозивной фации. Примесь Ca
в микрокристаллах оливина не превышает 0,11% и составляет в среднем
0,04%, что несколько ниже, чем в макрокристаллах, но выше, чем
в мегакристаллах оливина. Содержание примеси Mn колеблется в пределах
0,03-0,09% и составляет в среднем 0,05%.
Таблица 2.13
Матрица парных коэффициентов корреляции между отдельными
компонентами в микрокристаллах оливинов
SiO2
MgO
FeO
MnO
NiO
CaO
TiO2
Cr2O3
MgO
0,280
FeO
-0,448
-0,935
n = 45
r05 = 0,292
r01 = 0,384
MnO
-0,424
-0,631
0,696
NiO
CaO
TiO2 Cr2O3
0,256 -0,100 -0,219 -0,083
0,566 -0,049 -0,237 0,094
-0,592 0,069 0,352 -0,103
-0,640 0,083 0,370 0,217
0,298 -0,307 0,040
-0,331 0,355
0,082
Fa
-0,385
-0,944
0,977
0,655
-0,597
0,064
0,285
-0,130
Связь между основными и примесными элементами в микрокристаллах
оливина в целом сходны с таковыми в мегакристаллах оливина (табл. 2.13).
Однако, в этом случае Cr не коррелирует с основными элементами, а Ti
обнаруживает положительную связь с Fe и Mn и отрицательную с Ni и Ca.
Кальций связан прямой зависимостью с Ni и Cr. Кроме того,
в микрокристаллах оливина установлена обратная корреляция между
железистостью и размерами кристаллов, значимая на 95% доверительном
уровне. Уравнение регрессии, описывающее эту зависимость, имеет вид:
1=1,38-0,06Fa, Fa=10,74-1,921.
Приведенные данные свидетельствуют, что выделенные по
морфологическим особенностям три группы оливина в кимберлитовых
породах эксплозивной фации, несмотря на близкие пределы колебания
составов, различаются по средней железистости и характеру ее распределения.
Бимодальное распределение железистости в мега- и микрокристаллах
оливинов обусловлено двумя зарождениями в этих группах, что также
устанавливается на гистограммах распределения размеров оливина. Кроме
того, о двух зарождениях микрокристаллов оливина свидетельствует наличие
прямой зональности в отдельных кристаллах. При этом железистость краевой
части оливина (Fa 10,9) совпадает со второй модальной областью на
45
гистограмме распределения железистости (Fa 10,4-11,5). Бимодальное
распределение
железистости
макрокристаллов
оливина,
наряду
с несоответствием нормальному закону распределения элементов, указывает
на неоднородность данной выборки.
По содержанию элементов-примесей эти группы оливина также
различаются. Содержание Cr в макрокристаллах (0,04%) и микрокристаллах
(0,04%) близкое и примерно в два раза выше, чем в мегакристаллах оливина
(0,02%). Примесь Ni уменьшается в последовательности: макрокристаллы
(0,30%) – микрокристаллы (0,27%) – мегакристаллы (0,24%), а Ca возрастает
от мегакристаллов (0,03%) к макрокристаллам (0,05%) и микрокристаллам
оливина (0,07%).
Включения в оливине
Во всех трех группах оливина установлены включения минералов,
наиболее часто они встречаются в макрокристаллах оливина (табл. 2.14).
Несомненный интерес представляет исследование особенностей морфологии
и состава вростков в каждой парагенетической группе оливина.
Таблица 2.14
Распространенность включений минералов в макрокристаллах оливина из
кимберлитовых трубок Якутии
Количество
%
наблюдений
Трубка Удачная-Восточная
1
Сульфиды
76/37
36,5/16,3
2
Графит
35/6
16,8/2,6
3
Хромшпинелиды
41/28
19,8/12,3
4
Клинопироксен
36/92
17,3/40,5
5
Ортопироксен
5/16
2,4/7,0
6
Гранат
11/42
5,3/18,5
7
Ильменит
-/4
-/1,8
8
Оливин
4/2
1,9/0,9
Всего включений
208/227
Трубка Мир
1
Сульфиды
2
6,2
2
Графит
3
Хромшпинелиды
8
25,0
4
Клинопироксен
8
25,0
5
Ортопироксен
5
15,6
6
Гранат
5
15,6
7
Ильменит
1
3,1
В
Оливин
1
3,1
9
Флогопит
2
6,2
Всего включений
32
Примечание: Для трубки Удачная-Восточная слева от черты наши данные, справа
– Е.Е. Лазько (1979). Данные по трубке Мир по Е.Е. Лазько (1979).
№ п/п Минерал-включение
46
Включения сульфидов разделяются на две группы: сульфиды с ореолом
напряжений в минерале-"хозяине" (обычно ореол трещин располагается
в одной плоскости и имеет овальную форму); сульфиды без ореола
напряжений во вмещающем оливине.
Включение сульфидов первой группы встречаются группами по два-три
в одном зерне оливина. Расположены хаотично, без определенной
приуроченности к какому-либо (одному) кристаллографическому элементу
вмещающего оливина, но чаще ближе к краевой части зерна. Форма
шарообразная, реже цилиндрическая с закругленными краями. На более
крупных включениях наблюдаются плоские грани. Размеры варьируют от 0,01
до 0,20 мм. Цвет включений сульфидов бронзово-желтый до светло-желтого,
излом неровный, хрупкий, блеск металлический. Магнитны. Контакты
с вмещающим оливином четкие, поверхность, как правило, гладкая, при
извлечении из оливина зеркальная, как отполированная. Такую поверхность
имеют как ограненные, так и округлые сульфиды. Очень редки включения
с ноздреватой поверхностью.
По трещинам напряжений вокруг сульфидов развит минерал черного
цвета с металлическим блеском, напоминающий розетки графита в алмазах.
Минерал этот имеет чешуйчатое, концентрическое строение и хорошо
наблюдается только в определенной плоскости, поскольку толщина его,
по-видимому, составляет доли микрометра. В двух измерениях размеры его
достигают 0,3-0,9 мм. В некоторых случаях этот минерал образует не
сплошную массу, а как бы напылен по трещине. Такой ореол образуется как
вокруг включения или с какой-либо одной его стороны, так и на некотором
расстоянии от него. Наблюдался случай, когда два включения сульфида,
расположенные рядом, соединялись между собой трещинкой, в которой
развит этот минерал. Минерал оказался рентгено-аморфным.
Рис. 2.8. Фазовый состав сульфидных шариков, включенных в оливины.
47
Включения сульфидов второй группы, как правило, одиночные,
шарообразной формы. В редких случаях встречаются групповые включения
по два-три в одном зерне оливина. Отличительной особенностью этой группы
включений является отсутствие ореола напряжений, выполненных графитом.
Сульфидные
включения
могут
встречаться
в
ассоциации
с хромшпинелидами, хромдиопсидом и гранатом. По составу сульфиды
неоднородны и состоят в основном из трех фаз: пирротина, пентландита
и халькопирита (рис. 2.8). Халькопирит образует очень тонкую внешнюю
оболочку, как сплошную, так и прерывистую и присутствующую не на всех
включениях. Толщина ее не превышает 0,007 мм. Цвет минерала в отраженном
свете желтоватый. Пентландит также тяготеет к краевым частям сульфидных
включений. В очень редких случаях он образует сплошную или прерывистую
оболочку, следующую за халькопиритом. В большинстве случаев пентландит
отмечен в виде отдельных неправильной формы зерен, приуроченных
к краевым частям включения. В отраженном свете отсвечивает очень слабым
желтоватым оттенком. В пирротине, слагающем центральные участки
включений, наблюдаются пламевидные выделения, напоминающие структуры
распада. Цвет минерала розовато-кремовый. В одном случае наблюдалось
полнозональное шарообразное включение сульфида (обр. УВ-78-5), имеющее
внешнюю пирротиновую оболочку, которая, в отличие от пирротина
центральной части, характеризуется однородностью и густым кремовым
цветом. Соотношение фаз во включениях сульфидов приведено в табл. 2.15.
Таблица 2.15
Количественные соотношения фаз в сульфидных шариках
№ п/п
№ образца
1
2
3
4
5
6
УВ-78-1
УВ-78-2
УВ-78-3
УВ-78-4
УВ-78-5
УВ-78-7
Содержание, %
пентландит
1,6
38,4
4,6
3,4
29,5
20,8
халькопирит
15,5
15,3
14,6
10,6
10,7
пирротин
82,9
46,3
80,8
86,0
70,5
68,5
Данные 33 рентгено-спектральных микроанализов сульфидов
помещены в работе Ю.П. Барашкова, В.К. Маршинцева и др. (1981).
Оптически гомогенные зерна сульфидов неоднородны по своему составу.
Неоднородность обусловлена широким изоморфизмом между железом
и никелем в пентландите и пирротине. Изоморфная смесимость между
железом и никелем в структуре пентландита и пирротина наглядно
иллюстрируется обратной корреляцией в содержании этих элементов
(рис. 2.9). В сульфидных включениях, без внешней халькопиритовой
оболочки, медь концентрируется в пирротине (обр. УВ-78-5). При этом,
содержание меди в пирротине, слагающем внешнюю оторочку на порядок
выше, чем в пирротине центральной части сульфидного шарика. Наличие на
48
сульфидных шариках халькопиритовых каемок или концентрация меди
в пирротине краевой зоны свидетельствует об обогащении медью
приконтактовых частей включения. В поведении железа отмечается тенденция
к накоплению в центральной пирротиновой части включения. Никель
и кобальт концентрируются в средней части включения. В случае содержания
пентландита менее 5% объема включения, концентрация Ni в пирротине
повышается до 18% (обр. УВ-78-1). Таким образом, в сульфидных
включениях, включенных в оливины, накопление Cu приурочено к краевым,
Ni и Co – к средним и Fe – к центральным частям включений.
Рис. 2.9. Зависимость содержания Fe и Ni в пирротинах (1) и пентландитах (2)
сульфидных шариков из оливина.
Таблица 2.16
Валовый химический состав сульфидных шариков, включенных в оливины
из трубки Удачная-Восточная, %
№ п/п
1
2
3
4
5
6
№ образца
УВ-78-1
УВ-78-2
УВ-78-3
УВ-78-4
УВ-78-5
УВ-78-6
Cu
5,28
4,96
4,99
3,34
1,38
3,35
Fe
39,99
39,35
49,66
44,22
36,56
38,79
Ni
15,17
17,45
7,29
10,63
25,57
18,89
Co
0,37
0,36
0,69
0,62
0,47
S
39,18
37,88
38,07
41,12
35,87
38,49
По фазовому составу сульфидных шариков рассчитан валовый состав
сульфидного вещества (табл. 2.16). Для включений с халькопиритовой каймой
содержание Cu составляет 3-5%, Fe – 40-50%, Ni – 7-19%, Co – 0,4-0,7% и S –
38-41%. В сульфидном включении без халькопиритовой каймы содержание Cu
(1,38%), Fe (36,56%) и S (35,87) понижено, a Ni (25,57%) – повышено. По
49
минеральному и валовому составу можно выделить два типа сульфидных
включений: преобладающий халькопирит – пентландит – пирротиновый
и менее распространенный пентландит – пирротиновый.
Включения граната всегда одиночные и имеют близкую к изометричной
округлую форму. Размер их варьирует от 0,2-0,3 до 1,0 мм в поперечнике.
В одном зерне оливина включение граната имеет кристаллографическую
огранку. Кристалл граната уплощен по одной из тройных осей. Вокруг него
наблюдаются трещинки напряжений, образующие ореол в виде лепестков.
В этом же зерне оливина рядом с гранатом идиоморфной формы находится
включение сульфидного шарика. Цвет гранатов, включенных в оливины,
темно-красный, фиолетово-красный до розового. Степень прозрачности
различная и зависит от густоты окраски. Контакты с вмещающим оливином
четкие, келифитовая оболочка отсутствует. На поверхности одного включения
граната наблюдалась ступенчатая скульптура грани. В мегакристаллах
оливина встречаются включения округлой и округло-овальной формы
размером 4-5 мм в поперечнике. Цвет гранатов лиловый до сиреневого,
поверхность корродирована, на контакте с оливином наблюдаются примазки
белого вещества. В одном мегакристалле оливина включение граната
представлено двумя сросшимися зернами овальной формы. Один край этого
включения выведен на поверхность оливина, и в нем развита келифитовая
оболочка. Толщина этой каемки достигает 1,5 мм.
Из 29 рентгено-спектральных микроанализов микровключений граната
в оливине 8 микроанализов выполнены для включений из мегакристаллов
оливина (Барашков и др., 1981). Гранаты, включенные в макрокристаллы
оливина, представлены пиропами, в которых содержание Cr выше содержания
Ca, обусловливая появление в них кноррингитового минала. По составу эти
гранаты сходны с гранатами из концентрата тяжелой фракции и ксенолитов
ультрабазитов, располагаясь в наиболее хромистой части диаграммы (более
5% Cr2O3). В отличие от гранатов, включенных в алмазы, они характеризуются
несколько меньшей хромистостью и более высокой кальциевостью
и железистостью. Включения гранатов из оливина сходны с гранатами из
хромит-пироксен-гранатовых сростков трубки Мир и гранатами из
алмазоносных серпентинитов трубки Айхал (Соболев, 1974). На диаграмме
CaO – Cr2O3 гранаты-включения попадают в поле составов гранатов из дунитгарцбургитового и лерцолитового парагенезисов, частично перекрывая поле
гранатов алмазной ассоциации (рис. 2.10).
Гранаты из мегакристаллов оливина отличаются повышенной примесью
титана (до 1,30%) и кальция (не ниже 4,62%). Два образца граната,
извлеченные из одного мегакристалла оливина, имеют практически
одинаковый состав. Примесь Ti в этих гранатах обуславливает появление
титан-андрадитового компонента до 1,15%. На диаграмме Cr2O3 – CaO они
располагаются в поле гранатов лерцолитового парагенезиса.
50
Рис. 2.10. Диаграмма CaO – Cr2O3 гранатов-включений в мегакристаллах (1)
и макрокристаллах (2) оливина и из хромит-пироксен-гранатовых сростков (3). Выделено
поле гранатов лерцолитового парагенезиса.
Клинопироксены легко диагностируются визуально по ярко-зеленой
окраске. Встречаются как одиночные, так и групповые (по 2-3) зерна. Форма
включений пластинчатая, изометричная (округлая), удлиненная до
игольчатой,
редко
идиоморфная,
кристаллографическая
огранка
у удлиненных и изометричных включений отсутствует – они как бы
оплавлены. Поверхность зерен клинопироксена в большинстве случаев
корродированная, у пластинчатых и некоторых округлых включений –
гладкая, блестящая. Размеры по длинной оси изменяются от 0,05-0,10 до
0,40-0,45 мм. Цвет клинопироксена от бледно-зелёного до изумруднозелёного, блеск стеклянный, прозрачный. Контакты включения с оливином
резкие, продукты реакции между оливином и клинопироксеном не
наблюдаются. В одном зерне оливина отмечены две пластинки
клинопироксена (0,5×0,25 мм), расположенные параллельно друг другу на
расстоянии 1,6 мм. В этом же зерне оливина перпендикулярно к ним на
расстоянии 0,5 мм от конца находятся также две параллельные пластинки
светло-зеленого клинопироксена. Расстояние между вторыми пластинками
0,3 мм. В другом зерне оливина наблюдалось включение клинопироксена
дендритовидной формы – от изогнутой удлиненной пластинки в обе стороны
от нее под углом к ней отходят субизометричные пластинки меньшего размера
в виде лепестков. На некотором расстоянии от дендритовидного включения
находятся две пластинки значительно меньшего размера. В оливине-"хозяине"
видны две системы трещинок, пересекающихся под углом, близким к 90°.
В ассоциации с клинопироксеном в одном зерне оливина наблюдались
включения сульфидов. Отмечены уникальные случаи срастаний клинои ортопироксенов, а также клинопироксена и ильменита, включенных
в оливин (Лазько и др., 1974).
51
Клинопироксены, образующие включения в макрокристаллах оливина,
относятся к кальциевым диопсидам (Ca/Ca+Mg=50-44%) с заметной примесью
энстатитового (до 6,5%) и юриитового (до 15,2%) компонентов (Барашков
и др., 1981). По составу они не отличаются от хромдиопсидов,
проанализированных ранее (Лазько и др., 1976). Включения клинопироксенов
в оливине из трубки Удачная-Восточная близки по составу клинопироксенам
хромит-пироксен-гранатовых сростков из трубки Мир (Соболев, 1974). От
клинопироксенов из ксенолитов перидотитов трубки Удачная они обличаются
повышенными содержаниями примеси Cr, Al и Na. По сравнению
с включениями в алмазах этой же трубки клинопироксены из оливинов
содержат больше примеси Cr, Al, Na и меньше – Ca (рис. 2.11). Клинопироксен
из оливина трубки Слюдянка (Куойкское поле) отличается от
клинопироксенов, включенных в оливины из трубки Удачная-Восточная,
пониженной примесью Cr и Na и сходен по составу с клинопироксеном из
ксенолитов вебстеритов и лерцолитов из трубки Обнаженная того же поля
(Соболев, 1974).
Рис. 2.11. Диаграмма Cr2O3 – CaO клинопироксенов, включенных в оливины (1), хромитпироксен-гранатовых сростков (2) и включений в алмазах (3). Горизонтальные линии –
содержание Na2O (масштаб 0,5 см – 1%).
Ортопироксены в оливинах встречаются редко. Образуют одиночные –
включения округлой и удлиненной формы, цвет грязно-зелёный до буроватозелёного, слабопрозрачные. Размер включений до 0,3 мм в длинном
измерении. Границы включений с вмещающим оливином четкие, поверхность
включений ортопироксена матовая. В одном из зерен оливина в ассоциации
с клинопироксеном отмечено включение хромшпинелида. Состав двух
проанализированных Е.Е. Лазько с соавторами (1976) включений
ортопироксена из оливина из трубки Удачная-Восточная перекрываются
с энстатитами из включений в алмазах, отличаясь от ортопироксенов
ультраосновных ксенолитов этой же трубки пониженным суммарным
содержанием трехвалентных элементов (<1%) и более низкой примесью
кальция (0,32%).
52
Хромшпинелиды бывают включенными в оливин как одиночные, так
и группами – по два-три кристалла в одном зерне. Для них характерна
кристаллографическая огранка. Облик кристаллов изометричный (октаэдры),
удлиненный (короткопризматический), уплощенный (таблитчатый). Размеры
зерен хромшпинелида колеблются в широких пределах – от 0,01×0,02 до
0,2×0,5 мм. Цвет кристаллов черный, блеск – металлический. Контакты
включений хромшпинелидов с вмещающими оливином резкие, четкие,
продуктов реакционных взаимоотношений не наблюдается.
Рентгенографическое исследование взаимной ориентировки оливина
и включенного хромшпинелида показало совпадение кристаллографических
направлений в двух случаях из двадцати образцов. Для одного образца
совпадает направление [010] в оливине и хромшпинелиде, в другом совпадают
все три главных направления [100], [010] и [001] (Лазько и др., 1974).
Одиночное включение хромшпинелида расположено у одной из вершин
микрокристалла оливина из основной массы кимберлитовых пород трубки
Удачная-Восточная. Включение с октаэдрической огранкой.
Рис. 2.12. Содержание FeO и Cr2O3 в хромшпинелидах: 1 – включенных в макрокристаллы
оливина, 2 – из хромит-пироксен-гранатовых сростков, 3 – из микрокристаллов оливина,
4 – из включений и сростков с алмазами. Содержание железа суммарное в виде FeO.
Горизонтальные линии – содержание TiO2 (примесь TiO2 менее 1% не показана).
Состав хромшпинелидов, включенных в оливины, охарактеризован 15
микрозондовыми анализами, из которых один представляет включение
в микрокристалле оливина (Барашков и др., 1981). Хромшпинелиды из
макрокристаллов оливина трубки Удачная-Восточная содержат переменное
количество Cr2O3 (41,1-64,1%), Al2O3 (3,56-24,5%), MgO (9,64-17,1%), FeO
(15,9-29,8%) и TiO2 (0,10-3,30%). Коэффициент окисления изменяется от 16,7
до 47,7%. На диаграмме Cr2O3 – FeO (рис. 2.12) намечается обратный тренд
в поведении этих элементов. От этой зависимости отклоняются точки
анализов, расположенных в левой части диаграммы. Эти анализы
характеризуются повышенными концентрациями Al2O3 (9-24%), тогда как
53
в остальных содержание этого окисла составляет 3-8%. По концентрации Ti
хромшпинелиды из включений в оливине занимают промежуточное
положение между хромшпинелидами из кимберлита и из ксенолитов
перидотитов в трубке Удачная и соответствуют по составу этому минералу из
сростков с гранатом и пироксеном в трубке Мир (Соболев, 1974).
Хромшпинелид из оливина трубки 325 лет Якутии в целом близок по составу
вросткам этого минерала в оливине трубки Удачная-Восточная.
Включение хромшпинелида в микрокристалле оливина трубки УдачнаяВосточная характеризуется пониженной хромистостью, повышенной
примесью Ti и необычайно высоким коэффициентом окисления (64,6%)
и приближается к кристаллам хромшпинелида в основной массе
кимберлитовых пород Алакитского поля (Благулькина, 1976).
Включения оливинов в оливине обнаружены в макро- и мегакристаллах:
в первых они округлой формы без каких-либо следов кристаллографической
огранки, во-вторых, имеют идиоморфные очертания. Железистость оливина,
включенного в макрокристалл оливина, оказалась равной 12,8% фаялитового
минала, что выше средней железистости макрокристаллов оливина.
Е.Е. Лазько (1979) описал включение оливина в хромшпинелиде, включенном
в свою очередь в оливин. Железистость вростка в хромите (7,3% Fa) ниже
железистости оливина, в который включен хромит (10,2% Fa). Е.Е. Лазько
интерпретирует эти данные как результат кристаллизации из ранней порции
того же расплава, из которого затем сформировался и оливин-вкрапленник,
или же как особенность субстрата, за счет которого образовался
протокимберлитовый расплав, отдавая большую предпочтительность
последнему.
Среди других включений в оливинах несомненный интерес
представляют находки самородных элементов. Нами описаны включения
никелистого железа и алюминия, включенных в макрокристаллы оливина.
Состав никелистого железа (FeNi), определенный на микрозонде "Camebax"
следующий (в %): Fe – 74,8; Ni – 22,7; Co – 1,8; сумма 99,3. Соответствует
тэниту по диаграмме М. Хансена и К. Андерко (1962). В этих же образцах
оливина при дальнейших исследованиях, наряду с другими включениями, был
установлен металлический алюминий. Включение было обнаружено при
дроблении зерна оливина в ступке Абиха и представляет собой пластинчатое
зерно треугольной формы с различными углублениями на поверхности
размером около 0,34 мм по длинной стороне. Цвет серебристо-белый, блеск
металлический, ковкий.
Рентгеноспектральный микроанализ показал, что это практически
чистый алюминий, не содержащий каких-либо примесей. Рентгенограмма
этого образца, снятая методом порошка в камере РКД-57,3 мм в Fe-излучении
также соответствует алюминию. На рентгенограмме не идентифицируются
две слабые линии с d, равными 1,024 и 0,998Å.
54
Оливин интрузивной фации
В кимберлитах и альнеитах интрузивной фации отличительной
особенностью вкрапленников оливина являются преимущественно мелкие
размеры зерен. От долей миллиметра до 20 мм – для кимберлитов и 9-12 мм –
для альнеитов. 80% для первых менее одного миллиметра, для вторых – менее
1,5 мм. В целом оливин этих пород характеризуется значительно меньшей
степенью корродированности, что отражается в резком преобладании
ограненных кристаллов, отсутствии зерен обломочной формы. В кимберлитах
оливин наблюдается в виде реликтов в псевдоморфозах серпентина
и карбоната, тогда как в альнеитах оливин подвергнут лишь незначительной
серпентинизации по трещинам.
Изучение состава оливина кимберлитов показало, что железистость их
изменяется от 6,7 до 13,9% фаялитового минала и соответствует пределу
колебания фаялитового компонента всех трех групп оливина эксплозивной
фации. Распределение железистости оливинов близко к нормальному, но здесь
также намечается дополнительный максимум в более железистой части
(рис. 2.13). Среднее содержание фаялитового компонента (10,3%) совпадает
с модальной областью, что также свидетельствует о близком к нормальному
характеру распределения железистости оливинов кимберлитов интрузивной
фации.
Рис. 2.13. Гистограмма железистости оливина из кимберлитов интрузивной фации.
Распределение элементов в оливине аппроксимируется нормальным
законом (табл. 2.17). По величине коэффициента вариации выделяются три
группы элементов: 1. Si, Mg (1,50-3,45%); 2. Fe, Mn, Ni (19,22-24,39%); 3. Ti,
Al, Cr, Ca (82,25-145,05%).
По данным микрозондового анализа, максимальные содержания
элементов – примесей составляют: TiO2 – 0,07%, Cr2O3 – 0,07%, MnO – 0,12%,
NiO – 0,45% и CaO – 0,13%. По среднему составу оливин кимберлитов
интрузивной фации сходен с мегакристаллами и макрокристаллами оливина
кимберлитов эксплозивной фации, но отличается от последних повышенной
примесью Ni (среднее содержание NiO равно 0,35% против, соответственно,
0,24 и 0,27%). От мегакристаллов его отличает также повышенная примесь Ca
(0,08%). Никель в оливине кимберлитов интрузивной фации обнаруживает
пределы колебаний от 0,19 до 0,45%, при среднем 0,35%.
55
Такое высокое содержание примеси Ni отмечается только в оливине,
включенном в алмазы и в макрокристаллах оливина из трубок Алакитского
и Верхне-Мунского полей.
Среднее содержание примеси Mn составляет 0,11% и колеблется
в пределах 0,06-0,15%. В целом, среднее содержание этого элемента в оливине
кимберлитов интрузивной и в макрокристаллах оливине эксплозивной фаций
примерно одинаковое, но ниже, чем в мегакристаллах и микрокристаллах
оливина.
Таблица 2.17
Средний состав и статистические параметры оливина из кимберлитов
интрузивной фации
n
x
S
S2
V
SiO2
11
40,74
0,61
0,37
1,50
TiO2
11 0,08(0,06) 0,09 0,0081
102,34
Al2O3 11
0,16
0,21
0,04
137,55
Cr2O3 10 0,03(0,03) 0,03 0,0009
82,25
FeO
11
9,93
1,91
3,65
19,22
MnO
11
0,11
0,03 0,0009
23,54
MgO
11
47,98
1,65
2,72
3,45
NiO
10
0,35
0,09 0,0081
24,39
CaO
11 0,16(0,08) 0,23
0,05
145,05
Сумма 11
99,52
0,64
0,41
0,64
Fa, % 11
10,3
2,0
4,00
19,68
Примечание: то же, что и в табл. 2.6.
А
0,53
1,91
0,84
0,72
0,13
-0,33
0,52
-0,56
1,80
-0,34
0,11
E
-0,84
2,13
-1,33
-0,67
-0,73
-0,82
-0,99
-1,20
1,33
-0,66
-0,69
НА
0,72
2,58
1,13
0,92
0,17
-0,45
0,70
-0,72
2,44
-0,46
0,14
НЕ
-0,57
1,44
-0,90
-0,44
-0,50
-0,56
-0,67
-0,77
0,90
-0,45
-0,47
Примесь Cr (0,00-0,07%) содержится в среднем около 0,03%,
а количество Ti не превышает 0,07%.
В
оливине
кимберлитов
интрузивной
фации
основные
минералообразующие окислы коррелируют между собой (табл. 2.18).
Кремний положительно коррелирует с Mg и отрицательно с Fe. Магний
и железо связаны обратной зависимостью. Для Ni установлена обратная связь
с Fe, а Mn не коррелирует ни с одним из элементов. Кальций проявляет
сильную прямую связь с Ti и более слабую – Cr. Был произведен расчет
коэффициентов частной корреляции для пар – Cr – Ti и Mn – Fe. Близкая
к значимому положительная корреляция Ti с Cr оказалась обусловленной
влиянием Ca: rCrTi(Ca)=0,91. Для пары Mn – Fe были рассчитаны частные
коэффициенты корреляции последовательно исключая влияние Ni и Mg.
Исключение влияния Ni (rMnFe(Ni)=-0,088) делает незначимой эту связь,
а исключение влияния Mg несколько повышает ее (rMnFe(Mg)=0,437), но остается
незначимой. На связь между Mg и Ni не оказывают влияния ни Si
(rMgNi(Si)=0,450), ни Fe (rMgNi(Fe)=0,419). Таким образом, в отличие от оливина
всех трех групп кимберлитов эксплозивной фации Mn и Ni не проявляют
сильной корреляции с основными элементами. Повышенная примесь Ni
в оливине обусловливает высокое содержание этого элемента в кимберлитах
интрузивной фации.
56
Таблица 2.18
Матрица парных коэффициентов корреляции между отдельными
компонентами в оливине кимберлитов интрузивной фации
SiO2
MgO
FeO
MnO
NiO
CaO
TiO2
Cr2O3
MgO
0,870
FeO
-0,852
-0,925
MnO
-0,064
-0,226
0,371
NiO
0,456
0,594
-0,755
0,555
n=10
r05=0,632
r01=0,765
CaO
-0,618
-0,395
0,247
-0,168
-0,076
TiO2
-0,482
-0,451
0,301
0,122
-0,311
0,833
Cr2O3
Fa
-0,017 -0,808
0,254 -0,913
-0,311 0,990
-0,302 0,367
-0,419 -0,729
0,683 0,130
0,605 0,188
0,163
Для статистических исследований химизма оливинов альнеитовых
пород использовано 19 анализов из 23, а для выявления корреляционных
связей 16 анализов.
Рис. 2.14. Гистограмма железистости оливина из монтичеллитовых альнеитов.
Содержание фаялитового компонента в оливине альнеитов колеблется
в пределах 8,8-15,2%. По сравнению с оливином кимберлитов железистость
оливина альнеитов несколько смещена в сторону увеличения фаялитового
компонента. Распределение фаялитового компонента в оливине альнеитов
одномодальное и близко к симметричному распределению (рис. 2.14). Средняя
железистость оливина альнеитов (12,2% фаялитового минала) совпадает
с модальной областью (11,6-13,0 фаялита). Распределение элементов, за
исключением Si и Ni, аппроксимируется нормальным законом (табл. 2.19).
57
Таблица 2.19
Средний состав и статистические параметры оливина из альнеитовых пород
n
x
S
SiO2
19
39,85
0,74
TiO2
14 0,09(0,07) 0,09
Al2O3
17
0,20
0,26
Cr2O3
17 0,05(0,05) 0,05
FeO
19
11,88
1,02
MnO
17
0,15
0,04
MgO
19
47,01
1,32
NiO
18
0,23
0,13
CaO
19 0,18(0,15) 0,11
Сумма
19
99,56
0,83
Fa, %
19
12,2
1,5
Примечание: то же, что и в
(1979).
S2
V
A
E
HA
HE
0,55
1,85
-1,82
3,66
-3,24
3,26
0,0081 98,64
1,08
-0,67
1,66
-0,51
0,07 128,65 1,46
0,54
2,46
0,46
0,0025 97,31
1,10
0,59
1,84
0,50
1,04
8,61
-0,29
0,96
-0,52
0,86
0,0016 28,54
0,12
-0,96
0,21
-0,81
1,74
2,81
0,31
0,46
0,55
0,41
0,0169 58,04
1,89
2,97
3,28
2,57
0,0121 62,39
0,46
-0,61
0,81
-0,54
0,69
0,83
-0,19
-1,05
-0,35 -0,94
2,13
11,97
-0,56
0,34
-1,00
0,30
табл. 2.6. Состав оливинов по К.Н. Никишову и др.
Никель в оливине альнеитов обнаруживает пределы колебаний от 0,10
до 0,64% и составляет в среднем 0,23%. Среднее содержание этого элемента
ниже, чем в оливине кимберлитов интрузивной фации и близко к средней
концентрации никеля в мегакристаллах оливина эксплозивной фации.
Примесь Mn содержится в количестве 0,07-0,21%. Среднее содержание
Mn (0,15%) выше, чем в оливине кимберлитов интрузивной фации, но это
значение близко к средним значениям, полученным для мегаи микрокристаллов оливина кимберлитов эксплозивной фации.
Таблица 2.20
Матрица парных коэффициентов корреляции
между компонентами в оливине альнеитовых пород
SiO2
MgO
FeO
MnO
NiO
CaO
TiO2
Cr2O3
MgO
-0,117
FeO
-0,089
-0,475
n=16
r05=0,497
r01=0,623
MnO
-0,037
-0,307
0,622
NiO
0,039
0,141
-0,270
-0,464
CaO
0,043
-0,443
0,143
0,094
0,526
TiO2
0,066
0,188
0,040
-0,068
0,685
0,183
Cr2O3
-0,478
-0,053
0,264
0,405
0,107
0,528
0,031
Fa
-0,088
-0,669
0,766
0,626
-0,275
0,112
-0,072
0,163
Среднее содержание Ca составляет 0,18% (по данным микрозондового
анализа 0,15%), что значительно выше средних концентраций этого элемента
в оливине кимберлитов интрузивной и эксплозивной фации. Хром в оливине
альнеитовых пород колеблется в диапазоне содержаний 0,00-0,11%. Среднее
его содержание (0,05%) выше, чем в оливине кимберлитов интрузивной фации
и макрокристаллах оливина из кимберлитовых трубок северных полей
провинции. Среднее содержание примеси Ti (0,07% по данным
58
микрозондового анализа) примерно такое же, что и в оливине кимберлитов
интрузивной фации.
В оливине альнеитов основные минералообразующие окислы не
коррелируют между собой (табл. 2.20). Из элементов-примесей положительно
коррелируют между собой пары Mn – Fe (r=0,622), Ni – Ca (r=0,526) и Ni – Ti
(r=0,685), Ca в свою очередь обнаруживает прямую связь с Cr (r=0,528).
Отсутствие значимой корреляции между Mg и Fe, возможно, обусловлено
влиянием других элементов. Поэтому нами рассчитаны частные
коэффициенты корреляции последовательно исключая влияние Ca, Ni, Ti и Si.
Как показали расчеты, ни один из этих элементов не оказывает влияния на
силу связи пары Mg – Fe: rMgFe(Ca)=0,473, rMgFe(Ni)=0,478, rMgFe(Ti)=-0,492, rMgFe(Si)=0,491. Таким образом, для оливина альнеитовых пород характерен более
железистый состав и повышенная примесь кальция по сравнению с оливином
ассоциирующих кимберлитов интрузивной фации.
Ильменит
Магнезиальный ильменит (пикроильменит) относится к характерным
второстепенным минералам кимберлитов. Значительное содержание
гейкилитовой молекулы в ильмените известно давно и это свойство
используется при поисках кимберлитовых тел (Besson, 1967).
Кроме кимберлитов магнезиальный ильменит установлен в массивах
щелочных ультраосновных пород и карбонатитов. Специальное
сравнительное изучение типоморфных особенностей пикроильменита из этих
пород показало отчетливое различие по составу и физическим свойствам
(Гаранин и др., 1978). Таким образом, особенности химизма и некоторых
свойств пикроильменитов из кимберлитов, не характерные для ильменитов из
других типов пород, позволяют отнести его к типоморфным минералам
кимберлита и предположить генетическую связь микроильменита
с кимберлитовой магмой.
С другой стороны, магнезиальный ильменит присутствует в ксенолитах
некоторых ультрабазитов из кимберлитовых пород. Это обстоятельство не
исключает возможности попадания пикроильменита в кимберлит в результате
дезинтеграции включений глубинных ильменитовых гипербазитов.
Исследованию физических свойств и химического состава, зависимости
состав – свойство, форм нахождения ильменитов кимберлитовых пород
посвящены многочисленные публикации (Петрография и минералогия…,
1964; Францессон, 1968; Frick, 1973; Mitchell, 1973; Илупин и др., 1974;
Гаранин и др., 1978; Табунов, 1979 и др.). Повышенный интерес к изучению
ильменита вызван не только его поисковым значением, но и тем, что до
настоящего времени генезис и роль этого минерала в эволюции кимберлитов
остаются предметом дискуссии.
По морфологическим и некоторым другим признакам в кимберлитовых
породах эксплозивной фации можно выделить следующие группы
пикроильменита:
59
1. Крупные округло-овальные желваки (нодули) размером более 10 мм,
сложенные аллотриоморфно-зернистым агрегатом ильменита. В отдельных
случаях отмечаются монокристаллические участки в пределах желвака
поликристаллического строения (Лазько, 1979).
2. Зерна ильменита обломочной и округло-овальной формы размером
1-6 мм. Такие зерна имеют как монокристаллическую, так
и поликристаллическую структуру. Сопоставление форм и величины зерен
ильменита в каждой отдельной трубке свидетельствует о возникновении
мелких и средних зерен обломочной формы за счет дробления крупных
выделений (Илупин и др., 1974).
3. Микрокристаллы ильменита размером менее 0,15 мм. Для них
характерно наличие кристаллографической огранки (Благулькина, и др., 1975;
Евдокимов и др., 1982).
Если первые две группы ильменита образуют порфировые выделения,
то микрокристаллы этого минерала включены в основную массу кимберлитов.
Содержание ильменита в кимберлитах изменяется не только от трубки
к трубке, но и в пределах одного тела. Так, если в трубке Удачная-Западная
среднее содержание ильменита в тяжелой фракции кимберлита-цемента
составляет 2,72 кг/т (при колебании от 0,33 до 8,2 кг/т), то в трубке УдачнаяВосточная – 8,89 кг/т (2,4-29,9 кг/т).
Кроме отдельных зерен и желваков ильменит в кимберлитовых породах
встречаются:
1. Графические клинопироксен-ильменитовые срастания.
2. Редкие ксенолиты ильменитовых гипербазитов.
3. Включения в гранатах, в том числе в зональных.
4. Очень редкие сростки с алмазами.
Химический и фазовый состав
Ильменит кимберлитов относится к серии твердых растворов MgTiO3 –
FeTiO3 – Fe2O3 существенным колебанием гейкилитового и гематитового
миналов. Применение современных локальных методов исследования
минералов позволило установить, что пикроильмениты из кимберлитов
проявляют широкие пределы изменения составов, вплоть до появления
"чистых" разновидностей ильменита (Розова и др., 1980). В некоторых
желваках ильменита отмечаются повышенные примеси Cr2O3 и Al2O3
(Гаранин и др., 1978). Пикроильмениты с высоким содержанием гематитовой
молекулы (выше 10 мол. %) обладают ферримагнитными свойствами при
комнатной температуре (Гаранин и др., 1979). Ниже такие ильмениты будем
называть ферримагнитными, в отличие от парамагнитных ильменитов,
в которых подобные свойства при комнатной температуре не проявляются.
При
характеристике
химического
состава
пикроильменитов
использованы оригинальные и опубликованные рентгено-спектральные
анализы. Валовые химические анализы, которые приближенно отражают
истинный состав ильменитов кимберлитов (Францессон, 1968) в данной
60
работе не рассматриваются. Достоверность аналитического материала была
проверена путем изучения построенных кривых на графиках распределения
сумм анализов. При доверительной вероятности, равной P=95,5% были
отобраны анализы, сумма которых попадает в интервал x±2,00S (Урбах, 1964).
Исходя из этого, по суммам анализов принято ограничение 98,0–102,0%.
Содержание Fe2O3 пересчитывалось из кристаллохимической формулы
ильменита с учетом гетеровалентного изоморфизма по схеме
(Mg, Fe)+2Ti+4 ⇄ 2Fe+3.
Состав ферримагнитных ильменитов характеризуется пониженными
содержаниями титана и магния и повышенным содержанием – трехвалентного
железа (табл. 2.21). Пересчет химических анализов на миналы показывает
значительное
содержание
гематитовой
компоненты
в
составе
ферримагнитных ильменитов.
В некоторых образцах ферримагнитного ильменита установлена
неоднородность,
обусловленная
как
переменным
составом,
так
и присутствием других минеральных фаз. Фазы эти представлены гематитом
и ориентированными микровключениями со структурой типа шпинели
(Гаранин и др., 1978).
Гематит образует тонкие (3-8 мм) прерывистые каемки и неправильные
выделения в участках агрегатного строения желваков ферримагнитного
ильменита. В составе гематита присутствуют примеси TiO2 (до 4,96%), MgO
(до 2,97%), Al2O3 (до 0,8%), Cr2O3 (до 0,48%) и MnO (до 0,15%).
В зернах ферримагнитного ильменита, окаймленных оторочками
гематита, периферийные зоны шириной от 10 до 50 мкм обогащены магнием
(7,37-12,04% MgO) и титаном (45,48-53,30% TiO2) и по составу отвечают
парамагнитным ильменитам.
Таблица 2.21
Химический состав ферримагнитных ильменитов из кимберлита тр. Мир
Пределы колебаний
TiO2
31,24–44,33
Al2O3
0,32–1,05
Cr2O3
0,01–4,02
Fe2O3*
18,93–39,14
FeO
21,41–28,73
MnO
0,03–0,25
MgO
2,91–8,10
MgTiO3
10,8–29,1
FeTiO3
47,0–59,3
Fe2O3
17,4–36,3
*железо разделено после пересчета на кристаллохимическую
17 анализов.
среднее
37,96
0,69
0,75
28,16
25,74
0,10
4,81
18,6
53,4
26,4
формулу. Среднее из
Продукты распада твердого раствора серии FeTiO3 – MgTiO3 – Fe2O3 –
Cr2O3 – Al2O3 представляют собой прерывистые клиновидные пластинки
размером в первые микрометры в поперечном сечении или ксеноморфные
61
выделения. Шпинелевая фаза, слагающая микровключения, относится к серии
твердых растворов Fe2O4 (до 48%) – Fe2TiO4 (до 29%) – Mg2TiO4 (до 20%)
с подчиненным количеством шпинелевой (до 4,5% MgAl2O4)
и магнезитохромитовой (до 5,5% MgCr2O4) компонентов.
Составы парамагнитных ильменитов из трех наиболее изученных
трубок частично перекрываются (табл. 2.22). Различие обнаруживается
в содержании полуторных окислов и в меньшей степени – магнезиальности.
Наиболее контрастно это различие проявляется при сравнении составов
ильменитов из трубок Мир и Удачная-Западная. Отличительной
особенностью первых является повышенное количество кричтонитового
и пониженное – гейкилитового и гематитового миналов. Ильмениты из трубки
Удачная-Западная выделяются относительно низким содержанием титана
и более высоким содержанием окисного железа.
Таблица 2.22
Химический состав парамагнитных ильменитов из кимберлитов
1 (10)
2 (9)
3 (9)
пределы колебаний
x пределы колебаний x
пределы колебаний x
TiO2
46,40 - 51,50 49,23 44,31–50,10 46,48
47,02 51,56 49,05
Al2O3
0,57 - 0,75 0,70
0,39–0,58
0,49
0,22 0,58 0,41
Cr2O3
0,08 - 0,17 0,13
0,07–2,63
1,35
0,28 2,43 0,82
Fe2O3* 7,30 - 16,72 12,23 12,41–20,27 17,51
6,95 18,66 13,12
FeO
27,64 - 30,49 29,08 20,25–24,44 21,97
20,50 29,53 25,63
MnO
0,13 - 0,20 0,17
0,16–0,28
0,22
0,16 0,28 0,20
MgO
6,43 - 9,78 8,39
7,63–12,52
10,41
7,35 12,12 9,82
MgTiO3 23,0 - 34,2 29,7
36,6–42,9
38,7
26,9 42,4 35,2
FeTiO3 54,0 - 61,0 57,9
40,3–48,1
43,3
39,9 59,7 51,0
Fe2O3
6,6 - 15,0 10,9
11,0–18,2
15,6
6,3 16,3 10,3
1 – тр. Мир, 2 – тр. Удачная-Западная, 3 – тр. Удачная-Восточная. В скобках
количество анализов из каждой трубки. * Железо разделено после пересчета на
кристаллохимическую формулу.
На треугольной диаграмме FeTiO3 – MgTiO3 – Fe2O3 парамагнитные
ильмениты из трубки Мир образуют два обособленных поля (рис. 2.15). Поле
составов ферримагнитных ильменитов определяется значительными
колебаниями гематитовой и гейкилитовой молекул при относительно
небольшом изменении кричтонитового минала. Составы парамагнитных
ильменитов из трубок Удачная-Западная и Мир образуют два отдельных
компактных поля, которые перекрываются полем ильменитов из трубки
Удачная-Восточная. При этом ильмениты из трубки Удачная-Восточная
обогащены кричтонитовым миналом по сравнению с ильменитами трубки
Удачная-Западная, хотя содержание ильменита практически одинаковое.
Для парамагнитных ильменитов из трубки Удачная-Восточная
намечается тренд, вызванный незначительным уменьшением гематитового
минала по мере возрастания кричтонитовой молекулы. В пределах отдельного
желвака ферримагнитного ильменита, как было отмечено выше, присутствуют
62
участки или зерна, обогащенные титаном и магнием относительно матрицы.
Составы таких участков или зерен попадают в поле парамагнитных
ильменитов.
Рис. 2.15. Диаграмма составов пикроильменита в треугольнике MgTiO3-FeTiO3- Fe2O3 из
кимберлитовых трубок Якутии: 1 – тр. Мир; 2 – микрокристаллы из тр. Мир; 3 – из
зонального граната тр. Мир; 4 – из сростков с алмазами тр. Мир; 5 – тр. УдачнаяЗападная; 6 – тр. Удачная-Восточная; 7 – поле ферромагнитных ильменитов; 8 – поле
парамагнитных ильменитов; 9 – поле ильменитов основной массы.
3, 4 по Н.В. Соболеву (1974).
Отдельную область на диаграмме занимают составы ильменита из
зонального граната, обнаруженного в концентрате тяжелой фракции трубки
Мир (Соболев, 1974). Составы этих ильменитов частично совпадают с полем
ферримагнитных ильменитов и имеют близкие пределы колебания
гематитового минала. В отличие от последних, в ильменитах из зонального
граната отмечается некоторое увеличение магнезиальности и резко
повышенное содержание Cr2O3 (до 10,7%). Сопоставление составов ильменита
из разных зон граната показывает закономерные изменения в содержании
основных элементов. К внешним зонам граната в ильменитах-включениях
возрастает содержание TiO2 и MgO и уменьшается – Fe2O3 и Cr2O3. Подобная
картина наблюдается и для ферримагнитных ильменитов – уменьшения
содержания вызывает повышение содержаний TiO2 и MgO. К этому следует
добавить, что отношение закисного и окисного железа в ферримагнитных
63
ильменитах (FeO/Fe2O3=0,5-1,4) и в ильменитах из зонального граната
(FeO/Fe2O3=0,8-1,6) практически совпадают.
Если к гематитовому миналу ильменитов из зонального граната
прибавить компонент Cr2O3, то составы этих ильменитов расположатся
параллельно полю ферримагнитных ильменитов, полностью повторяя контур
последних.
Специфичный состав имеют микрокристаллы ильменита из основной
массы кимберлита трубки Мир (табл. 2.23). Характерной чертой
микрокристаллов
ильменита
является
повышенное
содержание
пирофанитовой молекулы, что сближает его с ильменитами щелочноультраосновных комплексов (Гаранин и др., 1978). Последние отличаются
отсутствием гематитового минала. По сравнению с ферримагнитными
и парамагнитными ильменитами этой же трубки микрокристаллы ильменита
содержат больше титана, магния, марганца и меньше – суммарного железа
и алюминия.
На диаграмме составов (рис. 2.15) микрокристаллы ильменита образуют
поле, которое характеризуется минимальными количествами гематитового
и максимальными – гейкилитового миналов. В них так же, как
и в ферримагнитных ильменитах и ильменитах из зонального граната
отмечается обратная зависимость между содержаниями магния и титана
с одной и окисного железа с другой стороны.
Из этой диаграммы видно, что три группы ильменитов из трубки Мир
имеют близкие пределы колебания кричтонитового (+ пирофанитовый для
микрокристаллов) минала и образуют последовательный ряд, в котором от
ферримагнитных ильменитов к микрокристаллам уменьшается гематитовый
и увеличивается гейкилитовый миналы.
Таблица 2.23
Химический состав микрокристаллов ильменита из основной массы
кимберлита тр. Мир (по материалам Н.Д. Филиппова)
Пределы колебаний
SiO2
0,00 – 0,30
TiO2
51,01 – 57,02
Al2O3
0,01 – 0,16
Cr2O3
0,09 – 1,92
Fe2O3*
1,68 – 11,74
FeO
21,95 – 25,58
MnO
3,14 – 5,38
MgO
10,37 – 12,02
CaO
0,12 – 0,64
MgTiO3
35,4 – 40,8
FeTiO3
42,2 – 49,3
MnTiO3
6,1 – 10,3
Fe2O3
1,5 – 10,1
Примечание: Среднее из 9 анализов. * Железо разделено
кристаллохимическую формулу.
64
x
0,07
54,94
0,04
0,48
5,57
24,12
4,64
11,55
0,29
39,5
46,2
9,0
4,8
после пересчета на
Клинопироксен-ильменитовые графические срастания в настоящее
время изучены в двух кимберлитовых трубках Якутии (Илупин и др., 1974;
Гаранин и др., 1978). Составы ильменита из графических сростков
с клинопироксеном из трубки Мир, в целом, попадают в поле парамагнитных
ильменитов этой же трубки (рис. 2.16). В отличие от последних в ильменитах
из графических срастаний намечается тренд, обусловленный некоторым
уменьшением гематитовой молекулы с ростом кричтонитового минала.
Пластинчатый вросток ильменита в клинопироксене трубки Мир
характеризуется отсутствием гематитового минала и, по-видимому, имеет
иное происхождение.
Ильменит из графических сростков с клинопироксеном из другой
трубки образует отдельное поле и отличается повышенным содержанием
гейкилитового и пониженным – гематитового миналов (рис. 2.16). В них
отмечается повышенная примесь Cr2O3, в несколько раз превышающая
содержание этого компонента в ильмените из графических сростков в трубке
Мир (Гаранин и др., 1978).
Рис. 2.16. Диаграмма MgTiO3-FeTiO3-Fe2O3 пикроильменитов из клинопироксенильменитовых графических срастаний и ильменитовых гипербазитов из кимберлитовых
трубок Якутии: 1 – клинопироксен-ильменитовые сростки из тр. Мир; 2 – то же из
разных трубок; 3 – включения и сростки с гранатами тр. Мир; 4 – то же из тр. Удачная;
5 – ильменитовые гипербазиты тр. Мир; 6 – то же из разных трубок; 7 – алмазоносные
включения гранатового лерцолита тр. Удачная; 8-10 – поле ильменитов кимберлитов.
По данным Н.В. Соболева (1974), Б.М. Владимирова и др. (1976), Е.Е. Лазько (1979),
В.К. Гаранина и др. (1976), D.H. Green, N.V. Sobolev (1975).
Ильмениты из ксенолитов гипербазитов не образуют какого-либо
изолированного поля из-за значительного разброса гейкилитового,
кричтонитового и гематитового компонентов. Составы этих ильменитов
группируются в широкую полосу, лежащую параллельно стороне MgTiO365
FeTiO3. Необычный состав имеют ильмениты из двух ксенолитов
ультраосновных пород, обнаруженных в трубке Мир (Соболев, 1974). По
содержанию гематитового минала они соответствуют ферримагнитным
ильменитам из кимберлитов, но отличаются повышенной магнезиальностью.
Как видно из этой диаграммы, три анализа ильменитов из пластинчатых
вростков в гранате и клинопироксене (тр. Мир) и алмазоносного ильменитпиропового лерцолита (тр. Удачная) не содержат гематитового минала. По
сравнению с ильменитом из сростков с алмазами они являются более
магнезиальными.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что каждой отдельной
трубке свойственны ильмениты определенного состава. Среди желваков
и отдельных зерен ильменита в трубке Мир присутствуют как парамагнитные,
так и ферримагнитные разновидности. Кроме того, в этой трубке обнаружены
микрокристаллы ильменита, обогащенные пирофанитовым компонентом.
В двух других трубках ильменит из желваков и отдельных зерен в кимберлите
относится к парамагнитным разностям. При этом, ильменит из трубки
Удачная-Западная содержит больше гематитового и гейкилитового минала по
сравнению с ильменитом трубки Удачная-Восточная.
Ильмениты из графических срастаний с клинопироксеном
обнаруживают практически полное сходство по составу с ильменитом
кимберлитов. К этому следует добавить, что ильмениты из графических
сростков с клинопироксеном в двух изученных трубках имеют своеобразные
особенности состава и этим отличаются от ильменитов из ксенолитов
гипербазитов.
ЯГР-спектры ильменитов1
Для образцов ильменита из кимберлитов отмечается разнообразие ЯГР
– спектров. Вид ЯГР-спектров зависит от наличия или отсутствия структур
распада твердого раствора, от содержания Fe3+ в образце и от распределения
катионов Fe2+ и Fe3+ по двум неэквивалентным позициям в структуре
ильменита. По характеру ЯГР-спектров ильмениты можно разделить на
группы, обладающие какими-либо общими признаками.
Первую группу составляют образцы, спектры которых при комнатной
температуре (~300°K) и при температуре жидкого азота (78°K) представляют
собой суперпозицию дублетов резонансных линий, отражающих
парамагнитное состояние вещества (рис. 2.17). ЯГР-спектры пикроильменитов
первой группы показывают отсутствие магнитного расщепления при Tкомн.
и Tазота и имеют точку Нееля, по-видимому, значительно ниже температуры
кипения жидкого азота. Содержание Fe3+ составляет 20-30% от общего
количества железа.
Измерения ЯГР-спектров проводились на ядерном гамма-резонансном спектрометре ЯГРС-3 по
ВНИИЯГГ (г. Москва) Е.А. Овсянниковым.
1
66
Рис. 2.17. ЯГР-спектр пикроильменита из тр. Мир, обр. Ил-1063. Верхний спектр при
Tкомн. – 300°K, нижний Tазота – 73°K. Релаксационное расщепление наблюдается при Tкомн.
Рис. 2.18. ЯГР-спектр пикроильменита из тр. Дружба, обр. Ил-580. Верхний спектр при
Tкомн. – 300°K, нижний – Tазота – 78°K. Магнитное расщепление отсутствует при Tкомн.
и Tазота.
Ко второй группе отнесены пикроильмениты с ЯГР-спектрами,
представляющими при температуре – 300°K суперпозицию дублетов
резонансных линий и в большей или меньшей степени выраженные признаки
релаксации при температуре жидкого азота (рис. 2.18). Релаксационные
спектры пикроильменитов второй группы имеют в центре "парамагнитный"
дублет с хорошо выраженной асимметрией амплитуд резонансных пиков
(высокоскоростной пик заметно больше низкоскоростного) и широкий,
увеличивающийся от краев спектра к его центру, провал, осложненный
67
волнообразной кривой, в которой угадываются слабо выраженные признаки
разрешенной структуры магнитного расщепления ЯГР-спектра. Температура
Нееля этих пикроильменитов лежит ниже температуры жидкого азота, но
сравнительно близко к ней. Относительное содержание Fe3+ лежит в пределах
30-50%.
Третью группу образуют образцы ильменита, спектры которых при
комнатной температуре отражают типичную хорошо выраженную картину
медленных релаксаций, а при 78°K представляют собой секстиплет хорошо
разрешенных линий магнитного расщепления (рис. 2.19). Релаксационный
эффект, наблюдаемый при температуре 300°K, исчезает при температуре
жидкого азота и магнитная структура приобретает упорядоченный характер.
Температура Нееля подобных пикроильменитов лежит в промежутке 300°K
и 80°K.
Рис. 2.19. ЯГР-спектр пикроильменита, тр. Якутская, обр. Я-68-1. Верхний спектр при
Tкомн. – 300°K, нижний – Tазота – 78°K. Релаксационный спектр магнитного расщепления
проявляется при Tазота.
В отдельную, четвертую, группу объединены неоднородные образцы,
в составе которых, кроме пикроильменита первой или второй группы,
присутствует суперпарамагнитная фаза (рис. 2.20). В четвертом типе спектров
находится ильменит и магнетит или магнетит вместе с гематитом
и маггемитом, причем частично, по-видимому, в суперпарамагнитном
состоянии. Линии магнетита лежат в совсем иной области на скоростной
шкале, чем линии ильменита и легко идентифицируются визуально.
68
Рис. 2.20. ЯГР-спектр пробы Ах-Б, трубка Айхал. Верхний спектр при Tкомн. – 300°K,
нижний – Tазота – 78°K. Проба: смесь магнетита и пикроильменита.
Рис. 2.21. Распределение пикроильменитов из кимберлитов по ЯГР-спектрам
в некоторых полях: а – Мало-Ботуобинское, б – Далдынское, в – Верхне-Мунское, г –
северные поля и отдельных трубках: 1 – Мир, 2 – Удачная-Восточная, 3 – УдачнаяЗападная, 4 – Зимняя.
69
В пределах каждой из групп можно выделить отдельные подгруппы,
в том числе спектры переходного типа между группами и сложные спектры,
представляющие собой комбинацию спектров различного типа.
Выделенные по ЯГР-спектрам первые три группы пикроильменитов
соответствуют группам, разделенным в результате анализа зависимости точки
Кюри от содержания минала Fe2O3 (Гаранин и др., 1978).
Первая группа отвечает парамагнитным при температуре жидкого азота
образцам пикроильменита с содержанием гематитовой компоненты менее
10 мол. % Fe2O3 в твердом растворе FeTiO3 – MgTiO3 – Fe2O3. Вторая –
парамагнитным при комнатной температуре и ферримагнитным в интервале
от 0 до 196°C пикроильменитам, в которых количество гематитового минала
колеблется от 10 до 18 мол. % Fe2O3. Третья группа соответствует
ферримагнитным
при
комнатной
температуре
пикроильменитам,
с содержанием гематитовой молекулы более 18 мол. % Fe2O3.
На рис. 2.21 показано распределение различных групп пикроильменитов
для некоторых полей и отдельных кимберлитовых трубок Якутии. Из анализа
этой гистограммы видно, что пикроильмениты третьей группы присутствуют
только в Мало-Ботуобинском поле, причем все они из высокоалмазоносных
трубок. Пикроильмениты второй группы наиболее распространены
в Далдынском и Мало-Ботуобинском полях и несколько меньше в ВерхнеМунском поле. Парамагнитные ильмениты второй группы присутствуют во
всех полях, но наибольшим распространением пользуются среди образцов из
северных полей. Пикроильмениты четвертой группы наиболее характерны для
трубок Удачная-Восточная (Далдынское поле) и Зимняя (Верхне-Мунское),
причем в последней они преобладают.
Флогопит
Высокое содержание калия в кимберлитах связывается с присутствием
слюды-флогопита. Это прежде всего фенокристаллы слюды (тип 1),
рассматриваемые как высокобарические образования и кристаллы основной
массы, образование которых связывается с субвулканическим этапом
кимберлитового магматизма. Помимо их в кимберлитовых породах могут
присутствовать ксенокристаллы первичных и вторичных слюд перидотитовых
и эклогитовых нодулей и из богатых слюдой нодулей серии слюда – амфибол
– рутил – ильменит – диопсид (MARJD), интерпретируемые как
магматические кумулаты (Dawson, Smith, 1977).
Графически
показано
распределение
главных
элементов
(по рентгеноспектральным анализам) в слюдах двух типов кимберлитов,
глиммеритах (слюдитах), включений в алмазах и перидотитах.
Слюда I типа образует крупные (>1 мм) монокристаллы порфировых
выделений, достигающие иногда нескольких сантиметров в поперечнике,
имеющие широкие интервалы состава. Обычно значительно более
магнезиальная слюда, чем кристаллы слюды основной массы. Большинство
кристаллов слюды первого типа однородные по составу, но встречаются
70
и зональные. В зональных кристаллах наблюдается, как правило, понижение
содержания Al2O3, Cr2O3 и повышение FeO к краям зерен. Магнезиальность
слюды этого типа составляет 0,80-0,93 (рис. 2.22).
Следует отметить, что большая часть интервала вариаций состава для
слюды этого типа является результатом межзерновых, а не внутризерновых
изменений. Вариации в содержании Cr2O3 связываются подчас с присутствием
вкрапленности хромита, беспорядочно распределенной, преимущественно
в виде мельчайших зерен, кристаллизующихся одновременно со слюдой.
Содержание Ca во всех кристаллах слюды этого типа составляет <0,05 вес. %
(Smith e.a., 1978).
Кристаллы слюды первого типа имеют тенденцию к повышению TiO2
с увеличением Al2O3 и уменьшением магнезиальности. Содержание Cr2O3 не
имеет связи с TiO2 и FeO.
Рис. 2.22. Диаграмма Al2O3 – FeO для слюд из кимберлитовых пород: 1 – слюда I типа
(фенокристаллы), 2 – слюда II типа (основной массы), 3 – слюда глиммеритов, 4 –
первичная и 5 – вторичная слюда включений перидотитов, 6 – слюда, включенная в алмаз.
Анализы из I.V. Smith e.a. (1972), A.A. Giardini e.a. (1974).
В зональных кристаллах, имеющих буровато-красные, аномально
плеохроичные края слюды незначительно обогащаются Fe по сравнению
с центрами. В других кристаллах, имеющих красные края, обогащенные
общим Fe и бедные Al2O3. При этом в целом уменьшается содержание Cr2O3,
а TiO2 увеличивается. Содержание K2O и Na2O может к краям понижаться,
особенно заметно это для Na2O (рис. 2.23). Структурная формула указывает,
что большая часть Fe представлена в виде Fe3+ в тетраэдрической
координации.
Кристаллы слюды II типа основной массы кимберлитов образуют
вытянутые пластинки размером от 0,05 до 1 мм, многие кристаллы изогнуты.
Предпочтительная ориентировка отмечается только в отдельных образцах,
представленных афировыми и такситовыми разностями, породах жил,
71
залегающих как внутри трубок, так и в оперяющих трубки трещинах
и автолитах (оболочках). Малый размер большинства пластинок слюды
(<0,25 мм), наличие мельчайших непрозрачных окислов основной массы
в виде включений, предполагает их совместную кристаллизацию из
кимберлита на последних этапах выполнения трубочных тел или же
находящегося в состоянии покоя после внедрения. Об этом свидетельствует
случайная ориентировка большинства пластинок слюды. Изогнутость
кристаллов слюды, очевидно, связана с деформацией при внедрении
кимберлита.
Рис. 2.23. Диаграмма натрий – калий для слюд из кимберлитовых пород.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.22.
Изменение слюды отмечается бессистемно по краям зерен
и обнаруживается микрозондовыми анализами.
Как правило, слюда основной массы более железистая и менее
магнезиальная (0,45-0,65), чем слюда фенокристаллов. Она практически без
примеси хрома, с более высоким содержанием TiO2. Особенности состава
слюды этого типа характеризуются следующим: 1) достаточное количество Si
и Al, чтобы заполнить все восемь тетраэдрических пустот, избегая тем самым
необходимости замещения Fe3+ в этих промежутках; 2) очень низкое
содержание Cr2O3 (0,1 вес. %); 3) высокое содержание TiO2 (~3 вес. %);
4) низкое содержание NiO (~0,02 вес. %); 5) относительно низкий
коэффициент щелочности – 0,02–0,03.
В зональных кристаллах этого типа более светлоокрашенные края
с меньшим содержанием TiO2, Al2O3, FeO, K2O и Na2O более высокой
магнезиальностью (соответственно повышается содержание MgO), что
возможно объясняется частичным изменением – серпентинизацией (или
хлоритизацией) при реакции с флюидом (Smith e.a., 1978) (рис. 2.24, 2.25).
72
Рис. 2.24. Диаграмма Cr2O3 – FeO для слюд из кимберлитовых пород.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.22.
Рис. 2.25. Диаграмма FeO – MgO для слюд из кимберлитов.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.22.
73
Состав слюды глиммеритов из кимберлитовых пород практически
отвечает составу слюды I типа – фенокристаллов. Два анализа флогопита,
включенных в алмазы по большинству компонентов близки также
фенокристаллам
слюды
кимберлитов,
однако,
характеризуются
исключительно высоким содержанием FeO и TiO2, приближаясь по этим
показателям к слюде основной массы (рис. 2.26).
Рис. 2.26. Диаграмма Cr2O3 – TiO2 для слюд из кимберлитов.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.22.
Рис. 2.27. Диаграмма Cr2O3 – Al2O3 для слюд из кимберлитов.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.22.
74
Первичные
слюды
включений
гранатовых
лерцолитов
из
кимберлитовых пород образуют редкие (2-3×1 мм) кристаллы. Имеют высокие
содержания Na2O и пониженные FeO, TiO2 и Cr2O3 по сравнению
с фенокристаллами слюды I типа кимберлитов (рис. 2.27). Вторичные
флогопиты лерцолитов образуют узкие каемки вокруг зерен гранатов.
Отличаются от первичных слюд повышенным содержанием Na2O, Al2O3,
Cr2O3 более высоким отношением Fe2+/Mg2+ и Na/K и низким содержанием
SiO2 (Carswell, 1975).
Состав первичных слюд перидотитовых ксенолитов, несмотря на
близкие пределы колебаний значений элементов, тем не менее, имеет
характерные отличия от слюд фенокристаллов кимберлитовых пород.
Сравнительный анализ составов слюд различного генезиса
(лампрофиров, карбонатитов) показал четкое отличие их от состава слюд
I типа кимберлитов (Smith e.a., 1978).
Исследование изотопного состава Sr и Rb-Sr – абсолютный возраст
флогопитовых мегакристаллов и мелкодисперсных флогопитов основной
массы кимберлитов (Масловская и др., 1982) позволили установить наличие
трех типов слюд: мегакристаллы (I тип) – продукты кристаллизации
кимберлитовой магмы со значением возраста 335 млн, дет и 87Sr/86Sr равным
0,7076; ксенокристаллов слюды – остаточных образований корового
материала с высоким отношением 87Sr/86Sr=0,9, подобным изотопному составу
Sr в слюдах кристаллического фундамента платформы. Возраст слюды 540
млн. лет. Последний тип – мелкодисперсная слюда основной массы,
отвечающая возрасту 344 млн. лет и отношению 87Sr/86Sr=0,7079, является, по
мнению этих исследователей, результатом смешения двух предыдущих типов
слюд.
Экспериментальное
моделирование
процесса
кристаллизации
флогопита в кимберлитах (Горохов, 1974) позволило заключить, что при
высоких температурах и давлении образование флогопита протекает как из
расплава, насыщенного калийсодержащим флюидом, так и путем реакции
этого флюида с ассоциацией гипогенных минералов. Первый процесс
объясняет кристаллизацию слюды ранней (первой) генерации –
фенокристаллов. Второй – формирование келифитовых оболочек, при
частичном разложении кристаллов граната, основным минералом которых
является флогопит. Слюда основной массы (второй генерации)
кристаллизуется из остаточного расплава при резком спаде давлений
и температур. Зона устойчивости флогопита может быть ограничена
глубинами 60-80 км.
Таким образом, два типа слюды кимберлитов отражают различные
этапы эволюции кимберлитовой магмы. Широкие вариации состава слюды
I типа позволяет рассматривать ее как кристаллизующуюся из расплава
с изменяющимся составом.
75
Карбонаты кимберлитов
Условия нахождения карбонатов
Карбонат – один из главных компонентов основной массы кимберлитов,
содержание его обычно колеблется в широких пределах: от незначительного,
составляющего доли процента, до весьма больших количеств, когда
кимберлитовая порода может представлять существенно карбонатную породу.
Во всех выделенных разновидностях кимберлитовых пород карбонат
принимает участие в строении: 1) псевдоморфоз по оливину; 2) основой массы
кимберлитов – цемента массивных и автолитовых кимберлитовых брекчий
и автолитов; 3) гидротермальных прожилков и жеод.
В кимберлитах Якутии установлено к настоящему времени семь
карбонатных минералов, из которых основную долю составляют минералы,
заключенные в основной массе кимберлита (табл. 2.24).
Таблица 2.24
Основная масса
Кальцит
Доломит
Гидротермальные минералы
Кальцит
Арагонит
Гидромагнезит
Стронцианит
Хантит
Пироаурит
В кимберлитах даек и штоков карбонат совместно с перовскитом,
магнетитом, флогопитом и серпентином слагает основную массу. Чаще всего
он мелкозернистый, некоторое количество его образует таблитчатые
кристаллы, крупные кристаллы, а также крупные кристаллы,
микропойкилитически включающие перовскит, магнетит, флогопит. Кроме
основной массы карбонат слагает псевдоморфозы по оливину. В этом случае
он располагается на контакте оливина и серпентина.
Так же, как и в кимберлитах даек и жил в цементе массивных
кимберлитовых брекчий карбонат выполняет участки псевдоморфоз,
совместно с серпентином, перовскитом, магнетитом и флогопитом слагает
основную массу. В этих породах и количественные и временные
взаимоотношения серпентина, карбоната и флогопита переменны. Имеются
разности пород (трубка Новинка), в основной массе которых присутствует
некоторое количество монтичеллита, пойкилитически включенного
в карбонат (Корнилова, Никишов, 1976). Обилие микролитов кальцита
установлено в трубках им. XXIII съезда КПСС и др. В этих случаях, кроме
микролитов, карбонат слагает микрозернистый интерстиционный базис. Если
в основной массе преобладает серпентин, то карбонат включен в него в виде
мелких (0,03-0,05 мм) округлых зерен. При преобладании карбоната над
серпентином зерна карбоната размером до 4–6 мм пойкилитически включают
флогопит, перовскит, магнетит и серпентин.
Кимберлитовая порода, характеризуемая автором (Маршинцев, 1970а)
как аналог неизмененного кимберлита, в отличие от обычно
76
серпентинизированных пород, наблюдаемых в трубочных телах
с поверхности, не несет следов изменения (серпентинизации). Описана она
в трубке Удачная-Восточная с глубины 350 м и глубже. Переход
вышележащих кимберлитовых пород с частично серпентинизированными
вкрапленниками в описываемую породу постепенный.
Карбонат в этой породе слагает основную массу, составляющую 45–55%
объема и представлен кальцитом. Характеризуется он чаще всего
микрозернистым строением, отмечается присутствие микролитовых форм,
количество которых местами повышается и придает основной массе
микролитовую структуру. В расположении их может наблюдаться
субпараллельная ориентировка по удлинению зерен. Нередко отмечаются
монокристаллические (иногда поликристаллические) зерна кальцита,
отличные от микролитовых образований, а в отдельных из них –
полисинтетическое двойникование и спайность, характерная для кальцита.
Форма таких зерен чаще неправильная, размер наиболее крупных зерен
достигает 1–1,5 мм. Значительная доля кальцита представлена шестоватыми,
пластинчатыми образованиями, описываемыми обычно как микролиты.
Содержание их колеблется в широких пределах – от нескольких процентов до
40–50% объема породы (трубки Мир, Удачная, Амакинская и др.). Размеры
различные, в приповерхностных горизонтах трубок – это, как правило, мелкие
микролиты кальцита: от 0,01–0,02 до 0,2–0,25 мм, редко их размеры могут
достигать 0,5 мм. Обычно с глубиной их размеры увеличиваются и подчас
достигают 1-1,5 мм. Во включении карбонатитового кимберлита из пород
трубки Обнаженная нами описаны аналогичные кристаллы кальцита,
достигающие в длину 10 мм, пределы колебаний от 5,0 до 10 мм, в среднем –
6,25 мм. Такие крупные кристаллы кальцита пойкилитически включают зерна
оливина, мелкого рудного минерала, перовскита, лейсты слюды (Маршинцев,
1977).
Таблица 2.25
Содержание микролитовых форм кальцита (объемн. %)
Трубка
Пределы содержаний
В кимберлитовых породах трубки Удачная
Удачная-Западная
0,87–1,73
Удачная-Восточная
1,62–7,17
В кимберлитовых включениях
Удачная-Западная
9,30-27,10
Удачная-Восточная
11,50–20,15
Среднее
1,24
3,75
16,90
15,32
Нам
представилась
возможность
проследить
распределение
микролитовых форм в вертикальном разрезе в породах некоторых хорошо
изученных тел. Например, в породах трубки Мир в поверхностной части
содержание их колеблется от 2,86 до 7,86%, на глубине 1000 м оно достигает
уже 40,3% объема породы. Количество микролитов кальцита в кимберлитовых
породах трубок Удачная-Западная и Удачная-Восточная, в общем-то,
77
невелико и, как это видно из данных табл. 2.25 различно в каждом отдельном
случае. Так, в породах восточного тела содержание микролитов более чем
вдвое превышает таковое в породах западного тела. Различным оказалось и их
распределение на глубину. В составе основной массы кимберлитовых пород
верхних горизонтов трубки Удачная-Западная отмечается присутствие лишь
единичных индивидов, а чаще они отсутствуют, с глубиной их содержание
несколько увеличивается, но распределяются они при этом весьма
неравномерно.
Только в отдельных горизонтах (глубина 340, 370 м) мы можем
наблюдать присутствие заметных количеств микролитов. Для пород трубки
Удачная-Восточная, характеризующихся большим содержанием микролитов
кальцита в основной массе кимберлитов, распределение их им глубину более
или менее равномерно.
В составе пород трубок Удачная-Западная и Удачная-Восточная нами
описывались
многочисленные
включения
кимберлитовых
пород
разнообразного состава (Маршинцев и др., 1975), в том числе и включения
кимберлитов со значительным содержанием микролитовых форм кальцита.
При этом содержание их в подобных включениях оказалось значительно
превышающим таковое в основной массе вмещающего кимберлита (см.
табл. 2.25). В то же время средние содержания их во включениях в каждой из
трубок близки.
Существует определенная закономерность в расположении микролитов
кальцита в кимберлитах: обтекание ими включений и псевдоморфоз по
оливину. Микроструктурный анализ ориентировки их, изученный по выходам
оптических осей (Зольников, Маршинцев, 1965), показал, что микролиты
имеют тенденцию к субпараллельной ориентировке относительно
вертикальной оси трубок (рис. 2.28). В горизонтальном плане какой-либо
закономерной ориентировки их не наблюдается.
Рис. 2.28. Флюидальная текстура, обусловленная ориентировкой кристаллов кальцита
(светлое). Темное – вкрапленники серпентинизированного оливина. Кимберлитовая
брекчия трубки Мир. Шлиф, николи +. Увел. 20.
78
Автор описал процесс перекристаллизации пластинчатых форм
кальцита в основной массе цемента кимберлитовых брекчий, в котором
выделил ряд последовательных стадий. Вначале пластинчатый индивид
растворяется по периферии и приобретает пилообразные очертания. Далее он
растворяется с образованием лапчатой формы и сохранением оплошности. На
следующем этапе происходит разобщение индивида на ряд «блоков»
неправильной формы, имеющих единое погасание. Мы считаем, что полная
перекристаллизация пластинчатого индивида завершается превращением его
в микрозернистый аллотриоморфный агрегат кальцита.
Автолитовые кимберлитовые брекчии состоят из автолитов
и цементирующего кимберлита. К.Н. Никишов считает, что они состоят из
автолитов и связующей массы серпентин-карбонатного вещества. В целом
в автолитовых кимберлитовых брекчиях трубок Сибирской платформы
соотношение автолитов и связующего кимберлита различное.
Автолиты, представляющие собой округлые образования, содержат
карбонаты в тех же формах выделения, что и в цементе массивных
кимберлитовых брекчий, описанных выше.
Автолитовые брекчии с пониженным содержанием автолитов
и соответственно высоким содержанием цементирующего кимберлита
карбонатного
состава
иногда
называются
разными
авторами:
карбонатитовыми кимберлитами, карбонатизированной кимберлитовой
брекчией
(Зольников,
Маршинцев,
1974);
карбонатизированными
кимберлитами (Фролов и др., 1970). Часто в сложнопостроенных трубках
(Никишов, Алтухова, 1978; Зольников, Маршинцев, 1970) именно
автолитовые кимберлитовые брекчии имеют существенно карбонатный
состав.
Наиболее широко и в полном объеме такие породы развиты в трубке
Айхал (Зольников, Маршинцев, 1974). Для этих пород характерны
повышенные содержания карбонатов (кальцита и доломита), апатита, барита,
сульфидов, гидроокислов железа. Примечательным является присутствие
акцессорного бадделеита в виде неправильных, пластинчатых зерен
и кристаллов размером 0,15–0,50 мм (Маршинцев, 1970). Практически
постоянно в этих породах имеется кварц.
Среди интрузивных кимберлитовых тел на севере Якутской
кимберлитовой провинции известно около 10 тел, имеющих черты сходства
с карбонатитами (Маршинцев, Никишов, 1970). Порфировые выделения в этих
породах сложены кальцитом, слюдой и апатитом, основная масса – кальцитом,
присутствует слюда, мелкие зерна апатита, магнетита, перовскита, рутила (?)
и в небольших количествах – хлорит, серпентин и кварц.
Основная масса – кристаллически-зернистой структуры. В случае
присутствия значительных количеств микролитовых форм кальцита
наблюдается ясно выраженная микролитовая, флюидальная структура,
обусловленная субпараллельным расположением кристаллов кальцита.
Изучение по выходам оптических осей закономерностей их ориентировки из
79
породы дайки Куранах, ориентированных вертикально и перпендикулярно
простиранию дайки, указывает на тенденцию к субпараллельной
вертикальной ориентировке микролитов.
Кроме развития в собственно кимберлитовой породе, карбонат
наблюдается в многочисленных прожилках, гнездах и жеодах. Прожилки его
имеют различную конфигурацию, и мощность от долей миллиметра до
десятков сантиметров. Совместно с карбонатом наблюдаются сульфиды
(пирит, халькопирит), кварц, иногда магнетит.
Состав и свойства карбонатов
Микро- и мелкозернистый характер выделений карбоната в основной
массе кимберлитов и цемента брекчий не позволяет выполнить комплекс
исследований, обеспечивающих получение исчерпывающих данных о составе
карбонатов.
Кимберлитовые породы изучались главным образом термохимически,
рентгенометрически и химически. Исследования показали, что большей
частью карбонат в кимберлитах представлен кальцитом. С приближением
к контактам с вмещающими породами в ряде случаев отмечается появление
доломита, содержание которого иногда даже может преобладать над
количеством кальцита в кимберлитах.
И.П. Илупин (Петрография и минералогия…, 1964), изучавший состав
карбонатов в кимберлитах, также отмечает, что в случаях, когда карбонат
основной мисси сложен только доломитом, и таких участках ксенолиты
вмещающих пород, как правило, доломитового состава. Доломит, как
отмечает И.П. Илупин, играет существенную роль в составе карбонатов
кимберлитов некоторых северных полей (Верхне-Мунского, СреднеОленекского).
Расчет на миналы карбонатных анализов кимберлитов из трубок Мир
(обр. Зм-1 и Зм-160), Мархинская и Второгодница указывает на присутствие
только кальцита, в количествах соответственно 15,53; 16,71; 28,58; 24,20%.
Изучение содержания и соотношения карбонатных компонентов (CaO
и CO2) в кимберлитах по химическим анализам пород из различных тел
говорит о том, что их отношения оказываются довольно выдержанными,
однако величина отношений нередко может несколько превышать
теоретическое отношение в кальците – 1,274. Бесспорно, что значительная
доля кальция в кимберлитах связана с минералами карбоната, и только весьма
малая часть идет на формирование других кальцийсодержащих минералов:
перовскита, апатита. При пересчетах на миналы во многих случаях
наблюдается избыток CaO. Остается предполагать, что определенная доля его,
вероятно, связывается с каким-то неопределенным кальцийсодержащим
минералом (?) основной массы. Наличие значительных количеств натрия
и постоянный избыток кальция позволяет предполагать, что в составе
основной массы кимберлитов, вероятно, присутствует натрийсодержащий
80
карбонат – шортит (NaCa2(CO3)3), описанный пока только в кимберлитовых
дайках (табл. 2.26) провинции Онтарио, Канада (Watkinson, Chao, 1973).
Таблица 2.26
Состав (%) шортита из кимберлитовых пород Онтарио
Окисел
Na2O
CaO
SrO
MgO
CO2
Обр. 1.
19,48
37,18
0,10
0,02
–
Обр. 2
20,06
36,57
–
–
–
Стехиометрический состав
20,24
36,63
–
–
43,13
Уменьшение отношений CaO/CO2 с глубиной в породах обоих тел
трубки Удачная свидетельствует об увеличении количества доломита
и составе породы (табл. 2.28).
Рентгенометрический анализ пород из автолитовой брекчии трубки
Удачная-Восточная (гл. 560 и 600 м) показал присутствие, как доломита, так
и кальцита (табл. 2.27), причем их соотношение составляет примерно 1:1.
Таблица 2.27
Данные рентгенометрического анализа связующей массы из автолитовой
кимберлитовой брекчии трубки Удачная-Восточная
Обр. 222/560
I
6
25
6
d/n
14,50
10,65
9,28
28
2
8
7,26
5,01
4,58
7
22
27
5
4
92
100
7
5
3,845к
3,647д
3,353
3,169
3,125
3,021к
2,877д
2,665д
2,615
25
8
2,497к
2,439
Обр. 222/600
I
12
45
6
4
32
3
5
5
16
7
19
59
12
d/n
14,17
10,10
9,37
8,00
7,36
5,09
4,61
4,00д
3,919
3,858к
3,661д
3,363
3,180
83
100
4
5
17
16
3,029д
2,891д
2,665д
2,626
2,525д
2,496к
по Михееву, 1957
Кальцит
Доломит
I
d/n
I
d/n
2
4
10
1
5
81
1
3
(4,46)
4,10
2
3,683
3
(3,174)
10
2
2,883
2,664
1
1
2,531
2,461
3,849
(3,339)
3,029
(2,748)
2,490
7
14
17
1
12
14
15
14
12
16
2,403л
2,278к
2,191д
2,145
2,087к
2,014д
1,907к
1,871 к
1,804
1,786д
7
6
9
12
2,406д
2,280к
2,223д
2,196д
11
32
8
8
1
5
2,092к
2,018д
1,909к
1,871к
1,844
1,799д
6,
2,402
1
5
2,229
2,191
2
4
2,062
2,015
1
6
3
1,841
1,785
1,768
2,277
7
2,088
8
9
1,912
1,869
1
1
2
(1,766)
(1,671)
1
3
2
1,753
1,682
2
1,626
1,601к
6
1,601
1,523д
6
1,520
1,440к
5
1,440
1,419
Примечание. Съемка выполнена Н.В. Заякиной на дифрактометре УРС-50 ИМ. Fe,
Kα-излучение, скорость вращения 1 об/мин.
Таблица 2.28
Содержание и отношение карбонатных компонентов в кимберлитовых
породах трубки Удачная (%)
Удачная-Западная
Глубина, м Количество
CaO
CO2
анализов
50
13
14,85 13,37
100
14
13,74 10,24
150
10
12,96 10,09
200
11
13,84 11,55
250
9
12,96
9,54
300
13
14,02 11,08
350
9
14,91 11,52
400
9
14,89 11,22
450
10
15,00 14,33
500
9
14,82 11,64
550
8
14,59 12,75
600
6
13,52 12,89
650
6
17,23 15,53
700
6
20,92 19,67
750
3
22,99 21,57
800
4
23,99 22,01
Среднее
140
15,04 12,26
CaO
CO2
1,110
1,342
1,284
1,198
1,358
1,265
1,294
1,327
1,047
1,273
1,144
1,049
1,109
1,063
1,066
1,086
1,227
82
Удачная-Восточная
Количество
CaO CO2
анализов
14
11,32 8,92
9
9,92 8,14
9
11,35 8,39
10
11,15 8,33
11
11,30 7,97
8
12,45 9,19
8
12,43 9,36
8
14,49 11,15
8
10,73 8,12
12
12,51 9,94
12
21,12 17,78
9
16,89 15,40
10
18,46 17,34
7
19,06 15,87
3
17,05 14,42
3
16,87 14,63
141
13,91 11,26
CaO
CO2
1,269
1,218
1,353
1,338
1,418
1,355
1,328
1,299
1,321
1,258
1,188
1,097
1,064
1,201
1,182
1,153
1,235
Довольно детально изучен карбонат в одной из разновидностей
кимберлитовой брекчии из трубки Удачная, относимой автором к «первичному
(несерпентинизированному) кимберлиту» (Маршинцев и др., 1976а).
Изучение состава карбоната выполнено путем исследования
существенно основной массы. Предварительно порода была раздроблена до
класса 0,1 и пропущена на концентрационном столе. Легкая фракция
в последующем была дважды разделена в тяжелых жидкостях. Плавающий
остаток проанализирован химически, а также проведен комплекс
исследований, включающий термохимическое и рентгено-структурное
изучение и инфракрасную спектроскопию.
Пересчет химического анализа на компоненты свидетельствует о том,
что, около 70% объема проанализированной породы сложено карбонатом
(табл. 2.29).
Таблица 2.29
Химический состав (%) основной массы кимберлита
трубки Удачная-Восточная
Компоненты
Содержание
Остаток
SiO2
12,77
5,88
TiO2
0,45
–
Al2O3
2,95
–
Fe2O3
1,58
–
FeO
0,88
–
MnO
0,02
–
MgO
7,79
–
CaO
37,84
–
Na2O
1,78
0,66
K2O
1,55
–
H2O–
0,42
–
H2O+
2,09
1,82
CO2
29,54
1,32
F
0,12
–
P2O5
0,38
–
Sобщ.
0,04
0,04
Сумма
99,85
F2=0
0,08
–
Сумма
99,77
9,79
Оливин
1,84
Флогопит
14,91
Карбонаты
69,94
Апатит
0,59
Ильменит
0,81
Магнетит
1,90
Сумма
89,99
Примечание. Анализ выполнен в химической лаборатории ИГАБМ СО РАН.
Аналитик О.В. Попова.
83
Исследования показали, что карбонат в несерпентинизированных
породах представлен кальцитом (рис. 2.29).
Процессы, происходящие в приконтактовой с вмещающими породами
зоне, рассмотрены рядом исследователей (Зольников, 1963; Францессон, 1962;
Крятов, 1961). Установлено, что между кимберлитовыми и вмещающими
карбонатными породами происходят определенные обменные реакции.
Состав же карбонатных толщ, вмещающих кимберлитовые трубки
центральных районов, изученный Т.И. Анодиным (1961), оказался
существенно доломитовым, при этом доломитизация их увеличивается от
древних к более молодым образованиям.
Рис. 2.29. Кривые нагревания основной массы кимберлита трубки Удачная-Восточная:
1 – обр. 222/440; 2 – обр. 222/450; 3–обр. 222/480.
Изучение контактовых изменений кимберлитов трубки Сытыканская
(Зольников, 1963) показало, что зона изменения здесь весьма незначительна –
7-8 см и выражается в привносе в кимберлиты CaO, CO2, Fe2O3 и выносе из
них MgO, SiO2, FeO, Al2O3, Na2O и K2O. С удалением от этой зоны
в кимберлитах наблюдается некоторое увеличение содержания MgO и CO2.
Зона контактового изменения кимберлитов трубки Заполярная составляет
3-3,5 м и характеризуется несколько повышенным содержанием MgO
(табл. 2.30). Не следует, однако, считать, что повышение его и измененных
породах эндоконтактовой зоны кимберлитовых тел свидетельствует
о накоплении здесь этого компонента. Как уже установлено, при
карбонатизации кимберлитов происходит подчас значительное обеднение их
большинством компонентов, в том числе и характерными для них малыми
элементами – Cr, Ni, Co, V, Ba, Sr, Zr, Nb, Ta и др.
Расчет отношений CaO/CO2 в химических анализах в таких участках
оказывается низким и приближается к теоретическому в доломите (0,637).
Нами изучено поведение MgO и CaO на разных уровнях глубины
в породах трубок Удачная-Западная и Удачная-Восточная. Для этого были
построены графики, отражающие на разрезе трубки до глубины 700 м
содержание отдельных окислов, а также положение проанализированных
образцов относительно центра трубки по направлению к его контактам
(рис. 2.30, 2.31). Каждый интервал отражает состав 100-метрового горизонта
84
(50 м выше и 50 м ниже указанного интервала). Анализ графиков
свидетельствует, что по мере приближения к контактам с вмещающими
породами в кимберлитах как западного, так и восточного тела наблюдается
тенденция увеличения CaO и MgO. Правда, оно не всегда выдержано на всем
изученном интервале и в определенной степени, вероятно, зависит от состава
вмещающих карбонатных пород и степени их воздействия на состав
кимберлитовых пород.
Таблица 2.30
Состав кимберлита (%) в эндоконтактовой зоне трубки Заполярная
Компоненты
В 0,5-1,0 м от
В 1,5 м от
В 2,0 м от В 3-3,5 м от
В 25 м от
контакта, обр. контакта, обр. контакта,
контакта, контакта, обр.
3-1042а
3-1042б
обр. 3-1043а обр. З-1044
3-230
29,34
29,89
28,56
28,41
25,83
1,60
1,08
1,14
1,14
1,01
3,27
1,63
Не обн.
2,01
2,34
11,0
6,79
6,79
3,21
5,63
0,74
0,74
1,46
2,00
0,55
0,05
0,04
0,14
0,07
0,04
0,31
0,37
Не обн.
0,14
0,27
23,11
24,87
14,36
15,12
13,92
11,90
14,13
26,84
26,23
28,31
Не обн.
Не обн.
0,13
Не обн.
Не обн.
1,44
0,58
0,30
0,24
0,13
0,21
Не обн.
Не обн.
Не обн.
0,55
1,31
0,39
0,48
0,41
0,35
9,4
13,10
11,50
14,60
13,00
6,68
6,59
8,58
6,15
8,13
100,36
100,20
100,28
99,73
100,06
0,740
0,721
1,336
1,264
1,340
2,177
1,989
2,052
1,993
1,998
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
Cr2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
SO3
P2O5
CO2
п.п.п.*
Сумма
CaO/CO2
Ca+MgO/
CO2
* В расчетах объединялось с содержанием CO2; теоретическое отношение
CaO/CO2 в кальците – 1,274, доломите 0,637; отношение (CaO+MgO)/CO2 в доломите –
1,095.
В целом, касаясь процессов, происходящих в эндоконтакте
кимберлитовых тел, можно с определенной уверенностью констатировать, что
наблюдаемая общая карбонатизация кимберлитов сопровождается
обогащением его, прежде всего, доломитом.
В отличие от вышеописанного, процесс карбонатизации кимберлитов,
изученный на примере пород трубки Айхал, в которой он наиболее резко
выразился, и названный нами «карбонатитизацией» кимберлитов,
сопровождается, прежде всего, интенсивной кальцитизацией породы.
Выделяется два этапа карбонатизации пород этой трубки. Первая, главная
и более ранняя, стадия проявилась особенно интенсивно. С ней связано
образование участков, обогащенных кальцитом с вкрапленностью бадделеита
(0,01%), апатита (17,79%) и флогопита.
85
Рис. 2.30. Содержание MgO (а) и CaO (б) в кимберлитовых породах
трубки Удачная-Западная в зависимости от глубины и в сечении.
Черные кружочки – единичные анализы.
Рис. 2.31. Содержание MgO (а) и CaO (б) в кимберлитовых породах трубки
Удачная-Восточная в зависимости от глубины и в сечении.
Черные кружочки – единичные анализы.
86
Отмечается присутствие барита (0,11%) (табл. 2.31, обр. Ах-205а, Ах205б). Бадделеит и апатит довольно равномерно вкраплены в породе. Участки
характеризуются мелко- и среднезернистой структурой, массивной
и полосчато-плойчатой текстурой, а также повышенным содержанием
в составе редких элементов, характерных для карбонатитового процесса (Nb,
Zr, Ba, Sr и др.; рис. 2.32).
Карбонатный анализ пород таких участков свидетельствует
о присутствии кальцита в количествах: 49,25% (обр. Ах-12); 34,46% (обр.
Ах-13) и 39,82% (обр. Ах-24).
Вторая стадия (см. табл. 2.31, обр. Ах-210а и Ах-210б) наложена на
первую с замещением кальцита доломитом и кварцем с образованием
друзовых, кокардовых и прожилковых текстур. Распределение минералов
неравномерное, иногда зональное.
Таблица 2.31
Химический (%) и минеральный* (объемн. %) состав карбонатизированной
кимберлитовой породы трубки Айхал
Компоненты
Ах-205а
Ах-205б
Ах-210а
SiO2
29,04
19,88
31,56
TiO2
0,45
0,39
0,22
Al2O3
2,13
2,41
1,78
Cr2O3
Не опр.
Не опр.
0,07
Fe2O3
5,12
3,34
1,13
FeO
0,91
0,27
0,72
MnO
Не опр.
Не опр.
0,09
MgO
26,45
17,77
16,57
CaO
14,47
27,14
18,83
Na2O
0,08
0,08
0,16
K2O
0,12
0,27
1,02
H2O
10,25
6,21
2,93
P2O5
0,66
0,58
0,46
CO2
9,48
20,97
24,75
Сумма …
99,16
99,31
100,29
Серпентин
54,24
32,17
7,90
Флогопит
3,21
7,03
10,06
Магнетит
1,91
0,57
1,65
Перовскит
0,65
0,69
0,37
Апатит
1,21
1,03
1,02
Кальцит
21,53
47,71
12,03
Доломит
–
–
41,20
Кварц
11,84
6,69
19,00
Халцедон
–
–
6,77
Гидроокислы
4,57
3,42
–
железа
* Содержания рассчитаны на состав тяжелой фракции.
87
Ах-210б
51,26
0,34
2,10
0,07
1,63
0,82
0,06
15,69
9,79
0,19
0,20
2,68
0,39
13,82
99,04
13,92
4,58
2,51
0,56
0,97
–
31,94
42,44
3,08
–
Таким образом, в отличие от наложенной карбонатизации кимберлитов
вблизи контактов с вмещающими породами, сопровождающейся
доломитизацией кимберлитов, процесс карбонатитизации их характеризуется,
наоборот, обогащением породы кальцитом и может нести даже
редкометальную минерализацию.
Рис. 2.32. График изменения содержания редких элементов в кимберлитах, их
карбонатизированных разностях и карбонатитах. 1 – кимберлитовая порода трубки
Удачная-Восточная; 2 – то же, Удачная-Западная; 3 – кимберлитовая порода II типа
трубки Айхал (неизмененная); 4 кимберлитовая порода I типа трубки Айхал
(карбонатизированная); 5 – интенсивно карбонатизированная кимберлитовая порода
I типа трубки Айхал; 6 – карбонатит Салланлатвинского массива.
Гидротермальные карбонатные образования
Исследования различными авторами гидротермальной минерализации
в кимберлитах рентгенометрическими, термическими и химическими
методами позволило установить, что главная масса карбонатов представлена
кальцитом, в меньшей степени присутствует арагонит, стронцианит,
гидромагнезит, хантит и пироаурит.
Кальцит выполняет прожилки, где он обычно тонко- или мелкозернистый, в раздувах жил наблюдаются выделения средне- и крупнокристаллического кальцита. Кальцит, выполняющий жеоды, образует, как
правило, хорошо образованные скаленоэдрические кристаллы. Размеры
отдельных индивидов небольшие и составляют 0,5-1,5 см, однако могут
достигать 2–3 см и более. Поверхность их матовая. И.П. Илупин (Петрография
и минералогия…, 1964) описал в породах трубки Дальняя кристаллы кальцита
с черепицеобразной скульптурой на гранях. Кальцит в прожилках обычно
белый, полупрозрачный. Нередко он окрашен в темно-серые, желтые тона.
В ассоциации с кальцитом в жеодах находятся кристаллы кварца, сульфиды;
кальцит нередко может быть пропитан битумом.
Проведено
исследование
термолюминесцентных
свойств
гидротермальных кальцитов, выполняющих жеоды и прожилки
88
в кимберлитовых породах трубок Удачная-Западная, Удачная-Восточная,
Мир, Мархинская и Дачная (Зайцев, Маршинцев, 1975). Характеристика
параметров кривых термолюминесценции показывает, что кальциты
различных кимберлитовых трубок существенно отличаются друг от друга по
термолюминесцентным свойствам. Кальциты из трубок Дачная и Мархинская
по интенсивности свечения близки к кальцитам из трубки Удачная-Восточная,
но отличаются от них по характеру кривых термолюминесценции.
Таблица 2.32
Химический состав кальцита из трубок Мир и Айхал (%)
Окислы
1
2
Окислы
1
2
SiO
0,06
MgO
0,46
0,22
TiO2
He опр.
CaO
54,94
55,54
Al2O3
0,02
CO2
43,75
43,71
Fe2O3
Сл.
SO3
0,03
FeO
0,08
0,009
Сумма
99,58
99,62
MnO
0,32
0,062
Примечание. 1 – кальцит из жеод и жил кимберлита трубки Мир, скв. 41, гл. 40 м
Аналитик З.Ф. Паринова (ИГАБМ СО РАН); 2 – Кальцит из кимберлита трубки Айхал
(Петрографии и минералогия…, 1961)
Кристаллохимические формулы;
1 – (Ca0,99Mg0,01Mn0,004Fe0,001)1,005CO3;
2 – (Ca0,996Mg0,005Mn0,001)1,002CO3.
Неидентичность термолюминесцентных свойств кальцитов из
гидротермальных прожилков указывает на различные физико-химические
условия их образования и последующего существования. Так, для кальцитов
из трубки Удачная-Западная наблюдается значительное колебание их
термолюминесцентных свойств, что свидетельствует о сложности
и разнообразии физико-химических условий при кристаллизации
и дальнейшей жизни минерала. Кристаллизация кальцитов происходила,
по-видимому,
при
нестабильной
термодинамической
обстановке,
с образованием кристаллов с множеством разнообразных дефектов.
Повышенная дефектность кальцита из трубки Удачная-Западная
подчеркивается высокими значениями светосуммы термолюминесценции,
а также разнообразием уровней захвата (максимумов) на кривых
термолюминесценции.
Кальциты в зависимости от их минеральных парагенезисов
характеризуются различной термолюминесцентностью. Так, из кварцкальцитовых жеод они имеют светосумму 10000–18400 усл. ед., из
кальцитовых жеод – 2260–6700 усл. ед., а из кальцит-сульфидной жеоды лишь
436 усл. ед. Предполагается, что низкие интенсивности свечения кальцитов
объясняются стабильной обстановкой кристаллизации, но вполне возможно
также воздействие серосодержащих растворов, которые, с одной стороны,
обусловливали отжиг электронных ловушек, а с другой– привносили
89
в кальцит железо, являющееся гасителем термолюминесценции. При таком
процессе в первую очередь происходит опустошение низкотемпературных
ловушек, и интенсивность соответствующего максимума понижается.
В кальците из кальцит-сульфидной жеоды трубки Удачная-Западная
отношение
интенсивности
низкотемпературного
максимума
(I1)
к высокотемпературному максимуму (I2) равно 0,85, тогда как для кальцитов
в целом по трубке оно в среднем составляет 2,56 (табл. 2.33).
Таблица 2.33
Отношение интенсивностей различных максимумов на кривых
термолюминесценции гидротермальных кальцитов из кимберлитов
Трубка
Удачная-Западная
I1/I2
2,56(6)
0,8-4,36
I1/I3
4,05(3)
3,1-4,92
I2/I3
1,42(1)
1,16-1,62
Удачная-Восточная
6,79(3)
0,35(1)
0,60(1)
Мир
5,84-7,89
Мархинская
1,27(1)
Дачная
3,73(1)
Примечание. В числителе – среднее значение: в знаменателе – пределы колебания
отношений: в скобках – количество анализов.
Максимальная светосумма (дефектность) наблюдается в разноокрашенных кальцитах (обр. К-1 – 20723 усл. ед., обр. К-2 – 22106 усл. ед.).
Кристаллизация их шла при повышенных термодинамических условиях (РТ).
Таким образом, изучение термолюминесценции кальцитов из трубки
Удачная-Западная указывает на то, что кристаллизация кальцитов
происходила в нестабильной термодинамической обстановке. Это
подтверждается
изучением
кимберлитовых
пород
этой
трубки,
характеризующихся интенсивностью и разнообразием наложенной
гидротермальной минерализации, по сравнению хотя бы даже с породами
восточного тела. Кристаллизация кальцитов из трубки Удачная-Восточная
протекала в более спокойной термодинамической обстановке, при этом
стабильные
условия
минералообразующей
среды
способствовали
образованию кристаллов с относительно небольшим количеством дефектов.
О пониженной дефектности этих кальцитов свидетельствует сравнительно
небольшой запас светосуммы, ограниченный набор локальных уровней
и невысокая энергия тепловой ионизации. Образование гидротермальных
кальцитов в трубке Мир происходило в более спокойных термодинамических
условиях, чем в трубке Удачная-Западная, но в менее стабильной обстановке,
чем в трубке Удачная восточная, Дачная и Мархинская. Учитывая, что
термолюминесценция
кальцита
определяется
физико-химическими
условиями кристаллизации и последующего его существования, а также
сопоставляя термолюминесцентные свойства гидротермального кальцита из
(различных кимберлитовых трубок, можно судить о различиях
90
термодинамической обстановки в этих трубках в период образования такого
кальцита.
Арагонит, но данным И.П. Илупина (Петрография и минералогия 1964),
встречен во многих трубках (Малютка, Маршрутная, Уральская) и может
подчас занимать доминирующее положение среди гидротермальных
образований. Выполняет он жилки мощностью от 0,5-2,0 до 5-10 мм. Размер
кристаллов арагонита толщиной от 0,005-0,02 до 0,1-0,3 мм, длиной от 0,1-0,2
до 10 мм. В пустотах выполнения арагонит может образовывать щетки мелких
(0,2-0,5 мм) игольчатых кристаллов или радиально-лучистые звездчатые
агрегаты. Как отмечает И.П. Илупин, арагонит встречается совместно
с магнетитом, при этом он чаще всего образует выделения на кристаллах
магнетита. В табл. 2.34 приведен химический анализ арагонита. Он часто
оказывается более обогащенным Sr и Ba по сравнению с кальцитом. Арагонит
в кимберлитах образуется на завершающей стадии гидротермального
процесса и в условиях гипергенеза.
Таблица 2.34
Химический состав (%) и некоторые физические свойства карбонатов
из кимберлитов
Компоненты
1
2
3
4
5
SiO2
0,18
0,14
Не опр.
0,11
–
Al2O3
Не опр.
–
–
0,003
–
Fe2O3
»
–
–
0,003
24,52
FeO
0,002
–
0,008
–
–
MnO
0,001
–
Не опр.
–
–
MgO
0,56
0,29
42,94
34,51
33,90
CaO
54,78
6,88
0,23
14,80
2,20
SrO
0,27
61,00
0,062
0,04
–
BaO
0,16
Сл.
0,004
0,03
–
CO2
43,82
32,52
36,12
49,32
8,07
H2O+
Не опр.
–
20,14
1,33
29,75
H2O–
»
–
0,34
0,04
37,82
п.п.п.
–
–
–
–
1,90
Нераст. ост.
–
–
–
–
Сумма …
99,773
100,83
99,814
100,186
100,34
Ng
1,680
–
1,546
–
1,560-1,565
Np
1,527
–
1,528
1,545
Уд. вес
2,76
3,62
2,28
–
1. Арагонит – гнезда радиально-лучистого строения, белого цвета, трубка
Заполярная (Алмазные месторождения…, 1964);
2. Зерна стронцианита радиально-лучистого строения, трубка Зарница (Алмазные
месторождения… 1959);
3. Гидромагнезит, трубка Снежника (Алмазные месторождения…, 1964);
4. Хантит из кимберлитов трубки Сытыканская (Левшов н др., 1964);
5. Пироаурит волокнистый, трубка Удачная-Восточная (Ровша, Футергендлер,
1963).
91
Кристаллохимические формулы:
1 – (Ca0,98Mg0,01Sr0,003Ва0,001)0,994CO3;
2 – (Sr0,82Ca0,17Mg0,l)CO3;
3 – Mg3,05Ca0,94CO3 4.00H2O;
4 – Mg17,90Fe3+6,54(OH)48(CO3)3,07 11,16H2O;
5 – Mg5,01(CO3)3,86(OH)2 4,25H2O.
Стронцианит встречен в кимберлитовых породах трубок Зарница,
Удачная-Восточная, Дальняя, Якутская и др. Стронциевая минерализация
локализуется чаще всего в участках кимберлитовых пород с интенсивной
трещиноватостью и наблюдается в виде натечных почковидных агрегатов
радиально-лучистого строения, выполняющих трещины и пустоты. Нередко
стронцианит развивается по крупнозернистым агрегатам бесцветного
и голубого целестина. Цвет его снежно-белый, в кристаллах прозрачный.
Повышенное содержание в составе его CaCO3 (см. табл. 2.34) позволяет
характеризовать этот минерал в кимберлитах как кальциостронцианит
(Петрография и минералогия…, 1964).
Стронциевая минерализация кимберлитов, по мнению В.В. Буркова
и Е.К. Подпориной (1965), формируется из гидротермальных растворов,
связанных с кимберлитовой магмой на самых последних стадиях его
эволюции. И.П. Илупин (1962), основываясь на том, что многие
гидротермальные минералы кимберлитов: барит, целестин, гипс, пирит –
распространены в осадочных породах палеозоя и мезозоя Западной Якутии,
приходит к выводу, что указанные минералы образуются в кимберлитовых
породах в результате привноса их из вмещающих трубки карбонатных пород.
Действительно, нами при изучении керна скважины, пробуренной
в осадочных карбонатных породах, вмещающих кимберлитовую трубку
Удачная, на глубине 880–900 м в светло-серых известняках среднего кембрия
были встречены крупные выделения целестина. Проведенные в последние
годы исследования по изучению изотопного отношения 87Sr/86Sr
в кимберлитах (Mitchell, 1971) обнаруживают колебания его от 0,705 до 0,718.
Эти величины не характерны для стронция из пород осадочного
происхождения и потому позволяют заключить, что кимберлиты могли
образоваться также при частичном плавлении гранат-слюдистого перидотита,
а более высокие изотопные отношения стронция могли явиться результатом
поступления в кимберлиты радиогенного стронция из мантии.
Гидромагнезит изучен И.П. Илупиным (Петрография и минералогия…,
1964) в кимберлитовых породах трубок Снежинка, Заполярная и Полянка. Он
выполняет прожилки мощностью 5 мм, редко до 15 мм. Наблюдается в виде
фарфоровидной массы или агрегатов радиально-лучистого строения. Редко
образует кристаллы удлиненно-пластинчатой формы, угасание прямое.
Химический состав гидромагнезита приведен в табл. 2.34. Образуется
гидромагнезит в кимберлитах в наиболее позднюю, гипергенную стадию
минералообразования.
92
Хантит изучен И.И. Левшовым с соавторами (1964) в породах трубок
Маршрутная, Заполярная, Поисковая, Новинка и Сытыканская. Выполняет он
трещинки в кимберлитах верхних горизонтов тел мощностью от долей
миллиметра до 5 см. Представлен тонкодисперсным агрегатом белого цвета.
Химический состав минерала приведен в табл. 2.34. Хантит был изучен
рентгенометрически. Образуется он, так же как и гидромагнезит,
в гипергенных условиях.
Пироаурит изучали В.С. Ровша и С.И. Футергендлер (1963) в породах
трубки Удачная-Восточная. Встречается минерал в двух разновидностях:
пластинчатой и волокнистой. Пластинчатая разновидность обнаружена
в пустотах-гнездах совместно с кальцитом, магнетитом и гелевидным
серпофитом. Пластинки пироаурита мелкие: от 0,3-0,5 до 5–7 мм
в поперечнике, толщина достигает 2 мм. Волокнистая разновидность
выполняет тонкие жилки мощностью 0,5-3,0 мм, имеющие поперечноволокнистое строение. Химический состав волокнистой разновидности
минерала приведен в табл. 2.34. Минерал изучен исследователями термически
и рентгенометрически.
Бадделеит
Бадделеит (окись циркония ZO2), являясь характерным минералом
карбонатитов, представляет минералогическую редкость для других
комплексов пород. В связи с этим находка акцессорного бадделеита
в кимберлитовых породах трубки Айхал несомненно интересна.
В плане трубка "Айхал" имеет форму эллипса, сильно вытянутого по
длинной оси. Выполнена она двумя разновозрастными типами кимберлитовых
брекчий, отличающихся как по составу, так и по структурно-текстурным
особенностям. Так, северо-западная и юго-восточная части трубки сложены
мелкообломочной и мелкозернистой сильно карбонатизированной
кимберлитовой брекчией светло-серого цвета (тип I), отличающейся малым
содержанием псевдоморфоз серпентина по оливину и пелитоморфной
карбонатной основной массой. Эта разновидность рядом исследователей
(Бобриевич и др., 1964) характеризуется как кимберлитовый туф.
В центральной части трубки указанная выше разность прорывается
кимберлитовой брекчией нормального облика (типа II), характерной для
большинства трубок Якутской алмазоносной провинции. Окраска
кимберлитовой брекчии II типа голубовато-серая. Между этими двумя
разностями пород отмечаются интрузивные контакты.
В табл. 2.35 приведены результаты подсчета минеральных компонентов
и обломочного материала в шлифах. Как видно из этих данных,
в кимберлитовых брекчиях I типа наблюдается пониженное содержание
псевдоморфоз серпентина по оливину и резко повышенное содержание
серпентин-карбонатной основной массы.
93
Таблица 2.35
Содержание минеральных компонентов кимберлита и обломочного
материала в кимберлитовых брекчиях трубки "Айхал" (в объемн. %)
Минералы
Псевдоморфозы серпентина по оливину
Флогопит
Магнетит + хромшпинелиды
Кварц
Серпентин-карбонат
Ксенолиты
Сумма
Кимберлитовая брекчия
I типа
II типа
0,46
2,30
2,45
2,46
0,81
1,81
1,41
2,34
70,88
59,63
23,99
31,78
100,00
100,00
В табл. 2.36 приводится содержание минералов тяжелой фракции
в кимберлитовых брекчиях разных типов. Бадделеит присутствует в качестве
акцессорного минерала в обеих выделенных разностях в неэлектромагнитной
фракции класса -0,25+0,1 мм. В кимберлитовой брекчии I типа отмечается
заметно большее его содержание.
Таблица 2.36
Содержание минералов тяжелой фракции
в кимберлитовой брекчии трубки "Айхал" (в вес. %)
Кимберлитовая
брекчия
Минерал
I тип
II тип
Оливин
Пироп
6,24
4,62
Хромшпинелиды
10,76
8,12
Муассанит
0,45
0,06
Хромдиопсид
0,07
0,02
17,52
12,81
Ильменит
P.зн.
P.зн.
Магнетит
8,69
72,30
Корунд
0,13
0,03
Апатит
17,79
0,86
Барит
0,11
Бадделеит
Зн.
P.зн.
Сульфиды
1,21
0,64
Гидроокислы
54,55
14,46
73,66
14,86
Итого
100,0
100,0
Содержание минералов 0,38
1,01
тяжелой фракции
в кимберлитовой
брекчии
94
Бадделеит в кимберлитовых брекчиях встречается в виде мелких
неправильных, реже пластинчатых зерен, или в виде кристаллов. В шлифах он
отмечается редко и образует неправильной формы зерна, погруженные
в пелитоморфную карбонатную массу (I тип). Размер зерен и кристаллов
бадделеита колеблется от 0,15 до 0,3 мм, редко достигает 0,5 мм. Окраска
темно–коричневая, буроватая, блеск алмазный. Простые одиночные
кристаллы бадделеита в кимберлитовых породах не обнаружены. Кристаллы
его представлены простыми и сложными двойниками. Чаше всего
в кимберлитах встречаются простые двойники по (100), состоящие из двух
простых форм (см. рисунок), имеющих пластинчатую форму, резко
уплощенную по [100] и вытянутую по [100]. Кроме наиболее развитых граней
бадделеита [100] и [110] в подобных образованиях наблюдаются грани [101],
[112] и [111]. На гранях [100] часто заметна параллельная штриховка по
удлинению.
Сложные двойники образованы простыми двойниками, прорастающими
друг друга по плоскости (001); направление [100] является осью
двойникования. В сечении [010] подобные образования имеют вид креста.
Нередко наблюдается многократное прорастание под разными углами грани
(100) в результате чего можно наблюдать ее полное зарастание. Реже
встречаются коленчатые срастания по (010).
Рис. 2.33. Кристаллы бадделеита: а, б – простые двойники из кимберлитовых пород
трубки "Айхал"; в – одиночный кристалл бадделеита из карбонатитов Ковдорского
массива Кольского полуострова (Капустин, 1964); г – простой двойник из карбонатитов
(Дэна и др., 1951).
Описанные формы кристаллов бадделеита весьма характерны для
карбонатитов, связанных с комплексами ультраосновных-щелочных пород
(Кухаренко и др., 1965; Капустин, 1964). Однако в отличие от карбонатитов
бадделеит в кимберлитовых породах не образует простых форм.
Бадделеит оптически двуосный, отрицательный. Показатели
преломления, измеренные в сплавах, следующие: Ng=2,24±0,02;
Np=2,16±0,02; Ng-Np=0,08, что соответствует показателям преломления для
бадделеита из карбонатитов Кольского полуострова: Mg=2,18-2,24; Np=2,102,18; Ng-Np=0,07-0,08 (Кухаренко и др., 1965). Плеохроизм в кристаллах
бурых тонов по обратной схеме: Np>Nm>Ng.
95
На рентгенограмме межплоскостные расстояния бадделеита из
кимберлитов по наиболее интенсивным линиями 3,15; 2,83; 2,612 хорошо
сопоставимы о аналогичными линиями (3,16; 2,83; 2,59) бадделеита из
карбонатитов Ковдорского массива Кольского полуострова (табл. 2.37).
Таблица 2.37
Интенсивность отражений (I) и межплоскостные расстояния (d/n) бадделеита
из трубки "Айхал" и из Ковдорского массива Кольского полуострова
(Кухаренко и др., 1965)
Трубка «Айхал»
Ковдорский массив
Номер
линии
I
d/n
I
d/n
1
–
–
2
3,65
2
10
3,15
10
3,16
3
9
2,83
9
2,83
4
6
2,612
8
2,59
5
–
–
3
2,55
6
2
2,526
–
–
7
2
2,329
2
2,32
8
2
2,199
2
2,20
9
–
–
2
2,18
10
1
1,996
1
2,03
11
–
–
2
1,964
12
5
1,848
3
1,846
13
5
1,817
6
1,809
14
–
–
1
1,784
15
2
1,692
5
1,690
16
3
1,653
4
1,655
17
2
1,611
–
–
18
–
–
2
1,601
19
2
1,581
–
–
20
4
1,545
1
1,549
21
–
–
6
1,534
22
1
1,514
–
–
23
–
–
1
1,504
24
1
1,491
–
–
25
2
1,476
2
1,471
26
–
–
2
1,443
27
1
1,419
6
1,415
28
–
–
2
1,353
29
1
1,321
–
–
30
–
–
5
1,317
31
–
–
1
1,303
32
1
1,264
4
1,260
33
1
1,244
–
–
34
–
–
1
1,226
35
1
1,211
–
–
Аналитик Г.К. Кривоконева (ИГАБМ СО РАН, г. Якутск).
Условия съемки: трубка БСВ-2; Д-57,3; d=0,1; без фильтра; напряжение 35 кВ,
10 мА; экспозиция 2 часа.
96
Спектральным анализом в бадделеите из кимберлитов установлено
присутствие следующих примесей (в %): Ti – 1-0,3; Nb – 0,3-0,1; Hf – 0,1-0,03;
Sn – 0,1-0,03; Fe – 0,1-0,03; Al – 0,03-0,01; Mg – 0,03-0,01; Mn – 0,003-0,001; Cr
– 0,003-0,001; Се – сл. Кроме того в бадделеите установлено присутствие
0,04% Sc (спектральные анализы выполнены Л.С. Сукневой ИГН ЯФ СО
РАН).
Кимберлитовые породы трубки "Айхал" по сравнению с породами
других трубок Якутской алмазоносной провинции имеют весьма
своеобразный минеральный состав (см. табл. 2.35 и 2.36), характеризующийся
высоким содержанием карбонатов, а также апатита и барита.
Кимберлитовые породы трубки "Айхал" отличаются также весьма
высоким содержанием CaO и CO2. Произведенный пересчет химических
анализов на карбонаты с учетом того, что часть CaO связывается в апатите,
дает следующее содержание их в кимберлитовой брекчии I типа 59,60%,
в кимберлитовой брекчии II типа 41,07%.
Подобная ассоциация минералов (карбонат, апатит, барит), которым не
свойствен захват циркония в виде изоморфной примеси, наиболее
благоприятен для образования самостоятельных минералов циркония. Именно
такая ассоциация наблюдается в породах постмагматического этапа
формирования массивов ультраосновных – щелочных пород: в апатитфорстеритовых, доломит-флогопитовых породах, магнетитовых рудах
и карбонатитах, в которых установлена наиболее значительная концентрация
бадделеита (Кухаренко, и др., 1965).
Кристаллизация бадделеита в кимберлитовых породах трубки "Айхал"
приурочена к постмагматическому этапу формирования трубки, о чем
свидетельствует тесная ассоциация его с апатитом и баритом. Образованию
бадделеита, вероятно, способствовал специфический состав газово-жидких
флюидов, связанных с кимберлитовой магмой и характеризующихся
значительно повышенным содержанием редких и рассеянных элементов по
сравнению с содержанием их в других трубках.
Апатит
Апатит для кимберлитовых пород является типичным акцессорным
минералом, присутствие его отмечается почти во всех кимберлитовых телах.
Наиболее часто апатит отмечался в кимберлитовых породах, выполняющих
дайки, где, по свидетельству В.В. Ковальского (1963), он является одним из
постоянно встречающихся минералов. Содержание его в этих породах весьма
устойчиво и составляет в среднем около 1%. Представлен он мелкими (0,01–
0,04 мм) бесцветными призматическими кристаллами с характерными
гексагональными сечениями или образует радиально-лучистые сферолитовые
агрегаты диаметром до 0,8–1,0 мм. Удлиненные кристаллы апатита разбиты
поперечными трещинами. Показатели преломления и сила двупреломления
для апатитов из интрузивных кимберлитов приведены в табл. 2.38.
В кимберлитах брекчий, выполняющих трубки, содержание апатита
весьма неравномерное: от мелких единичных зерен, рассеянных в основной
97
массе, до 0,05–0,10% (трубки: Удачная-Западная и др.). Наиболее высокое
содержание апатита для кимберлитовых пород (17,79%) отмечено
в мелкообломочной и мелкозернистой брекчии, выполняющей северозападную и юго-восточную части трубки Айхал, характеризующейся весьма
небольшим содержанием минералов тяжелой фракции (0,38%), где апатит
совместно с баритом, сульфидами и гидроокислами железа составляет 74%
тяжелой фракции (Маршинцев, 1970б). Несколько повышенное содержание
апатита, по сравнению с кимберлитовыми породами трубок (0,33%),
отмечается в породах карбонатитовых даек, генетически связанных
с кимберлитовыми трубками (Маршинцев, Никишов, 1970).
Апатит в кимберлитовых породах встречается чаще всего в виде
бесцветных идиоморфных, удлиненно-призматических, игольчатой формы
кристаллов, а также в виде неправильной формы образований. Размер
кристаллов апатита в большинстве случаев 0,02–0,03 мм, иногда достигает до
0,5 мм.
Таблица 2.38
Показатели преломления апатита в кимберлитах и карбонатитах
Кимберлиты
No
1,642
Ne
1,638
No–Ne
0,004
«
«
«
1,638
1,638
1,642
1,630
1,635
1,638
0,008
0,003
0,004
«
«
«
«
«
«
«
«
«
«
Карбонатитовые
брекчии,
аномалия
38н
1,638
1,647
1,636
1,641
1,647
1,648
1,654
1,645
1,647
1,646
1,635
1,640
1,633
1,636
1,640
1,644
1,651
1,640
1,642
1,642
0,003
0,007
0,003
0,005
0,007
0,003
0,004
0,005
0,007
0,004
1,640
1,637
0,003
38н
44н
49/1
53н
67н
70н
1,642
1,639
1,640
1,640
1,638
1,637
1,639
1,635
1,637
1,637
1,635
1,634
0,003
0,004
0,003
0,003
0,003
0,003
98
Автор
В.В. Ковальский
(1965)
Н.А. Цейдлер
А.П. Бобриевич
и др.
(1964)
Там же
«
«
«
«
«
В.К. Маршинцев
(1970а)
Там же
«
«
«
«
Для пород, выполняющих дайки карбонатитов характерна несколько
иная форма кристаллов апатита: короткостолбчатые призматические
кристаллы или округло-овальные зерна и их обломки. Размер кристаллов
апатита здесь может достигать до 2 см. Окраска апатита бледно-зеленая,
зеленовато-желтая до бесцветной в мелких осколках. Аналогичные по форме
кристаллы апатита, только меньших размеров (1–2 мм), встречены
в кимберлитовых породах. Показатели преломления и сила двупреломления
для апатитов из кимберлитовых пород и карбонатитовых даек близки
(см. табл. 2.38).
Апатит в карбонатитовых породах, выполняющих трубки взрыва, тесно
ассоциирующих с кимберлитами, на восточном склоне Анабарского массива,
является одним из наиболее распространенных минералов. Содержание его
в тяжелой фракции колеблется от 1–6 до 30–40%, достигая до 50%. В среднем
же содержание его в этих породах составляет 18-19% (Маршинцев, 1970а).
Таблица 2.39
Химические анализы апатитов из кимберлитов и карбонатитов
Кимберлиты
Карбонатитовые брекчии
аномалии
Окислы трубка
образец образец
Айхал
49/1
55н
70н
№ 199 № 205
1
2
3
4
5
6
7
8
SiO2
0,10
0,34
–
1,06
0,46
0,40
0,20
Не обн.
Al2O3
0,50
0,14
Следы
0,62
0,50
0,37
0,20
0,26
Fe2O3
0,17
0,21
0,03
0,25
0,25
0,25
0,20
0,27
TR2O3
–
0,55
0,48
–
–
–
0,30
0,07
MnO Не обн. 0,23
Не обн. 0,07
0,11
0,09
0,10
0,10
MgO
1,60
0,09
0,23
0,36
0,96
0,35 Следы Следы
CaO
53,29 55,51
54,58
54,19 54,50 55,02 54,11
53,52
SrO
–
0,26
–
–
–
–
0,57
0,80
Na2O
0,32
0,15
0,16
0,32
0,26
0,27
0,39
0,41
K2O
0,10
0,11
Не обн. Не обн. Не обн. Не обн. 0,07
0,09
P2O5
41,33 41,46
41,67
41,29 41,78 42,22 41,46
41,49
+
H2O
0,89
0,34
0,38
0,31
0,24
0,83
0,61
0,65
–
H2O Не обн. 0,08
Не обн. 0,05
0,15 Не обн.
–
–
F
0,49
0,85
1,98
0,50
0,32
0,40
2,20
2,24
Cl
–
Не обн.
0,02
–
–
–
0,14
0,24
CO2
1,54 Не обн.
0,24
1,10
0,27
0,27
0,23
0,55
–
O (F,Cl) 0,21
0,37
0,81
0,21
0,13
0,17
0,93
0,05
Сумма 100,12 99,95
98,96
99,86 99,52 100,30 99,85
99,84
Уд. вес
–
3,25
–
–
–
–
3,16
3,20
Примечание: Анализы 1, 4, 5, 6 – аналитик Д.А. Кулагина (химлаборатория ИГАБМ
СО РАН), 2, 7, 8 – по А.П. Хомякову и Е.В. Францессон (1971), 3 – по А.П. Бобриевич и др.
(1964).
Карбонатитовая
дайка
Встречены два типа кристаллов апатита: первый – короткостолбчатые
гексагональные призмы с гранями {1010} и дипирамидальными окончаниями
99
{1011}. Размер их варьирует от 0,5 до 2–3 мм. Большинство апатитовых зерен,
встречающихся в карбонатитовых породах и имеющих неправильную форму,
нередко с реликтами кристаллографической огранки, представляет собой
обломки именно этого типа кристаллов. Второй тип – длиннопризматические
игольчатые кристаллы с хорошо образованными гранями {1010}
и дипирамидальными окончаниями. Размер их достигает до 4 мм. Этот тип
кристаллов встречается сравнительно редко.
Оба типа кристаллов апатита являются характерными для многих
карбонатитовых образований (Кухаренко и др., 1965).
Апатит в карбонатитах брекчий чаще бесцветный, редко
слабозеленоватый, желтоватый. Желтоватый цвет может быть обусловлен
тонкой пленкой гидроокислов железа. Показатели преломления апатита из
карбонатитов (см. табл. 2.38) близки к таковым для апатита из кимберлитовых
пород. В виде включений в апатите обнаружен магнетит; в свою очередь
апатит наблюдается в виде включений во вкрапленниках карбоната или
образует сростки с пирохлором и бадделеитом.
Таблица 2.40
Формулы апатита, полученные в результате пересчетов химических анализов
Анализ
1
2
3
4
5
6
7
8
Формула
(Ca9,48Mg0,40Na0,10K0,02)10(P5,78Al0,10Si0,01)5,89O24[(OH)1,00(CO2)0,35F0,26O0,39]2,00
(Ca5,03Sr0,01Fe0,01Mn0,02TR0,02Na0,02K0,01)(P2,97Si0,03)O11,82(F0,23OH0,19O0,58)
(Ca9,97Na0,06Mg0,05TR0,04)10,12(P5,98O24)[F1,05(OH)0,42(CO)2)0,05O0,48]2,00
(Ca9,74Na0,10Mg0,09Mn0,01)0,94(P5,94Si0,17Al0,12)6,63O24[(OH)0,62F0,26(CO2)0,24O0,88]2,00
(Ca10,0Mg0,24Na0,02Mn0,01)10,27(P6,01Al0,10Si0,07)6,18O24[(OH)0,28F0,15(CO2)0,06O1,51]2,00
(Ca9,99Mg0,08Na0,08Mn0,01)10,16(P5,98Al0,08Si0,10)6,09O24[(OH)0,91F0,21(CO2)0,07O0,81]2,00
(Ca4,90Sr0,03Fe0,01Mn0,01TR0,01Na0,06K0,01)(P2,98Si0,02)O12,02(F0,59Cl0,02OH0,35)
(Ca4,83Sr0,04Fe0,02Mn0,01Na0,01K0,01)P3,00O11,92(F0,66Cl0,03OH0,37)
Таблица 2.41
Содержание редкоземельных элементов и иттрия
в апатите из кимберлитов и карбонатитов
TR2O3 La Ca Pt Nd Sm Eu Gd Tb DY+Y Ho Er Tu Yb Lu
0,31 13,9 38,5 4,5 16,2 7,6 0,6 7,5 0,1 4,4
- 6,5 - - -
Апатит из
кимберлитов
(среднее из 2
анализов)
Апатит из
0,52 21,6 47,3 5,1 20,7 2,4 0,8 1,7 0,5
- карбонатитов
брекчий
(среднее из 6
анализов)
В таблице также анализы А.П. Хомякова и Е.В. Францессон (1971).
-
-
-
Химический состав апатита из кимберлитов и карбонатитов (табл. 2.39)
характеризуется общими особенностями: повышенным содержанием фтора по
сравнению с хлором, присутствием повышенных концентраций стронция.
Пересчет на кристаллохимические формулы (табл. 2.40) показывает, что
100
составы апатитов укладываются в типовые формулы. По характеру
дополнительных анионов проанализированные образцы апатита из
кимберлитов относятся к гидроксил-оксиапатитам или фтор-оксиапатитам. Из
карбонатитовой дайки – также к фтор-оксиапатитам. В карбонатитах брекчий
образцы
апатита
представляют
оксигидроапатиты
или
фторгидроксилапатиты, что в целом свидетельствует о близости составов апатитов
в кимберлитах и карбонатитах. Определение состава редких земель
(табл. 2.41) показывает абсолютное преобладание элементов цериевой
группы, при этом апатиты, как в кимберлитах, так и в карбонатитах,
обнаруживают сходные особенности и распределения индивидуальных
лантаноидов.
Фосфор в кимберлитовых породах относится к элементам
магматической стадии формирования (Илупин, 1970) и фиксируется
в основном в форме апатита. Наблюдаемое сходство физических и химических
свойств апатитов из кимберлитов и карбонатитов свидетельствует о том, что
условия образования апатита, как в кимберлитах, так и в карбонатитах, по всей
вероятности, были близки.
Выделяются две генерации апатита: первая более высокотемпературная,
представленная удлиненно-призматическими, игольчатыми кристаллами
апатита и их агрегатами. Апатит этой генерации встречен как в кимберлитах,
так и карбонатитах. Кристаллизация его, по-видимому приурочена к этапам,
предшествующим выполнению полостей трубок. К «дотрубочной» стадии
формирования кимберлитов приурочено также, образование эндогенного
кальцита
(Маршинцев,
1969),
наиболее
вероятная
температура
кристаллизации которого находится в пределах от 400 до 500°C, то есть выше
критической температуры воды.
Вторая генерация более низкотемпературного апатита представлена
короткостолбчатыми бочонковидными кристаллами и характерна, главным
образом, для карбонатитовых образований. Короткостолбчатые кристаллы
апатита встречаются также и в кимберлитах, но здесь они ассоциируют, как
правило, с кальцитом, что лишний раз подтверждает уже высказывавшиеся
в литературе указания (Маршинцев, 1969; Илупин, 1970) о «карбонатитовом»
характере апатит-кальцитовой минерализации в кимберлитах. Аналогичные
формы кристаллов апатита отмечаются в карбонатитовой дайке
и карбонатизированных кимберлитовых породах трубок Мир, Айхал и др.
Таким образом, повышенное содержание апатита в кимберлитах может
рассматриваться
как
свидетельство
наложенного
процесса
карбонатитообразования и его генетической связи с кимберлитовым
магматизмом.
Химический состав апатитов из карбонатитовых образований,
в частности, повышенное содержание гидроксильной группы, указывает на
относительно низкотемпературные условия его выделения со значительным
содержанием воды в минералообразующей среде.
101
ГЛАВА III. ГЕОХИМИЯ КИМБЕРЛИТОВ
Геохимическая специализация кимберлитовых пород различных
районов провинции является отражением обшей геохимической эволюции,
проявляющейся на ранних этапах в кимберлитовом расплаве и на поздних –
уже в существенно раскристаллизованной магме.
В кимберлитах выделяются две группы элементов, геохимическое
поведение которых неодинаково. В первом случае, это – элементы,
содержание которых определяется их концентрацией в исходном веществе
мантии. К ним откосятся такие элементы, как Mg, Si, Fe, Cr, Ni, Co, V, Ga, Ge,
Sc, Be и другие, получившие название когерентных элементов. Другая группа
элементов – К, Rb, Li, Ba, Sr, Nb, Ta, Th, U, TR – некогерентные элементы
и некоторые другие (Ti, P, Ca, C, B), содержание которых в кимберлитах
в десятки и сотни раз превышают их средние значения в ультраосновных
мантийных породах.
В табл. 3.1 иллюстрируется поведение наиболее показательных окислов
и элементов, особо четко показывающих отличительные геохимические черты
разновидностей пород эксплозивной и интрузивной фаций.
Таблица 3.1
Геохимическая специализация различных типов и разновидностей
кимберлитовых пород (окислы – %; элементы – г/т)
Типы и разновидности пород;
Геологическое положение
АвтолиКимберлиКимберлитовые
товые брекчии
товые
Компонентный кимберли- с массивной
Кимберлиты
Альнеиты
карбонасостав
товые
текстурой
титы
брекчии
цемента
Трубки
Трубки
Дайки и жилы
Дайки
Дайки и жилы +
и участки
и участки
+ участки
и жилы
участки трубок
трубок
трубок
трубок
1
2
3
4
5
6
CaO
16,3
13,2
34,7
12,3
16,0
Mg
20,0
23,7
8,9
21,2
20,6
Fe2O3+FeO
7,8
8,7
5,5
12,7
12,4
H2O
6,1
7,2
4,5
7,5
6,7
CO2
12,3
10,1
27,7
6,5
10,5
Ti
6886
7670
12176
21047
23062
Mn
755
852
1079
1593
1887
Co
73
67
92
80
89
Ni
866
1106
738
399
532
Cr
949
1219
893
752
968
V
85
127
136
174
148
Ba
599
594
856
2425
1504
Sr
533
616
527
861
1021
102
Автолитовые кимберлитовые брекчии отличаются от кимберлитовых
брекчий с массивной текстурой цемента по содержанию CaO, MgO, H2O и CO2.
Для большинства редких элементов более высокие содержания наблюдаются
в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента.
Кимберлитовые карбонатиты, как существенно карбонатные породы,
отличаются высоким содержанием CaO и CO2 и низким – MgO, Fe2O3+FeO.
Содержание остальных элементов тем не менее в них оказывается
существенно высоким. Геохимический состав кимберлитов и альнеитов
интрузивной фации специфичен: высокие концентрации Ti, Mn, Co, V, Ba, Sr,
Fe; они аномально обогащены тяжелыми лантаноидами. Отношение La/Yb
в кимберлитах и альнеитах низкое – от 35 до 73 против 99-288 – для
кимберлитовых пород эксплозивной фации.
Геохимическое изучение разновозрастных кимберлитовых пород
показало существование признаков их выдержанной дифференциации
и в плане провинции, и по эпохам проявления (табл. 3.2).
Таблица 3.2
Средние содержания элементов группы Fe разновозрастных кимберлитов
Якутской провинции по данным количественного спектрального анализа
(N×10 – вес. %) (проанализированы образцы из коллекции Ф.Ф. Брахфогеля)
Среднее для
Элемент, кимберлитов
множитель провинции
n=139
-3
Pb
1,41
Cu-3
5,21
-3
Co
6,63
Ni-3
67,40
V-3
10,87
Mn-2
9,40
-3
Cr
72,39
Ti-1
8,17
Эпохи кимберлитового магматизма, число анализов
O3
S2-D1
D3-C1
T2-3
J3
n=11
n=27
n=71
n=13
n=10
0,78
2,90
6,11
74,54
6,44
4,94
96,82
4,54
1,08
6,08
7,09
63,94
15,73
8,44
58,78
8,69
1,20
4,92
6,66
67,91
9,54
9,21
73,85
8,06
1,08
5,11
6,29
65,61
12,40
10,65
76,61
9,34
0,95
7,10
6,20
42,0
10,4
14,0
35,5
10,5
По уровню содержаний основных элементов рассматриваемой группы
определена тенденция падения по времени суммы когерентных элементов –
Cr, Ni и Co при одновременном росте значений суммы Mn, Ti, V.
Расчеты коэффициентов концентрации и результаты корреляционного
анализа позволили определить единую схему микроэлементной
дифференциации, отражающую эволюцию кимберлитового расплава во
времени (табл. 3.3).
По сути, с незначительными отклонениями, эволюционный ряд
парагенетических ассоциации когерентных элементов кимберлитов
провинции повторяет ряд зонной плавки от туго- к легкоплавким элементам
(по Е.В. Францессон, 1978). Начало ряда зональности отвечает группе
элементов, содержания которых в сумме имеют тенденцию разубоживания во
времени, а конец ряда – группе элементов, для которой характерно
103
возрастание содержаний от древних к молодым фазам кимберлитового
магматизма.
Примечательно,
что
установленные
закономерности
геохимической дифференциации кимберлитов находят свое подтверждение
и при фациальном анализе пород эксплозивной и интрузивной фаций. В плане
провинции, это находит свое отражение в закономерных вариациях
петрохимических, минералогических параметров кимберлитов и их
алмазоносности.
Таблица 3.3
Эволюционная схема дифференциации разновозрастных кимберлитов
Якутской провинции по поведению элементов группы Fe
Система
1
Pz
Mz
Эпоха
Группы коррелируемых элементов
2
3
O3
Co-V;
V-Ti
S2-D1
Co-V;
Ni-Cr;
Pb-Mn;
Cr-Ti
D3-C1
Ni-Cr; Pb-Mn;
Cr-Ti
T2-3
Co-Ni;
Cu-V
J3
Недостаточно данных
Сводный ряд геохимической зональности:
Co – V(Ni) – Ni – Cr – Pb – Mn – Cu –V – Ti
Региональные вариации состава кимберлитовых пород
Проблема геохимической зональности кимберлитовой провинции,
выражающаяся в распределении петрогенных и редких элементов,
обсуждается в работах ряда исследователей (Милашев, 1965; Томановская,
1974; Илупин и др., 1974, 1978 и др.).
В.А. Милашев (1965) выделил несколько показательных элементов: Fe,
Ti, Al, K и Na, средние содержания, которых в породах различных
кимберлитовых полей сильно отличаются. В одних случаях породы
характеризуются минимальными содержаниями каждого показательного
элемента, в других – наоборот, породы отличаются максимальными
величинами этих элементов. В третьих – содержания показательных
элементов в одной группе пород поля может быть минимальное, в другой –
максимальное. Автор заключает, что геохимическая история каждого
элемента в процессе эволюции расплава была различной.
Ю.И. Томановская (1974) исследовала характер распределения Cr, Ni,
Co, V, Mn и Zr в кимберлитовых породах различных полей провинции
и вынуждена была констатировать, что определенные закономерности
распределения микроэлементов в пространстве проявляются лишь
в региональном плане. Так, для кимберлитовых пород центральных полей
провинции обнаруживается общая нечеткая тенденция к возрастанию
содержаний Ni и Cr. К периферии провинции содержание их в породах
понижается. В последних, наоборот, возрастает содержание V, Mn и Zr.
Наиболее четкие и наглядные изменения при этом показывают геохимические
104
отношения: V/Cr возрастает в направлении от центра провинции к ее
периферии, а Ni/Co – убывает.
Основываясь на этих данных Ю.И. Томановская, делает вывод
о существовании геохимической зональности кимберлитовой провинции,
возникшей в результате дифференциации кимберлитового расплава при его
зарождении и подкорковой эволюции. В период от позднего девона до раннего
мела эволюция кимберлитового вулканизма выразилась в понижении
основности и в увеличении степени дифференциации от центра к периферии
провинции (Томановская, 1974).
И.П. Илупин с соавторами (1974, 1978) связывают геохимическую
специализацию кимберлитовых пород различных полей с их алмазоносностью
и сравнивают при этом крайние по алмазоносности кимберлитовые породы.
В целом с юга на север провинции происходит общее возрастание содержаний
Fe, Ti, Al щелочей и некоторое уменьшение количества магния. При этом
минимальными содержаниями этих элементов характеризуются кимберлиты
центральных полей. Средние значения отвечают северным полям, а наиболее
высокие концентрации наблюдаются в "пикритовых порфиритах"
(кимберлитах и альнеитах интрузивной фации) севера провинции.
Этими же авторами (Илупин и др., 1979) отмечается определенная
зональность состава кимберлитов в пределах отдельных кимберлитовых
полей. Так, для Далдынского поля показано снижение от центра к периферии
содержания Li и отношения K/Rb, что позволило предположить, что трубки
центральной части этого поля сформировались раньше, чем трубки удаленные
от центра. Отмечается своеобразие отдельных групп тел Далдынского
и Алакитского полей по содержанию V, Cr, Mn, Co, Ni. Неоднородность
намечается для трубок Омонос-Кутугунского (Западно-Укукитское), ВерхнеМоторчунского (Огоннер-Юряхское) и Куойкского полей. В первом
выделяются группы трубок с аномально высоким содержанием железа (∑FeO
14% и более) и отдельно с повышенным содержанием TiO2 или наоборот,
с пониженным. В Верхне-Моторчунском (Огоннер-Юряхское) поле
содержания некоторых петрогенных и редких элементов (Al2O3, K2O, P2O5, Be,
Sr, Ba, Zr, Nb, La) возрастают от трубок центра поля к ЮЗ и СВ. Причем в телах
юго-западной части поля заметно выше значения для Be, Ba, Sr, Zr и P, чем
в телах северо-восточной части. Обратная в целом для поля картина
обнаруживается для бора.
В Куойкском поле от юго-запада к центру и далее на северо-восток
в трубках происходит уменьшение концентраций Sr, Nb, Ti, Al. Вариации для
Be, Ba, Zr, La, Ga, K и P аналогичны в породах этого поля ВерхнеМоторчунскому.
Все эти различия, по мнению этих авторов (Илупин и др., 1974, 1978)
свидетельствуют либо о глубинном фракционировании кимберлитового очага,
либо являются геохимическим показателем химизма различных эпох
кимберлитообразования.
105
Рассмотренные данные даже при общем обсуждении показывают, что
содержания петрогенных и редких элементов закономерно изменяются
в зависимости от геологической позиции и петрохимических особенностей
кимберлитов и даже вероятно могут коррелировать со степенью
алмазоносности пород. Одним из очевидных следствий, вытекающих из
рассмотренных материалов, является вывод о петрохимической
и геохимической неоднородности кимберлитов. Неоднородность кимберлитов
наиболее наглядно выражается в том, что породы внутренних районов
Сибирской платформы, обладающие наиболее высокой средней
алмазоносности, достаточно четко отличаются низкой величиной
железистости и щелочности, пониженным содержанием Al, Ti, Nb, Ta, Zr, TR
и ряда других редких элементов и повышенными содержаниями Mg, Cr и Ni
(Лапин, Маршинцев, 1976).
Весьма важным при этом является получение прямой информации
о вертикальной геохимической неоднородности кимберлитов. Исследования
изменения содержаний ряда элементов на глубину в породах трубки Удачная,
выполненные нами (Маршинцев, Лапин, 1976), позволили сделать вывод, что
такие элементы как Co, Ni, Cr, Mn имеют определенную тенденцию
уменьшаться с глубиной. В то время как для ванадия зависимость между
содержанием и глубиной выражена менее четко и скорее имеет обратный
характер. Корреляция между содержаниями элементов и глубиной в каждой
из тел трубки Удачная выражена в различной степени. Наряду с содержаниями
индивидуальных элементов рассчитывались величины индикаторных
отношений Cr/V и Ni/V. а также Ni/Co. Указывается, что в породах трубки
Удачная-Западная величины этих отношений закономерно изменяются
в вертикальном разрезе кимберлитового тела, постепенно уменьшаясь
с глубиной. В восточном теле те же тенденции изменения выражены менее
отчетливо и носят более сложный характер. Более детально вариации редких
элементов на глубину в породах трубки Удачная рассмотрены далее в разделе
"Геохимия редких элементов".
Изучение поведения петрогенных элементов и некоторых
коэффициентов (Маршинцев и др., 1975 г.) показывает, что с глубиной
в породах обеих трубок понижаются содержания SiO2, TiO2, Fe2O3, FeO, MgO.
Повышение содержаний отмечено для следующих окислов: Al2O3, CaO, K2O,
Na2O. В целом, по нашим данным, в составе пород обеих трубок, с глубиной
падает магнезиальность (коэффициент магнезиальности) и возрастают
железистость и общая щелочность.
Аналогичные исследования, выполненные И.П. Илупиным с соавторами
(1978) для кимберлитовых пород трубок Мир, Удачная-Западная и УдачнаяВосточная, показали, что тенденцию к уменьшению с глубиной имеют титан,
алюминий и железо (суммарное). При этом для трубки Удачная-Западная
снижение содержаний этих окислов объясняется разбавляющим влиянием
карбоната.
106
Детальные исследования изменения содержаний фосфора в породах
трубок Удачная-Западная и Удачная-Восточная характеризующихся близкими
значениями (X=0,32 и 0,33%) (Маршинцев и др., 1976) показывают, что
с глубиной в породах каждого из тел наблюдается тенденция к падению
содержаний фосфора. Наиболее отчетливо это выражено для пород
восточного тела.
Фосфор наиболее тесно связан с кальцием и в большинстве
разновидностей обеих тел эти элементы имеют четкую положительную связь,
за исключением одной из разновидностей в каждой из трубок (I – УдачнойЗападной и II – Удачной-Восточной) характеризующееся наибольшим
содержанием
кальция,
заимствованного
из
вмещающих
пород.
Следовательно, в тех случаях, когда мы наблюдаем отрицательную связь
фосфора и кальция, главной причиной должно быть заметное присутствие так
называемого "некимберлитового" кальция.
Кимберлитовые породы провинции характеризуются неравномерным,
нередко аномально высоким содержанием фосфора (табл. 3.4–3.7).
В кимберлитовых породах большинства полей отмечается тенденция
положительной связи c Ti и Fe2+ и отрицательной – с Si. Корреляционные связи
фосфора с Ca, Na, K испытывают значительные колебания. Только в двух
полях (Далдынском и Чомурдахском) наблюдается отчетливая тенденция
к положительной связи фосфора с Ca, K, Na. В целом следует отметить, что
в породах южных кимберлитовых полей фосфор не образует значимых связей
с кальцием, а в северных, за исключением Восточно-Укукитского
и Молодинского полей, обнаруживается статистическая связь. Интересно, что
в этих полях также отсутствует корреляционная связь фосфора и с другими
элементами. Найти удовлетворительное решение поведению отдельных
элементов в породах каждого кимберлитового поля пока не представляется
возможным. Для этого нужны детальные минералогические и геохимические
исследования в каждом поле.
Приведенные выше данные о распределении элементов в вертикальном
разрезе кимберлитовых трубок свидетельствуют о наличии, по крайней мере
в некоторых кимберлитовых телах, закономерных изменений в содержаниях
характерных элементов и их индикаторных отношений с глубиной. Эти
данные могут свидетельствовать о существовании вертикальной
геохимической неоднородности кимберлитов. Несомненно, что значительный
интерес представляют дальнейшие работы, направленные на выявление
закономерных изменений в распределении элементов в вертикальном разрезе
других кимберлитовых тел, а также на более широкое изучение вертикальной
геохимической неоднородности кимберлитов. Полученные результаты
показывают, что геохимические изменения, наблюдаемые в кимберлитовых
трубках по мере увеличения их вертикального среза, по своему характеру
могут быть сходны с теми горизонтальными вариациями, которые
обуславливают региональную геохимическую неоднородность при переходе
от внутренних частей Сибирской платформы к окраинным ее частям. Можно
107
допустить, что так же как и в случае региональной геохимической
неоднородности, геохимические изменения, отмечаемые по мере увеличения
вертикального среза, коррелируются со степенью алмазоносности (Лапин,
Маршинцев, 1976).
Сравнительный анализ составов кимберлитовых пород в трубках
различных полей провинции, сгруппированных по разновидностям:
автолитовым кимберлитовым брекчиям (АКБ) и кимберлитовым брекчиям
с массивной текстурой цемента (КБМ), а также по эпохам
кимберлитообразования позволяет выявить определенное своеобразие их
в каждом случае.
Для этого около 700 химических анализов кимберлитовых пород из
различных кимберлитовых полей, провинции, собранные из различных
источников (В.В. Ковальский и др., 1970 г., 1975 г.), разделены по
разновидностям и статистически обработаны Н.С. Николаевым (1981 г.). Эти
данные приведены в таблицах 3.4–3.6. В графическом виде они вынесены на
рис. 3.1 и 3.2, показывающих изменение содержаний отдельных окислов
в кимберлитовых породах различных полей провинции. Анализ составов
отдельных разновидностей позволяет отметить, что каждой из них
в определенной мере присущи отличительные особенности, изменяющиеся
в возрастных эпохах кимберлитообразования. Так, в пределах
среднепалеозойской эпохи магматизма автолитовые кимберлитовые брекчии
характеризуются несколько повышенными содержаниями MgO, CaO, K2O
и минимальными – FeO, MnO. Трубки триасового возраста отличаются уже по
этой разновидности более высокими содержаниями TiO2, Fe2O3, K2O, P2O5
и минимальным – MgO, SiO2. Автолитовые кимберлитовые брекчии
среднемезозойской эпохи, по сравнению с другими характеризуются
наибольшими средними значениями Cr2O3, FeO, MnO и меньшими – Na2O,
CaO. В целом по мере омоложения возраста в автолитовых кимберлитовых
брекчиях намечается возрастание содержания Cr2O3, FeO, MnO и понижение –
CaO и Na2O.
Кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента для трубок
среднепалеозойского возраста характеризуются минимальным содержанием
Al2O3, MnO, K2O и повышенным – TiO2, CaO, MgO. Аналогичная
разновидность пород триасового возраста отличается высоким содержанием
SiO2, Cr2O3, FeO, P2O5 и низким – CaO и Na2O. В целом по мере омоложения
возраста в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента
возрастают содержания Al2O3, MnO, K2O и понижаются – TiO2, Fe2O3, MgO
(табл. 3.8, рис. 3.3–3.4).
108
Таблица 3.4
Средний химический состав автолитовых кимберлитовых брекчий различных полей провинции
D3-C1
Возраст
поля
МалоБотуо- Алакитское Далдынское
бинское
ВерхнеМунское
Чомурдахское
ВосточноУкукитское
Кол-во
18
44
43
6
11
7
анализов
SiO2
36,67
25,03
26,91
29,68
27,83
28,11
TiO2
0,78
1,12
1,59
1,16
2,59
3,11
Al2O3
4,40
3,15
3,31
2,36
3,74
4,62
Cr2O3
0,06
0,13
0,10
0,115
0,09
0,13
FeO
2,20
1,31
1,66
1,34
3,84
3,88
Fe2O3
3,23
3,63
5,10
6,71
5,86
6,52
MnO
0,09
0,08
0,10
0,17
0,14
0,18
MgO
15,48
16,74
24,08
26,21
24,93
22,78
CaO
14,65
21,27
15,29
12,52
12,34
12,62
Na2O
0,57
0,18
0,19
0,10
0,36
0,15
K2O
1,69
0,89
0,44
0,49
1,20
1,45
P2O5
0,60
0,33
0,30
0,51
0,58
0,78
CO2
11,81
17,70
13,70
10,43
10,28
10,19
H2O
4,72
5,02
2,30
6,83
5,71
6,51
Примечание. Обобщения по окислам (табл. 3.4–3.6) выполнены Н.С. Николаевым.
109
ЗападноУкукитское
Мерчимденское
Толуопское
8
10
4
24,84
3,09
3,79
0,05
3,37
6,93
0,21
20,95
15,56
0,32
1,65
0,83
11,69
7,32
31,40
0,90
2,99
0,14
1,77
5,46
0,12
27,08
9,99
0,20
1,95
0,17
11,99
5,25
30,60
2,15
3,74
0,1
2,58
7,10
0,17
20,50
13,21
0,96
0,91
0,36
9,56
4,83
Окончание таблицы 3.4
Куранахское
16
30,52
1,78
4,00
0,18
3,42
5,70
0,16
24,58
11,24
0,09
1,08
0,81
6,12
10,07
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
H2O
Лучаканское
4
31,53
2,04
4,23
0,14
3,39
5,05
0,12
24,26
11,29
0,09
1,33
0,51
5,75
6,58
T1-2
Куонамское
46
25,07
2,16
4,36
0,09
3,28
6,21
0,16
17,19
18,23
0,19
1,24
0,50
12,86
6,79
Молодинское
2
22,99
2,09
4,58
0,11
2,48
8,12
0,22
21,47
13,47
0,18
0,67
0,23
5,29
-
Куойкское
46
32,75
1,29
2,10
0,13
4,56
4,27
0,26
29,54
7,98
0,14
0,57
0,28
7,40
8,37
Таблица 3.5
Средний химический состав кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента различных полей провинции
Возраст
поля
Кол-во
анализов
SiO2
TiO2
Al2O3
D3-C1
МалоВерхнеАлакитское Далдынское
Чомурдахское
Ботуобинское
Мунское
ВосточноУкукитское
ЗападноМерчимденское Толуопское
Укукитское
8
68
30
30
22
3
16
11
3
25,34
0,75
2,94
27,22
1,85
2,66
26,58
2,12
2,73
29,44
1,41
2,49
27,37
1,87
3,37
23,70
1,81
5,17
24,43
2,93
3,67
19,99
2,21
3,40
15,16
1,61
3,53
110
Cr2O3
FeO
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
H2O
0,15
1,41
3,69
0,12
20,02
20,54
0,20
0,50
0,48
15,42
6,56
0,14
1,51
6,89
0,14
24,47
12,88
0,14
0,37
0,52
10,13
8,31
0,13
1,84
6,87
0,13
27,23
12,10
0,25(27)
0,28
0,39
9,56
4,86
0,18
1,66
6,48
0,13
30,78
9,16
0,32
0,63
0,66
5,99(12)
3,95(12)
0,11
3,17
5,43
0,12
25,77
12,89
0,31
0,77
0,67
10,98(11)
6,68
0,09
3,64
4,31
0,19
26,11
12,29
0,08
1,23
0,35
14,16
6,89
0,079
3,53
7,01
0,19
20,32
16,23
0,24
1,77
1,22
11,36
6,73
0,10
2,13
5,82
0,14
16,76
21,46
0,28
1,11
0,29
15,74
7,94
0,05
1,50
5,67
0,18
9,76
26,71
0,29
1,46
0,26
26,73
-
Окончание таблицы 3.5.
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
H2O
Куранахское
30
30,40
1,57
3,26
0,18
4,06
5,78
0,17
25,15
10,23
0,15
1,45
0,98
7,01
8,89
T1-2
Лучаканское
1
30,24
1,81
2,98
0,17
4,43
5,68
0,12
17,10
11,05
0,08
1,11
0,83
7,69
5,75
J3
Куонамское
13
21,20
2,52
3,67
0,05
4,88
7,62
0,18
15,39
19,99
0,39
1,52
1,15
15,17
4,86
111
Молодинское
10
26,96
0,99
5,52
0,08
3,33
3,42
0,15
14,03
20,14
0,69
1,52
0,69
15,03
4,80
Куойкское
14
20,84
2,22
2,83
0,11
3,16
5,09
0,35
17,86
21,97
0,11
1,49
0,86
17,41
5,35
Проведенный анализ петрохимических особенностей кимберлитовых
пород по двум разновидностям, формирующимся из разных уровней
кимберлитовой колонны, позволяет нам с определенной долей уверенности
различать автолитовые кимберлитовые брекчии и кимберлитовые брекчии
с массивной текстурой цемента по содержанию большинства петрогенных
элементов. Качественные соотношения в поведении некоторых окислов
в обеих разновидностях пород могут меняться. Это объясняется значительной
изменчивостью состава кимберлитовых пород в вертикальном разрезе.
Состав отдельных разновидностей кимберлитовых пород в различных
полях оказался исключительно изменчивым. В целом для более древней эпохе
кимберлитообразования характерны более пологие изменения окислов.
В более молодых изменчивость больше, что вероятно объясняется большей
дифференцированностью кимберлитовых пород в северных полях провинции.
Рис. 3.1. Вариации химического состава автолитовых кимберлитовых брекчий (1)
и кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента (2): 1 – Мало-Ботуобинского,
2 – Алакитского, 3 – Далдынского, 4 – Верхне-Мунского, 5 – Чомурдахского, 6 –
Восточно-Укукитского, 7 – Западно-Укукитского, 8 – Мерчимденского, 9 – Толуопского,
10 – Куранахского, 11 – Лучаканского, 12 – Куонамского, 13 – Молодинского, 14 –
Куойкского полей провинции.
112
Рис. 3.2. Вариации химического состава автолитовых кимберлитовых брекчий (1)
и кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента (2). Условные обозначения
аналогичные рис. 3.1.
Рис. 3.3. Изменение MgO, SiO2, CaO+ CO2 в кимберлитовых породах провинции во
времени: 1 – D3-C1, 2 – T1-2 и 3 – J3 для: 1 – автолитовых кимберлитовых брекчий,
2 – кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента, 3 – кимберлитов,
4 – альнеитов.
113
Рис. 3.4. Изменение FeO, Fe2O3, TiO2+Al2O3+K2O+Na2O в кимберлитовых породах
провинции во времени. Условные обозначения аналогичные рис. 3.3.
Рис. 3.5. Изменение коэффициентов магнезиальности (Км), железистости (Кж),
щелочности (Кщ) в автолитовых кимберлитовых брекчиях (пунктиром) и кимберлитовых
брекчиях с массивной текстурой цемента (сплошная линия) при изменении от девонкарбоновой к юрской эпохам (1-3) и кимберлитах (4) и альнеитах (5) интрузивной фации.
114
Рассмотрение состава кимберлитов и альнеитов интрузивной фации
в целом и по эпохам кимберлитообразования показывает их некоторое
различие. Они различаются по содержанию SiO2, MgO, MnO, TiO2, CaO, P2O5
и отчасти Fe2O3 или FeO, т.е. соотношению, главным образом, силикатной
и карбонатной частей (табл. 3.6–3.7). Наметить какие-либо тенденции
изменения состава их по возрастным группам не представляется возможным.
В определенной мере у них, как производных кимберлитовой магмы должна
быть тенденция связи с составом кимберлитовых пород в пределах поля. В то
же время кимберлиты и альнеиты существенно отличаются от кимберлитовых
брекчий по содержанию большинства петрогенных элементов, как правило,
в первых выше содержания TiO2, Fe2O3, MnO. Для остальных эти различия
могут меняться. Наблюдается общая тенденция: содержания многих окислов
в кимберлитах приближаются по содержанию к автолитовым кимберлитовым
брекчиям, а в альнеитах – к кимберлитовым брекчиям с массивной текстурой
цемента.
Таблица 3.6
Средний химический состав кимберлитов интрузивной фации
D3-C1
Возраст
ЗападноАлакит- Чомурдахполей
Укукитское
ское
ское
Кол-во
14
8
29
анализов
SiO2
16,02
28,02
27,16
TiO2
2,36
4,03
4,42
Al2O3
2,30
5,15
3,47
Cr2O3
0,17
0,07
1,77
FeO
3,43
5,70
3,94
Fe2O3
6,95
7,62
9,72
MnO
0,12
0,20
0,18
MgO
15,00
21,43
22,60
CaO
26,84
10,33
10,95
Na2O
0,13
0,20
0,19
K2O
0,07
1,70
3,35
P2O5
0,80
0,72
0,73
CO2
19,8
8,05
6,41
H2O
3,81
5,89
7,62
T1-2
J3
Мерчим- Куранах- Дюкен- Куонам- Куойк- Общее
денское
ское
ское
ское
ское среднее
1
2
11
43
11
119
16,86
2,47
4,42
0,02
6,83
0,11
15,55
19,18
Сл.
2,76
0,18
Не опр.
Не опр.
26,48
2,38
3,63
0,17
3,70
6,11
0,19
20,56
14,20
0,12
1,98
0,80
10,09
9,27
28,79
1,91
3,25
0,11
4,14
10,20
0,27
22,23
13,76
0,31
0,63
0,45
5,78
2,88
26,07
3,24
3,95
0,08
3,39
9,12
0,23
21,56
13,28
0,15
0,93
0,57
0,57
7,49
22,11
3,12
3,97
0,07
4,28
7,29
0,21
22,53
16,40
0,31
0,66
0,80
6,20
8,59
25,43
3,59
3,78
0,08
4,10
8,51
0,19
20,91
14,17
0,18
1,25
0,66
8,50
7,10
В свете этих данных вопрос геохимической зональности
(неоднородности) кимберлитовой провинции можно рассматривать по иному.
При расчетах в целом на состав кимберлитовых пород отдельных полей
происходит четкое возрастание от центра провинции к периферии общей
щелочности, железистости и понижение магнезиальности. При рассмотрении
по разновидностям отмеченная тенденция сохраняется для кимберлитовых
брекчий с массивной текстурой цемента. Для автолитовых кимберлитовых
брекчий указанные коэффициенты проявляются менее четко и подчас
115
характеризуются противоположными тенденциями (рис. 3.5). Не следует при
этом кимберлиты и альнеиты интрузивной фации рассматривать в общем,
изменении химизма пород, что является одной из основных причин
повышения к периферии провинции содержаний TiO2 и Al2O3 как это показано
В.А. Милашевым (1965) и И.П. Илупиным с соавторами (1978). Кимберлиты
и альнеиты следует рассматривать отдельно. Несомненно, что поиски
неоднородностей в пределах провинции без учета вертикальной зональности
кимберлитовых тел могут привести к ошибочным результатам.
Таблица 3.7
Химический состав монтичеллитовых альнеитов (Никишов и др., 1979)
Тамах Бета Оригинальная Случайная Серая Мелкая Монтичеллитовая Восход
Ср.
Окислы
Ср. из
Ср. из 3
Ср. из
797-1
Ср. из 2 обр.
из 2 Ме-229
Ср. из 8
2 обр.
обр.
3
обр
SiO2 27,68 29,83
26,84
30,24 25,21 20,74
29,39
28,13
TiO2 4,14 3,33
2,65
3,08
3,91 3,17
3,77
2,26
Cr2O3 0,10 0,05
0,04
0,06
0,06 0,05
0,08
0,07
Al2O3 1,20 4,96
2,77
3,67
3,76 3,24
4,40
2,76
Fe2O3 11,43 8,62
5,10
10,32 10,35 7,71
7,32
7,13
FeO 5,42 5,31
6,45
3,36
1,89 2,61
7,43
3,06
MnO 0,27 0,17
0,18
0,20
0,41 0,44
0,24
0,19
MgO 21,57 21,29
21,61
25,83 23,61 18,05
26,33
23,11
CaO 12,91 14,14
21,10
9,32
15,23 24,11
14,07
14,18
Na2O 1,12 0,22
0,12
0,18
0,63 0,06
0,29
0,15
K2O 2,33 0,98
0,39
1,58
0,24 0,07
0,50
1,05
NiO 0,02 0,04
0,01
0,05
0,06 0,05
0,09
0,03
CoO 0,00 0,01
0,00
0,04
0,01 0,01
0,01
0,005
SO3 0,00 0,00
0,31
0,19
0,00 0,00
0,35
0,02
S
0,26 0,35
0,00
0,03
0,16 0,22
0,00
0,006
P2O5 0,28 0,29
0,61
0,70
0,63 0,44
0,36
0,34
F
0,00 0,41
0,15
0,13
0,00 0,00
0,13
0,03
CO2 7,67 3,97
6,27
1,72
4,65 11,98
1,46
8,44
H2O+ 0,32 6,27
5,26
9,26
8,93 6,88
3,91
2,89
–
H2O
0,00 0,00
0,00
0,00
0,00 0,00
0,00
1,00
п.п.п. 3,05 0,00
0,00
0,00
0,00 0,00
0,00
5,40
Сумма 99,77 100,24
99,86
99,96 99,90 99,83
100,13
100,20
- F2O 0,00
0,06
0,05
0,05
0,01
Сумма 99,77
99,80
99,91
100,08
100,19
Примечание: Анализы: 1 – Музыка Г.М., Чумирин К.Г. (1970); 3,4,7 – Ковальский В.В.
и др. (1969); 2,5,6,8 – выполнены в химико-аналитической лаборатории ИГАБМ СО РАН.
Наличие закономерных геохимических различий между кимберлитами
разной алмазоносности позволило рассматривать некоторые элементы
примеси в качестве индикаторов потенциальной алмазоносности
кимберлитовых пород (Милашев, 1963; Францессон, 1973). Действительно,
содержание некоторых элементов и индикаторных отношений в различных
этапах кимберлитов эксплозивной фации, кимберлитах и альнеитах
интрузивной фации, как это показано в данной работе, обнаруживает
116
закономерную
зависимость
от
петрохимических
особенностей,
в определенной мере, возможно и степени алмазоносности и других
параметров. Причем, величины отношений элементов оказываются подчас
значительно контрастнее чем содержания индивидуальных элементов
и поэтому более удобны для использования в качестве геохимических
индикаторов типизации пород.
Таким образом, совокупность геологических, петрохимических
и геохимических данных указывает на закономерное изменение характера
щелочно-ультраосновного магматизма при переходе от внутренних
к окраинным частям Сибирской платформы (Ковальский и др., 1969; Никишов
и др., 1972 и др.). Это позволяет говорить о наличии определенной
зональности
в
развитии
щелочно-ультраосновного
магматизма,
выражающееся в последовательной смене кимберлитовых пород разной
алмазоносности карбонатитовыми комплексами, сопровождающимися
пикритовыми порфиритами.
Пикритовые порфириты, благодаря петрографическому сходству подчас
отождествляются с кимберлитами. Вместе с тем проведенное сопоставление
пикритовых порфиритов, ассоциирующих с карбонатитовыми комплексами,
с кимберлитами (Лапин, Маршинцев, 1976) позволяет заключать
о генетической самостоятельности этих двух групп пород. В связи с этим
термин "кимберлит" приобретает большую определенность, в то же время
выявленная в последние годы петрохимическая и геохимическая
неоднородность кимберлитов ставит перед их исследователями новые
проблемы.
Таблица 3.8
Средний химический состав кимберлитовых пород различных эпох
кимберлитообразования
Окислы
D3-C1
T1-2
J3
АКБ
КБМ
АКБ
КБМ
АКБ
КБМ
SiO2
27,83
26,51
26,78
27,85
32,34
23,39
TiO2
1,57
1,89
2,06
1,84
1,32
1,71
Al2O3
3,49
2,92
4,26
3,37
2,20
3,96
Cr2O3
0,10
0,13
0,11
0,14
0,13
0,10
FeO
2,01
2,01
3,32
4,29
4,47
3,23
Fe2O3
4,76
6,41
6,02
6,29
4,43
4,39
MnO
0,11
0,14
0,16
0,17
0,26
0,27
MgO
20,55
24,86
19,41
22,49
29,20
16,26
CaO
16,50
13,48
16,11
12,95
8,21
21,21
Na2O
0,28
0,225
0,16
0,21
0,15
0,35
K2O
1,00
0,63
1,21
1,46
0,58
1,50
P2O5
0,44
0,57
0,57
1,02
0,28
0,79
CO2
13,90
10,92
10,79
9,28
7,31
16,42
H2O
4,75
6,72
7,57
7,71
8,37
5,12
Примечание: АКБ – автолитовая кимберлитовая брекчия, КБМ – кимберлитовая
брекчия с массивной текстурой цемента. Таблица составлена на основе табл. 3.4–3.6.
117
Требуют дальнейшей разработки вопросы классификации кимберлитов
и прежде всего вопрос классификационного положения кимберлитов
и альнеитов интрузивной фации, которые по петрохимическим
и геохимическим параметрам, а также по ряду других признаков стоят
значительно ближе к пикритовым порфиритам, ассоциирующим
с карбонатитовыми комплексами, чем к типичным алмазоносным
кимберлитам. Разработка классификации кимберлитов, очевидно, должна
в значительной степени базироваться на изучении причин их геохимической
и петрохимической неоднородности, а также природы генетических связей,
как между различными типами кимберлитов, так и между кимберлитами
и родственными им породами.
Геохимия редких элементов
В кимберлитовых породах и минералах различными методами
(химическими, спектральными, фотометрии пламени и др.) установлено
присутствие 66 химических элементов (рис. 3.6). Их роль в формировании
пород и минералов кимберлитов неодинакова. Выше мы рассматривали
поведение главных петрогенных элементов, составляющих химическую
основу кимберлитов. Другая большая часть химических элементов, по их
содержанию в кимберлитах (менее 1%) классифицируется как элементыпримеси. По важности и распространенности в кимберлитах они условно
подразделяются нами на две группы: а) характерные элементы, определяющие
наряду с петрогенными специфику геохимии и минералогии кимберлитов;
б) второстепенные элементы.
Рис. 3.6. Химические элементы, установленные в кимберлитах: 1 – главные петрогенные
элементы, 2 – характерные элементы, определяющие наряду с петрогенными специфику
геохимии и минералогии кимберлитов, 3 – второстепенные элементы.
118
В настоящем разделе рассматривается содержание и поведение
в кимберлитовых породах некоторых элементов Ti, Mn, Co, Ni, Cr, V, Sc, B,
Ba, Sr, Li, Rb, TR для обсуждения которых было выполнено достаточное
количество определений. Для Th и U, а также ряда других элементов нами
дополнительно были привлечены литературные данные.
Титан
Кимберлитовые породы аномально обогащены титаном. Среднее
содержание его, по данным количественного спектрального анализа
(129 определений), составляет 8304 г/т, что значительно превышает его
среднее значение для ультраосновных пород – 300 г/т (Виноградов, 1962;
Turekian, Wedepohl, 1961). Вариации содержаний титана для кимберлитовых
пород лежат в пределах от 900 до 23 000 г/т. Наибольшей изменчивостью
характеризуются автолитовые кимберлитовые брекчии. В кимберлитовых
породах с массивной текстурой цемента концентрация титана более
равномерна, а содержание его больше. В несерпентинизированных
кимберлитовых породах глубинной зоны трубки Удачная-Восточная
содержание титана 6575 г/т.
Рассмотрены особенности распределения титана в кимберлитовых
породах трубки Мир, Удачная-Западная и Удачная-Восточная. Среднее
значение титана для этих пород тел оказалось даже ниже, чем в целом для
кимберлитовых пород. Наиболее высокими оказались показатели для
альнеитов и кимберлитов интрузивной фации, характеризующиеся близкими
содержаниями титана. Кривые распределения содержаний титана в породах
рассмотренных тел идентичны, за исключением альнеитов. Распределение
элемента во всех случаях согласуется с нормальным законом. Поведение
титана на глубину в породах, рассмотренных тел, не изменяется (табл. 3.9,
рис. 3.7–3.9).
Приближаясь по своим кристаллохимическим свойствам к семейству
железа, титан образует устойчивые соединения с FeO, при этом ильменит
является самым распространенным минералом титана (Щербина, 1971). Кроме
того, у титана широко выражена тенденция, рассеиваться в магнезиальножелезистых силикатах, где он, вероятнее всего, изоморфно замещает
трехвалентное железо, поскольку величины их ионных радиусов очень близки
(Ti4+=0,64Å, Fe3+=0,67Å).
В кимберлитовых породах основными минералами-носителями титана
являются ильменит и перовскит (табл. 3.10). При заметных содержаниях
каждого из них в кимберлитовых породах могут наблюдаться повышенные
концентрации этого элемента.
При значительной изменчивости содержания титана в ильменитах из
кимберлитовых пород различных трубок средние составы их оказались
в целом близкими, за исключением пород трубки Удачная-Восточная,
ильменит в которых характеризуется наибольшим содержанием этого
элемента.
119
Из других минералов-вкрапленников титан в заметных количествах
присутствует
в
гранатах,
оливине,
хромдиопсиде,
флогопите
и хромшпинелидах, причем содержание титана в этих минералах также
варьирует в широких пределах. Исследуя состав гранатов из пироповых
перидотитов трубки Удачная, Н.В. Соболев (1974) отметил в них
значительную примесь TiO2, достигающую 1,56% (Ti – 0,936%) и пришел
к выводу, что примесь титана в пироп-альмандиновых гранатах можно
интерпретировать как наличие титан-андрадитового компонента. Наименьшее
количество титана в кимберлитовых породах отмечается в оливине. По
мнению Л.Ф. Борисенко и А.В. Лапина (1973), содержание титана в этом
минерале находится в зависимости от железистости. Процесс
серпентинизации оливина, очевидно, сопровождается перераспределением
этого элемента между новообразованными минералами. В анализе
серпентиновых псевдоморфоз, приводимом А.П. Бобриевичем и др.
(Петрография и минералогия…, 1964), содержание титана составляет 120 г/т.
Содержание титана в хромшпинелидах имеет четкую зависимость от
железистости.
Наиболее
высокие
содержания
наблюдаются
в магнезиоферрит-хромитах.
Высокие концентрации титана отмечаются в перовските – минерале
основной массы кимберлитов. В перовските он рассеян весьма неравномерно,
содержания его обычно не превышают долей процента. Наиболее высокое
содержание его в перовскитах из альнеитов и кимберлитов (2-3%).
Таблица 3.9
Параметры распределения титана в кимберлитовых породах (г/т)
n x
S2
µ
V А
Е Закон распределения
Мир
44 6900 2334,7 703,96 0,34 0,54 -0,56
Нормальный
Удачная-Западная 13 4492 966,4 536,1 0,21 0,29 - 1,11
- “Удачная-Восточная 17 6235 1994,6 967,5 0,32 1,47 - 1,83
- “Альнеиты
16 23062 6615,3 3307,66 0,28 - 0,02 - 1,81
- “Кимберлиты
15 21047 7201,47 3718,82 0,34 0,11 - 1,40
- “Здесь и далее в таблицах:
n – число анализов,
x – среднее арифметическое,
S2 – дисперсия,
µ – ошибка определения среднего,
V – коэффициент вариации,
А – коэффициент асимметрии,
Е – коэффициент эксцесса.
120
Рис. 3.7. Вариации содержаний редких элементов на глубину
в кимберлитовых породах трубки Мир.
Рис. 3.8. Вариации содержаний редких элементов на глубину
в кимберлитовых породах трубки Удачная-Западная.
121
Таблица 3.10
Содержание титана в минералах (г/т)
Мир
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
Юбилейная
Число
анализов
19
12
15
6
Пределы
содержаний
187440-360240
265080-300600
282120-309360
212520-295560
Мир
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
Интернац-я
Айхал
Удачная-Вост.
Юбилейная
Дальняя
Магистральная
Русловая
Зимняя (Муна)
Зарница
Виктория *
Мелкая *
Серая *
Мир
Мир
Удачная-Зап.
Айхал
Юбилейная
23
4
2
8
4
23
4
4
4
5
4
2
4
2
3
8
1
1
1
10
1100-2800
1200-2500
1600-2100
2500-3800
700-1200
180-480
300-480
180-420
180-420
48-300
60-480
300-420
180-360
240-480
60-120
750-2900
0,00-480
-
40
7
600-56220
8460-36900
-
3
Минерал
Трубка
Ильменит
Гранат
Оливин
Хромдиопсид
Хромшпинел.
Пикотитцейлонит
Хромпикотит
Магнезиофер
ритхромиты
Перовскит
Монтичеллитовая
1
*
Великан **
2
Флогопит
Якутская
1
Безымянная
1
Монтичеллит
Виктория *
4
Мелкая *
3
Серая *
4
* Альнеиты
** Кимберлит интрузивной фации
-
Среднее Исследователь
274053
Автор
278880
294300
270310 К.Н. Никишов
и др. (1979)
1693
Автор
1725
1850
3087
930
305
Автор
420
К.Н. Никишов
330
и др. (1979)
285
Автор
165
285
360
285
К.Н. Никишов
360
и др. (1979)
100
1725
Автор
840 А.П. Бобриевич
720
и др. (1964)
1020
60
К.Н. Никишов
и др. (1979)
12000
21480
303720-338520 325920 Н.Д. Филиппов
(1979)
314580 К.Н. Никишов
и др. (1970)
336360-334800 335580
5400 В.В. Ковальский
6420
(1963)
840-960
900
К.Н. Никишов
1380-1440
1400
и др. (1979)
60-540
420
-
122
Таблица 3.11
Распределение титана по минералам
Содержание Ti, г/т
Распределение
в минерале
Трубки
Минерал
по минералам
вес. %
в минерале (привед. в породе
отн. %
минерала
вес. %)
Мир
Оливин
94,66
Гранат
0,98
1693
16,59
6900
0,142
Ильменит
4,24
274053
11619,8
99,844
Хромдиопсид
0,06
1725
1,03
0,010
Хромшпинель 0,06
840
0,5
0,004
11637,92
Оливин
98,35
4492
Гранат
0,97
1725
16,73
0,87
Ильменит
0,68
278880
1896,38
99,13
1913,11
Удачная-Восточная
Оливин
97,51
305
297,40
6235
4,39
Гранат
0,29
1850
5,36
0,08
Ильменит
2,20
294300
6474,6
95,53
6777,36
Виктория
Оливин
20,7
285
58,99
23062
1,64
(Альнеит)
Монтичеллит
7,7
900
69,30
1,93
Перовскит
1,1
314580
3460,38
96,43
3588,67
Анализ распределения титана по минералам в различных телах
подтверждает, что в кимберлитовых породах основным минераломконцентратором титана является ильменит. В альнеитах и кимберлитах
значительная часть титана концентрируется перовскитом. Ильменит в этих
породах встречается в незначительном количестве (табл. 3.11). При
увеличении содержания перовскита в основной массе кимберлитов этот
минерал можно рассматривать в качестве носителя определенной доли титана.
Установлено
присутствие
тонкой
вкрапленности
ильменита
и хромшпинелидов в составе основной массы.
Ильменит является одним из позднекристаллизующихся минералов
магматической стадии эволюции кимберлитовой системы. О значительном
содержании титана в межзерновом расплаве свидетельствует кристаллизация
перовскита – минерала, формирующегося на заключительных фазах. По
мнению Н.Д. Филиппова (1979), титан сохраняет подвижность и в более
поздние стадии. Он описал примеры кристаллизации титановых минералов:
анатаза и рутила в ксенолитах карбонатных пород трубки Юбилейная.
Таким образом, титан является типичным элементом поздних этапов
эволюции кимберлитового расплава.
Марганец
Среднее содержание марганца в кимберлитовых породах, по данным
количественного спектрального анализа, составляет 800 г/т (129 определений).
123
Вариации содержаний марганца лежат в пределах от 220 до 1700 г/т.
Высокими содержаниями этого элемента характеризуются альнеиты
и кимберлиты, близкие к средним его количествам в ультраосновных породах
– 1500 г/т (Виноградов, 1962) или 1620 г/т (Turekian, Wedepohl, 1961).
Наибольшей изменчивостью содержаний марганца характеризуются
автолитовые кимберлитовые брекчии (V=23-32%), в меньшей степени –
кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента (V=16%).
В последних наблюдаются более высокие содержания этого элемента.
В несерпентинизированных кимберлитовых породах содержание марганца
увеличивается и составляет 1005 г/т.
Кривая распределения содержаний марганца характеризуется для
большинства рассмотренных случаев положительной асимметрией
с несколько уплощенной вершиной для кимберлитовых пород и кимберлитов
интрузивной фации, островершинной – для альнеитов. Распределение
элемента для всех изученных выборок согласуется с нормальным законом
(табл. 3.12). С глубиной в породах отдельных тел поведение марганца
начинает различаться. Так, в породах трубки Мир наблюдается отчетливая
тенденция к возрастанию его содержаний. Коэффициент корреляций
содержаний марганца с глубиной 0,48 (r0,05=0,30). В породах трубки УдачнаяЗападная мы не наблюдаем изменений, а в породах восточного тела трубки
Удачная отмечается уменьшение содержаний марганца. Коэффициент
корреляция значимый и равен 0,78 (r0,05=0,48).
Таблица 3.12
Параметры распределения марганца в кимберлитовых породах
n
Мир
44
Удачная-Зап. 13
Удачная-Вост. 17
Альнеиты 16
Кимберлиты 15
x
S2
µ
V A E Закон распределения
820 266,48 80,35 0,32 0,48 -0,23
Нормальный
664 154,1 85,5 0,23 0,13 - 0,64
981 162,9 79,0 0,16 0,10 - 0,53
1887,5 265,5 132,76 0,14 0,67 - 1,29
1593 254,85 131,61 0,16 0,25 - 1,07
-
По своим кристаллохимическим свойствам Mn2+ ближе всего к Fe2+
(Mn2+=0,91Å, Fe2+=0,80Å). В равной мере он может замещать также Ca2+
(1,04Å) и Mg2+ (0,74Å). Этим определяется способность концентрироваться
в магнезиально-железистых минералах, причем железистость минерала играет
определяющую роль при вхождении марганца (Щербина и др., 1971).
Наиболее высокое содержание марганца среди кимберлитовых
минералов наблюдается в ильмените, состав которого наиболее благоприятен
для вхождения этого элемента. Однако количество марганца в ильмените
колеблется в широких пределах для разных тел. Наиболее высокие его
значения, достигающие 70 000 г/т, отмечены Н.Д. Филипповым для мелкого
ильменита основной массы кимберлитовых пород трубки Мир.
Близкие значения отмечаются и для граната. При этом ограниченная
железистость граната (≈15%), вероятно, препятствует свободному вхождению
в него марганца. Этим же обусловлено и пониженное содержание марганца
124
в оливине. Оливин альнеитов, имеющий более высокую железистость, чем
оливин кимберлитовых пород, характеризуется повышенным содержанием
марганца. Изменением железистости определяется содержание марганца
в хромшпинелидах. Наибольшее содержание этого элемента отмечено
в магнезиоферритхромитах (табл. 3.13).
Таблица 3.13
Содержание марганца в минералах (г/т)
Минерал
Ильменит
Число
анализов
Мир
21
Удачная-Зап.
12
Удачная-Вост.
15
Юбилейная
5
Трубка
Гранат
Мир
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
Айхал
Оливин
Удачная-Вост.
Юбилейная
Дальняя
Магистральная
Русловая
Зарница
Зимняя (Муна)
Виктория *
Мелкая*
Серая*
Хромдиопсид
Мир
Хромшпинел.
Загадочная
Мир
Удачная-Зап.
Айхал
Пикотит-цейлонит Юбилейная
Хромпикотит
Магнезиоферритхромиты
Перовскит
Флогопит
Монтичеллит
Якутская
Безымянная
Виктория *
Мелкая *
Серая *
Пределы
содержаний
770-4543
1232-2156
1232-2156
1617-2618
Среднее Исследователь
2215
1707
1550
2248
23
4
2
5
22
4
5
3
6
4
4
4
2
3
8
2
1
1
1
10
40
7
1600-2500
1500-2400
1800-3000
1300-2000
924-2273
616-1000
462-1000
616-924
539-1155
924-1155
616-1155
1078-1771
1000-1463
1000-1386
280-600
410-420
231-1386
1617-4312
1848-3773
1938
2050
2400
1720
1512
770
693
770
705
1039
828
1347
1232
1129
394
415
308
231
693
770
2464
2926
1
-
1078
1
1
4
4
5
2541-2926
1771-2464
1617-2464
Автор
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Автор
Автор
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Автор
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Автор
А.П. Бобриевич
и др. (1964)
К.Н. Никишов
и др. (1979)
-
Н.Д. Филиппов
(1979)
123 В.В. Ковальский
308
(1963)
2676 К.Н. Никишов
1983
и др. (1979)
1971
-
* Альнеиты
Распределение марганца по минералам в отдельных телах определяется
соотношением и количественным содержанием минерала (табл. 3.14).
125
Основная часть марганца рассеивается в оливине на всех стадиях
кристаллизации этого минерала. В частности, оливин второй группы,
кристаллизующийся на более поздних этапах и имеющий железистость
в среднем 10,5%, характеризуется и несколько повышенным содержанием
марганца (х=1078 г/т).
Таблица 3.14
Распределение марганца по минералам
Содержание Mn, г/т
Распределение
в минерале
Трубки
Минерал
по минералам
вес. %
в минерале (привед. в породе
отн. %
минерала
вес. %)
Мир
Оливин
94,66
820
Гранат
0,98
1938
18,99
16,76
Ильменит
4,24
2215
93,91
82,87
Хромдиопсид
0,06
394
0,24
0,21
Хромшпинель
0,06
308
0,18
0,16
113,32
УдачнаяОливин
98,35
664
западная
Гранат
0,97
2050
19,88
63,13
Ильменит
0,68
1707
11,61
36,87
31,49
УдачнаяОливин
97,51
1512
1474,35
981
97,29
восточная
Гранат
0,29
2400
6,96
0,46
Ильменит
2,20
1550
34,10
2,25
1515,41
Юбилейная
Оливин
97,66
770
751,98
99,55
I разнов.
Гранат
0,14
Ильменит
0,13
2248
2,92
0,39
Хромшпинель
0,02
2464
0,49
0,06
Магнетит
1,79
Сульфиды
0,26
755,39
Юбилейная
Оливин
96,32
770
741,66
99,79
II разнов.
Гранат
0,86
Ильменит
0,37
2248
0,32
0,04
Хромшпинель
0,05
2464
1,23
0,17
Магнетит
2,24
Сульфиды
0,16
743,21
Виктория
Оливин
20,7
1347
278,83
1887,5
57,5
(Альнеит) Монтичеллит
7,7
2676
206,05
42,5
Перовскит
1,1
484,88
Марганец является, по-существу, сквозным элементом, входящим
в структуру минералов кимберлитов на всех основных этапах их
кристаллизации. Определяющим условием при этом служит железистость
минерала.
126
Кобальт
Кобальт относится к характерным элементам кимберлитовых пород.
Содержание его тем не менее значительно ниже, чем в ультраосновных
породах и составляет в среднем 68,6 г/т (441 определение). Кларк кобальта для
ультраосновных пород 110 г/т (Stuber, Goles, 1967) или 200 г/т (Виноградов,
1962).
Содержания кобальта в кимберлитовых породах варьируют от 10 до
240 г/т. Особенно изменчивы количества этого элемента в автолитовых
кимберлитовых брекчиях. В кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой
цемента отмечаются более высокие значения кобальта. Наибольшее
содержание этого элемента отмечено для альнеитов севера провинции
(табл. 3.15).
Таблица 3.15
Параметры распределения кобальта в кимберлитовых породах (г/т)
Трубка
n x
Мир
В целом по телу
44 87,4
I разновидность,
интервал
28 57,2
965-855,3 м
II разновидность,
интервал
81 67,5
708,2-925 м
Удачная-Зап.
В целом по телу
111 56
в плане, горизонт № 1 32 66
в плане, горизонт № 2 84 59
Удачная-Вост.
В целом по телу
70 81
в плане, горизонт № 1 21 67
в плане, горизонт № 2 50 60
Юбилейная
Автолитовая
кимберлитовая
77 57,4
брекчия
Кимберлитовые
породы с такситовой 44 56,6
текстурой
Альнеиты
16 89
Кимберлиты
15 80
S2
µ
V
A
E Закон распределения
27,02 8,15 0,31 0,25 -1,00
Нормальный
14,65 5,54 0,25 - 0,12 - 1,20
- “-
16,3 3,63 0,24 - 0,61 - 0,21
- “-
23,7
10,36
10,7
16,0
12,7
8,8
4,50
3,6
2,35
3,80
5,5
2,49
0,42
0,15
0,18
0,19
0,19
0,14
3,8
0,38
- 0,07
-0,5
- 0,03
0,16
30,2
- 0,87
1,04
1,4
- 1,24
0,08
Более сложный
Нормальный
- “-“- “- “-
11,27 2,57 0,19 0,26 - 0,23
- “-
60,74 18,31 1,07 5,02 26,27
Более сложный
11,25 5,62 0,12 0,24 -0,37
9,89 5,10 0,10 - 1,07 0,69
Нормальный
- “-
Параметры распределения содержаний кобальта в породах трубки Мир
характеризуются сравнительно невысокими коэффициентами вариации.
Кривая содержаний в целом по телу имеет положительную асимметрию, в то
время как для разновидностей кимберлитовых пород выделяемых на глубине
она отрицательная, с уплощенной вершиной во всех случаях (Е<0). Характер
распределения согласуется с нормальным законом. С глубиной содержания
кобальта в породах трубки Мир не изменяются (рис. 3.7).
Кобальт обнаруживает тесную связь с Ni, V, Cr. Коэффициенты
корреляции его с указанными элементами соответственно равны 0,69; 0,48;
127
0,31 при r0,05=0,30. На диаграмме Co–Ni отношения этих элементов для
разновидностей кимберлитовых пород выделенных на глубине,
характеризуются несколько пониженными значениями, чем в целом по трубке,
что связано с более высоким содержанием никеля по сравнению с кобальтом
(рис. 3.10).
Параметры распределения содержаний кобальта в породах трубки
Удачная-Западная
характеризуются
несколько
повышенными
коэффициентами вариации. Кривая распределения при положительной
асимметрии имеет сильный островершинный характер. Рассеивание кобальта
здесь не согласуется ни с нормальным, ни с логнормальным законами.
Корреляционный анализ обнаруживает значимую (r0,05=0,19) положительную
связь кобальта с Ni (0,70), с V (0,23) и Cr (0,40), хотя законы рассеивания для
этих элементов согласуются с нормальным.
Содержание кобальта в породах восточного тела трубки Удачная
согласуется с нормальным законом при кривой рассеяния, близкой
к симметричной (А≤40) и (Е>0). Кобальт обнаруживает в породах этой трубки
значимую положительную связь (r0,05=0,25) с содержаниями никеля (0,43).
Неизмененная разность кимберлитовых пород этой трубки
характеризуется более высокими значениями этого элемента – 89 г/т.
Изучение поведения кобальта с глубиной показывает определенную
тенденцию уменьшения содержаний этого элемента в породах западного тела,
отсутствующую в породах восточного тела (рис. 3.8, 3.9). Корреляционная
зависимость изменения содержаний кобальта с глубиной проверялась путем
сопоставления средних данных для этого элемента по 100-метровым
интервалам. В связи с малым количеством выборок (n=10) критерий
значимости коэффициента корреляции проверялся путем расчета отношения
его к квадратичному отклонению. Критическая цифра х=3. В рассмотренном
нами случае только для пород западного тела коэффициент оказался значимым
(r=-0,38, х=3,3).
На диаграмме Co – Ni отношения этих двух элементов в породах
западного и восточного тел трубки Удачная несколько различно: для пород
восточного тела, характеризующихся более высоким содержанием кобальта,
оно повышено (рис. 3.11).
Нам представилась возможность изучить характер распределения
кобальта в породах обеих тел трубки Удачная в плане по горизонтам
обработки. Первый горизонт отражает уровень современного среза трубки,
второй – ниже на 40 м. Статистические параметры и характер изолиний
(рис. 3.12) показывают довольно равномерное рассеивание кобальта во всех
случаях. В восточном теле трубки Удачная максимумы содержаний тяготеют
к периферии тела. Это согласуется с распределением содержаний оливина
в плане.
Распределение кобальта в автолитовых кимберлитовых брекчиях трубки
Юбилейная существенно не отличается от такового для рассмотренных выше
тел (табл. 3.15) с глубиной, однако отмечается определенная тенденция
128
к повышению содержаний (рис. 3.13). Совершенно иным оказалось
распределение кобальта в разностях кимберлитовых пород с такситовой
текстурой, хотя среднее содержание элемента незначительно отличается от
автолитовых кимберлитовых брекчий. Разброс содержаний здесь оказался
очень существенным (V>l). Кривая распределения при значительной
положительной асимметрии имеет сильный островершинный облик (Е»0).
Характер рассеяния элемента не согласуется ни с нормальным, ни
с логнормальным законами. В этой разновидности пород содержание кобальта
также с глубиной несколько возрастает (рис. 3.14). На диаграмме Co–Ni
распределение этих элементов для рассмотренных разностей пород трубки
Юбилейная не различаются. Некоторая тенденция к понижению отношения
Co/Ni наблюдается у жильных пород этой трубки, определяемая более
высоким содержанием никеля (рис. 3.15).
Альнеиты и кимберлиты интрузивной фации характеризуются близкими
значениями содержаний кобальта. Характер распределения элемента в обоих
случаях согласуется с нормальным законом. В альнеитах кобальт значимо
коррелируется с Ni и Cr (0,86 и 0,56) при r0,05=0,49 в кимберлитах имеет
обратную связь с ванадием (-0,58) и положительную с никелем и хромом (0,76
и 0,58) при r0,05=0,51.
Основная масса кобальта связана с минералами группы железа,
в которых он изоморфно замещает двухвалентное железо, а возможно,
и магний (Co2+=0,78Å; Fe2+=0,80Å; Mg2+=0,74Å). Самая высокая концентрация
кобальта отмечена в ильменитах и хромшпинелидах, состав которых наиболее
благоприятен для вхождения этого элемента. Содержания кобальта
в ильменитах, как это видно из табл. 3.16 колеблются в широких пределах. При
содержании этого минерала в кимберлитах в пределах от долей до 2-3%
объема породы он может являться в определенной мере концентратором
кобальта. С хроматинелидами, составляющими обычно сотые или тысячные
доли процента, не могут быть связаны сколь-либо существенные количества
этого элемента.
Содержание кобальта в оливине колеблется в более узких пределах.
Магнезиальный состав оливина, близость ионных радиусов кобальта и магния
позволяют предполагать наличие здесь изовалентного изоморфизма между
этими элементами. А значительные содержания минерала в породе (40-45%)
допускают рассмотрение оливина как основного концентратора кобальта
в кимберлитах. Процесс серпентинизации приводит, скорее всего,
к перераспределению кобальта между продуктами изменения. Содержание
кобальта в серпентиновых и серпентин-карбонатных псевдоморфозах по
оливину составляет 54 г/т (трубка Дайковая) и 38,5 г/т (по двум образцам
трубки Электра).
129
Рис. 3.9. Вариации содержаний редких элементов на глубину в кимберлитовых породах
трубки Удачная-Восточная.
Рис. 3.10. Содержание Co и Ni в кимберлитовых породах трубки Мир: 1 – в целом по
трубке, 2-3 – кимберлитовым породам I и II разновидностей, выделенных на глубине.
Средние для: 4 – автолитовых кимберлитовых брекчий. 5 – кимберлитовых брекчий
с массивной текстурой цемента по Мало-Бутуобинскому полю.
130
Рис. 3.11. Содержание Co и Ni в кимберлитовых породах трубки Удачная-Западная – 1
и 2 – Удачная-Восточная. Средние для: 3 – автолитовых кимберлитовых брекчий, 4 –
кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента Далдынского поля.
Рис. 3.12. Характер распределения Co в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане,
по горизонтам № 1 – (а) и № 2 – (б): 1 – >70 г/т, 2 – 60-70 г/т, 3 – <60 г/т. Здесь и далее:
слева – западное, справа – восточное тело трубки Удачная.
131
Рис. 3.13. Вариации содержаний редких элементов на глубину в кимберлитовых породах
трубки Юбилейная.
132
Рис. 3.14. Вариации содержаний редких элементов на глубину в кимберлитовых породах
с такситовой текстурой трубки Юбилейная.
Рис. 3.15. Содержание Co и Ni в кимберлитовых породах трубки Юбилейная: 1 –
кимберлитовые породы, 2 – кимберлитовые породы с такситовой текстурой, 3 –
жильные кимберлитовые породы, 4 – карбонатные породы вмещающие трубку. Средние
для: 5 – автолитовых кимберлитовых брекчий, 6 – кимберлитовых брекчий с массивной
текстурой цемента Алакитского поля.
133
Таблица 3.16
Содержание кобальта в минералах (г/т)
Число Пределы
Среднее
анализов содержаний
Ильменит* Интернациональная
2
180
180
Удачная-Западная
1
150
XXIII съезда КПСС
1
180
Таежная
1
100
Оливин
Удачная-Восточная
11
95-120
108
Зимняя (Муна)
2
95-100
102
Мир
1
90
Русловая
1
110
Фестивальная
1
90
Легкая (Муна)
1
120
Гранат
Дальняя
9
39-52
44
Интернациональная
5
34-67
47
Мир
2
40-45
42
Удачная-Западная
1
41
Хромдиопсид* Интернациональная
1
21
Хромшпинель*
Дальняя
1
170
* Данные ИНАА – инструментального нейтронно-активационного анализа,
выполненного во ВНИИЯГГе, г. Москва.
Минерал
Трубка
Таблица 3.17
Содержание кобальта и железа в гранатах различной окраски
(по данным ИНАА)
Гранат
Бледно-розовый
Розовый
Оранжевый
Оранжево-красный
Фиолетово-красный
Фиолетовый
Co, г/т
39,5
53,5
48,2
49,0
34,0
44
Fe, %
9,0
9,2
9,4
6,5
5,5
6,9
Таблица 3.18
Соотношение магнезиальных гранатов с различным содержанием Cr2O3 (%)
в кимберлитовых породах трубки Мир (по данным Г.В. Зольникова)
Пробы >5% Cr2O3 >7% Cr2O3
1
2
3
4
5
33,6
25,6
18,0
17,4
36,0
18,4
4,2
10,0
5,4
11,0
Хромистые малокальциевые
гранаты
11,2
2,1
5,0
3,3
6,0
Кобальт также имеет ограниченное вхождение в состав гранатов, чем
объясняется его низкое содержание в них. Изучение содержания кобальта
134
в разноокрашенных разностях гранатов показывает весьма нечеткую связь
с присутствием железа. Очевидно, железистость не является определяющим
при вхождении кобальта в гранаты (табл. 3.17).
Таким образом, изучение показывает, что кобальт равномерно
распределяется в структурах основных минералов на всех этапах
кристаллизации.
Никель
Кимберлитовые породы оказываются несколько обедненными никелем
(х=947,8 г/т, n=474) по сравнению с ультраосновными. Кларк никеля для
последних составляет 1500 г/т (Goles, 1967) или 2000 г/т (Виноградов, 1962).
Вариации содержаний никеля в кимберлитовых породах оказываются
весьма значительными (от 16 до 1900 г/т), а для большинства случаев
в рассмотренных трубках статистические средние содержания никеля даже
выше среднего значения для этих пород.
Наибольшей изменчивостью содержаний никеля характеризуются
автолитовые кимберлитовые брекчии, имеющие также более низкие
показатели по сравнению с кимберлитовыми брекчиями с массивной
текстурой цемента, разновидностями более глубоких зон. Неизмененные
кимберлитовые породы трубки Удачная-Восточная по значениям содержаний
никеля близки к кимберлитовым брекчиям с массивной текстурой цемента –
1038 г/т. Наименьшие содержания никеля отмечены в альнеитах
и кимберлитах интрузивной фации (табл. 3.19).
Статистические параметры распределения никеля в породах трубки Мир
указывают на значительные вариации содержаний при общем относительно
низком значении среднего. Кривая распределения характеризуется
отрицательной асимметрией с уплощенной вершиной. Однако в целом
распределение элемента описывается нормальным законом. Никель
обнаруживает тесную связь с содержаниями кобальта (Co-Ni=0,69, r0,05=0,30).
С глубиной у никеля появляется нечеткая тенденция к уменьшению
содержания (см. рис. 3.7). Наиболее четко это отмечается до глубины 800 м,
глубже количество его несколько возрастает. В пределах выделенных на
глубине разновидностей кимберлитовых пород содержание этого элемента
оказались значительно выше. Распределение их сходно с выше
рассмотренным, однако, характер кривой распределения ближе к нормальной.
Поведение элемента с глубиной существенно не отличается от общей картины.
На диаграмме Co – Ni, как мы уже отмечали, в выделенных разновидностях
отношение Co/Ni сдвинуты в сторону никеля. Менее четкая картина
наблюдается на диаграмме Cr – Ni (см. рис. 3.20).
Распределение никеля в породах обоих тел трубки Удачная
характеризуются сходными тенденциями. Кривая распределения в том
и другом случае близка к симметричной при нормальной положительной
крутости. Корреляционный анализ обнаруживает значимую (r0,05=0,19 и 0,25)
135
положительную связь никеля с Co (0,70; 0,43), V (0,20; 0,38), Cr (0,62; 0,25) для
пород западного и восточного тел соответственно.
С глубиной в породах каждой из трубок намечается четкая тенденция
падения содержаний никеля (см. рис. 3.8, 3.9). Корреляционные зависимости
содержаний никеля на глубине значимые (-0,49, х=4,8 для трубки УдачнаяЗападная и -0,38, х=3,3 – для Удачной-Восточной). На диаграммах Co–Ni;
и Cr–Ni особенности распределения этих элементов формируют общее поле
(см. рис. 3.11 и 3.16), только в первом случае отношение Co/Ni различается для
пород обоих тел в сторону повышения содержания кобальта в породах
восточного тела.
Характер распределения никеля в плане в каждом из изученных случаев
показывает, что для верхнего горизонта (№ 1) рассеяние элемента согласуется
с нормальным законом (табл. 3.19).
Таблица 3.19
Параметры распределения никеля в кимберлитовых породах (г/т)
Закон
распределения
Мир
В целом по телу 44 674,8 295,39 89,06 0,44 -0,11 -1,35 Нормальный
I разновидность,
интервал
28 1383,2 372,2 140,68 0,27 - 0,23 - 0,06
- “695-855,3 м
II разновидность,
интервал
81 1324,5 344,8 76,62 0,26 - 0,63 - 0,29
- “708,2-925 м
Удачная- В целом по телу 111 1022 385,6 73,2 0,37 -0,4 1,3
-“Зап.
в плане,
горизонт № 1 32 1265 175,5 62,0 0,14 - 0,03 - 0,91
- “в плане,
горизонт № 2 84 1301 243,0 53,03 0,18 0,53 0,19
- “Удачная- В целом по телу 70 1102 292,6 69,9 0,26 0,2 0,01
-“Вост.
в плане,
горизонт № 1 21 1180 266,9 116,5 0,22 0,82 0,16
- “в плане,
горизонт № 2 50 1291 193,5 54,74 0,15 1,16 2,41 Логнормальный
Юбилейная Автолитовая
кимберлитовая 77 1157,3 349,44 79,64 0,30 0,53 - 0,20 Нормальный
брекчия
Кимберлитовые
породы
с такситовой 44 800 376,10 113,40 0,47 0,60 0,45
- “текстурой
Альнеиты
16 532,5 168,82 84,41 0,32 1,39 1,25
-“Кимберлиты
15 399 123,57 63,81 0,31 0,96 - 0,15
- “Трубка
n
x
S2
µ
V
A
E
Параметры распределения согласуются с таковыми для всего тела. Во
втором горизонте (№ 2) распределение никеля в породах западного тела также
согласуется с нормальным законом, в восточном – с логнормальным.
136
Действительно, как в поведении кобальта, так и никеля в данном случае
наблюдается сходная тенденция – максимумы тяготеют к периферии трубки.
Рис. 3.16. Содержание Cr и Ni в кимберлитовых породах трубки Удачная.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.11.
Рис. 3.17. Содержание Cr и Ni в кимберлитовых породах трубки № 3.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.15.
137
Рис. 3.18. Характер распределения Ni в кимберлитовых
породах трубки Удачная в плане, по горизонтам:
№ 1 (а) – 1 – >1300 г/т, 2 – 1100-1300 г/т, 3 – <1100 г/т.
№ 2 (б) – 1 – >1400 г/т, 2 – 1200-1400 г/т, 3 – <1200 г/т.
Параметры распределения никеля в автолитовых кимберлитовых
брекчиях трубки Юбилейная существенно не отличаются от таковых для
рассмотренных выше тел. С глубиной содержание никеля в кимберлитовых
породах практически не изменяется (рис. 3.13).
В разностях кимберлитовых пород с такситовой текстурой содержание
никеля оказывается значительно пониженным (см. табл. 3.19). С глубиной
характер распределения никеля здесь также не изменяется. На диаграмме Co–
Ni и Cr–Ni элементы в рассмотренных разностях занимают общее поле, что
свидетельствует об идентичности характера рассеяния Ni, Co, Cr в этих
породах. Как мы уже отмечали ранее, жильные породы из этой трубки
несколько различаются по содержанию никеля (рис. 3.17).
138
Распределение никеля в альнеитах и кимберлитах интрузивной фации
имеет идентичный характер. В альнеитах никель положительно и значимо
коррелируется с кобальтом, в кимберлитах, кроме того, еще и с хромом
(0,58 при r0,05=0,51).
По своим кристаллохимическим свойствам никель, как и кобальт, тесно
связан с минералами группы железа и изоморфно замещает двухвалентное
железо и магний (Ni2+=0,74Å, Fe2+=0,80Å, Mg2+=0,74Å).
Никель является одним из наиболее характерных примесей оливина
(Борисенко, Лапин, 1973). Концентрация никеля в этом минерале, а также его
количественное содержание определяют количество никеля в ультраосновных
породах (Соболев, Уханов и др., 1970). Магнезиальные оливины
ультраосновных пород характеризуются при этом наиболее высоким
содержанием никеля (до 2800 г/т). В кимберлитовых породах оливин имеет
также наибольшее содержание этого элемента (табл. 3.20), а поскольку
количество его в кимберлитах значительно он, безусловно, является основным
концентратором этого элемента. В оливинах кимберлитов никель так же, как
и кобальт, вероятнее всего, предпочтительнее замещает магний.
Серпентинизация оливина приводит к перераспределению никеля
между вновь образованными минералами. В ультрабазитах значительная часть
высвобождающегося из оливина никеля входит в состав вторичного магнетита
(Борисенко, Лапин, 1973). При гидротермальном изменении оливина
(Петренко и др., 1974) никель также сохраняется в продуктах разрушения
оливина, перераспределяясь между новообразованными минеральными
фазами (хлорит, тальк, серпентин), однако, в присутствии сульфатной серы
возможна мобилизация его из оливина и отложение в сульфидах железа.
Проведенные нами исследования содержаний никеля в псевдоморфозах
по оливину серпентинового и серпентин-карбонатного состава показали
присутствие его в количествах: 740 г/т (трубка Дайковая) и 795 г/т (по двум
образцам из трубки Электра), т.е. наблюдается значительный вынос этого
элемента в процессе изменения оливина. Избыточные компоненты
серпентинизации оливина формируют серпентин основной массы и магнетит,
образующий мелкую вкрапленность.
Ю.А. Томановская (1974) проанализировала содержание никеля
в магнетитах кимберлитов разных классов крупности. При этом выявилась
тенденция к относительному обогащению никелем мелкого (<0,16 мм)
магнетита (содержание никеля – 1000 г/т), по сравнению с более крупным
(>0,16 мм) магнетитом (содержание никеля – 580 г/т).
Таким образом, процесс серпентинизации кимберлитов не приводит
к изменению содержания в них элементов-примесей: Co, Ni, V, Cr и др.
Содержание никеля в ильменитах из кимберлитов колеблется в широких
пределах. Наблюдается прямая зависимость между содержанием никеля
и хрома в ильменитах одной трубки, при этом крупные кристаллические
выделения ильменита имеют заметную тенденцию к обогащению никелем
и хромом по сравнению с его микрокристаллическими выделениями (Илупин,
1971, 1974).
139
Таблица 3.20
Содержание никеля в минералах (г/т)
Число
анализов
11
Пределы
содержаний
1500-2900
13
6
4
4
1027-2600
1400-3000
1580-2050
1500-3475
1963
2212
1817
2725
Мир
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
Якутская
Сытыканская
Мир
Загадочная
10
31
34
2
3
8
2
150-260
220-240
470
1080
940
800
880
214,5
230
Мир
Айхал
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
21
5
4
2
35-260
50-210
82-170
41-310
105
99
115,5
175,5
Минерал
Трубка
Оливин
УдачнаяВосточная
Мир
Русловая
Юбилейная
Дальняя
Ильменит
Хромдиопсид
Гранат
Среднее Исследователь
2473
Данные
автора
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Данные
автора
И.П. Илупин
и др. (1974)
Данные
автора
- “-“- “- “- “-
Таблица 3.21
Распределение никеля по минералам
Содержание Ni, г/т
Распределение
в минерале
Трубки
Минерал
по минералам,
вес. %
в минерале (привед. в породе
отн. %
минерала
вес. %)
Мир
Оливин
94,66
1963
1858
674,8
98,88
Гранат
0,98
105
1,03
0,05
Ильменит
4,24
470
19,93
1,06
Хромдиопсид
0,06
214,5
0,13
0,01
Хромшпинель 0,06
1879,09
Удачная-Западная
Оливин
98,35
1324,5
Гранат
0,97
115,5
1,12
13,24
Ильменит
0,68
1080
7,34
86,76
8,46
Удачная-Восточная
Оливин
97,51
2473
2411
1301
99,13
Гранат
0,29
175,5
0,51
0,02
Ильменит
2,20
940
20,68
0,85
2432,19
Незначительные, обычно сотые или тысячные доли процента,
содержания хромдиопсида в кимберлитовых породах не позволяют отводить
этому минералу сколь-либо заметную роль в распределении никеля
140
в кимберлитах. Аналогичное в определенной мере может быть отнесено и
к гранату, характеризующемуся наименьшим содержанием никеля среди
изученных минералов.
Рассмотренное позволяет считать никель элементом ранних этапов
кристаллизации кимберлитов, а оливин его основным минераломконцентратом.
Хром
В кимберлитовых породах среднее содержание хрома (х=826 г/т, n=474)
оказывается пониженным по сравнению с ультраосновными породами:
2000 г/т (Виноградов, 1962) и 2400 г/т (Goles, 1967). Вариации содержаний
хрома для кимберлитов весьма значительны: от 24 до 2300 г/т нередко его
содержания достигают величин, сопоставимых с его количеством
в ультраосновных породах. В рассмотренных трубках среднестатистические
содержания хрома в породах в большинстве случаев выше среднего
показателя для кимберлитов (табл. 3.22).
Распределение хрома в кимберлитовых породах трубки Мир
характеризуется умеренными значениями вариации, положительной
асимметрией при нормальной крутости кривой. Рассеяние элемента
согласуется с нормальным законом. Хром обнаруживает тесную
положительную связь с кобальтом (rCo-Cr=0,31) и ванадием (rV-Cr=0,46) при
r0,05=0,30. С глубиной в породах трубки Мир содержание хрома не изменяется
(рис. 3.7). Однако на глубине в пределах двух выделенных здесь
разновидностей кимберлитовых пород содержание возрастает. Увеличивается
и коэффициент вариации элемента. Характер рассеяния хрома в обоих случаях
согласуется уже с логнормальным законом. На диаграмме Cr-V точки
содержаний этих элементов для трех выборок занимают общее поле, не
позволяющее выделить какие-либо особенности для каждого случая. На
диаграмме Cr-Ni-разновидности, выделенные на глубине, характеризуются
пониженным отношением Cr/Ni вследствие более высокого содержания в них
никеля (рис. 3.20).
Параметры распределения хрома в кимберлитовых породах трубки
Удачная-Западная близки к характеру распределения этого элемента для
пород трубки Мир, однако, их отличает более низкое значение среднего.
В восточном теле кривая распределения хрома при положительной
асимметрии обладает островершинным обликом. Характер рассеяния
согласуется уже с логнормальным законом. С глубиной в породах западного
тела содержания хрома уменьшаются (рис. 3.8). Коэффициент корреляции
в данном случае значимый и равен (-0,55, х=5,8). В восточном теле содержание
хрома с глубиной не изменяется (рис. 3.9).
На диаграммах Cr-V и Cr-Ni, отражающих содержание этих элементов
в породах обоих тел видно, что они занимают общее поле, не позволяющее
говорить о каких-либо различиях для них (рис. 3.16 и 3.21).
141
Таблица 3.22
Параметры распределения хрома в кимберлитовых породах (г/т)
Закон
распределения
Мир
В целом по телу 44 834,8 235,81 71,10 0,28 0,62 0,56 Нормальный
I разновидность,
интервал
28 1111 771,3 291,52 0,69 2,03 3,31 Логнормальный
695-855,3 м
II разновидность,
интервал
81 917,5 409,7 91,05 0,45 0,93 0,99
- “708,2-925 м
Удачная- В целом по телу 111 802 330,4 62,7 0,41 0,10 1,40 Нормальный
Зап.
В плане,
горизонт № 1 32 966 259,2 91,6 0,27 0,88 0,10
- “В плане,
горизонт № 2 84 1008 210,9 46,02 0,21 0,11 - 0,56
- “Удачная- В целом по телу 70 913 294,8 70,4 0,32 1,7 5,7 Логнормальны
Вост.
в плане,
горизонт № 1 21 836
268 117,1 0,32 0,74 0,59 Нормальный
в плане,
горизонт № 2 50 953 260,9 73,78 0,27 1,61 3,57 Логнормальный
Юбилейная Автолитовая
кимберлитовая 77 1030,5 270,86 61,73 0,26 0,74 0,18 Нормальный
брекчия
Кимберлитовые
породы
с такситовой 44 838,4 370,45 111,69 0,44 - 0,09 - 0,07
- “текстурой
Альнеиты
16 968 242,22 121,11 0,25 1,37 0,59
-“Кимберлиты
15 752 308,80 159,46 0,41 0,92 - 0,68
- “Трубка
n
x
S2
µ
V
A
E
Рассмотрение поведения хрома в плане показывает, что для первого
горизонта обоих тел наблюдается сходная картина распределения содержаний
этого элемента. Кривая имеет положительную асимметрию, близкую
к симметричной при нормальной крутости. Рассеяние для пород обоих тел
согласуется в данном случае с нормальным законом.
Для второго горизонта характер распределения хрома отличается для
каждой из трубок. Оба тела при этом на данном уровне имеют более высокие
средние значения хрома, чем для предыдущего. В западном теле характер
кривой распределения при положительной, близкой к симметричной кривой
имеет уплощенный облик, рассеяние элемента согласуется с нормальным
законом. В восточном теле трубки Удачная кривая распределения при
значительной положительной асимметрии (А»0) имеет сильно остро
вершинный облик (E»0). Рассеяние здесь согласуется с логнормальным
законом. Действительно, на рис. 3.23 отчетливо видно, что хром
концентрируется в определенных максимумах незакономерно разбросанных
в плане трубки.
142
Рис. 3.19. Содержание Cr и V в кимберлитовых породах трубки Мир.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.10.
Рис. 3.20. Содержание Cr и Ni в кимберлитовых породах трубки Мир.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.10.
143
Рис. 3.21. Содержание Cr и V в кимберлитовых породах трубки Удачная.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.11.
Рис. 3.22. Содержание Cr и V в кимберлитовых породах трубки № 3.
Условные обозначения аналогичны рис. 3.15.
144
Рис. 3.23. Характер распределения Cr
в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане, по горизонтам:
№ 1 (а) – 1 – >1100 г/т, 2 – 900-1100 г/т, 3 – <900 г/т.
№ 2 (б) – 1 – >1100 и >1050 г/т, 2 – 900-1100 и 850-1050 г/т, 3 – <900 и 850 г/т
соответственно для западного (слева) и восточного (справа) тел.
Содержание хрома в автолитовых кимберлитовых брекчиях трубки
Юбилейная значительно выше среднего для кимберлитов. Характер кривой
близок к симметричной при нормальной крутости и согласуется с нормальным
законом рассеяния. Поведение содержаний хрома на глубине близки
к поведению содержаний никеля (см. рис. 3.13). Несколько понижаясь до
уровня 250 м, где содержания хрома составляют 860 г/т, далее, на глубину
наблюдается постепенное возрастание значений этого элемента. На глубине
750 м оно составляет 960 г/т.
В кимберлитовых породах с такситовой текстурой среднее значение
хрома меньше чем в автолитовых кимберлитовых брекчиях. В них
увеличивается разброс содержаний элемента (V=0,44), что отражается
в поведении хрома на глубину (рис. 3.14), хотя в целом мы не наблюдали
изменения его количества. В остальном характер распределения хрома в этих
породах тождествен.
145
На диаграммах Cr-V и Cr-Ni, отражающих характер распределения этих
элементов в двух типах пород, мы не наблюдаем каких-либо различий, если не
считать того, что в кимберлитовых породах с такситовой текстурой,
вследствие больших вариаций содержаний, отмечается больший разброс
значений.
Для жильных пород этой трубки наблюдаются четкие различия
в поведении элементов: содержания Cr, Ni повышаются, а V понижаются
(рис. 3.17 и 3.22).
Альнеиты характеризуются повышенным средним значением хрома,
несколько меньше его содержание в кимберлитах интрузивной фации.
Характер рассеяния элемента в обоих случаях идентичный и согласуется
с нормальным законом. В альнеитах хром положительно коррелируется
с кобальтом (0,56) и отрицательно с титаном (-0,54) при r0,05=0,49.
В кимберлитах – положительно с кобальтом и никелем (0,58; 0,85; r0,05=0,51).
По своим кристаллохимическим свойствам хром в минералах
изоморфно замещает трехвалентное железо и титан (Cr3+=0,64Å, Fe3+=0,67Å,
Ti4+=0,64Å). Предпочтительнее хром входит в состав минералов, содержащих
Fe3+ и Ti4+ вместе.
Наиболее высокое содержание хрома отмечается в хромшпинелидах,
характеризующихся исключительным разнообразием составов (табл. 3.23).
Н.В. Соболев (1974) выделяет две тенденции поведения составов
хромшпинелидов кимберлитов: 1) взаимосвязанное переменное содержание
Al2O3 и Cr2O3 при низкой постоянной примеси Fe2O3 и низком содержании
TiO2 и 2) низкое содержание Al2O3, наряду с переменным содержанием Cr2O3
и TiO2. Наиболее хромистые разности – хромиты с содержанием Cr2O3 до 65%
(Cr – 43,55%) для трубки Мир и 64,7% (Cr – 43,349%) для трубки Удачная
отмечены в качестве включений в алмазах. В концентратах тяжелой фракции
трубок Мир, Удачная, Айхал присутствуют практически все возможные
составы хромшпинелидов, причем 15-20% из них, по мнению Н.В. Соболева
(1974) соответствуют составу хромитов, включенных в алмаз.
В ряде случаев этот минерал может играть заметную роль как
концентратор хрома в кимберлитах.
Содержание хрома в гранатах кимберлитов колеблется также в широких
пределах. Специальные исследования гранатов из этих пород позволили
Н.В. Соболеву (1974) выделить среди них высокохромистые разности
с максимальным содержанием Cr2O3 до 18,7% (Cr – 12,53%). Аналогичные
разности гранатов были обнаружены в виде включений в алмазах. Изучение
соотношения гранатов с различным содержанием Cr2O3 в кимберлитовых
породах трубки Мир показало, что количество высокохромистых гранатов
может достигать заметных величин (до 52,0%). Однако для большинства
случаев содержания Cr2O3 < 5% (табл. 3.18).
Среди моноклинных пироксенов, обнаруживаемых в кимберлитовых
породах, максимальные содержания хрома фиксируются в хромдиопсиде.
146
В ильменитах содержание хрома колеблется также в весьма
значительных пределах. Одним из факторов вхождения хрома в состав
ильменита, по мнению Н.В. Соболева (1974), является высокое содержание
Fe2O3. Однако проведенные исследования состава ильменита из трубок Мир
и Удачная не позволяют нам говорить о такой закономерности.
В наиболее распространенном минерале кимберлитов – оливине
содержание хрома наименьшее. Это объясняется отсутствием возможности
компенсации заряда (Cr3+) при замещении (Борисенко, Лапин, 1973). В особо
восстановительных условиях хром входит в оливин в двухвалентной форме,
замещая магний.
Таблица 3.23
Содержание хрома в минералах (г/т)
Минерал
Трубка
Хромшпинелиды
Мир
Удачная
Юбилейная
Пикотитцейлониты
Хромпикотиты
Магнезиоферритхромиты
Гранат
Число
Пределы
анализов содержаний
5
183580-353090
2
373190-429470
10
31021-217683
-
40
7
Мир
Юбилейная
Удачная-Вост.
Дальняя*
48
37
29
9
254734-397109
141504-265789
Среднее
Исследователь
253796
401330
108674
Н.В. Соболев,
1974
К.Н. Никишов
и др. (1979)
-
325151
208035
Г.В. Зольников
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Данные автора
Хромдиопсид
Мир
8
5000-11000
7287
Данные автора
Загадочная
2
9000
9000
Интернацион.*
1
12000
Второгодница*
1
8000
Ильменит
Мир
19
1540-36247
14673
Удачная-Зап.
11
1139-17620
9855
Удачная-Вост.
13
2010-16281
6030
Юбилейная
6
2144-28877
18827
Оливин
Удачная-Вост.
11
190-290
242
Дальняя
4
67-268
184
Зарница
4
67-938
284
Юбилейная
4
0,00-400
134
К.Н. Никишов
и др. (1979)
Мир
1
90
Данные автора
* Данные ИНАА – инструментального нейтронно-активационного анализа,
ВНИИЯГГ (г. Москва).
4221-72025
2881-56816
33634-97217
6000-33000
147
26994
26260
60748
18777
Таблица 3.24
Распределение хрома по минералам
Содержание Cr, г/т
Распределение
в минерале
Трубки
Минерал
по минералам
вес. %
в минерале (привед. в породе
отн. %
минерала
вес. %)
Мир
Оливин
94,66
90
85,19
834,8
7,55
Гранат
0,98
26994
264,54
23,44
Ильменит
4,24
14673
622,13
55,13
Хромдиопсид
0,06
7287
4,37
0,39
Хромшпинель
0,06
253796
152,27
13,49
1128,50
УдачнаяОливин
97,51
242
235,97
913
43,31
Восточная
Гранат
0,29
60748
176,17
32,34
Ильменит
2,20
6030
132,66
24,35
544,80
Юбилейная
Оливин
97,66
134
130,86
1030,5
50,89
I разновидность
Гранат
0,14
26260
36,76
14,30
Ильменит
0,13
18827
24,47
9,52
Хромшпинель
0,02
325151
65,03
25,29
Сульфиды
0,26
Магнетит
1,79
257,12
Юбилейная
Оливин
96,32
134
129,07
1030,5
21,98
II разновидность
Гранат
0,86
26260
225,83
38,46
Ильменит
0,37
18827
69,66
11,86
Хромшпинель
0,05
325151
162,57
27,70
Сульфиды
2,24
Магнетит
0,16
587,13
Изучение распределения хрома по минералам (табл. 3.24) показывает,
что концентрация его зависит от количественных характеристик минерала.
В основном хром рассеивается в большинстве минералов (гранат, ильменит,
хромшпинель).
Ванадий
Кимберлитовые породы характеризуются повышенным содержанием
ванадия (х=118 г/т, n=474) по сравнению с ультраосновными породами. Кларк
этого элемента в последних 46 г/т (Виноградов, 1962). Аналогичное
содержание ванадия приводится Л.Ф. Борисенко и др. (1973) для
ультрабазитов Урала.
Вариации содержаний ванадия в кимберлитовых породах, как и других
элементов, оказываются весьма значительными (от 29 до 680 г/т) и зависят,
вероятно, от многих факторов. Главные из которых – распределение
минералов-носителей ванадия и изменение породы постмагматическими
процессами, наиболее характерные для апикальной части трубочных тел. Так
же, как и в случае с никелем, для большинства рассмотренных тел
148
статистические средние оказываются выше их среднего в целом для
кимберлитов (табл. 3.25).
Изучение распределения ванадия в кимберлитовых породах трубки Мир
свидетельствует, что (как и в случае с никелем) в породах этой трубки его
содержания
понижены.
Кривая
распределения
характеризуется
положительной асимметрией и островершинным обликом. Рассеяние
элемента согласуется с нормальным законом. Ванадий обнаруживает тесную
связь с содержаниями кобальта (rV-Co=0,48) и хрома (rV-Cr=0,46) при r0,05=0,30.
С глубиной содержание ванадия возрастает (рис. 3.7). Корреляционный анализ
содержаний элемента с глубиной значимый (r0,05=0,30) и равен 32. Изучение
поведения ванадия в пределах выделенных на глубине разновидностей
показывает большее количество в них этого элемента при значительных
вариациях содержаний. Вторая, более глубоко залегающая разновидность, при
этом характеризуется более высоким содержанием ванадия. Рассеяние
элемента в этих разновидностях не согласуется ни с нормальным, ни
с логнормальным законами. На диаграмме Cr – V точки содержаний этих
элементов во всех трех выборках ложатся в общее поле, что свидетельствует
об общности геохимического поведения ванадия и хрома в породах,
характеризующих в целом трубку или отдельные разновидности.
Параметры распределения ванадия в породах трубки Удачная для обоих
случаев сходны и превышают среднее значение содержания ванадия
в кимберлитовых породах. Кривая распределения элемента в западном теле
достаточно симметрична при нормальной крутости. Рассеяние ванадия
согласуется с нормальным законом. В восточном теле характер кривой при
положительной асимметрии имеет островершинный облик. Рассеяние здесь
согласуется уже с логнормальным законом. В породах обоих тел ванадий
имеет отчетливую связь с Ni (rV-Ni=0,20; 0,38), Cr (rV-Cr=3,38; 0,26) при r0,05=0,19
в западном теле и r0,05=0,25 в восточном теле. С глубиной содержания ванадия
не изменяются.
На диаграмме Cr – V распределение этих элементов занимает общее
поле, не позволяющее выделить какие-либо особенности для пород
отдельного тела (см. рис. 3.21).
Поведение содержаний ванадия в изученных горизонтах трубки Удачная
сходно. Статистические средние для пород верхнего горизонта (№ 1)
оказались очень высокими. В нижнем горизонте (№ 2) эти цифры уже ниже
средних по трубке, что свидетельствует о весьма неравномерном
распределении элемента в пределах кимберлитовой колонны. Если в верхнем
горизонте рассеяние ванадия согласуется с нормальным законом, что во
втором случае этот закон распределения приемлем только для западного тела.
В восточном теле – характер рассеяния уже логнормальный. Аналогичное же
рассеяние наблюдалось и для никеля (рис. 3.24).
Для автолитовых кимберлитовых брекчий трубки Юбилейная поведение
ванадия аналогично описанному. Здесь наблюдается несколько повышенный
разброс его содержаний. В породах этой разновидности содержание ванадия
149
до 350 м глубины характеризуется большей изменчивостью и тенденцией
к падению. Далее содержания постепенно возрастают (рис. 3.13).
Разности кимберлитовых пород с такситовой текстурой трубки
Юбилейная при близких параметрах распределения содержаний ванадия
характеризуются несколько меньшей их средней величиной. Содержание
этого элемента на глубину в этих породах не изменяется (рис. 3.14).
На диаграмме Cr – V характер распределения этих элементов в двух
разновидностях кимберлитовых пород оказывается сходным, что не позволяет
нам выделить какие-либо отличительные признаки. Жильные породы этой
трубки отличаются пониженным содержанием ванадия и повышенным –
хрома. В альнеитах и кимберлитах интрузивной фации отмечается высокое
содержание ванадия. Характер рассеяния элемента для интрузивных
кимберлитов
оказывается
наибольшим
(V=1,12)
и
согласуется
с логнормальным законом. Ванадий имеет тенденцию отрицательной связи
с многими элементами (Co, Ni, Cr, Ti).
В отличие от никеля ванадий обычно накапливается в более поздних
дифференциатах. По своим кристаллохимическим свойствам ванадий
обнаруживает наибольшее сходство с рядом элементов семейства железа:
V3+=0,67Å, Fe3+=0,67Å, Cr3+=0,64Å, Ti4+=0,64Å, а также Al3+=0,57Å, при этом
наиболее охотно ванадий накапливается в минералах, в которых возможны
изовалентные изоморфные замещения Fe3+. В эндогенных процессах ванадий
преимущественно рассеивается в минералах (Борисенко, 1973).
В кимберлитовых породах наибольшим содержанием ванадия
характеризуются ильменит (табл. 3.25). При вхождении этого элемента
в структуру ильменита более вероятно гетеровалентное замещение по схеме:
V3+>Fe2+ и Ti4+. Присутствующее в ильмените Fe3+ замещает Fe2+ и Ti4+. V3+
следует за Fe3+. В хромдиопсидах и гранатах ванадий, помимо Fe3+, может
замещать Cr3+.
В хромшпинелидах содержание ванадия находится в прямой
зависимости от железистости минерала.
Наименьшим количеством ванадия обладает оливин. В большинстве
случаев в спектральных анализах оливина ванадий ниже предела
чувствительности. Объясняется это относительно простым составом этого
минерала, затрудняющим компенсацию заряда, необходимую при
гетеровалентности изоморфизма.
Серпентинизация
кимберлитовых
пород
должна
приводить
к перераспределению ванадия между конечными продуктами изменения.
В ультраосновных породах этот процесс приводит к концентрации части
ванадия во вторичном магнетите, образующемся за счет избыточного железа.
Мы уже показывали выше возможности концентрации никеля
в тонкозернистом магнетите. Не исключено, что и ванадий также переходит
в магнетит. Изучение распределения ванадия по минералам не дает истинной
картины. Нельзя не учитывать, что определенная доля этого элемента входит
в оливины. В гипербазитовых массивах содержание ванадия в оливине
150
составляет 20-23 г/т (Борисенко, Лапин, 1973). В ряде случаев изучение
распределения ванадия по минералам в кимберлитовых породах (табл. 3.27)
показывает избыток содержания элемента. Следовательно, определенная
часть ванадия может концентрироваться в минералах основной массы
(магнетит, серпентин).
Таблица 3.25
Параметры распределения ванадия в кимберлитовых породах (г/т)
Трубка
Мир
В целом по телу
I разновидность,
интервал
695-855,3 м
II разновидность,
интервал
708,2-925 м
Удачная- В целом по телу
Зап.
В плане,
горизонт № 1
В плане,
горизонт № 2
Удачная- В целом по телу
Вост.
В плане,
горизонт № 1
В плане,
горизонт № 2
Юбилейная
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
Кимберлитовые
породы
с такситовой
текстурой
Альнеиты
Кимберлиты
n
x
Закон
распределения
5,98 0,25 1,04 1,29 Нормальный
µ
S2
44 78,8 19,83
V
A
E
28 122,2 57,29 21,65 0,47 3,35 11,76 Более сложный
81 137,0 85,6
19,02 0,62 4,44 26,23
0,28 0,4
0,1
Нормальный
111 128
36,7
6,9
32
164
40,4
14,3 0,24 0,61 - 0,18
84
70
105
124
16,7
36,4
3,64 0,16 0,48 - 0,23
8,7 0,29 1,1 3,3 Логнормальный
21
174
31,5
13,8 0,18 0,001 - 1,42
50
97
15,8
4,46 0,16 1,31 3,07 Логнормальный
77
130 52,98 12,07 0,41 0,40 - 0,32
44 104,6 35,22 10,62 0,33 0,10 - 0,86
16
15
-
Нормальный
Нормальный
-
148 49,79 24,90 0,34 0,23 -1,24
174 195,66 101,04 1,12 2,86 6,57 Логнормальный
151
Рис. 3.24. Характер распределения V в кимберлитовых породах
трубки Удачная в плане, по горизонтам:
№ 1 (а) – 1 – >180 г/т, 2 – 150-180 г/т, 3 – <150 г/т.
№ 2 (б) – 1 – >110 г/т, 2 – 90-110 г/т, 3 – <90 г/т.
152
Таблица 3.26
Содержание ванадия в минералах (г/т)
Число
анализов
Мир
10
Удачная-Зап.
31
Удачная-Вост.
16
Юбилейная
4
Минерал
Трубка
Ильменит
Хромдиопсид
Пикотит-цейлониты
Хромпикотиты
Магнезиоферрит-хромиты
Гранат
Оливин
Пределы
содержаний
448-8064
1664-2464
Среднее
Исследователь
2480
1710
1745
2082
И.П. Илупин
и др. (1974)
Данные автора
К.Н. Никишов
и др. (1979)
И.П. Илупин
и др. (1974)
Сытыканская
3
-
1860
Мир
Загадочная
Юбилейная
8
2
10
130-320
160-170
0,00-168
210
165
17
-
40
7
784-4928
1456-4760
1512
2968
Данные автора
К.Н. Никишов
и др. (1979)
-
Мир
Айхал
Удачная-Зап.
Удачная-Вост.
Фестивальная
23
5
4
2
1
100-170
160-200
140-190
190-230
-
142
185
162,5
210
27
Данные автора
-
Таблица 3.27
Распределение ванадия по минералам
Трубки
Минерал
вес. %
минерала
Мир
Оливин
Гранат
Ильменит
Хромдиопсид
Хромшпинель
94,66
0,98
4,24
0,06
0,06
Удачнаязападная
Оливин
Гранат
Ильменит
98,35
0,97
0,68
Удачнаявосточная
Оливин
Гранат
Ильменит
97,51
0,29
2,20
Содержание V, г/т
Распределение
в минерале
по минералам
в минерале
(привед.
в породе
отн. %
вес. %)
78,8
142
1,39
1,30
2480
105
98,59
210
0,12
0,11
106,5
128
162,5
1,57
11,92
1710
11,6
88,08
13,17
124
210
0,61
1,58
1745
38
98,42
38,61
153
Скандий
Второстепенный элемент кимберлитовых пород. Среднее содержание
его в породах из разных трубок составляет 15 г/т (n=493). Кларк скандия для
ультраосновных пород, по А.П. Виноградову, 5 г/т; аналогичное содержание
скандия в дунитах Урала, приводится Л.Ф. Борисенко (1966). В пироксенитах
оно возрастает до 16-93 г/т.
Таблица 3.28
Параметры распределения скандия в кимберлитовых породах (г/т)
Трубка
Мир
Интернациональная
Им. XXIII
парт.съезда
Удачная-Зап.
В целом по телу
I разновидность,
интервал 695-855,3 м
II разновидность,
интервал 708,2-925 м
В целом по телу
в плане, горизонт № 1
в плане, горизонт № 2
УдачнаяВ целом по телу
Вост.
в плане, горизонт № 1
в плане, горизонт № 2
Юбилейная
Автолитовая
кимберлитовая брекчия
Кимберлитовые породы
с такситовой текстурой
Альнеиты
Кимберлиты
Айхал
Автолитовая
кимберлитовая брекчия
Кимберлитовые породы
с эвтакситовой
текстурой
Закон
распределения
48 14,5 5,70 1,64 0,39 1,75 2,37 Логнормальный
S2
µ
n
x
29
12 3,90 1,45 0,32 0,30 0,52
81
21
10 3,16 0,96 0,31 0,96 0,88
12 4,81 2,10 0,40 3,18 8,76 Более сложный
21
16 2,76 1,20 0,17 0,64 0,04
109
30
84
68
21
50
16,5
7,9
8,5
11
7,9
12
4,70
1,40
1,71
5,50
2,30
3,04
0,90
0,50
0,37
1,30
1,02
0,86
V
0,30
0,18
0,20
0,50
0,29
0,25
A
E
Нормальный
Нормальный
0,20 -0,80
1,17 - 0,73
0,58 0,99
0,80 -0,40
2,09 4,22 Логнормальный
0,30 0,16 Нормальный
77 8,8 1,35 0,31 0,15 0,11 - 0,97
52 7,6 1,74 0,48 0,23 0,20 0,30
-
22
20
21 7,56 3,22 0,35 0,86 0,12
25 6,48 2,90 0,26 0,61 - 0,50
-
26 14,7 5,14 2,02 0,35 0,95 - 0,47
-
20 14,2 2,27 1,01 0,16 0,50 - 0,87
-
Содержания скандия в кимберлитах варьируют от 3 до 31 г/т
и определяются количественным содержанием минералов-концентраторов
этого элемента. Для большинства рассмотренных трубок среднестатистические содержания скандия оказываются меньше их среднего
показателя в целом для кимберлитовых пород (табл. 3.28).
Распределение содержаний скандия в целом для пород трубки Мир
согласуется с логнормальным законом. С глубиной содержание скандия
возрастает (рис. 3.7). Однако в разновидностях, выделенных на глубине,
содержание элемента несколько пониженное. Наиболее низким оно оказалось
для второй разновидности кимберлитовой породы, особенно понижаясь на
154
глубину. Распределение элемента в обоих случаях равномерное и согласуется
с нормальным законом.
Из двух других трубок Мало-Ботуобинского поля породы трубки
Интернациональная характеризуются повышенным диапазоном изменения
содержаний. Распределение для элемента более сложное, чем нормальное
и логнормальное.
Изучение распределения скандия в кимберлитовых породах трубки
Удачная указывает на значительное повышение среднего содержания
в породах западного тела. Породы восточного тела характеризуются
повышенным диапазоном изменений содержаний. Кривые распределения
в том и другом случае идентичны. Рассеяние элемента согласуется
с нормальным законом. С глубиной в трубках содержание скандия не
изменяется (рис. 3.8, 3,9).
Рис. 3.25. Диаграммы зависимости содержания Sc, Fe2O3+FeO, MgO
в кимберлитовых породах трубки Удачная.
155
На диаграммах содержания скандия, железа и магния (рис. 3.25)
в породах трубок Удачная-Западная и Удачная-Восточная точки для каждого
тела занимают отчетливое обособленное положение. Так как скандий
предпочтительнее входит в состав железо- и магнийсодержащих минералов,
мы должны были бы наблюдать прямую связь между содержаниями скандия,
железа и магния в обоих случаях. Однако общее повышение суммарного
железа и магния в кимберлитовых породах восточного тела не ведет
к увеличению в них содержаний скандия. Считается, что скандий более тесно
связан с Fe2+, чем Fe3+, тем не менее более отчетливая связь между этими
элементами обнаруживается на диаграммах, построенных в координатах
общее железо-скандий (Fruklund and Fleisher, 1968). Это объясняется тем, что
количество закисного и окисного железа в анализах не отражает истинного
соотношения этих элементов, существовавших на ранних стадиях
кристаллизации пород, часть Fe2+ в поздние периоды окисляется. Помимо
этого замещение Fe2+ и Sc, по всей вероятности, не универсально.
Рис. 3.26. Характер распределения Sc в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане,
по горизонтам:
№ 1 (а) – 1 – >9 г/т, 2 – 7-9 г/т, 3 – <7 г/т.
№ 2 (б) – 1 – >12 г/т, 2 – 8-12 г/т, 3 – <8 г/т.
156
Нарушение корреляционной зависимости в кимберлитовых породах
восточного тела между скандием и железом, с одной стороны, и скандием
и магнием – с другой, объясняется, по всей вероятности, характером
распределения минералов – носителей скандия и некоторыми особенностями
состава пород этой трубки.
Содержания скандия в плане трубки Удачная по горизонту № 1 различно
в западном и восточном телах. В западном – рассеяние элемента согласуется
с нормальным законом, при общем пониженном значении среднего.
В восточном теле рассеяние элемента уже согласуется с логнормальным
законом. Кривые распределения содержаний в каждом случае обладают
своими особенностями. Во втором горизонте трубки Удачная рассеяние
скандия в породах обоих тел уже более равномерное (рис. 3.26).
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
трубки
Юбилейная
характеризуется несколько пониженным содержанием скандия. Кривая
распределения при положительной асимметрии, близкой к нормальной, имеет
уплощенную вершину. Рассеяние элемента согласуется с нормальным
законом. С глубиной содержание скандия не претерпевает существенных
изменений, только наблюдается нечеткая тенденция его увеличения
(рис. 3.13).
В "разностях" кимберлитовых пород с такситовой текстурой трубки
Юбилейная содержание скандия еще более понижено. Кривая распределения
близка к симметричной при нормальной крутости. Рассеяние элемента
согласуется с нормальным законом. С глубиной в породах этой разновидности
содержание скандия характеризуется значительной изменчивостью, однако,
в целом, говорить о какой-нибудь тенденции трудно (рис. 3.14).
Альнеиты и кимберлиты интрузивной фации имеют наибольшие
содержания скандия. Распределение в этих группах пород сходно.
Помимо Fe2+ и Mg2+, скандий по своим кристаллохимическим свойствам
может замещать в природных соединениях TR и Y (Борисенко, 1961).
Содержание его в отдельных минералах кимберлитовых пород изменяется
в широких пределах. Наибольшая концентрация отмечается в гранатах,
хромдиопсиде и ильмените (табл. 3.29). В барите, апатите и пирите скандий не
обнаружен (или, возможно, он присутствует в количествах, меньших предела
чувствительности). Наиболее распространенный минерал кимберлитов –
оливин – обладает низким содержанием скандия, что объясняется
особенностями его состава и структуры, затрудняющими необходимую
компенсацию заряда при гетеровалентном замещении (Борисенко, 1961).
Процесс серпентинизации оливина, очевидно, ведет к перераспределению
элемента между продуктами изменения.
Магнезиальный состав и высокое содержание редкоземельных
элементов иттриевой группы (ΣTR=37 г/т, ΣYTR=82,0%) способствуют
вхождению скандия в состав гранатов. Изучение распределения скандия
в пяти цветовых группах гранатов по А.А. Панкратову (Петрография
и минералогия…, 1964) свидетельствует, что с повышением интенсивности
157
окраски (от розовых с оранжевым оттенком до фиолетово-красных)
наблюдается тенденция к увеличению в них содержаний скандия.
Предполагается, что изменение окраски в гранатах из кимберлитов связано
с повышением в них содержаний железа и хрома (табл. 3.30).
Таблица 3.29
Содержание скандия в минералах (г/т)
Число
анализов
Гранат
Мир
43
Айхал
16
Удачная-Западная
2
Удачная-Восточная
1
Дальняя*
9
Интернациональная*
5
Хромдиопсид
Мир
8
Айхал
1
Интернациональная*
1
Ильменит
Мир
8
Удачная-Западная
1
Удачная-Восточная
1
Якутская
3
Сытыканская
1
Аэросъемочная
1
Украинская
1
Зимняя (Муна)
1
Хромшпинель
Айхал
2
Дальняя*
1
Коллективная
1
Оливин
Удачная-Восточная
1
Второгодница
1
Русловая*
1
Второгодница*
1
Перовскит
Монтичеллитовая
1
Бадделеит
Айхал
1
* Данные полученные ИНАА, ВНИИЯГГ, г. Москва.
Минерал
Трубка
Пределы
содержаний
55-165
60-172
120-150
110-170
90-140
26-57
10-38
20-32
10-14
-
Среднее
95
112
135
120
142
112
42
44
43
27,5
23
29
27
28
24
34
30
12
32
40
12
14
6,7
1,6
30
400
Концентрация скандия в хромдиопсиде из кимберлитов объясняется
относительной легкостью вхождения его в кристаллическую постройку
пироксенов. Этот минерал является главным концентратором скандия
в ультраосновных породах (Борисенко, 1961).
Повышенные содержания скандия отмечаются в ильмените. Среднее
содержание скандия во флогопите, по данным ИНАА, в двух образцах
(70 и 51 г/т) составляет 60 г/т. Присутствие скандия в перовските, вероятно,
обусловлено высокой концентрацией в нем редкоземельных элементов (ΣTR –
2,02%). Наиболее высокое содержание скандия, сопоставимое с содержанием
этого элемента в бадделеитах из ультраосновных щелочных пород (600 г/т),
обнаружено в бадделеите из трубки Айхал.
158
Вхождению скандия в бадделеиты благоприятствует координационное
окружение ведущего элемента Zr4+, замещающегося элементами с меньшими
радиусами ионов. К таковым относится и скандий, ионный радиус которого
близок радиусу Zr4+ (Кухаренко и др., 1965).
Таблица 3.30
Содержание скандия (г/т) в гранатах разных цветовых групп (тр. Мир)
Группы гранатов по окраске
Розовые с оранжевым оттенком
Оранжево-красные
Красные
Розовые с фиолетовым оттенком
Фиолетово-красные
Число
анализов
12
20
17
15
20
Пределы
содержаний
50-100
60-110
75-140
62-150
75-165
Среднее
76
81
96
100
124
Таблица 3.31
Содержание скандия (г/т) в минералах кимберлитов (по В.В. Буркову, 1970)
Число
анализов
11
5
1
4
4
4
Минерал
Гранат
Оливин
Диопсид
Серпентин
Серпофит
Кальцит
Пределы
содержаний
33-165
0-65
70-190
120-3300
250-750
Среднее
100
33
85
100
610
510
Таблица 3.32
Распределение скандия по минералам
Трубки
Минерал
вес. %
минерала
Мир
Оливин
Гранат
Ильменит
Хромдиопсид
Хромшпинель
94,66
0,98
4,24
0,06
0,06
УдачнаяЗападная
Оливин
Гранат
Ильменит
98,35
0,97
0,68
УдачнаяВосточная
Оливин
Гранат
Ильменит
97,51
0,29
2,20
Содержание Sc, г/т
Распределение
в минерале
по минералам
в минерале
(привед.
в породе
отн. %
вес. %)
14,5
95
0,93
44,07
27,5
1,16
54,98
42
0,02
0,95
2,11
16,5
135
1,31
89,73
23
0,15
10,27
1,46
12
11,70
11
92,20
120
0,35
2,76
29
0,64
5,04
12,69
159
Содержание скандия в кимберлитовых породах определяется
количественным соотношением минералов-носителей этого элемента
(табл. 3.32). Скандий входит в состав этих минералов в этап магматической
кристаллизации кимберлитов. В низкотемпературных минералах скандий не
обнаруживается.
Бор
Кимберлитовые породы аномально обогащены бором. Среднее
содержание его в породах разных трубок составляет 123 г/т (n=450), что
значительно превышает среднее содержание бора в ультраосновных породах
– 3 г/т (Turekian, Wedepohl, 1961) и 1 г/т (Виноградов, 1962).
В.А. Черепанов (1967), впервые изучивший распределение бора
в кимберлитах, оценивает его среднее содержание для этих пород в 119,4 г/т
и сопоставляет их с меймечитами Сибири, в которых количество бора
в среднем 59 г/т. Кимберлиты, по нашим данным, характеризуются большой
изменчивостью содержаний бора: от 3 до 580 г/т. Наиболее высокое
содержание бора отмечается в автолитовых разностях кимберлитовых пород.
Изучение распределения бора в породах отдельных тел показывает в ряде
случаев аномальное обогащение пород.
Таблица 3.33
Параметры распределения бора в кимберлитовых породах (г/т)
Трубка
n
x
S2
µ
V
A
E
I разновидность,
29 350 интервал 695-855,3 м
Мир
II разновидность,
82 287 82,0 18,12 0,28 - 0,88 - 0,66
интервал 708,2-925 м
В целом по телу
128 218 122,7 21,7 0,50 0,70 -0,06
УдачнаяВ плане, горизонт № 1 32 98 41,5 14,6 0,42 0,96 0,16
Зап.
В плане, горизонт № 2 84 153 51,8 11,3 0,34 1,28 1,99
В целом по телу
73 97 111,1 26,0 1,10 2,4 6,7
УдачнаяВ плане, горизонт № 1 21 90 42,9 18,7 0,47 0,63 0,89
Вост.
В плане, горизонт № 2 50 105 45,3 12,8 0,43 0,007 0,65
Автолитовая
77 176 86,92 19,81 0,49 0,89 1,15
кимберлитовая брекчия
Юбилейная
Кимберлитовые породы 52 83,5 52,19 14,61 0,62 1,42 3,61
с такситовой текстурой
Автолитовая
24 175 89,63 36,59 0,51 0,51 0,47
кимберлитовая брекчия
Айхал
Кимберлитовые породы 18 43,1 12,67 5,97 0,29 0,37 0,77
с такситовой текстурой
Альнеиты
15 18,4 4,39 2,26 0,23 0,20 -1,02
Кимберлиты
13 158 51,45 28,54 0,32 1,82 1,78
Закон
распределения
Логнормальный
Логнормальный
–
Нормальный
Логнормальный
Более сложный
Нормальный
–
Логнормальный
–
Нормальный
–
Нормальный
–
В кимберлитовых породах трубки Мир среднее содержание бора, по
нашим данным, равно 303 г/т (n=111). И.П. Илупин с соавторами (1978)
160
получили значительно меньшую цифру содержаний бора в породах этой
трубки – 83 г/т. Рассмотренное нами поведение содержаний бора
в разновидностях кимберлитовых пород, выделенных на глубине, оказалось
также весьма высоким (табл. 3.33).
Изучение распределения содержаний бора в кимберлитовых породах
трубки Удачная показывает значительную его концентрацию в породах
западного тела. Наименьшее количество бора в несерпентинизированных
породах трубки Удачная-Восточная – 41 г/т.
Рис. 3.27. Характер распределения бора
в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане, по горизонтам:
№ 1 (а) – 1 – >120 и 110 г/т, 2 – 80-120 и 70-110 г/т, 3 – <80 и 70 г/т.
№ 2 (б) – 1 – >170 и 120 г/т, 2 – 130-170 и 80-120 г/т, 3 – <130 и 80 г/т соответственно
для западного (слева) и восточного (справа) тел трубки Удачная.
161
Рассеяние элемента в породах западного тела согласуется
с логнормальным законом, в породах восточного оно оказалось более
сложным.
С глубиной в каждой из трубок намечается тенденция к повышению
содержаний бора. При этом в породах западного тела наблюдается более
плавная картина изменения, только на глубине (глубже 600 м) диапазон
значений содержаний увеличивается (рис. 3.8) в породах восточного тела
вариации содержаний весьма значительные (V=1,10), при сохраняющейся
тенденции изменения (см. рис. 3.9).
Изучение характера рассеяния бора в плане по отдельным горизонтам
также свидетельствует о значительной изменчивости его содержаний. Породы
каждого горизонта имеют один порядок средних величин, изменяющийся
в большую сторону сверху вниз. Рассеяние бора согласуется с нормальным
законом, за исключением нижнего (№ 2) горизонта трубки Удачная-Западная,
для которого рассеяние подчиняется логнормальному закону. На рис. 3.27
отчетливо видно, что бор здесь концентрируется в определенных максимумах,
тяготеющих к периферии трубки.
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
трубки
Юбилейная
характеризуется более высоким (в 2 раза) содержанием бора по сравнению
с кимберлитовыми породами с такситовой текстурой. Характер рассеяния
в обоих случаях идентичный. С глубиной содержание бора в каждом случае
возрастает (рис. 3.13, 3.14). Интересно, что кимберлитовые породы
с такситовой текстурой в трубке Айхал так же, как и в трубке Юбилейная,
характеризуются пониженным содержанием бора. Наименьшим из изученных
пород содержанием бора характеризуются альнеиты. Заслуживает внимания
более высокое содержание этого элемента в кимберлитах интрузивной фации.
В целом полученные данные свидетельствуют, что в серпентинизированных
кимберлитовых породах содержание бора повышенное.
Единственная находка бороносного минерала – датолита (20% B2O3)
в зоне интенсивного дробления известняков в экзоконтакте одной из трубок,
связана с отложением его из гидротермальных растворов (Петрография
и минералогия…, 1964).
Определение бора в трех образцах серпентинов (Бурков, 1970)
обнаружило его присутствие в количестве от 25 до 242 г/т (x=66 г/т).
Серпентин, развивающийся по оливину, по-существу, является основным
концентратором бора. Это подтверждается исследованием пространственного
распределения бора в кимберлитах методом локальной радиографии,
свидетельствующее также о глубинной серпентинизации вкрапленников
оливина. Более поздний серпентин основной массы показывает резкое
различие в концентрациях бора (Малинко и др., 1982).
В.А. Черепанов (1967), основываясь на равенстве изотопного состава
бора в кимберлитах и меймечитах (табл. 3.34), приходит к выводу, что
источник бора у них единый. Аномальное обогащение тяжелым изотопом,
учитывая большую летучесть бора при температуре выше 207°, связано со
162
значительным обогащением этих пород легколетучими компонентами (в том
числе и бором) и обусловлено, по мнению автора, дистилляцией газов
в процессе дегазации мантии. Резкое различие B11/B10 в кимберлитах
и базальтах свидетельствует о масштабах этой дистилляции.
Таблица 3.34
Изотопный состав бора в кимберлитах (по В.А. Черепанову, 1967)
Трубка, порода
Удачная (кимберлит, брекчия)
Осенняя
Поздняя
Меймечит (Гулинская интрузия)
Базальт пикритовый
Базальт полифировый
№ обр.
33281
33471
33069
28949
28958
31349
41/102
505/е
В, г/т
125
595
31
125
31
250
20
9,5
В11/В10
4,107
4,120
4,119
4,116
4,123
4,114
4,060
3,972
Перенос бора, возможно, происходил в виде бороводородов,
обладающих высокой летучестью и термической устойчивостью (Говоров,
1977). Этому способствовал восстановительный режим верхней мантии
и высокое содержание водорода в составе флюидов.
Барий и стронций2
Барий и стронций – характерные элементы кимберлитовых пород.
Среднее их содержание (по нашим данным) соответственно 600 и 572 г/т (n=43
и 80) и приближается к средним значениям для этих элементов в щелочноультраосновных породах: Ba – 850, Sr – 1300 г/т (Кухаренко и др., 1965).
Наиболее низки содержания этих элементов в ультраосновных породах: Ba –
1 и Sr – 10 г/т (Виноградов, 1962).
И.П. Илупин с соавторами (1978) оценивают среднее значение для
кимберлитовых пород четырех центральных полей провинции: Ba – 675, Sr –
620 г/т. В северных полях наблюдается резкое увеличение содержаний этих
элементов: Ba – 1610 и Sr – 1065 г/т. Как показали наши исследования,
высокими содержаниями Ba и Sr характеризуются альнеиты (1504 и 1021 г/т)
и кимберлиты интрузивной фации (2425 и 861 г/т) северных кимберлитовых
полей.
В.В. Бурков и Е.К. Подпорина (1965), изучившие содержание
и распределение стронция в кимберлитовых породах трубок Мир, Зарница
и Удачная, оценивают его среднее значение в целом для кимберлитовых пород
в 1140 г/т. По мнению И.П. Илупина с соавторами (1978) эта цифра, возможно,
несколько завышена, поскольку в кимберлитовой трубке Зарница, явившейся
основным объектом исследования, широко развита стронциевая
минерализация. Средняя цифра для пород трубки Удачная-Восточная,
приведенная В.В. Бурковым и Е.К. Подпориной, составляет 834 г/т.
Исследование геохимии стронция в кимберлитовых породах выполнено совместно с доктором геол.мин. наук С.И. Костровицким – Институт Геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск.
2
163
Нашими исследованиями установлено, что концентрация бария
и стронция в кимберлитовых породах трубки Удачная-Западная и УдачнаяВосточная значительно различаются (табл. 3.35). Породы западного тела
оказываются более обогащенными стронцием, а восточного – барием.
Высокими значениями этих элементов характеризуется неизмененная
(несерпентинизированная) разность кимберлитовой породы трубки УдачнаяВосточная: Ba – 1387, Sr – 587 г/т. Кривые рассеяния Ba и Sr в породах
западного тела идентичны, отмечается несколько повышенная дисперсия
содержаний Sr. Рассеяние элементов согласуется с нормальным законом.
Распределение Ba и Sr в породах восточного тела различное. Кривая
распределения бария здесь при отрицательной асимметрии имеет сильно
уплощенный облик. Характер рассеяния согласуется с нормальным законом.
Кривая распределения стронция при положительной асимметрии имеет
островершинный облик. Рассеяние элемента здесь уже согласуется
с логнормальным законом.
Изучение распределения Ba и Sr в плане по одному из горизонтов
показывает, что содержания их в определенной мере нивелируются. Различие
между содержаниями Ba уменьшается, а содержание Sr в обоих телах близко.
Соотношения Ba, Sr имеют близкие значения при преобладании Ba над Sr
в обоих случаях, хотя в целом по трубкам эти величины различаются.
Рассеяние элементов в плане характеризуется повышенными дисперсиями
содержаний и согласуется во всех случаях с логнормальным законом. На плане
(рис. 3.28, 3.29) видно, что Ba и Sr концентрируются в незакономерно
расположенных максимумах.
Графики, отражающие содержания стронция с глубиной в породах
трубок, показывают для западного тела нечеткую тенденцию уменьшения
стронция при повышенных дисперсиях содержаний (рис. 3.8). В восточном
теле наблюдается некоторое увеличение содержаний стронция до глубины
250 м, однако далее значительных изменений не отмечается и в целом для этой
трубка трудно говорить о какой-либо определенной тенденции изменения
содержаний элемента с глубиной (см. рис. 3.9).
В трубке Юбилейная содержание Ba и Sr в автолитовой кимберлитовой
брекчии значительно пониженное, особенно это заметно для Sr. Характер
рассеяния обоих элементов идентичный и согласуется с нормальным законом,
для бария при этом наблюдается повышенная дисперсия содержаний.
В кимберлитовых породах с такситовой текстурой этой трубки
содержания элементов несколько возрастают: Ba – незначительно, а Sr –
в несколько раз. При этом содержания Ba и Sr характеризуются повышенным
вариациями. Рассеяние для бария согласуется с нормальным законом, для Sr –
с логнормальным.
На диаграмме Ba – Sr обе указанные разности кимберлитовых пород
занимают различное положение и отличаются по отношению Ba/Sr.
Кимберлитовые породы приконтактовых участков и вмещающие осадочные
породы имеют близкие отношения Ba/Sr с разностями кимберлитовых пород
164
с такситовыми текстурами, однако, в первых содержание Ba наименьшее. По
содержаниям стронция они соответствуют кимберлитовым породам трубки
(рис. 3.30).
В минералах стронций изоморфно замещает кальций и калий.
В кимберлитовых породах на ранних стадиях минералообразования стронций
рассеивается в оливине, гранате, диопсиде и других акцессорных минералах
(табл. 3.31). Основная же часть этого элемента на поздних стадиях эволюции
кимберлитовой магмы входит в состав кальцита. Высокие содержания
стронция обнаружены и в серпофите. Этот факт, наряду с присутствием
самостоятельных минералов стронция – целестином и стронцианитом –
позволил В.В. Буркову (1970) заключить, что основная концентрация
стронция в кимберлитовых породах происходит в метасоматическую
и гидротермальную стадию минералообразования. Целестин, являющийся
одним
из
наиболее
поздних
продуктов
гидротермального
минералообразования, обнаружен в кимберлитовых породах ряда трубок –
Мир, Зарница, Удачная-Восточная, Дальняя, Якутская, Новинка и др.
Стронцианит же образуется по целестину, являясь продуктом его изменения.
Установлено, что стронциевая гидротермальная минерализация локализуется
чаще всего в участках кимберлитовых пород с интенсивной трещиноватостью.
Генетически она не связана с кимберлитовой магмой, и является результатом
привноса вещества из вмещающих пород. Изотопный состав серы
в целестинах из кимберлитовых пород трубки Удачная и кембрийских
доломитов оказался идентичным.
Аналогичный вывод делается и в отношении барита, образующего
пластинчатые кристаллы в гидротермальных прожилках и жеодках
в ассоциации с кальцитом и сульфидами в породах ряда трубок – Загадочная,
Долгожданная, Аэросъемочная, Удачная-Западная, Айхал, Сибирская,
Зарница и др. (Виноградов, Илупин, 1972; Петрография и минералогия…,
1964).
Содержание Ba и Sr в карбонатных отложениях, вмещающих трубку
Удачная, представленных известняками с примесью терригенного
и глинистого материала, составляет соответственно 531 и 891 г/т при
вариациях от 300 до 2000 г/т (n=16) для бария и от 100 до 5000 г/т (n=93) для
стронция. В светло-серых известняках среднего кембрия на глубине 880-900 м
встречены крупные выделения целестина. Все это подтверждает
значительную
роль
стронция
вмещающих
карбонатных
пород
в формировании поздней стронциевой минерализации кимберлитовых пород.
Стронций, рассеивающийся в минералах на раннемагматической
стадии, а на более поздних в – кальците и апатите, несомненно – глубинный.
Кальцит и апатит (возможно, перовскит) являются главными концентраторами
стронция. Содержание Sr в апатите составляет 2164 г/т (Хомяков, Францессон,
1971).
Для исследования распределения Sr в кальцитах из кимберлитовых
пород Е.И. Воробьевым (ГЕОХИ СО АН СССР) изучены карбонатные
165
вытяжки. Сопоставление содержаний Sr в породе и карбонатных вытяжках
подтверждает, что значительная доля Sr кимберлитовых пород
концентрируется в кальците. Доля стронция, заключенного в кальците, по
отношению ко всей породе, колеблется от 55 до 100%, в среднем составляя по
исследованным кимберлитовым телам около 80%. В ряде трубок доля Sr,
заключенного в карбонате, составляет до 30%. Таковы трубки Дальняя,
Зарница в Далдынском поле, Комсомольская в Верхне-Мунском. Породы
указанных тел аномально обогащены перовскитом, апатитом, которые,
вероятно, включают значительную долю Sr. В ряде тел северных полей роль
основного минерала-носителя Sr принимает на себя монтичеллит. При этом
монтичеллитовые разности пород характеризуются более высокими
содержаниями Sr, чем оливиновые при равных низких (до 5%) содержаниях
кальцита в породе.
Один из важных вопросов обсуждаемой проблемы – насколько Sr тесно
связан с кальцитом? Примечательно, что другие минералы-носители Sr
появляются в кимберлитовых породах при относительно низком содержании
кальцита в породе; при высоком содержании кальцита (>40%) их появление
становится редким. Кальцит жильных кимберлитовых пород трубок Мир,
Айхал, Удачная, как правило, карбонатного состава, содержит практически
весь Sr породы, в то время как в кимберлитовых породах трубок роль других
минералов-концентраторов становится заметной. Увеличение карбоната
в породе обычно (если оно не происходит за счет вторичных процессов) ведет
к возрастанию общего содержания Sr в породе.
Содержание стронция в кальците кимберлитовых пород обнаруживает
колебания в широком диапазоне (от 100 до 10 000 г/т) и в среднем на порядок
выше, чем в кальците гидротермальных образований. Максимальные значения
Sr отмечены в кальцитах из кимберлитовых пород, наименее засоренных
ксеногенным карбонатным материалом прорванных пород и, как правило,
наименее измененных. Прежде всего, это разнообразные жильные породы,
автолитовые образования и кимберлитовые брекчии с массивной текстурой
цемента. Высокими содержаниями стронция характеризуется кальцит
несерпентинизированных разностей кимберлитовых пород трубки УдачнаяВосточная (табл. 3.36). Нередко кальцит перечисленных разновидностей
представлен микролитовой формой, которая наиболее всего отвечает
представлению о его магматическом генезисе.
Наименьшее содержание Ba и Sr наблюдаются в породах с афировой
и такситовой текстурой трубок Удачная-Восточная и Юбилейная
и кимберлитовых породах жил, сопряженных с трубками. В них нарушается
отношение Ba/Sr в породах и кальците, что, вероятно, связано с увеличением
примеси седиментогенного Ba и Sr (Воробьев и др., 1973).
Карбонатизация кимберлитовых пород в целом ведет к разубоживанию
Sr. С увеличением степени карбонатизации содержание Sr в кальцитах
стремится к содержанию его в гидротермальных кальцитах. Карбонатизация
кимберлитовых пород – низкотемпературный процесс, а вхождение в кальцит
166
при низких температурах затруднено. В результате низкотемпературной
перекристаллизации кальцита высвобождается стронций, изоморфно
входящий в него. Освобожденный стронций, смешиваясь с седиментогенным
стронцием, образует в гидротермально-метасоматическую
стадию
собственные минералы – целестин, стронцианит.
В силу того, что воздействие разных факторов перераспределения
стронция в кальците различно, связь Sr с Ca при статистической обработке
валовых проб кимберлитовых пород может действительно не улавливаться
(Илупин и др., 1978). Если увеличение содержания кальцита связано
с дифференциацией расплава, то оно сопровождается ростом концентраций Sr
в породе. В случае же воздействия наложенной карбонатизации происходит
значительное разубоживание содержаний этого элемента.
Одним из надежных инструментов выяснения источника вещества,
а также расшифровки процессов, ведущих к перераспределению Sr, может
служить стронциевая изотопия. Первые исследования показали высокие
отношения 87Sr/86Sr в кимберлитах, позволившие заключить, что
кимберлитовая магма – продукт реакции между гранитами и карбонатитами
(Powell, 1966).
Более системные исследования, проведенные на 20 образцах
кимберлитовых пород Квебека (Канада), позволили получить среднее
отношение 87Sr/86Sr=0,704±0,0001 при вариациях от 0,7034 до 0,7046 и среднем
содержании Sr в кальцитах 3955 г/т (пределы содержаний из 20 образцов от
2500 до 5800 г/т). Было заключено о первичном (карбонатитовом)
происхождении кальцита кимберлитовых пород Квебека. Кальцит слагает до
50% породы и не может являться продуктом ассимиляции из вмещающих
пород, так как среди последних отсутствуют карбонатные породы. Кальцит не
может быть также продуктом гидротермального изменения кимберлитовых
пород растворами, пришедшими из источника заметно более молодого, чем
кимберлиты, так как карбонат либо отсутствует, либо присутствует в очень
малых количествах во всех других породах из этой области. Следовательно,
кальцит является продуктом кимберлитовой магмы (Brookins, Watson, 1969).
Изучение изотопии стронция в кимберлитовых породах ряда тел Южной
Африки (Mitchell, Croket, 1971) обнаружило значительное различие
отношения 87Sr/86Sr для пород, выполняющих жилы и трубки. В существенно
карбонатной жильной породе отношение 87Sr/86Sr колеблется от 0,709 до 0,716,
в кимберлитовых породах трубки Весселтон – от 0,708 до 0,715, в других – от
0,706 до 0,715. Изотопные отношения кимберлитового расплава,
формирующегося, по мнению исследователей, при частичном плавлении
слюдистых гранатовых перидотитов, могут изменяться, или грубым
смешением с материалом с низким отношением 87Sr/86Sr селективной или
диффузией материала с высоким отношением 87Sr/86Sr в кимберлитовый
флюид.
Проведенные в Институте Земной коры (г. Иркутск) исследования
изотопии Sr в кальцитах показали, что минимальным отношением
167
Sr/86Sr=0,704 характеризуются кимберлитовые брекчии с массивной
текстурой, содержащие наименьшее количество кальцита при максимальной
концентрации в нем Sr. Наиболее высокие отношения 87Sr/86Sr=0,709-0,711
отмечены в кимберлитовых породах с наложенной карбонатизацией.
Несерпентинизированная кимберлитовая порода трубки Удачная-Восточная
(обр. 222/440) характеризуется отношением 87Sr/86Sr, равным 0,706.
В кимберлитовых породах жильных тел изотопное отношение варьирует от
0,704 до 0,709. Наименьшие из них характерны для жил, залегающих
в кимберлитовых породах трубок 0,7047 (обр. 209/737).
Изучено изотопное отношение Sr в кимберлитовых породах силла
трубки Интернациональная с высоким содержанием кальцита, содержание
стронция в котором составляет 1600 г/т. Отношение 87Sr/86Sr равно 0,7065
и отвечает типичным значениям для неизмененных кимберлитов.
Вмещающий силл терригенный материал (аркозовый песчаник) оказался
в значительной степени обогащенным седиментогенным стронцием,
концентрация которого в карбонатизированном песчанике составляет
64000 г/т. Тем не менее в данном случае характерно отсутствие смешения, ибо
условия внедрения кимберлитового силла, казалось бы, были весьма
благоприятны: насыщенная стронцием среда, небольшой объем инъекции,
удаленность от трубочного тела. То же следует отметить для жильных
кимберлитовых пород, в которых также практически не наблюдается
смешения карбонатов. Этот процесс становится возможным на самых
последних стадиях формирования трубки. Образующиеся минералы стронция
и кальцит характеризуются отношением 87Sr/86Sr, лежащим в промежутке
0,704 и 0,709. По всей вероятности, смешение не носило чисто механический
характер, оно происходило сложно и связано с частичным вытеснением
глубинного стронция и отложением седиментогенного (Брандт и др., 1982).
В то же время высокое отношение 87Sr/86Sr в несерпентинизированных
(кальцитовых) кимберлитовых породах (0,7062-0,7055) невозможно
объяснить смешением, ибо оно привело бы к разубоживанию стронция.
Возможность диффузии из кристаллического фундамента маловероятна,
ввиду отсутствия переработанных ксенолитов.
Наиболее логичной, на наш взгляд, является идея изотопной
гетерогенности вещества мантии. Наряду с глубинным источником,
характеризующимся отношением 87Sr/86Sr=0,704, существовал менее
глубинный мощный источник Sr, характеризующийся отношением 87Sr/86Sr,
близким к 0,7063.
Таким образом, первичное распределение Sr связано с эволюцией
кимберлитового расплава. Вторичное перераспределение стронция связано
с гидротермальной переработкой породы.
87
168
Таблица 3.35
Параметры распределения Ba и Sr
в кимберлитовых породах отдельных трубок (г/т)
Трубка
УдачнаяЗап.
УдачнаяВост.
Юбилейная
УдачнаяЗап.
УдачнаяВост.
Юбилейная
n
x
S2
µ
V
A
E
Закон
распределения
Барий
В целом по телу
10 553 249,8 158,01 0,45 0,63 -1,71 Нормальный
В плане, горизонт № 2 82 808 457,05 100,94 0,56 1,00 - 0,70 Логнормальный
В целом по телу
18 969 404,0 190,47 0,41 - -1,23 Нормальный
В плане, горизонт № 2 49 688,5 445,3 127,22 0,65 0,04 - 4,95 Логнормальный
2,13
Автолитовая
кимберлитовая брекчия 11 416,4 273,8 165,10 0,66 1,02 0,67 Нормальный
Кимберлитовые
породы с такситовой 27 427,8 209,29 80,55 0,49 0,53 1,03
текстурой
Стронций
В целом по телу
10 674 377,3 238,66 0,56 0,90 -1,17 Нормальный
В плане, горизонт № 2 82 466 209,10 46,18 0,45 1,69 3,86 Логнормальный
В целом по телу
26 561 258,3 101,31 0,46 1,86 3,46 Логнормальный
В плане, горизонт № 2 49 495,7 275,0 78,58 0,55 2,41 8,20
Автолитовая
кимберлитовая брекчия 11 58,8 21,32 12,85 0,36 0,91 0,52 Нормальный
Кимберлитовые
Логнормальный
породы с такситовой 27 229,4 169,4 65,20 0,74 2,11 4,69
текстурой
Рис. 3.28. Характер распределения Ba в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане,
по горизонту № 2: 1 – >900 г/т, 2 – 700-900 г/т, 3 – <700 г/т.
169
Рис. 3.29. Характер распределения Sr в кимберлитовых породах трубки Удачная в плане,
по горизонту № 2: 1 – >600 г/т, 2 – 400-600 г/т, 3 – <400 г/т.
Рис. 3.30. Содержание Ba и Sr в кимберлитовых породах трубки Юбилейная: 1 –
автолитовая кимберлитовая брекчия, 2 – кимберлитовые породы с такситовой
текстурой верхних горизонтов, 3 – кимберлитовые породы эндоконтактовых участков,
4 – карбонатные осадочные породы, вмещающие трубку.
170
Таблица 3.36
Содержание стронция в кимберлитовых породах (г/т)*
№ обр. Трубка, дайка
В
В
породе кальците
Характеристика
Ba/Sr
в
в
породе кальците
3
4 5 6 7
8
9
Несерпентинизированная 260 1400 250 2900 0,186 0,086
Кимберлитовая порода, 240 1600 410 2900 0,150 0,141
легкая фация класса – 0,1 100 1200 220 2900 0,083 0,076
Кимберлитовая порода, 150 720 360 1800 0,208 0,200
переходная
120 800 310 2000 0,150 0,155
к серпентиниз.
Кимберлитовая порода с 180 910 360 2000 0,198 0,180
афировой текстурой
26 390 40 1000 0,066 0,040
35 180 80 460 0,194 0,174
36 110 150 420 0,327 0,357
Ba Sr Ba Sr
1
2
222/440 Удачная-Вост.
222/450
222/480
222/560
222/600
-
209/290 Удачная-Зап.
218/467 Удачная-Вост.
ЮЗШЮбилейная
237
ЮЗШ188
ЮЗШ379
АМ-201 Аэромагнитная Кимберл. порода с такс.
209/737 Удачная-Зап. Кимберлитовые породы
222/413,5
жил, залегающих
Удачная-Вост.
в породах трубок
44 270 28 440 0,163
0,064
90 690 150 1080 0,130
240 1800 630 5700 0,133
0,139
0,110
100 1000 350 3200 0,100
0,109
Окончание таблицы 3.36
1
2
УВ-427- УдачнаяУд-78-2
Вост.
М-Д-1
Мир
УД-211 Кутугуна-1
ЛКУКуранах
168
М-24 Обнаженная
3
Кимберлитовая
порода жил
сопряженных
с трубками
Карбонатит дайки
-
Включение
кимберлитового
карбонатита
МХ-6 Мархинская
Кимберлитовая
брекчия с
массивной текстурой
цемента
АК-С-5 Амакинская
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
Л-361
Липа
Кимберлит
49-18 Аномалия
Карбонатитовая
49
брекчия
07-2-78 Удачная
Включение
кальцифира
4 5
140 1000
12 140
43 220
6
7
8
300 1900 0,140
120 210 0,085
76 250 0,195
9
0,157
0,571
0,304
160 410 270 730 0,390
300 1300 550 2300 0,231
0,370
0,239
710 2100 1400 4900 0,338
0,286
310 1100 590 2400 0,282
0,246
120 1300 200 2100 0,092
420 270 1200 730 1,555
310 1800 740 4300 0,172
0,095
1,644
0,172
160 390 260 600
0,433
171
0,410
* Анализы выполнены в Институте геохимии им А.П. Виноградова, СО РАН
(г. Иркутск) Е.И. Воробьевым.
Литий и рубидий
Относятся к элементам, содержание которых в кимберлитовых породах
весьма изменчиво. По данным О.Д. Ставрова и А.В. Уханова (1971),
исследовавших содержание этих элементов в кимберлитовых породах
и разнообразных включениях глубинных пород различных трубок, среднее
содержание Li и Rb в кимберлитовых породах составляет 20 и 27 г/т, что на
порядок выше их содержания в дунитах и перидотитах включений (Li – 1,13 г/т
и Rb – 1,67 г/т) и значительно превышает среднее значение Li и Rb
в ультраосновных породах (0,5 и 2,0 г/т). И.П. Илупин с соавторами (1978)
определили среднее значение для кимберлитовых пород Li (32,2 г/т) и Rb
(28,9 г/т). По содержанию этих элементов они приближаются к основным
породам (15,0 и 45,0 г/т) (Виноградов, 1962).
Максимальными содержаниями Li и Rb среди включений
характеризуются эклогиты (4,12 и 4,65 г/т соответственно). В.В. Бурков
и Е.К. Подпорина (Бурков, 1970), изучившие распределения этих элементов
в ряде трубок, показали, что в кимберлитовых породах трубки УдачнаяВосточная содержания Li и Rb составляют 25,0 и 9,3 г/т, а в кимберлитовых
брекчиях трубок Удачная-Западная, Зарница и Мир – 37,0 и 13,0 г/т. По этим
данным, содержание Li оказывается преобладающим над содержанием Rb,
в то время как О.Д. Ставров и А.В. Уханов (1971) характерной особенностью
распределения Li и Rb в кимберлитовых породах и их включениях считают
преобладание Rb над Li. О переменных значениях отношения Li/Rb указывает
и И.П. Илупин с соавторами (1974).
По нашим данным, среднее содержание Li и Rb в кимберлитовых
породах составляет 46,7 г/т (n=57) и 52 г/т (n=68) соответственно.
Автолитовые разности их характеризуются более высокими значениями Li,
в то время как содержание Rb выше в кимберлитовых брекчиях с массивной
текстурой цемента.
Мы исследовали содержание лития и рубидия в кимберлитовых породах
трубки Удачная. Оказалось, что содержание лития в породах западного тела
в несколько раз превышает его среднее содержание в породах восточного тела.
Породы обоих тел характеризуются повышенным диапазоном изменения
содержаний этого элемента. Содержание рубидия в обоих случаях близко.
Рассеяние элементов в том и другом случае согласуется с нормальным законом
(табл. 3.38).
Тесная положительная связь содержаний лития и рубидия наблюдается
в породах западного тела, в трубке Удачная-Восточном – отмечается нечеткая
тенденция к обратной корреляционной зависимости (табл. 3.39). С глубиной
в трубках четко возрастает содержание лития (рис. 3.8, 3.9), содержание же
рубидия не изменяется.
Мы рассмотрели поведение Li, Rb, а также Na и K в плане для трубки
Новинка по анализам, любезно предоставленным нам И.П. Илупиным. Трубка
172
Новинка расположена в Верхне-Мунском поле и выполнена кимберлитовой
брекчией с массивной текстурой цемента. По составу основной массы породы
трубки подразделяются на разности, слагающие отдельные участки
(табл. 3.37).
Таблица 3.37
Параметры распределения Na, K, Li, Rb в кимберлитовых породах
трубки Новинка (г/т, n=29)
Элемент
Na
K
Li
Rb
K/Rb
x
S2
µ
858,6 611,51 227,11
5124 2999,12 1113,85
9,9
8,31
3,09
51
32,0
11,88
125,6 114,26
42,43
V
0,71
0,58
0,83
0,62
0,91
A
E
2,34 5,66
0,05 - 1,41
1,29 1,25
0,81 1,03
4,00 16,17
Закон
распределения
Логнормальный
Нормальный
Более сложный
Таблица 3.38
Параметры распределения Li, Rb в кимберлитовых породах
трубки Удачная (г/т)
Элемент
x
S2
Li
Rb
92
49
79,5
28,5
Li
Rb
21
29
15,8
17,6
µ
V
A
E
Закон распределения
Удачная-Западная (n=20)
35,5
0,86 0,6 -0,7
Нормальный
12,7
0,57 1,8
2,4
Удачная-Восточная (n=17)
7,7
0,74 1,0 -0,02
Нормальный
8,5
0,29 0,1 - 1,3
-
Кимберлитовая порода с монтичеллитовой основной массой слагает
центральную часть южной половины трубки. По южной, юго-западной
периферии, а также в северной части выделены породы с серпентиновой или
карбонатной основной массой. Севернее и северо-западнее монтичеллитовой
выделяются породы с флогопитовой основной массой. По южной контактовой
зоне трубки – кимберлитовые породы с серпентин-карбонатной разностью
основной массы. Пробы отобраны по сетке 40×50 м, по результатам анализа
отстроены изолинии распределения элементов в плане. Изучение
статистических параметров показывает, что породы трубки значительно
обогащены рубидием по сравнению с литием. Для всех элементов характерен
значительный разброс содержаний. Рассеяние для К, Li, Rb согласуется
с нормальным законом, для Na – с логнормальным. Интересно, что отношение
K/Rb в плане трубки имеет очень сложное распределение, отличное от
нормального и логнормального. Распределение элементов в плане трубки
показывает, что для большинства случаев характерны свои определенные
особенности изменения содержаний элемента. Близкая картина распределения
наблюдается в случае калия и рубидия (rK-Rb=0,71 при r0,05=0,38). Отсутствует
какая-либо связь с составом кимберлитовых пород, что может
свидетельствовать об определенной доле условности при выделении
173
отдельных разностей кимберлитов. Таким образом, можно сделать вывод, что
причины, контролирующие рассеяние для Li, Rb, K, Na в породах трубки
Новинка в каждом конкретном случае различные (рис. 3.31 и 3.32).
Рис. 3.31. Характер распределения Na, Rb, и Li
в кимберлитовых породах трубки Новинка в плане:
Na – 1 – >среднего (500 г/т), 2 – <среднего.
Rb – 1 – >70 г/т, 2 – 50-70 г/т, 3 – <50 г/т.
Li – 1 – >14 г/т, 2 – 8-14 г/т, 3 – <8 г/т.
Литий по своим свойствам близок к магнию и железу (Li=0,68Å,
Mg =0,74Å, Fe2+=0,80Å), вследствие чего в минералах он изоморфно
замещает эти элементы. Рубидий по величине электроотрицательности близок
к калию (Rb+=1,49Å, K=1,33Å).
В кимберлитовых породах не обнаружено собственных минералов этих
элементов. Литий и рубидий рассеиваются полностью в минералах других
элементов (табл. 3.40). Из проанализированных минералов наибольшее
количество лития обнаруживается в слюде и пироксене, рубидия – в слюде.
Мы уже отмечали выше, что содержание лития более высокое
в автолитовых кимберлитовых брекчиях. Считая эти породы в значительной
степени измененными (серпентинизированными, карбонатизированными),
некоторые исследователи (Бурков, 1970; Лебедев-Зиновьев, Илупин, 1972)
заключают, что этот элемент накапливается при процессах автометаморфизма
кимберлитовых пород. Литий при этом обнаруживает не всегда четкую
174
2+
корреляционную связь с кальцием и фосфором – элементами, формирование
которых, по мнению А.А. Лебедева-Зиновьева и И.П. Илупина, во многом
обязано этому процессу.
Рис. 3.32. Характер распределения K и отношения K/Rb
в кимберлитовых породах трубки Новинка в плане:
K – 1 – >0,7%, 2 – 0,5-0,7%, 3 – <0,5%,
K/Rb – 1 – >150, 2 – 100-150, 3 – <100.
Рассмотренные выше факты позволяют характеризовать высокое
содержание лития в автолитовых кимберлитовых брекчиях, как закономерный
процесс обогащения этим элементов апикальной части кимберлитовой
колонны.
Автометаморфизм кимберлитовых пород ведет к перераспределению
элемента и при значительном изменении кимберлитовых пород происходит их
обеднение и литием, и рубидием. Как было показано, с глубиной в отдельных
трубках содержание лития увеличивается.
175
Таким образом, особенности распределения лития и рубидия
в кимберлитовых породах, несомненно, связаны с процессами формирования
кимберлитовой магмы.
Таблица 3.39
Матрица парных коэффициентов корреляции между литием и рубидием
и корреляция их содержаний с глубиной
Глубина
Rb
r
х
r
х
Удачная-Западная
Li
0,54
3,4
0,64
4,4
Rb
0,14
0,6
–
–
Удачная-Восточная
Li
0,75
7,6
-0,34
1,6
Rb
0,003
r – коэффициент корреляции, х – отношение коэффициента корреляции к его
квадратичному отклонению, r – значим при х >3
Элемент
Таблица 3.40
Содержание лития и рубидия (в г/т) в минералах кимберлитовых пород
(по В.В. Буркову, 1970)
Минералы
Оливин
Гранат
Диопсид
Флогопит
Серпентин
Кол-во
анализ.
8
7
2
1
8
Li
Rb
Пределы
Кол-во
Пределы
Среднее
Среднее
содержаний
анализ. содержаний
1-4
3
3
Не обн.
–
0-3
2
–
–
–
10
10
–
–
–
–
10
1
190
190
1-3
2
4
0-18
9
Редкоземельные элементы и иттрий
Содержанию и распределению редкоземельных элементов в породах
и минералах кимберлитовых тел посвящены работы ряда исследований
(Бурков, Подпорина, 1966; Некрасова, Гамянина, 1968; Илупин и др., 1971,
1974, 1978; Бородин и др., 1976; Хэскин и др., 1968), где отмечается
повышенное содержание их в кимберлитовых породах по сравнению
с ультрабазитами нормального ряда и средними значениями для изверженных
пород. Содержание редких земель в кимберлитовых породах вполне
сопоставимо
с
некоторыми
породами
щелочно-ультраосновных
карбонатитовых комплексов.
Среднее содержание редкоземельных элементов в кимберлитовых
породах, по данным различных исследователей, колеблется в широких
пределах (табл. 3.41). Ранее для четырех центральных районов провинции
было показано присутствие в наибольших количествах редких земель
в кимберлитовых породах Мало-Ботуобинского и Верхне-Мунского районов.
Породы Далдынского и Алакитского районов характеризуются более низкими
176
содержаниями этих элементов (Лапин, Маршинцев, 1976). Причем
автолитовые разности кимберлитовых пород оказываются более
обогащенными
редкоземельными
элементами
по
сравнению
с кимберлитовыми брекчиями с массивной текстурой цемента во всех районах.
Аномально высокие содержания редких земель наблюдаются в кимберлитах
и альнеитах интрузивной фации (табл. 3.42, 3.43). Достаточно специфическим
является и состав лантаноидов – резко селективно цериевый. Общая картина
распределения редкоземельных элементов в разновидностях кимберлитовых
пород для четырех районов однотипна (рис. 3.33). Высокая степень
фракционирования редкоземельных элементов, выражающаяся в повышении
отношений La/Yb характерна для кимберлитовых пород трубочного типа.
Породы интрузивной фации (кимберлиты и альнеиты) характеризуются более
низкими значениями отношений La/Yb, что свидетельствует о некоторой
концентрации тяжелых лантаноидов, специфичной для поздних
дифференциатов.
Таблица 3.41
Сравнение содержания редкоземельных элементов
в кимберлитах и других типах горных пород, г/т
Пределы
ΣTR
Автор
содержаний
Кимберлиты Якутии
100-640 (26)
270 В.В. Бурков, Е.К. Подпорина (1966)
90-700 (25)
320 А.В. Лапин, В.К. Маршинцев (1976)
82,1-801,2 (72) 371,89
Ф.В. Каминский и др. (1978)
Кимберлиты Африки
136-910 (3)
410
Л.А. Хэскин и др. (1968)
Щелочные ультраосновные
1570
А.А. Кухаренко и др. (1965)
породы, Кольский п-ов
Гарцбургиты
5,9-17,6 (6)
11,5
Ю.А. Балашов и др. (1972)
Лерцолиты
7,2-16,0 (5)
10,5
Они же
Среднее для изверженных
207
А.П. Виноградов (1962)
пород
В скобках количество анализов, использованное при расчете.
Порода
Мы детально рассмотрели поведение редкоземельных элементов
в кимберлитовых породах трубки Удачная (табл. 3.44). Средние содержания
редких земель в породах каждого из тел меньше средних в целом для
кимберлитов; при этом породы западного тела характеризуются более
высокими содержаниями редкоземельных элементов. Характер распределения
лантаноидов указывает на их цериевый состав. С глубиной каких-либо
изменений в их содержании в трубке не наблюдается.
Геохимически редкоземельные элементы строго литофильны. По
величине ионных радиусов они совместно с иттрием располагаются между
стронцием и скандием, чем определяются их довольно сильные основные
свойства. По ионному радиусу и электроотрицательности к редкоземельным
элементам из петрогенных элементов близок кальций.
177
Таблица 3.42
Содержание редкоземельных элементов в кимберлитовых породах, г/т
Поле, трубка
La
Мир (А)
Интернациональная
Среднее
им. XXIII съезда (М)
Ан. 21
Среднее
Среднее по полю
77,2
38,3
40,1
35,5
80,2
78,5
14,1
70,1
126
86,5
106,2
78,1
Айхал (А)
Сытыканская
Радиогеодезическая
Юность
Среднее
97,2
53,9
53,8
35,6
81,1
81,1
52,4
66,3
65,2
Удачная-Западная (А)
Дальняя
Среднее
Удачная-Восточная (М)
61,4
93,9
108
75,6
48,8
60,1
50,6
71,2
57,8
81,4
69,4
69,9
71,2
69,2
73,4
82,2
81,3
86,6
76,3
74,4
73,2
Дальняя
Среднее
Среднее по полю
Ce
Sm
Мало-Ботуобинское
113
7,4
58,6
4,1
65,6
5,0
55,9
4,3
132
7,6
132
7,3
237
11,9
113,4
6,8
212
12,0
138
8,6
175
10,3
127,1
7,6
Алакитское
136
7,9
80,7
4,9
64,6
4,8
51,6
3,9
114
6,8
119
6,4
64,7
4,3
110
5,7
92,6
5,6
Далдынское
92,8
5,3
203
9,0
155
8,0
117
5,4
77,6
4,6
109
4,8
69,3
4,3
117,7
5,9
65,0
4,5
115
7,1
103
6,1
103
5,9
110
7,0
97,0
6,0
127
6,0
148
6,2
134
6,7
145
7,4
120
6,4
115,2
6,3
116,1
6,1
178
Eu
Yb
Lu
La/Yb
2,7
1,6
1,7
1,5
3,1
2,7
5,6
2,7
5,1
3,5
4,3
3,0
0,4
1,6
1,2
1,4
0,6
0,7
0,8
0,9
0,4
1,0
0,7
0,9
0,7
0,8
0,9
1,1
1,1
0,3
0,3
0,7
0,8
1,1
0,9
0,8
193
24
33
25
133
112
176
99
315
86
200
121
2,9
2,5
2,5
1,6
2,5
2,2
1,7
2,2
2,3
0,3
0,2
0,1
0,2
0,3
0,7
0,6
0,3
1,1
0,2
0,7
0,6
0,7
0,6
0,9
0,7
324
269
538
178
270
75
110
252
2,0
3,0
2,5
2,2
2,0
2,0
1,8
2,2
1,8
2,4
3,1
2,2
2,5
2,3
2,3
2,3
3,0
3,0
2,6
2,5
2,4
0,3
0,4
0,2
0,2
0,6
0,3
0,3
1,0
0,2
0,2
1,4
0,3
1,2
0,3
0,6
0,5
1,2
0,4
1,0
0,6
0,8
0,8
0,7
1,2
0,3
0,6
0,2
0,6
0,6
0,7
205
235
540
378
84
288
193
69
356
346
52
271
72
254
202
235
Верхне-Мунское
Легкая (А)
53,9
212
12,8
5,3
1,2
0,2
45
Комсомол.-Магнитн. (М)
143
133
8,7
3,4
0,5
1,4
286
325 лет Якутии
125
233
13,0
6,0
1,0
0,9
125
146
255
12,7
5,0
1,6
91
Среднее
138
207
11,5
4,8
1,0
1,1
167
Средне по полю
117
208
11,8
4,9
1,1
0,8
137
Примечание: А – автолитовые кимберлитовые брекчии, М – кимберлитовые
брекчии с массивной текстурой. Анализы выполнены методом инструментального
нейтронно-активационного анализа во ВНИИЯГГе (г. Москва).
В кимберлитовых
породах
основной формой
нахождения
редкоземельных элементов является вхождение их как изоморфной примеси
в различные минералы. Оливин, главный минерал кимберлитов,
характеризуется весьма малой (0,01) величиной коэффициента распределения
КTR для всех лантаноидов, поэтому кристаллизация оливина означает
существенное накопление редкоземельных элементов в остаточном расплаве
(Балашов, 1976).
Таблица 3.43
Содержание редкоземельных элементов
в кимберлитах и альнеитах интрузивной фации, г/т
Порода, тело
Элемент
Кимберлит (Великан)
Альнеит (Монтичеллитовая)
1
2
3
4
ΣTR
1020
864,7
760
415
La
308
325,3
213,5
104,6
Co
413
402,7
293,3
174,8
Pr
42,8
25,6
34,2
20,6
Nd
182,6
137,9
150,4
78,0
Sm
21,4
19,2
19,8
15,1
Eu
7,6
3,9
6,4
2,3
Gd
17,4
20,4
16,0
8,1
Tb
2,5
1,67
2,1
1,4
Dy
7,1
8,17
8,7
5,0
Ho
1,5
1,33
1,9
0,87
Er
5,3
4,73
2,8
0,9
Tu
0,10
Yb
5,3
3,23
6,0
2,75
Lu
1,4
0,47
1,5
0,66
La/Yb
58
73
35
38
1, 2 – по данным А.В. Лапина и В.К. Маршинцева (1976); 3, 4 – по данным
И.П. Илупина, Ф.В. Каминского, Е.В. Францессон (1978); каждая средняя 3 анализов.
Незначительное
присутствие
редкоземельных
элементов
обнаруживается в цирконе, гранате, хромдиопсиде и флогопите (табл. 3.45).
Основными же минералами-концентраторами редкоземельных элементов
являются апатит, перовскит и по всей вероятности кальцит основной массы.
Существует четкая корреляционная зависимость между содержаниями CaO,
P2O5 и суммой редкоземельных элементов (Илупин и др., 1974).
179
Рис. 3.33. Нормированные содержания редких земель в автолитовых кимберлитовых
брекчиях (4) и кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента (5) для трубок
полей: 1 – Мало-Ботуобинского, 2 – Далдынского, 3 – Верхне-Мунского. Хондрит по
N. Nakamura (1974).
В апатите и перовските увеличена доля тяжелых лантаноидов
и уменьшается процентное соотношение церия, по сравнению
с кимберлитами. Определенная часть легких лантаноидов, видимо,
связывается в кальците, наиболее раннекристаллизующемся минерале
основной массы. Поздним минералом из этой группы является перовскит,
причем перовскит кимберлитов и альнеитов интрузивной фации
характеризуется меньшим значением отношения La/Yb, чем перовскит
кимберлитовых пород трубочных тел, что может свидетельствовать
о наиболее поздней кристаллизации перовскита пород интрузивной фации.
Идентичность состава редкоземельных элементов в кимберлитовых
породах различных полей, а также с кимберлитами других регионов и их
селективно цериевый состав являются подтверждением единые условий
генезиса кимберлитов. Высокое отношение La/Yb связывается с механизмом
селективного плавления исходного вещества мантии.
Таблица 3.44
Содержание редкоземельных элементов
в кимберлитовых породах трубки Удачная, г/т
№ обр.
ΣTR
La
212/86
212/136
80
60
25,8
13,8
Ce
Pr
Nd
Sm
Удачная-Западная
33,2
2,5
5,9
2,9
28,0
3,5
7,7
1,8
180
Eu+Cd
6,8
3,0
Tb+Y
Y
Dy
2,2
2,9
-
0,2
212/186
212/236
212/286
212/336
212/386
212/436
212/486
212/586
212/636
212/686
среднее
110
140
160
130
190
240
110
90
80
90
123,3
29,5
32,5
37,4
42,8
38,4
57,5
21,4
10,5
19,0
20,3
29,1
45,4
64,3
70,2
53,8
105,8
90,8
51,6
49,2
36,2
44,8
56,1
6,8
17,4
4,0
4,1
6,2
2,8
0,2
4,9
24,6
4,9
5,0
3,4
3,8
7,0
28,2
3,4
7,4
5,3
3,4
21,6
2,8
1,9
8,9
12,2
22,6
4,8
0,9
2,3
5,6
53,8
12,4
11,0
2,8
10,4
18,5
2,6
3,2
Сл.
0,4
4,0
16,5
3,4
3,6
1,8
0,2
5,8
12,2
2,2
4,5
3,5
5,4
15,2
1,3
0,8
5,9
20,3
3,9
4,3
Удачная-Восточная
222/46
150 31,2 72,7
4,9
25,2
2,8
2,8
9,1
1,3
222/96
40
3,1
23,9
1,2
8,5
0,6
0,6
2,1
2,6
222/146
190 30,4 97,7
8,5
37,4
4,6
4,4
5,7
0,4
1,3
222/196
60
16,3 25,4
0,4
13,6
1,2
0,5
2,6
3,5
222/296
30
6,5
15,0
0,9
6,7
0,3
0,2
0,8
15,0
222/346
60
15,9 19,6
4,0
10,7
4,0
2,3
2,1
3,5
сл.
222/396
90
18,9 29,2
5,9
19,3
1,2
0,5
4,3
0,3
222/446
110 22,6 49,9
4,3
21,8
2,4
5,5
222/596
60
10,9 28,9
1,3
13,8
1,9
0,6
222/646
50
11,6 27,8
1,8
7,5
0,4
0,1
222/696
90
9,0
43,4
16,5
17,0
1,6
0,4
среднее 84,5 16,0 39,4
4,5
16,5
1,9
1,6
Примечание: в числителе № скважины, знаменателе – глубина в метрах. Аналитик
В.В. Гамянина (ИГАБМ СО РАН).
Таблица 3.45
Содержание редкоземельных элементов в минералах
кимберлитовых пород, г/т
№ Минерал
Порода,
TR La
Ce
Pr Nd Sm
п/п
тело
1
Апатит
Кимберлиты
Айхал
720 70,56 210,96 20,16 83,52 89,28
2
Русловая
12300 2214 5080 726 3001 467
3
Светлая
3800 570 1600 224 844 167
4 Перовскит
Великан
28500 6355 14050 1909 4503 655
5
24300 4447 10984 2454 4860 656
6
Альнеит Монтичеллитовая 16600 3054 8101 797 3818 232
7
Кимберлиты Аэросъемочная 8701 1792 3393 794 1995 279
8
Маршрутная 13186 2900 4800 1720 3100 356
9
Циркон
325 лет Якутии 60 1,2
11
1,2 4,2
10
Гранат
Мир
37 2,4 2,8 0,3 1,8 1,8
11 Хромдиопсид
32 6,0
10
5,2 6,2 1,1
12 Флогопит
Светлая
25 2,6 21,1 1,3 -
181
Окончание таблицы 3.45
№ Минерал
Порода,
Eu Gd Tb Y Dy Ho Er Tu Yb Lu La/Yb
п/п
тело
1
Апатит
Кимберлиты
Айхал
- 94 - - 57 - 92 - - 2
Русловая
98 320 86 750, 184 - 98,4 - 49,2 - 45
3
Светлая
46 137 - 532 99 - 72 - 46 - 12
4 Перовскит
Великан
- 598 - 228 256 - - - - 5
- 413 - 267 121 - 49 - 24 - 185
6
Альнеит Монтичеллитовая - 149 - 266 199 - - - - 7
Кимберлиты Аэросъемочная 64 318 - 299 31 - 31 - 4 - 448
8
Маршрутная 97 389 - 514 52 - 65 - 7 - 414
9
Циркон
325 лет Якутии - - 43 - - - - - - 10
Гранат
Мир
1,5 - 14,3 - 0,3 1,2 0,3 9,3 0,7 0,2
11 Хромдиопсид
3,0 0,4 - - - - - - 12 Флогопит
Светлая
- - - - - - - - -
1 – Данные автора, 2-3 – по данным И.П. Илупина и др. (1971); 4-6 – по данным
К.Н. Никишова и В.В. Гамяниной (1970); 7-8 – по данным В.А. Благулькиной
и А.Н. Тарновской (1975); 9-12 – по данным Р.А. Некрасовой и В.В. Гамяниной (1968).
Геохимический анализ распределения элементов
Мы специально уделили большое внимание поведению элементов
в кимберлитовых породах отдельных тел, так как вопрос о причинах
геохимической неоднородности, или зональности, кимберлитов в настоящее
время является предметом дискуссии. Ранее на примере трубки Удачная мы
обсуждали наличие закономерных изменений в содержаниях некоторых
характерных элементов – Co, Ni, Cr, V и их отношений с глубиной.
Совпадение их с геохимическими вариациями в региональном плане при
переходе от внутренних частей Сибирской платформы к окраинным
рассматривалось как возможное проявление геохимической зональности
(Маршинцев, Лапин, 1976).
Более широкие исследования с привлечением большего числа элементов
и на примере нескольких кимберлитовых трубок показывают, что вариации
содержаний элементов на глубину исключительно сложны и зависят, главным
образом, от распределения минералов-носителей определенных элементов.
Это иллюстрируется также распределением элементов в плане. Рассеяние
некоторых из них (Co, Ni, Cr) хорошо согласуется с поведением содержаний
оливина. Несомненно, что закономерные изменения в распределении
элементов в вертикальном разрезе представляют значительный интерес
и требуют более широкого изучения.
Плановая неоднородность обычно связывается с перераспределением
кальция и углекислоты в эндоконтактовых зонах трубок и накоплением здесь
калия, урана и тория. Подвижность ряда других элементов – Mg, Al, Na в этой
зоне может привести к значительному преобразованию первичного облика
кимберлитовых пород. С глубиной некоторые из них становятся инертными.
Более контрастными оказываются изменения содержания элементов,
прослеженные для разновидностей пород, отражающих различные уровни
кимберлитовой колонны.
182
Характер распределения редких элементов в автолитовых
кимберлитовых брекчиях и кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой
цемента в трубках центральных и Куойкского полей, а также в кимберлитах
и альнеитах интрузивной фации севера провинции оказался весьма сложным.
Тем не менее, рассмотренное позволяет нам выделить определенные
закономерности (табл. 3.46, 3.47).
Таблица 3.46
Содержание редких элементов
в кимберлитовых породах различных полей, г/т
Элемент
ы
Автолитовая кимберлитовая брекчия
МалоАлакитск
Ботуобинск
ий
ий
Co
Ni
Cr
V
Ti
Mn
Sc
B
Be
Zr
Nb
Hf
Ta
Th
U
Sr
Ba
Sе
Ga
Li
Rb
Sn
Mo
Pt
Au
Zn
Pb
1
84 (49)
680 (49)
842 (49)
76(49)
6802 (49)
798 (51)
14 (70)
73,6 (12)
1,7 (9)
99(8)
87,5 (8)
2,8 (7)
4,2 (7)
9,3 (8)
4,4 (8)
667,5 (4)
347,5 (4)
0,14 (5)
5
31 (2)
30 (2)
4,75 (4)
1,6 (3)
1,17 (2)
0,051 (2)
336 (3)
365,2 (4)
2
63 (9)
901 (7)
981 (13)
79 (11)
6140 (5)
577 (4)
13,5 (40)
173 (30)
1,3 (4)
80 (5)
104 (5)
2,2 (8)
5,7 (7)
7,7 (7)
3,7 (6)
537 (8)
950 (8)
0,086 (5)
6,6 (5)
1,2 (5)
0,14 (4)
0,068 (4)
97,5 (4)
17,6 (5)
Кимберлитовая брекчия с массивной текстурой
цемента
Далдынск Верхнемунск МалоАлакитск Далдынск Верхне Куойкск
ий
ий
Ботуобинск
ий
ий
ий
ий
Мунск
ий
3
4
5
6
7
8
9
72 (13)
60 (30)
59,5 (2)
67,5 (4)
77 (9) 65 (99) 75 (21)
625,5 (25) 1364 (30)
538,5 (7)
777 (4) 674 (17) 1234(99 1102 (21)
722 (24)
1327 (31)
1228 (7)
1002 (4) 792 (17) 1382(99 837 (21)
81 (25)
104 (30)
55 (7)
123 (4) 109 (17) 113(99) 231 (21)
7249,6(20)
7500
4643 (7)
7900 (2) 10223,5(1 6067(3)
679 (22)
970
887 (7)
500 (2)
0
833 (3)
16 (36)
13 (20)
16 (23)
11,6 (4) 883 (17) 14,7(88 13 (20)
68 (38)
77 (28)
87 (4)
14 (22) 68 (16) 165 (20)
1,2 (7)
2 (2)
2,1 (2)
66 (16)
94 (8)
170
143 (3)
140 (2)
1,7 (3) 127 (3)
99 (8)
220
143 (3)
150 (2)
163 (6) 143 (3)
2,3 (9)
1,1
4,5
200 (2) 4,8 (3)
7 (9)
12,2
9,7
2,8 (10) 7,6 (3)
9,5 (13)
15,9
20,5 (2)
8,3 (12) 11,6 (2)
3,7 (10)
9,9
7,5 (2)
9,5 (10) 7,6 (2)
480 (29)
1500
1366 (3)
1250 (2) 6,7 (12) 557 (3)
522 (17)
100
1303 (3)
100 (2) 503 (30) 400 (3)
7,7 (4)
0,23
0,065 (2)
0,06
484 (5) 0,19 (5)
5,5 (8)
6,6 (12)
66 (31)
42,5 (2)
21,3 (22)
43 (30)
50 (2)
62 (34)
6,7 (3)
12
8 (3)
4,5 (2)
11 (3)
8 (3)
2 (3)
2
1,3 (3)
1 (2)
4 (3)
2,6 (3)
0,26 (4)
0,109 (2)
0,6
0,49 (3)
0,06 (5)
0,071 (2)
0,11
0,116 (5) 0,236(3
60 (3)
30
18 (2)
80 (2)
19 (3)
28
18,3 (3)
28 (3)
21 (3)
-
Кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента в большинстве
случаев характеризуются повышенным содержанием Co, Cr, V. Рассеяние Ti,
Mn, Ni, Sc таковы, что эти элементы в равной степени могут образовывать
повышенные концентрации в той или другой разновидности кимберлитовых
пород для рассмотренных полей. Причем выявить какие-либо определенные
закономерности в их распределении оказалось невозможным. Автолитовые
кимберлитовые брекчии трубок Мало-Ботуобинского поля отличаются от
таковых в других полях тем, что в них особенно часто отмечается более
высокое содержание рассмотренных элементов (Co, V, Ni, Ti) (рис. 3.34, 3.35).
183
Рис. 3.34. Вариационные диаграммы изменения содержания редких элементов
в автолитовых кимберлитовых брекчиях полей: 1 – Мало-Ботуобинского, 2 –
Алакитского, 3 – Далдынского, 4 – Верхне-Мунского.
Как в автолитовых кимберлитовых брекчиях, так и в кимберлитовых
брекчиях с массивной текстурой цемента наблюдается определенная
тенденция увеличения содержания Ti, Cr, Ni, V по направлению с юга на север.
Для содержаний Mn она проявлена весьма нечетко и совершенно не проявлена
для Sc.
Кимберлиты и альнеиты интрузивной фации близки по содержанию
элементов группы железа и характеризуются общими тенденциями их
изменения. При этом содержание большинства из них (Cr, Ni, Co, Ti) выше
в альнеитах. Исследование связей элементов показывает наличие значимых
корреляционных зависимостей в кимберлитах Co с Ni (+0,76), Cr (+0,58),
V (-0,58) и Ni с Cr (+0,85) при r0,05=0,49, т.е. в обоих случаях сильные
184
положительные связи обнаруживаются между элементами, участвующими
в раннемагматическом этапе кристаллизации.
При сравнении с кимберлитовыми породами кимберлиты и альнеиты
интрузивной фации характеризуются повышенными, хотя и не столь
значительно, содержаниями Cr и V, резко пониженным содержанием – Ni. Для
них свойственно аномальное обогащение Ti, Mn, Sc – элементами поздних
этапов накопления. Это позволяет нам рассматривать данное сообщество
пород как генетически единую группу пород, причем как относительно
поздние дифференциаты кимберлитовой магмы.
Автолитовые кимберлитовые брекчии большинства полей имеют
наибольшее содержание бора за исключением пород трубок МалоБотуобинского и Куойкского полей, в которых кимберлитовые брекчии
с массивной текстурой цемента, имеют более высокие содержания этого
элемента.
Рис. 3.35. Вариации диаграммы изменения содержания редких элементов
в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента, кимберлитах (6) и альнеитах
(7) интрузивной фации полей: 1 – Мало-Ботуобинского, 2 – Алакитского, 3 –
Далдынского, 4 – Верхне-Мунского, 5 – Куойского.
185
Кимберлиты интрузивной фации характеризуются повышенным
содержанием бора, сопоставимое с кимберлитовыми породами Куойкского
поля, альнеиты – аномально пониженным содержанием, что указывает на
повышенную бороносность именно серпентинизированных разностей.
Таблица 3.47
Среднее содержание элементов-примесей в кимберлитовых породах (г/т)
Элементы
1
2
3
4
Co
73 (101)
67 (135)
80 (15)
89 (16)
Ni
866,5 (111)
1106 (148)
399 (15)
532 (16)
Cr
949 (11)
1219 (148)
752 (15)
968 (16)
V
85 (115)
127 (148)
174 (15)
148 (16)
Ti
6886,5 (75)
7670 (22)
21047 (15) 23062,5 (16)
Mn
755 (78)
852 (29)
1593 (15)
1887,5 (16)
Sc
14 (166)
14,5 (157)
25 (20)
21 (22)
B
100 (108)
83 (136)
158 (13)
18,4 (15)
Be
1,4 (20)
1,9 (7)
2,1 (15)
2,1 (17)
Ga
5,4 (9)
6,6 (12)
Zr
96 (22)
148 (14)
241 (15)
321 (17)
Nb
101 (22)
156 (10)
236 (15)
189 (17)
Hf
2,36 (25)
3,35 (14)
Ta
6 (24)
8,2 (16)
Th
9,2 (29)
11,4 (14)
12 (3)
7 (2)
U
4,2 (25)
6,9 (16)
10 (3)
9 (2)
Sr
533 (42)
616 (38)
861 (12)
1021 (12)
Ba
599 (30)
594 (13)
2425 (12)
1504 (12)
Se
2,1 (15)
0,14 (8)
16 (5)
17 (5)
Li
64 (33)
23 (24)
31 (2)
9 (4)
Rb
42 (32)
61 (36)
50 (2)
50 (4)
Sn
6,5 (13)
8,2 (11)
Mo
1,5 (12)
2,3 (11)
Pt
0,4 (10)
0,4 (6)
0,129 (3)
0,151 (3)
Au
0,06 (11)
0,14 (11)
0,132 (3)
0,035 (3)
Zn
159 (10)
45 (5)
100 (16)
114 (21)
Pb
126 (13)
22 (9)
9,3 (16)
4,3
Cu
330 (6)
Примечание: 1 – автолитовые кимберлитовые брекчии, 2 – кимберлитовые брекчии
с массивной текстурой цемента, 3 – кимберлиты интрузивной фации, 4 – альнеиты (Cu,
Pb, Zn в 3 и 4 по Б.В. Олейникову и др., 1977). В скобках указано число определений.
И.П. Илупин с соавторами (1978) подчеркивают неоднородность
распределения бора в кимберлитовых породах и констатируют, что они по
сравнению с ультраосновными породами аномально богаты бором. Последний
наиболее высокие концентрации образует в сильно серпентинизированных
породах.
Содержания Sr и Ba характеризуются противоположными тенденциями.
Стронций образует более высокие концентрации в кимберлитовых брекчиях
с массивной текстурой цемента, за исключением трубок Верхне-Мунского
поля. Барий имеет повышенные значения в автолитовых кимберлитовых
186
брекчиях двух полей – Алакитского и Далдынского. Аномально высокое
содержание Ba отмечается в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой
цемента Мало-Ботуобинского и Верхне-Мунского полей. В целом, по этой
разновидности наблюдается понижение содержания бария на север в пределах
рассмотренных полей.
Кимберлиты и альнеиты интрузивной фации несут более высокие
содержания этих элементов, причем исключительно высокие значения
наблюдаются для Ba.
Кимберлитовые породы имеют высокие концентрации Zr, Hf, Nb и по
сравнению с нормальными ультрабазитами и основными породами
и приближаются к щелочным базальтоидам (Илупин и др., 1978). Изменение
содержаний этих элементов, изученное нами, показывает, что наиболее
высокими значениями среди кимберлитовых пород характеризуются
кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента. Исключительно
высокие концентрации Zr и Nb наблюдаются в кимберлитах и альнеитах
интрузивной фации.
Основными минералами-носителями Zr, Hf, Nb, Ta в кимберлитовых
породах являются перовскит и ильменит. Высокие содержания Nb и Ta
обнаружены в перовските из кимберлитов и альнеитов интрузивной фации –
суммарно 6050 и 6800 г/т соответственно (Никишов и др., 1970). Повышенные
концентрации этих элементов отмечаются в ильменитах кимберлитовых
пород. Среднее содержание Nb и Ta в них составляет 1540 г/т и 13 г/т при
отношении Nb/Ta =11,7 (табл. 3.48).
Таблица 3.48
Содержание Nb и Ta в ильмените, г/т
Трубка
Мир
Удачная-Восточная
Зарница
Якутская
Среднее
Nb
1680
1610
1050
1225
1750
1750
1400
1050
2625
1540
Ta
74
172
270
66
123
287
141
100
156
131
Nb/Ta
23
9,4
3,9
18,5
14,2
6,1
9,9
10,5
16,8
11,7
И.П. Илупин с соавторами (1974), проанализировав 350 проб
ильменитов из различных трубок, установили присутствие Zr в пределах от
100 до 1110 г/т при среднем его значении 286 г/т. Содержание Zr в ильменитах
из кимберлитов и альнеитов значительно превосходит и достигает 697 г/т.
В кимберлитовых породах отмечается присутствие и самостоятельных
минералов Zr – циркона и бадделеита. Первый из них встречается
спорадически и является ультраакцессорным. Специальные исследования,
проведенные Р.А. Некрасовой и И.В. Рождественской (1968), показали, что
187
циркон кимберлитовых пород обеднен Hf, вследствие чего характеризуется
более высоким отношением Zr/Hf. Объясняется это отставанием Hf в ходе
миграции и накоплением этих элементов в поздних минералах. Циркон
кимберлитовых пород оказался наиболее близким к цирконам из
ультраосновных-щелочных пород Кольского полуострова.
Бадделеит обнаружен пока только в кимберлитовых породах трубки
Айхал так же в качестве акцессорного минерала в ассоциации с апатитом,
баритом, кальцитом. Кристаллизация минерала приурочена к позднему этапу
формирования трубки.
Из прочих минералов Zr присутствует в гранате-пиропе в количествах
от 7 до 22 г/т (в среднем 15 г/т), диопсиде – 30 г/т, флогопите – 70 г/т, оливине
– 10 г/т, присутствует в гранате – 7 г/т, магнетите – 42 г/т, Ta обнаружен
в магнетите – 10 г/т (Бурков, 1970). Не исключено, что определенная доля Zr,
Hf, Nb и Ta абсорбируется минералами основной массы. Рассмотренное
показывает, что названные элементы имеют ограниченное вхождение
в силикатные минералы раннего этапа кристаллизации. Накапливаясь
в остатке, они входят в состав поздних минералов.
Кимберлитовые породы отличаются наиболее высокими содержаниями
U и Th по сравнению с основными и ультраосновными породами: U – 1,8 г/т,
Th – 12,2 г/т. Для них характерно аномально высокое отношение Th/U (Лутц,
1975). Из выделенных нами разновидностей наиболее высокие значения этих
элементов отмечаются в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой
цемента. Сопоставимы с ними – содержания U и Th в кимберлитах
интрузивной фации. В альнеитах содержание их падает (табл. 3.47).
Поведение радиоактивных элементов в кимберлитовых породах
отдельных трубок показывает, что содержания их внутри трубки довольно
постоянны и изменяются в пределах ошибки измерения. Выделяемые
петрографические разновидности кимберлитовых пород при этом не
контролируют геохимических особенностей распределения радиоактивных
элементов, хотя кимберлитовым породам каждой отдельной трубки отвечает
свой уровень активности (Акимов, Семенов, 1970).
Поведение радиоактивных элементов в кимберлитовых породах трубки
Удачная (рис. 3.36) указывает на резкое повышение их содержаний в зоне
эндоконтакта и на участках контакта двух тел. Наблюдаемые концентрации U
и Th здесь в 2-3 раза превышают их содержания внутри трубок (табл. 3.49).
При этом в зоне карбонатизации отмечается некоторое снижение содержания
урана» Содержание же тория здесь несколько повышается. Считается, что
вторичное
перераспределение
радиоактивных
элементов
связано
с процессами выщелачивания. В частности, уран в зоне окисления переходит
в шестивалентную форму, легко растворимую в воде. Это может
свидетельствовать в пользу того, что значительная доля урана
в кимберлитовых породах, по всей вероятности, связана с основной массой
серпентин-карбонатного состава, в то время как торий, вероятнее всего,
в значительной степени изоморфно, входит в решетки некоторых минералов
188
(флогопита, апатита, перовскита), вследствие чего он более устойчив
к процессам выщелачивания (Акимов, Семенов, 1970).
Таблица 3.49
Результаты гамма-спектрометрического анализа кимберлитовых пород
трубки Удачная (г/т)
№ обр.
Th
U
K, %
Th/U
Удачная-Западная
212/56
5,38
4,5
<0,05
1,19
212/156
11,20
1,6
0,16
7,0
212/256
11,45
1,3
0,18
8,8
212/356
16,61
1,8
0,84
9,2
212/456
17,73
1,5
0,28
11,8
212/556
12,80
2,2
0,51
5,8
212/656
11,54
1,8
0,31
6,4
Удачная-Восточная
222/66
8,58
1,6
<0,05
5,36
222/166
4,89
4,9
0,10
0,99
222/266
9,36
0,7
0,73
13,37
222/366
11,29
1,0
0,77
11,29
222/466
13,00
0,4
0,71
32,5
222/566
8,30
0,8
0,39
10,37
222/666
9,40
0,7
0,70
13,43
Примечание: Анализы выполнены А.П. Акимовым во ВНИИЯГГе (г. Москва).
В номере образца: в числителе № скважины, знаменателе – глубина в метрах (образцы
автора).
В целом концентрация U и Th в кимберлитовых породах центральных
полей, по мнению И.П. Илупина с соавторами (1978) понижена и возрастает
к северо-восточным кимберлитовым полям, что связано с увеличением
в породах содержания калия и повышением содержания перовскита и апатита,
являющихся в определенной мере концентраторами этих элементов.
В цирконе обнаруживаются в количествах 5,1 г/т Th. и U – 16,7 (Илупин и др.,
1978). В основных минералах (гранат, шпинель, диопсид, оливин) содержание
урана не превышает фонового. Уран может быть приурочен к межзерновым
ограничениям и трещинам, заполненные измененной карбонат-хлоритсерпентиновой массой и связан с привносом при поздних изменениях (Лутц,
1975).
Данные по Pt и Au показывают, что среднее содержание их
в кимберлитовых породах составляет 0,20 и 0,09 г/т соответственно, что
превышает среднее их значение в ультраосновных породах главнейших
формационных типов; оно сопоставимо лишь с содержанием Pt и Au
в оливинитах комплексов щелочно-ультраосновных пород. Распределение Pt
и Au весьма неоднородное как в отдельных кимберлитовых телах, так
и в различных кимберлитовых полях (Лапин, Маршинцев, 1976). Тем не менее,
наиболее высокие значения их отмечены в кимберлитовых брекчиях
с массивной текстурой цемента. В кимберлитах и альнеитах интрузивной
189
фации содержания Pt более низкие, чем в кимберлитовых породах, в то время
как по содержаниям золота они сопоставимы.
Из минералов кимберлитовых пород только в хромшпинелиде из трубки
Айхал было исследовано содержание Pt, составившее 2,1 г/т (Илупин и др.,
1978). Предполагается, что этот минерал является одним из основных
минералов-носителей элементов платиновой группы в кимберлитовых
породах.
Золото присутствует во всех минералах кимберлитовых пород (оливине,
гранате, хромдиопсиде, энстатите, ильмените, хромшпинелидах), однако,
содержание его близко к таковому в породах. Предполагается, что Au не
образует изоморфных замещений в этих минералах и либо входит в них в виде
микродисперсной минеральной фазы, либо находится в атомарном состоянии
(Рожков и др., 1973). Золото рассеяно также и в основной массе
кимберлитовых пород. Изучение содержания его в кальцитовой основной
массе несерпентинизированных кимберлитовых пород трубки УдачнаяВосточная показало присутствие его в количестве 2,16 г/т, сопоставимом
с содержанием Au в оливине этой породы 2,09 г/т. Известны редкие находки
самородного золота, которое подразделяется на три группы. Гидротермальное
(пробность 960-980, зерна отростковидного облика размером 0,05-0,1 мм). Это
единичные золотины каркасного строения, приуроченные к участкам
интенсивного дробления и гидротермального изменения пород обязаны, повидимому, выщелачиванию Au из легкорастворимых минералов, главным
образом, основной массы. Это золото представляет лишь минералогический
интерес.
Другое
–
осадочное
золото
(пробность
910-930,
зерна
сковородообразного и шаровидного облика размером от 0,1 до 0,5 мм)
захвачено при прорыве золотоносных осадочных толщ (Избеков и др., 1977).
Третье – магматогенное золото, представленное самородным золотом
и сплавом золота со свинцом, было описано нами ранее (глава II). В целом,
следует заключить, что содержания золота в кимберлитовых породах
сопоставимы с его значениями в веществе верхней мантии.
Элементы Zn, Pb образуют повышенные концентрации в автолитовых
кимберлитовых брекчиях и связаны с интенсивной гидротермальной
минерализацией. В ряде кимберлитовых тел обнаруживаются сфалеритовые
и галенитовые скопления, часто эти минералы могут совместно выполнять
прожилки.
Рассмотренные вариации элементов в отдельных разновидностях
кимберлитовых пород, отражающих различные уровни кимберлитовой
колонны, позволяют заключить, что каждой из них присущ определенный
комплекс геохимических признаков. Автолитовые кимберлитовые брекчии,
помимо того, что несут в своем составе рассмотренные элементы, имеют
определенные особенности, в частности, преимущественное обогащение их
Ni, B, Ba, Zn, Pb, Sn, Mo большая часть которых относится к элементам
позднего субвулканического этапа формирования кимберлитового тела.
190
Кимберлитовые
брекчии
с
массивной
текстурой
цемента
характеризуются преимущественным накоплением Co, Cr, V, Zr, Hf, Nb, Ta,
Th, U, Pt, Au, Sr – элементов ранне- и позднемагматических этапов
кристаллизации.
Ряд элементов (Ti, Mn, Sc), накапливающиеся в относительно
позднекристаллизующихся
минералах,
могут
давать
повышенные
концентрации в автолитовых кимберлитовых брекчиях или, наоборот,
в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента.
Важнейшим фактором геохимического разделения элементов
в поднимающейся магматической колонне большой протяженности является
различная диффузионная подвижность их в гравитационном поле Земли.
Известно, что элементы с большими атомными объемами, формирующие
простейшие ионы и обладающие наименьшей связью с кислородом, имеют
большую величину коэффициента диффузии, что обусловливает их более
быструю миграцию вверх. Это, прежде всего, щелочи: K, Na, Li, Rb, а также
Ba Sr, Ca и др. В отличие от них элементы с меньшими атомными объемами,
входящие в крупные алюмокремнекислородные комплексы, имеют на порядок
меньше величину коэффициента диффузии: например, Si, Al (Кадик и др.,
1971).
Геохимическое различие кимберлитовых пород отдельных частей
головной части кимберлитовой колонны выражается в неодинаковых
содержаниях петрогенных и редких элементов и хорошо коррелируется
с изменением минерального состава (рис. 3.37). Серпентинизация
вкрапленников оливина, протекающая в позднемагматическую стадию
в апикальной части, связана с концентрацией H2O и убывает с глубиной.
Происходит перераспределение CaO и CO2 в вертикальном столбе колонны,
поэтому породы, представляющие апикальные части колонны, исключительно
обогащены этими компонентами. Именно наличие значительных количеств
кальцита в породах многих трубок, сложенных автолитовыми
кимберлитовыми брекчиями, послужило основанием для выделения
карбонатитового типа кимберлита (Жабин, 1967; Dawson, 1964 и др.).
Присутствие в них, иногда в повышенных количествах, апатита, барита
и бадделеита, характерного для карбонатитов массивов щелочноультраосновных пород, подтверждает правомерность такого вывода.
Бадделеит в виде мелких неправильных, реже – пластинчатых зерен или
кристаллов был описан нами в трубке Айхал (Маршинцев, 1970). Известны его
находки и в кимберлитах других регионов. Изученные нами вариации
содержаний Ba и Sr в кимберлитовых породах и кальцитах оказались
близкими к таковым в типичных карбонатитах массивов щелочноультраосновных пород. С глубиной содержание карбонатных компонентов
понижается, и в частично серпентинизированных кимберлитовых породах
основная масса чаще серпентиновая с минимальным содержанием кальцита.
В глубинных частях, в несерпентинизированных породах, содержание CaO
и CO2 вновь увеличивается (табл. 3.50).
191
Таблица 3.50
Содержание основных петрогенных элементов в отдельных зонах
кимберлитовой колонны, % (на примере трубки Удачная)
Апикальная
Промежуточная
(140)
(48)
SiO2
25,94
28,06
TiO2
0,79
1,44
Al2O3
2,49
3,19
Fe2O3
3,12
4,27
FeO
2,57
3,34
MgO
25,08
28,40
CaO
15,04
11,19
K2O
0,72
0,79
Na2O
0,24
0,34
P2O5
0,34
0,37
Fe2O3/FeO
1,21
1,28
FeO×100/(Fe+100)
18,0
20,2
(K2O×100)/(Fe+100)
72,6
78,3
CaO×100/(CaO+SiO2)
36,5
29,5
K2O/Na2O
3,0
2,32
В скобках – количество анализов, использованных в расчетах.
Окисел
Глубинная
(22)
27,58
1,14
2,40
3,29
3,71
29,30
13,01
0,87
0,36
0,34
0,88
20,9
74,6
37,3
2,42
Мы видим четкие следы неоднородной концентрации калия и натрия
в колонне, вследствие различия подвижности этих элементов. Установлено,
что диффузионная подвижность калия оказывается значительно выше
подвижности натрия (Кадик, 1972). Это подчеркивается высоким
содержанием флогопита в породах апикальной части кимберлитовой колонны.
С глубиной возрастает роль натрия.
Отношение K2O / Na2O максимально в автолитовых кимберлитовых
брекчиях. С глубиной оно понижается (до 2,3-2,4) и, вероятно, может служить
индикатором степени подъема кимберлитовой колонны. На глубине
возрастает роль Na2O и появляется натрийсодержащий карбонат-шортит,
исключительно редкий в кимберлитовых породах минерал. Известна одна его
находка в кимберлитовой дайке провинции Онтарио (Канада), а также он
обнаружен в карбонатитах и высокощелочных гидротермалитах агпаитовых
нефелиновых сиенитов Кольского полуострова. Он характеризуется
повышенным содержанием Fe, Mn, TR, Y, Sr (Хомяков, 1981). Нами шортит
обнаружен в несерпентинизированных кимберлитовых породах трубки
Удачная-Восточная (Корнилова, Маршинцев, Новоселов, 1981). Трудность
диагностики и выделения, вероятно, и обусловили редкость находок этого
минерала в слабо серпентинизированных разностях кимберлитовых пород,
в которых, помимо неизмененных пород, наибольшая вероятность
присутствия шортита. Определенная доля Na2O в кимберлитовых породах,
возможно, фиксируется в мелилите.
Изменения в содержаниях Al2O3 по всей вероятности, связаны
с кристаллизацией также мелилита в основной массе кимберлитовых пород
с массивной текстурой цемента. Этот минерал описан в породах трубки
192
Удачная-Восточная (Егоров, 1979), где обнаруживаются и продукты его
изменения. Известно, что в условиях высокого парциального давления CO2
кристаллизация мелилита подавляется и при высоком содержании
и определенном соотношении K/Na предпочтительнее кристаллизация
мелкого флогопита основной массы.
Вариации содержаний FeO и Fe2O3 определяются степенью окисления
железа и, следовательно, имеют непосредственную связь с интенсивностью
серпентинизации кимберлитовых пород. Наиболее четко это прослеживается
по увеличению содержания FeO на глубину. Повышение Fe2O3 в средней зоне,
в частично серпентинизированных кимберлитовых породах, связано
с увеличением доли серпентина в составе основной массы. Отношение
Fe2O3 / FeO, несколько увеличиваясь здесь, резко падает на глубине. Сходная
тенденция наблюдается и в поведении общей железистости кимберлитовых
пород.
Титан частично входит в решетку ряда минералов-ильменита,
хромшпинелидов, гранатов. Накапливающаяся в остаточном расплаве часть
TiO2 входит в состав позднекристаллизующихся минералов – перовскита,
анатаза и, вероятно, других минералов основной массы. Вариации всех их
определяют содержание TiO2, сходное с поведением Al2O3. Содержания MgO,
SiO2 имеют тенденцию постепенного повышения с глубиной. Практически не
изменяются при этом P2O5.
Таблица 3.51
Содержание редких элементов
в отдельных зонах кимберлитовой колонны (г/т)
Апикальная
Промежуточная
1
2
1
2
Co
56 (111)
81 (70)
Ni
1022 (111)
390
1102 (70)
490
Cr
802 (111)
580
913 (70)
750
V
128 (111)
85
124 (70)
96
Ti
4492 (13)
8100
6235 (17)
9500
Mn
664 (13)
480
981 (17)
860
Sc
16,5 (109)
19
11 (68)
20
B
218 (128)
36
97 (73)
110
Sr
674 (10)
522
561 (26)
515
Ba
553 (10)
675
969 (18)
406
Li
92 (20)
21 (17)
Rb
49 (20)
59 (17)
1 – трубка Удачная, 2 – трубка Сибирская
Элемент
Глубинная
1
89 (16)
1038 (16)
932,5 (16)
124 (16)
6575 (4)
1005 (4)
11,4 (19)
41 (18)
587 (4)
1387 (4)
Поведение Li и Rb в кимберлитовых породах свидетельствует, что так
же, как в случае с K и Na, идет разделение этих элементов в процессе подъема
кимберлитового расплава. Наблюдается преимущественное накопление Li
в породах апикальной части колонны – автолитовых кимберлитовых брекчиях.
С глубиной возрастает содержание Rb. Отношение Li/Rb при этом изменяется
от 1,5 до 0,4 в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента.
193
Несмотря на более высокое содержание Rb во флогопите (190 г/т), по
сравнению с Li (10 г/т) следует допустить, что значительная часть Rb
концентрируется в межзерновом материале. Повышенная концентрация Rb
отмечается в кимберлитах и альнеитах интрузивной фации. Отношение Li/Rb
соответственно равно 0,62 и 0,18.
Кимберлитовые породы, характеризующие различные уровни
глубинности, также четко различаются по содержанию ряда других редких
элементов. Наблюдается увеличение содержаний с глубиной для Co, Ni, Cr,
Sc, Ti, Mn, Ba, Rb. Обратная картина зафиксирована для V, B, Sr, Li. Это
разделение элементов в определенной мере соответствует этапности
кристаллизации минералов – от наиболее ранних к поздним – и находит
отражение в геохимических особенностях пород (табл. 3.51).
Фракционная
кристаллизация
минералов
является
важным
и определяющим фактором эволюции кимберлитовой магмы, отражающим
изменение состава расплава, концентрации петрогенных и редких элементов.
Следствием этого процесса является закономерное изменение состава
основных минералов. В остаточном расплаве концентрируются, главным
образом, литофильные элементы, формирующие на заключительных стадиях
собственные минералы или повышающие их содержание в минералах,
кристаллизующихся в поздние стадии.
Наиболее значительные изменения в кимберлитовом расплаве
происходят при кристаллизации и изменении (серпентинизации) основного
породообразующего минерала – оливина, слагающего существенную часть
(40-50%) объема кимберлита. Выделенные парагенетические группы оливина
в кимберлитовых породах эксплозивной фации отражают различные этапы
эволюции кимберлита. Железистость оливинов, кристаллизующихся в конце
каждого этапа, повышена на 7-8% фаялитового компонента по сравнению
с начальными выделениями этого минерала. При кристаллизации оливина
связывается значительная часть окислов (SiO2, MgO, FeO) и элементовпримесей сидерофильной группы. Это находит отражение в железистости
кимберлитовых пород, которая наиболее контрастно изменяется при переходе
от брекчий к кимберлитам и альнеитам интрузивной фации. Оливин
последних имеет наиболее высокие содержания фаялитового компонента,
сопоставимое с составом микрокристаллов оливина кимберлита брекчий,
кристаллизующихся
на
заключительных
этапах.
Железистость
кимберлитовых пород незначительно повышается от девон-карбоновой
группы к юрско-меловой. Наиболее четко это прослеживается для
кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента. Магнезиальность
кимберлитовых пород соответственно понижается в этом направлении
и становится наиболее низкой для кимберлитов и альнеитов интрузивной
фации (см. рис. 3.5).
Щелочность автолитовых кимберлитовых брекчий и кимберлитовых
брекчий с массивной текстурой характеризуется противоположными
тенденциями в различных этапах кимберлитопроявления. Кимберлиты
194
интрузивной фации обладают несколько повышенной щелочностью,
понижающейся к альнеитам. Оба эти типа пород аномально обогащены Ti, Mn,
Sc. В них наблюдается повышенная концентрация Co, V, Zr, Nb, Sr, Ba, Sc, Rb.
Большинство этих элементов не образует самостоятельных минералов и не
входит в состав основных породообразующих минералов или входит
в ограниченных количествах на заключительных стадиях кристаллизации
кимберлитовой магмы. Геохимическое поведение таких элементов, как Co,
близко к Ni, он также входит в состав оливина, содержание в последнем
составляет 110-120 г/т. Однако, этот элемент имеет тенденцию накапливаться
в остаточном расплаве. Ванадий дает повышенные концентрации
в позднекристаллизующихся рудных минералах, вследствие чего как Co, так
и V имеют тенденцию накапливаться в породах поздних стадий
кристаллизации.
Таким образом, геохимическая неоднородность пород и минералов
кимберлитовых тел отражает общий ход эволюции состава расплава от ранних
этапов, определяющих специфику состава минералов, до поздних,
проявляющихся уже в существенно раскристаллизованной магме.
Рассмотренные вариации элементов в вертикальном плане могут проявляться
в составе пород трубок, отвечающих различным зонам глубинности.
Рис. 3.36. Характер распределения U, Th, и K в кимберлитовых породах трубки Удачная
(по А.П. Акимову и Г.С. Семенову, 1970): 1 – элювиальные и аллювиальные образования, 2
– вмещающая карбонатная порода, 3 – кимберлитовая брекчия с массивной текстурой
цемента, 4 – карбонатизированная и окисленная кимберлитовая брекчия зоны
интенсивного изменения, 5 – автолитовая кимберлитовая брекчия.
195
Рис. 3.37. Тенденции изменения содержаний петрогенных элементов в головной части
кимберлитовой колонны. I, II, III – зоны глубинности.
196
Геохимическая дифференциация элементов
Образование пород щелочно-ультраосновного ряда (близких
кимберлитам) происходит вероятнее всего из магмы ультраосновного состава,
приближающейся к составу оливинового пикрита. Исключительно высокое
содержание в кимберлитах некогерентных элементов (K, P, Ba, Sr, Cs, Rb, U,
Th, TR) предопределяет наличие механизма глубинной геохимической
дифференциации, объясняемого в одних случаях особым условием
фракционирования мантийного материала и отгонкой легколетучих фракций,
обогащенных редкими и другими элементами, являющейся частью общего
процесса дегазации мантии (Овчинников и др., 1972).
Б.Г. Лутц (1974) для объяснения обогащения кимберлитового расплава
некогерентными
элементами
предложил
механизм
глубинного
магматического кислотного выщелачивания, основанный на том, что
в восстановительных условиях верхней мантии растворы имеют ультракислый
характер. Происходит преимущественное выщелачивание из пород мантии
элементов с основными свойствами. Причем интенсивность этого процесса
увеличивается с глубиной, вследствие падения окислительного потенциала
кислорода и возрастания активности водорода и соответственно кислотных
свойств растворов.
Р.Д. Харрис и E.A. Мидлемост (Harris, Middlemost, 1969) считают, что
обогащение кимберлитового расплава некогерентными элементами зависит,
по существу, от количества мантийных минералов, участвующих в процессе
парциального плавления или подвергающихся сегрегации в продуктах
расплава и уровня, на котором расплав был, соответственно, фракционирован,
эффективности процесса сегрегации и фракционирования. Авторы
привлекают механизм "зонной плавки". В течение подъема такого
магматического тела основные компоненты остаются более или менее
равновесными между расплавом и твердой фазой. Некогерентные элементы,
тем не менее, испытывают постоянное обогащение в расплавленной фазе
в течение всего процесса.
Обсуждая проблему обогащения глубинных выплавок некогерентными
элементами, р. Уилли и ряд других исследователей (Wyllie, 1979; Eggler,
Wendland, 1979; Даусон, 1983) принимают флогопит-карбонат-гранатовый
лерцолит наиболее благоприятным веществом исходного плавления,
содержащий в соответствующих количествах K, Ti, Ba, H2O и другие летучие
компоненты. Низкий тепловой поток под кратонами дает очень ограниченное
количество частичного расплава, соответствующее кимберлитовому.
Геохимический анализ поведения элементов в кимберлитовом расплаве
позволяет выделить как одну из главных тенденций в геохимической
эволюции накопление Fe и Ti. Допускается, что кимберлитовые магмы, как
глубокогенерированные,
исходно
характеризуются
повышенной
титанистостью. Высокое давление при зарождении расплава способствует
переходу титана в расплав. В экспериментах И. Макгрегора (Macgregor, 1966)
в системе MgO – SiO2 – TiO2 с увеличением давления эвтектика смещается
197
в сторону обогащения титаном. Возможность заимствования титана
кимберлитовой магмой в частности, за счет ассимиляции коровых ксенолитов
или эклогитов отвергается, так как последние содержат титана гораздо
меньше, чем кимберлиты (Илупин, Лутц, 1971).
Поведение Fe и Ti при кристаллизации минералов, как было показано
выше, взаимосвязано, и в большинстве минералов содержание Ti имеет
четкую зависимость от железистости. В общем, ходе дифференциации
кимберлитового расплава эти два элемента накапливаются в поздних
дифференциатах. На диаграмме Ti – K (рис. 3.38) в кимберлитовых породах
эксплозивной фации практически не наблюдается изменение содержаний Ti
на фоне изменения калия. В кимберлитах и альнеитах интрузивной фации
отмечается прямая корреляция содержаний Ti и K. Заметим, что близкие по
составу ультраосновные вулканиты – коматииты и меймечиты имеют, хотя
и сходное, несколько различное распределение этих элементов.
Следующим существенным моментом в эволюции кимберлитового
расплава является накопление кальция и щелочей. Выше мы указывали на
присутствие включений карбонатных капель в оливинах. Имеются сведения
о находках включений карбонатов в пиропах из кимберлитов района ГарнетРидж и Ре-Меза (Аризона, США), варьирующих по составу от стронциевого
кальцита до железистого магнезита (Даусон, 1983), и в алмазах из Конго
(Chrenko e.a., 1967), свидетельствующие, что сосуществующий расплав
обогащен карбонатом. По мере кристаллизации минералов кимберлитов
остаточный расплав будет все больше обогащаться карбонатом. В конечном
итоге образуется силикат-карбонатная жидкость со взвешенными зернами
высокобарных
минералов,
отвечающая
составу
неизмененной
кимберлитовой породы, описанной нами в трубке Удачная-Восточная.
Кристаллизация ее сближает обогащенные карбонатом кимберлиты
с типичными карбонатитами. Это подчеркивается присутствием подчас таких
характерных для карбонатитов минералов, как бадделеит, Mn-ильменит,
барит, апатит, шортит.
Концентрация карбонатных компонентов в апикальной части
кимберлитовой колонны приводит к значительному обогащению автолитовых
кимберлитовых брекчий кальцитом и формированию кимберлитовых
карбонатитов. Кимберлиты и альнеиты интрузивной фации также
характеризуются повышенным содержанием CaO, последний связывается
здесь помимо кальцита в мелилите и монтичеллите.
Высокая
миграционная
способность
щелочей
приводит
к преимущественной концентрации калия в апикальной части кимберлитовой
колонны, обуславливая кристаллизацию флогопита. С глубиной отношение
K/Na понижается за счет более резкого увеличения содержаний Na, определяя
появление шортита. Кимберлиты и альнеиты интрузивной фации
характеризуются высоким содержанием калия и низким – Na.
Рассмотренная
закономерность
геохимической
эволюции
кимберлитового расплава позволяет оценить поведение ряда элементов,
198
предлагаемых в качестве определенных индикаторов алмазоносности
кимберлитовых пород.
Обсуждая факторы алмазоносности кимберлитовых пород, в числе
компонентов, которые могут быть использованы для выяснения зависимости
между химическим составом и алмазоносностью этих пород, В.А. Милашев
(1965) предлагает Fe, Ti, Al, K, Na и ряд малых элементов – Cr, Zr и другие.
Наиболее детально обсуждается роль титана, отмечая при этом, что
увеличение количества Ti является неблагоприятным для алмазоносности.
Высокоалмазоносные трубки чаще всего характеризуются составом пород
с низким содержанием титана. Справедливо отмечается, что эта
закономерность не всегда четко прослеживается – наблюдается много случаев,
когда трубка с низким содержанием титана в породе одновременно
и слабоалмазоносная. Допускается, что титан выступает в роли катализатора
полиморфного превращения алмаз – графит. Отсюда важно поведение титана
в позднемагматический этап и его соотношение с железом.
Е.В. Францессон (1973) рассматривает содержание титана как меру
ультраосновности кимберлитовых пород. Большинство кимберлитовых
трубок, независимо от уровня алмазоносности, попадают в поле
с содержанием TiO2 меньше 2% или ультраосновных кимберлитов
и кимберлитов промежуточного состава. В обоих рассмотренных случаях к
высокотитанистым породам и соответственно безалмазоносным отнесены
кимберлиты и альнеиты интрузивной фации.
Исследуя
факторы
алмазоносности
кимберлитовых
пород,
Н.Л. Добрецов с соавторами (1972) показали, что наиболее часто
с алмазоносностью связано содержание TiO2, пиропа и хрома, хромита,
однако, как отмечают авторы, эти связи могут быть даже противоположными
по знаку, в частности, для TiO2. Алмазоносность связана положительно
с признаками "ультраосновности" (хромистость породы и пиропа, содержание
TiO2, хромита и пиропа) и отрицательно – с признаками "базитов"
(титанистость, железистость, содержание Al2O3, апатита).
При всей исключительности роли, отводимой титану во всех
упомянутых исследованиях, нельзя не признать, что положение его в породах
трубки оказывается двойственным по отношению к алмазоносности. Наиболее
контрастным оказывается поведение этого элемента в случаях, когда оно
прослеживается от практически неалмазоносных кимберлитов и альнеитов
интрузивной фации к кимберлитовым породам эксплозивной фации.
В последних закономерность поведения титана в трубках с различной
алмазоносностью не устанавливается. Аналогичная ситуация может быть
прослежена и для других менее четких признаков, коррелируемых иногда
с алмазоносностью, как железистость, щелочность, поведение алюминия,
фосфора.
Концентрация того или иного элемента, как нам представляется,
определяется степенью дифференциации кимберлитовой магмы, приводящей
к формированию пород неоднородных по химическому составу в пределах
199
магматической колонны или аномально обогащенных титаном, железом,
щелочами и другой элементами пород интрузивной фации. Отсюда следует,
что химизм кимберлитовых пород не несет какой-либо определяющей роли
при оценке алмазоносности этих пород и, вероятно, может свидетельствовать
об уровне дифференцированности кимберлитовой магмы. Значительное ее
проявление отрицательно для алмазоносности кимберлитовых пород.
Рис. 3.38. Диаграмма титана-калий для кимберлитовых пород: 1 – кимберлитовые
породы эксплозивной фации, 2 – кимберлиты, 3 – альнеиты интрузивной фации, 4 –
меймечиты, 5 – коматииты – средние по Б.Г. Лутцу (1980).
Геохимическая специализация пород различной фациальной
принадлежности
Обширная геохимическая информация, полученная нами, позволяет
показать геохимическую специализацию отдельных типов и разновидностей
кимберлитовых пород эксплозивной и интрузивной фаций. В табл. 3.52
вынесены только наиболее показательные окислы и элементы, особенно четко
показывающие отличительные особенности пород. Основываясь на
направленном изменении кимберлитового расплава в процессе эволюции от
ранних
этапов
к
поздним,
когда
происходит
формирование
эволюционизирующего состава минералов за счет одних компонентов
и накопление в остаточном расплаве – других; нам представляется возможным
200
определить последовательность кристаллизации пород интрузивной фации
в ряду пород кимберлитовой формации и определить их место
в классификационных построениях.
Возрастание железистости, накопление Ti, Al, Ca, и, по всей видимости,
щелочей,
являются
основной
тенденцией
эволюции
глубинных
ультраосновных расплавов, подтверждаемой изучением зональных гранатов
и включений в гранатах кимберлитов (Лазько, 1979).
Характерной особенностью кимберлитовых карбонатитов является
высокое содержание карбоната. Оливин, как правило, изменен и представлен
серпентин-карбонатными и карбонатными псевдоморфозами. Содержание
многих петрогенных окислов пониженное. Количество окисного железа
преобладает над закисным железом. Отмечается повышенное содержание Ti,
Mn, Co, V, Ba, элементов, накапливающихся в остаточном расплаве
и реализующихся в позднекристаллизующихся минералах – перовските,
мелких кристаллах ильменита с высоким содержанием пирофанитового
компонента и других минералах основной массы. Все эти черты сближают их
с автолитовыми кимберлитовыми брекчиями. Формирование кимберлитовых
карбонатитов происходит, вероятно, на ранних этапах становления
трубочного тела из высококарбонатной кимберлитовой магмы апикальной
части магматической колонны, обладающей большой проникающей
способностью в оперяющие трубки трещины, образуя дайки и жилы. На
значительном удалении от трубок порода во многом теряет черты первичнокимберлитовой породы, превращаясь, по существу, в маломощные (5-10 см)
карбонатные жилы. Это свойство очень важно, ибо оно может служить
поисковым признаком кимберлитовых трубок.
Кимберлиты и альнеиты интрузивной фации характеризуются
сходными геохимическими чертами, содержание многих элементов варьирует
в близких пределах. Минеральный состав пород между тем существенно
различается. В первом случае это серпентин-карбонатные породы. Серпентин
и карбонат слагают псевдоморфозы по оливину и основную массу.
В последней присутствуют мелкие лейсты флогопита и кристаллы апатита.
В альнеитах же оливин не изменен, в основной массе монтичеллит и мелилит.
В обоих случаях отмечается присутствие перовскита и сложных окислов.
Морфология оливина в том и другом случае характеризуется отсутствием
следов дробления.
К.Н. Никишов (Ковальский и др., 1969) объясняет подобное различие
составов кимберлитов и альнеитов фракционной дифференциацией расплава,
заполняющего трещины разрыва на стадиях, предшествующих формированию
трубочных тел. В апикальных частях кристаллизуются породы, отвечающие
по составу интрузивным кимберлитам. Высокое содержание летучих
компонентов, главным образом, H2O и CO2 приводит к значительному
изменению состава пород. В прикорневых частях, в условиях относительно
более медленного охлаждения, кристаллизуются альнеиты.
201
Геохимический состав кимберлитов и альнеитов интрузивной фации
специфичен: высокие концентрации Ti, Mn, Co, V, Ba, Sr, Fe; аномальное
обогащение тяжелыми лантаноидами, накапливающимися лишь в самых
поздних дифференциатах серий пород (Балашов, 1976). Отношение La/Yb
в кимберлитах и альнеитах низкое (от 35 до 73 против 99-288 – для
кимберлитовых пород эксплозивной фации). Имеет особенности и состав
минералов: повышенная железистость и кальциевость оливинов, перовскит
с низким отношением La/Yb, ильменит с повышенной примесью Zr,
отличительный состав окисных минералов и ряд других признаков. Все это
позволяет рассматривать данные породы как продукты дифференциации
кимберлитовой магмы. Кимберлиты и альнеиты могут выполнять трещины
разрыва, формируя самостоятельные жильные и дайковые тела или участки
в трубочных телах (рис. 3.39). Кристаллизация их происходит
в специфических условиях, отличающихся от условий кристаллизации
кимберлитовых пород эксплозивной фации: относительно малоглубинная
обстановка при сохраняющейся высокой температуре системы и низком
парциальном давлении. Состав монтичеллита существенно отличается от
такового в кимберлитах эксплозивной фации. Магнезиальность – Mg/(Mg+Fe)
монтичеллитов из альнеитов меньше (0,88), чем магнезиальность
монтичеллитов кимберлитовых пород (0,91). Соответственно различается
и железистость – Fe/(Fe+Mg): 0,11 – для монтичеллитов альнеитов и 0,08 – для
монтичеллитов кимберлитовых пород. Разделяются монтичеллиты и по
соотношению FeO и CaO (рис. 3.40). Различие в составе оливина обсуждалось
выше. Отличающаяся степень серпентинизации оливина, возможно,
свидетельствует о разных уровнях становления кимберлитов и альнеитов.
Таким образом, специфический геохимический состав кимберлитовых
карбонатитов, кимберлитов и альнеитов интрузивной фации позволяет
рассматривать первые как производные высококарбонатной кимберлитовой
магмы апикальной части кимберлитовой колонны. Кимберлиты и альнеиты –
продукты относительно более глубинных уровней дифференциации
кимберлитовой магмы, отличающиеся от кимберлитовых пород эксплозивной
фации по составу основных минералов.
1. Кимберлиты несут в своем составе прежде всего элементы,
концентрация которых наследуется из исходного вещества верхней мантии.
Это, главным образом, сидерофильные элементы (Mg, Si, Fe, Mn, Cr, Ni, Co,
V, Sc, Ga, Ge, Be и другие). С другой стороны, кимберлиты аномально
обогащены некогерентными элементами (K, Rb, Li, Sr, Ba, Nb, Ta, Th, U, TR)
и рядом других (Ti, P, Ca, C, B), содержание которых в десятки и сотни раз
превышает их среднее содержание в ультраосновных породах. Наиболее
удовлетворительно обогащение кимберлитов литофильными элементами
объясняется
с
позиций
глубинного
магматического
кислотного
выщелачивания, предложенного Б.Г. Лутцем (1974) и основанного на том, что
в восстановительных условиях верхней мантии растворы имеют ультракислый
характер. Происходит преимущественное выщелачивание из пород мантии
202
элементов с более основными свойствами. Причем интенсивность этого
процесса увеличивается с глубиной, вследствие падения окислительного
потенциала кислорода и возрастания активности водорода и соответственно
кислотных свойств растворов.
2. Геохимическая специализация кимберлитовых пород различных зон
глубинности отражает общую геохимическую эволюцию кимберлитового
расплава от начальных этапов, когда проявляется, главным образом, различная
миграционная способность элементов в протяженной магматической колонне,
до поздних, проявляющихся уже в существенно раскристаллизованной
кимберлитовой магме. Кимберлитовые породы, характеризующие различные
уровни глубинности, различаются по содержанию петрогенных и редких
элементов. Вариации их коррелируются с изменением вещественного состава
пород. Содержание и уровень концентрации элементов в различных типах
и
разновидностях
кимберлитовых
пород
комагматичной
серии
(кимберлитовые брекчии трубок; породы интрузивной фации: кимберлитовые
карбонатиты, кимберлиты и альнеиты) отражают характер их
взаимоотношения и раскрывают последовательность формирования.
Преимущественное накопление в кимберлитовых карбонатитах и породах
интрузивной фации элементов, концентрирующихся в остаточном расплаве
и реализующихся в позднекристаллизующихся минералах, позволяет
рассматривать эти породы как поздние дифференциаты кимберлитовой
магмы. Кимберлитовые карбонатиты жил и даек являются производными
высококарбонатного вещества апикальной части. Значительное количество
кальцита сближает автолитовые кимберлитовые брекчии с типичными
карбонатитами. Это подчеркивается присутствием таких характерных для
карбонатитов минералов, как бадделеит, Mn-ильменит, барит, апатит
и шортит.
Специфический геохимический состав кимберлитов и альнеитов
интрузивной фации (высокие концентрации литофильных элементов;
обогащение тяжелыми лантаноидами при низком отношении La/Yb в породах
и минералах, повышенной железистости и кальциевости оливина
и монтичеллита, отличительный состав окисных минералов по сравнению
с кимберлитами эксплозивной фации) позволяет рассматривать эти породы
как продукты глубинной дифференциации кимберлитовой магмы.
Кристаллизация их происходит в специфических условиях сохраняющейся
высокой температуры системы и низкого парциального давления CO2.
203
Таблица 3.52
Геохимическая специализация различных типов и разновидностей кимберлитовых пород (окислы – %, элементы – г/т)
Фация
Типы и разновидности
пород
Эксплозивная
Автолитовые
кимберлитовые брекчии
Интрузивная
Кимберлитовые
брекчии с масссивной текстурой цемента
Кимберлитовые
карбонатиты
Геологическое
положение
Трубки,
участки
в трубках
-
Дайки
и жилы
Ca
Mg
Fe2O3 H2O CO2 Ti
Mn Co Ni Cr
+FeO
16,3 20,0 7,8
6,1 12,3 6886 755 73 866 949
V
Ba
Sr
85
599 533
13,2 23,7
8,7
7,2 10,1 7670 852 67 1106 1219 127 594 616
34,7 8,95
5,5
4,5 27,7 12176 1079 92 738 893 136 856 527
Кимберлиты
Дайки и
жилы,
участки в
трубках
12,3 21,2
12,7
7,5
Альнеиты
Дайки и
жилы,
участки в
трубках
16,0 20,6
12,4
6,7 10,5 23062 1887 89 532 968 148 1504 1021
204
6,5 21047 1593 80 399 752 174 2425 861
Вероятные разрезы
Апикальная
Состав пород
трубках – автолитовая
кимберлитовая
брекчия
жилах и дайках –
кимберлитовые
карбонатиты
Промежуточная
трубках – кимберлитовая
брекчия
с массивной текстурой
цемента
жилах и дайках –
кимберлиты
Глубинная
трубках – кимберлитовая
брекчия
с массивной текстурой
цемента
жилах и дайках –
альнеиты
Рис. 3.39. Схема формирования кимберлитовых пород на различных уровнях
205
Рис. 3.40. Соотношение FeO и CaO в монтичеллитах: 1 – альнеитах интрузивной фации,
2 – кимберлитах эксплозивной фации.
Составы монтичеллитов по В.П. Корниловой и др. (1983).
206
ГЛАВА IV. УСЛОВИЯ ГЕНЕРАЦИИ КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ
Кимберлиты представляют собой генетически независимую ассоциацию
изверженных горных пород, кристаллизовавшихся из наиболее глубинных
и специфичных по геохимической природе силикатных расплавов.
Исходным веществом при их выплавлении явились породы,
тождественные гранат-ильменитовым лерцолитам. В объеме мантии они
занимают локальные участки и образуются, по-видимому, из пикритовых
выплавок, не достигших земной коры. Выплавленные в более древний цикл,
пикритовые магмы кристаллизовались, первоначально в обычную
ультраосновную парагенетическую ассоциацию с гранатом. Однако, при
последующих изменениях геотермического градиента, а также под
воздействием метасоматизирующих агентов они претерпели диагенетические
изменения, выразившиеся в выпадении ильменита из силикатов,
новообразовании сульфидов, флогопита и титанатов. Породы приобрели
повышенный удельный вес и в связи с гравитационной неустойчивостью,
переместились вниз до астеносферы, где из них выплавлялись кимберлитовые
магмы. Основание литосферы является областью контрастных термального
и окислительного режимов. Эта граница благоприятна для нарушения
равновесия в газовой фазе, высвобождающейся из расплавленной мантии.
Обогащению субстрата некогерентными элементами и развитию трещин,
обеспечивающих быстрое продвижение кимберлитовой магмы к поверхности,
могут способствовать флюиды (Владимиров и др., 1990).
Специфические условия генерации кимберлитовой магмы в пределах
верхней мантии, при частичном плавлении вещества мантии и при высоких
P-T параметрах в присутствии щелочей и углекислоты, обуславливают целый
ряд их особенностей.
1. Весьма малый объем продуктов кимберлитового магматизма,
представляющих собой гетерогенную смесь мантийных включений
и транспортирующего их расплава, характеризующегося высоким
содержанием летучих компонентов.
2. Высокое содержание CO2 в кимберлитовом расплаве повышает
давление и способствует отделению флюидов при более высоком внешнем
давлении,
поэтому
кимберлитовые
магмы
обладают
сходством
с
флюидизированными
системами,
в
которых
не
полностью
раскристаллизовавшийся расплав вместе с выделившимися кристаллами
и ксенолитами приобретает необычную подвижность вследствие высокого
флюидного давления.
3. Присутствие в кимберлитах алмазов, а также слабо измененных
перидотитовых включений и обломков пород всего вышележащего разреза
земной коры указывает на незначительные энергетические ресурсы
кимберлитовых магм, их быстрый механический подъем и отсутствие
химического равновесия в магматической системе, и слабое термальное
воздействие кимберлитов на вмещающие породы.
207
4. Петрохимические и геохимические данные свидетельствуют о слабой
дифференциации кимберлитового вещества. Следствием этого является
необычное сочетание сидерофильных и литофильных элементов, которые
в условиях значительной дифференциации испытывают разделение
в соответствии со своими геохимическими свойствами.
Фракционная
кристаллизация
минералов
является
важным
и определяющим фактором эволюции кимберлитовой магмы, отражающим
изменение состава расплава, условий кристаллизации, концентрации
петрогенных и редких элементов. Следствием этого процесса является
закономерное изменение состава минералов. В остаточном расплаве
концентрируются, главным образом, литофильные элементы, образующие на
заключительных этапах собственные минералы или входящие в виде примесей
в минералы, кристаллизующиеся в поздние стадии.
Весь процесс минералообразования в кимберлитах мы разделяем на три
основных
этапа:
глубинный
(плутонический),
субвулканический
и гидротермальный. Широкое участие самородных элементов, карбидов
и
силицидов
в
процессе
минералообразования
свидетельствует
о возникновении специфических восстановительных условий на различных
этапах.
Глубинный
этап,
характеризующийся
кристаллизацией
высокобарической
ассоциаций
минералов:
оливина,
граната,
хромшпинелидов, ильменита и слюд, начинается с выделения наиболее
магнезиальных, высокохромистых и малокальциевых составов.
Кристаллизация минералов
Вопросы, связанные с исследованием минералов кимберлитов
и проблемой кристаллизации их, по представлению большинства
исследователей, являются достаточно сложными и дискуссионными.
Присутствие большого количества ксенолитов ультраосновных и эклогитовых
пород, несущих комплекс минералов, сходных по составу с минералами
тяжелой фракции кимберлитов, способствовало появлению гипотез,
рассматривающих происхождение ряда минералов (оливина, граната,
хромшпинелидов, ильменита) в результате полной или частичной коррозии
и дробления ультраосновных ксенолитов и эклогитов при переносе их из
глубины. Безусловно, мы не можем исключить участие в формировании
комплекса минералов тяжелой фракции кимберлитов, определенного
количества минералов из ксенолитов. Кроме того, отсутствие четко
установленного типоморфизма минералов кимберлитов не позволяет, на
данном этапе полностью разделить минералы различных парагенезисов:
ультраосновных включений, эклогитов и порфировых выделений
в кимберлитах. К тому же для пород, имеющих близкий состав, подобное
разграничение должно представлять трудную задачу.
Мы еще остановимся подробно на геохимических аспектах
кристаллизации минералов. Не менее важным является характер
пространственного
распределения
и
соотношения
минералов
208
в кимберлитовых телах. Детальные исследования, проведенные на трубках
Мир, Удачная, Интернациональная, показали, что существует вертикальная
неоднородность в распределении граната и ильменита, необъяснимая
с позиций полной ксеногенности высокобарной ассоциации минералов
в кимберлитах. Так содержание граната, как правило, возрастает к апикальной
части кимберлитовой колонны, а содержание ильменита, наоборот,
увеличивается на глубину и, как это установлено М.М. Богатых (1985), для
трубки Мир, возрастает содержание именно ферримагнитного ильменита.
И.П. Илупин (1974) исследовал соответствие в соотношениях между
количествами различных минералов в разнообразных включениях
и количествами тех же минералов, в связующей массе кимберлитовых пород.
Отношение содержания оливина и граната в кимберлитах, исследованное на
примере трубки Удачная-Западная, оказалась равной 60:1, а в кимберлитах
восточного тела трубки Удачная – не менее 150:1. В то время как по
включениях оно равно 18,5:1. Делается вывод, что если весь гранат считать
производными ультраосновных включений, то значительную часть
порфировых выделений оливина нельзя относить к продуктам дробления
ультрабазитов. Соотношение граната и клинопироксена в перидотитах
колеблется 5:1 – 10:1, в эклогитах оно равно 1:1, в кимберлитовых породах
трубки Удачная-Западная это соотношение составляет 2000:1, УдачнаяВосточная – 50:1, т.е. вывод, аналогичный предыдущему. Тщательность
и скрупулезность этих исследований не вызывает сомнений. Автор заключает,
что подавляющая часть оливина, граната и практически весь ильменит и слюда
кристаллизуются в кимберлитовой магме. Допускается, что некоторая часть
хромшпинелидов и хромдиопсид возникают при дроблении ксенолитов.
Косвенным признаком, противоречащим полностью ксеногенной
природе зерен гранатов, хромшпинелидов и ильменита в кимберлитовых
породах, является исключительная редкость нахождения в этих породах
полиминеральных сростков этих минералов, которое могло бы служить
подтверждением широкого дробления ксенолитов. Хрупкие деформации
с раздроблением ксенолитов возможны лишь в субвулканический этап,
в период интрудирования магмы в осадочную толщу. На глубине хрупкие
деформации сменяются пластическими в условиях расплава с высокими
термодинамическими параметрами и резорбция ксенолитов маловероятна.
В целом, следует признаться, что обсуждаемый вопрос несомненно
является исключительно сложным и требует еще своего решения. Тем не
менее, большинство исследователей, оценивая современный уровень знаний,
рассматривают
кимберлитовую
магму
как
самостоятельную
эволюционирующую
систему
с
определенным
комплексом
кристаллизующихся минералов.
Процесс
минералообразования
в
кимберлитах
укладывается
различными исследователями в несколько (3-4) этапов (Петрография
и минералогия…, 1964; Милашев, 1965; Францессон, 1968 и др.). Наиболее
логичным и согласующимся с фактическим материалом, как нам
209
представляется, является трехэтапный процесс; глубинный (плутонический),
субвулканический и гидротермальный. Глубинный этап определяет
кристаллизацию основной высокобарной ассоциации минералов – оливина,
граната, хромшпинелидов, пироксенов, ильменита, флогопита и алмаза.
Субвулканический этап охватывает период от предтрубочного до этапа
формирования кимберлитовой магмой жерловых каналов и определяет
реакционное преобразование некоторых ранее кристаллизовавшихся
минералов, а также кристаллизацию минералов основной массы из
остаточного расплава. Гидротермальная минерализация, приводящая подчас
к значительному преобразованию породы в наибольшей степени проявляется
в верхних горизонтах трубок и в приконтактовых участках (табл. 4.1).
Глубинный этап
Самородные элементы и карбиды
На начальных стадиях зарождения расплавов в условиях низкого
парциального давления кислорода допускается участие восстановленных
металлов, карбидов и фосфидов (Овчинников и др., 1970). Действительно,
работами последних лет доказано широкое участие самородных фаз
в магматическом процессе на различных этапах, что позволяет по-новому
рассматривать и оценивать условия существования магматической системы,
ее взаимоотношение с флюидами, состав последней.
Таблица 4.1
Последовательность кристаллизации основных минералов в кимберлитах
Примечание: Температуры кристаллизации для минералов (кроме алмаза, оливина,
сульфидов) приняты по Р. Митчеллу (Mitchell, 1978; Кожевников, Водопьянов, 1977).
Существование так называемых низших окислов кремния и алюминия
доказано экспериментально и устойчивы они (SiO, AlO) лишь в газообразном
210
состоянии. Низшие окислы кремния (SiO, Si2O3 и Si2O4) устойчивы с ростом
температуры. Минимальная граница устойчивости для SiO – 900-1180°C.
Низшие окислы алюминия – AlO, Al2O и Al3O4 известны только
в газообразном состоянии. Области их устойчивости четко не определены.
Самородные Fe, Cr, Si были получены в экспериментах по плавлению
ультрабазитов в условиях прямого и косвенного восстановления углеродом.
При этом происходит разделение расплава на две несмешивающиеся
жидкости: силикатную и металлическую. Самородные элементы образуются
при высоких концентрациях восстановителя, наряду с форстеритом,
периклазом и силицидами железа (В.А. Перепелицын, горный институт,
г. Свердловск). Нахождение в мантийных породах самородных элементов или
элементов с низкими степенями окисления обычное явление. Однако высокое
сродство к кислороду способствует в дальнейшем окислению наиболее
активных элементов, что объясняет большую редкость нахождения
самородных фаз. Часть металлов сохраняется под оболочкой окисных пленок
(Летников и др., 1980).
Кристаллизация карбида кремния в экспериментах идет при
температурах порядка 1400-1500°C. Возможные реакции, протекающие при
таких температурах следующие:
SiO2 + 2С = Si + 2СO
(1)
Si + С = SiC
(2)
SiO2 + ЗС = SiC + 2CO
(3)
Константа равновесия определяется парциальным давлением CO,
значительное повышение которого замедляет восстановление (Минералогия
карбида
кремния,
1972),
определяя
тем
самым
количество
кристаллизующегося муассанита. Возможно, этим объясняется его
сравнительно малое присутствие в кимберлитовых породах. Появление
включений
самородного
кремния
свидетельствует,
что
процесс
восстановления двуокиси кремния в определенных условиях может протекать
до появления элементарного кремния. Углерод хорошо растворяется
в кремнии при температурах порядка 1700°C. Повышение давления до 10 кбар
увеличивает растворимость углерода до 50 атомн. %. При этом возможна
прямая кристаллизация карбида кремния из расплава. Наличие включений
кремния внутри муассанита свидетельствует либо о достаточно большой
скорости кристаллизации карбида кремния, создающей непроницаемую для
других атомов углерода оболочку на поверхности капли расплава кремния,
либо о резком понижении температуры и давления, тормозящих процесс
кристаллизации карбида. В экспериментах кристаллы карбида кремния,
соизмеримые по размерам с исследуемыми, вырастали менее чем за 10 минут
(Минералогия карбида кремния, 1972). β-SiC – метастабильная модификация
карбида кремния, которая может кристаллизоваться как при существенно
более низких температурах, так и одновременно с различными политипами
α-SiC. Переход β-SiC в α-SiC может протекать в твердой фазе при повышении
температуры. Наиболее устойчивой конечной фазой будет политип 6Н. Как
211
промежуточная фаза образуется политип 15R, который при продолжительном
нагревании переходит полностью в α-SiC6Н (Гнесин, 1977). Присутствие
кубического карбида кремния, включенного в муассанит, следует
рассматривать как результат незавершенного твердофазового перехода β-SiC
→ α-SiC при изменении P-T-условий. Температура перехода β-SiC в α-SiC –
1527°C при P=1 атм (Бережной, 1958). Не исключается возможность
последовательного роста кристаллов β-SiC и α-SiC при незначительных
изменениях внешних условий без последующей перекристаллизации
в твердой фазе.
Изотопные составы углерода отдельных зерен муассанита были
определены с помощью ионного микрозонда (в Технологическом институте
Пасадена, США, И.Д. Хатчеон). Девять проанализированных кристаллов из
трубки Айхал и четырнадцать из трубки Мир характеризуются узким
диапазоном величин σ13С от -22 до -29‰. Большинство кристаллов попадает в
еще более ограниченный диапазон: от -24 до -27‰. Два зерна были
проанализированы на изотопию азота. Полученные величины σ15N равны
+9,7±4,0 и +5,6±2,0‰. Изотопные составы углерода и азота муассанита могут
служить индикаторами их мантийного происхождения.
Карбид кремния начинает заметно окисляться в атмосфере кислорода
при температурах 900-1000°C. Основным продуктом окисления является SiO2
(Минералогия карбида кремния, 1972). В опытах, проведенных
П.Г. Новгородовым и В.В. Ботвиным (Лаб. эксп. минералогии ИГАБМ СО
РАН) карбид кремния окислялся водой: SiC+4H2O > SiO2+CO2+4H2 при
температурах 600-700°C и давлениях 5,1-5,2 кбар и 5,5 кбар при
продолжительном времени (в одном опыте до 9,5 суток). После опыта при
вскрытии ампулы выделялся газ. Реакция кристаллов SiC видна по следам
травления в виде трещин, по которым они могут распадаться на мельчайшие
осколки. На кристаллах SiC видны прозрачные кристаллики SiO2. На
последних (неосажденных на SiC) отмечаются несколько длинных тонких игл
белого цвета. В опыте, проведенном со сложным флюидом H2O + CO2 также
отмечается присутствие SiO2.
SiC + H2O + CO2 → SiO2+1/2CH4 + СО + 1/2С.
Протравленные кристаллы SiC оказались покрытыми серой пленкой, на
которой располагаются кристаллы SiO2. После нагрева SiC в течение 4,5 часов
при 450°C темная пленка исчезла. Вполне вероятно, что она представляла
собой налет углерода.
Выше было показано, что SiO2 присутствует совместно с β-SiC. Вполне
вероятно, что кубическая модификация карбида кремния, как метастабильная,
при благоприятных условиях легче окисляется с образованием SiO2.
Процесс окисления карбидов кремния, безусловно, имеет место
в кимберлитовом расплаве, что объясняет исключительную редкость
нахождения карбидов кремния в этих породах. Касаясь сохранности
муассанита в других породах Ф.А. Летников с соавторами (1980) отмечает, что
в подавляющем большинстве случаев они окружены корочками реакционных
212
минералов толщиной от нескольких до десятков микрон. Это могут быть
корочки кварца и графита или каждого из них в отдельности. На самородном
железе – корочки вюстита или магнетита, предохраняющие их от окисления
при изменении окислительного потенциала флюида.
В природных условиях образование карбидов металлов возможно
в таких восстановительных условиях, при которых становятся неустойчивыми
окисные соединения соответствующих металлов в ассоциации со свободным
углеродом (графитом или алмазом) по реакции:
МО + C → МС + 0,5O2.
Реакция восстановления кварца в присутствии графита до карбида
кремния протекает при крайне низких величинах химического потенциала
кислорода, ограничивающие устойчивость карбида кремния сильно
восстановительными условиями. Таким образом, образование карбидов
кремния возможно только в глубинных условиях (Маракушев, Генкин, 1972).
Температуры кристаллизации карбидов кремния, рассмотренные выше
(1300-1400°C) основываются на экспериментах в сухих системах и давлении
1 атм. В магматических системах таких, как кимберлитовая, формирующихся
с участием сложного водород-метанового флюида в присутствии других
летучих компонентов при данных РТ-условиях температура солидуса
расплава должна быть ниже.
Способность элементов существовать в самородном состоянии
оценивается по величине изобарного потенциала образования (Летников,
1965). Самородные элементы при этом во всех классах соединений
располагаются в самом конце ряда и характеризуются минимальными
величинами (-Z). Ряд самородности по отношению к кислороду выглядит
следующим образом (при 227°C): Sn, Fe, As, Sb, C, S, Bi, Te, Os, Se, Pd, Hg, Pt,
Ag, Au.
В.В. Ковальский с соавторами (1981) в приложении к кимберлитовому
расплаву построили ряд убывающей "самородности", по величине свободной
энергии образования окисла: Cu, Pb, Ni, Sn, Fe, K, Zn, Cr, Na, Si, Ti, Al, P, Mg,
Ca. Концентрация элемента в металлической фазе будет тем выше, чем ближе
данный элемент расположен к началу ряда и чем выше концентрация его
окисла в силикатном расплаве.
Несомненный
интерес
представляют
самородные
элементы,
включенные в минералы кимберлитов и характеризующие условия среды
кристаллизации минералов – при исключительно низком окислительном
потенциале кислорода.
Самородные железо, никель, карбиды железа, графит нередко
встречаются в серпентинизированных гипербазитах, что указывает на низкое
парциальное давление кислорода в серпентинизирующем флюиде (Аксюк,
1975). Отмечаются находки аваруита – FeNi3 в ассоциации с хизлевудитом,
пентландитом и сплавом Ru – Os – Ni – Fe в ультраосновных породах
Пакистана, образование которых связано с серпентинизацией оливина
(Zulfigar, Bevan, 1981). При значительном поглощении системой H2O или CO2
213
флюид может перейти от окислительного состояния к восстановительному.
Спонтанная кристаллизация любого минерала в расплаве ведет к связыванию
одного какого-либо компонента флюида и резкому снижению его активности
(Летников и др., 1980). Такое происходит в карбонатитовых расплавах
и серпентинитах, когда с одной стороны идет падение активности
углекислоты, c другой – H2O.
В кимберлитовом расплаве этап массовой серпентинизации оливина
и кристаллизации серпентина основной массы приводит к связыванию воды,
а кристаллизация кальцита – CO2. Все это ведет к инверсии флюидного
режима. Флюид становится восстановительным и способствует появлению
указанных выше самородных элементов и сплавов. Несомненным является
формирование когенита, как продукта ранней серпентинизации
вкрапленников, за счет высвобождения избыточного железа. Рассмотренные
процессы в кимберлитовом расплаве происходят на стадиях,
предшествующих выполнению трубочного канала в малоглубинный этап, при
резком падении температуры, возможно, в некоторой степени и давлении. Это
в определенной мере решает проблему сохранения самородных элементов.
По мнению Ф.А. Летникова с соавторами (1980) мантийные системы
могут испытывать неоднократную инверсию флюидного режима.
В кимберлитовом расплаве свидетельством такой инверсии могут служить
ильмениты, начальная стадия кристаллизации которых, очевидно, начинается
при относительно повышенном окислительном потенциале системы.
Возможными
"отголосками"
раннемагматических
процессов,
приводящих к существованию ряда окислов в их метастабильной форме,
являются корунд и рутил, обнаруженные в виде включений в алмазах
и встречающиеся в минералах тяжелой фракции.
Формирование ряда других самородных элементов: Fe, Cu, Zn, Pb, Sn,
сложных сплавов и продуктов их распада, сплавов Zn и Fe, карбида кремния
(когенита) и, возможно графита, происходит на относительно поздних этапах.
Таким образом, образование самородных металлов в кимберлитовом
процессе является непременным явлением и связано с высоко
восстановительными флюидами. На раннем (глубинном) этапе происходит
образование карбидов кремния, металлов и интерметаллидов, сохранность
которых во многом определяется захоронением их в виде включений
в минералах. На поздних этапах восстановление элементов до самородного
состояния связано с резким понижением окислительного потенциала
кислорода и водород-углеводородным составом газов в период формирования
серпентиновой минерализации кимберлитов, протекающей уже на
субвулканическом этапе становления кимберлитовых трубок. Падение
температуры и давления способствуют сохранению самородных элементов.
Гидротермальный этап представлен пока только одним элементом – Zn.
С накоплением фактов число их, безусловно, расширится и не исключено, что
некоторые элементы, условно отнесенные к более раннему –
214
субвулканическому этапу, могут формироваться и на заключительном этапе
(табл. 4.2).
Таблица 4.2
Этапы кристаллизации самородных элементов и карбидов в кимберлитах
Этапы
Глубинный
Субвулканический
Гидротермальный
Парагенезисы
β-SiC, Si, FeSi2, α-SiC6H, α-SiC15R, 33R, FeNi, Au, AuPb
Fe, Cu, Sn, Pb, Zn, ZnFe, SnSb, Cu2Sb, Fe3C и др.
Zn
Оливин
Раннекристаллизующейся фазой в магмах мантийного происхождения
является оливин. Предполагается, что наиболее магнезиальные кристаллы
представляют составы раннеобразовавшегося оливина. Характер изменения
состава различных морфологических групп оливина наилучшим образом
отражает эволюцию кимберлитового расплава. Большинство исследователей
сходится во мнении, что оливин является продуктом кристаллизации магмы.
Существует и другая точка зрения. В частности, тождественность состава
минералов кимберлита и ультраосновных включений послужила причиной
того, что макрокристаллы оливина рассматриваются некоторыми
исследователями, как ксенокристаллы – обломки перидотитов верхней мантии
(Сарсадских и др., 1960; Благулькина и др., 1962).
Изучение закономерности изменения показателей преломления оливина
кимберлитов позволило В.В. Ковальскому (1963) сделать вывод, что
значительная часть этого минерала (более двух третей) кристаллизовалась
в относительно спокойной обстановке с постепенным изменением его состава
в сторону увеличения железистости. На более позднем этапе происходит
скачкообразное изменение условий кристаллизации с резким сокращением
количества кристаллизующегося оливина.
И.П. Илупин и др. (1978), изучившие среди многих других свойств
закономерное изменение состава оливина и характера включений в них,
обратили внимание на следующий факт: наиболее высокохромистые
включения пиропа, шпинели отмечаются в ранних (магнезиальных)
вкрапленниках оливина. Это согласуется, по мнению этих исследователей,
с закономерным изменением состава минералов в ходе магматической
кристаллизации.
Оливин в кимберлитовых породах обеих фаций образует порфировые
выделения. В породах интрузивной фации оливин представлен округлоовальными и идиоморфными кристаллами; эксплозивной фации –
преобладают зерна оливина обломочной формы. Становление кимберлитовых
пород интрузивной фации происходило из магмы, находящейся
в гетерогенном состоянии (расплав + кристаллы) в относительно спокойных
условиях внедрения. В пользу этого свидетельствуют наличие линейных
ориентировок зерен оливина в дайковых телах и отсутствие зерен оливина
215
обломочной формы, в противоположность становлению кимберлитовых
пород эксплозивной фации, в которых эксплозивные процессы, происшедшие
в период интрудирования в осадочную толщу вызвали дробление зерен
оливина. В глубинных условиях, вследствие высоких термодинамических
параметров магматической системы, происходит смена хрупких деформаций
на пластические, что приводит к сокращению обломкообразования (Волохов,
1979). Именно в этих условиях происходит деформация мегаи макрокристаллов оливина, выражающаяся в появлении волнистых,
блоковых погасаний или редких трансляционных двойников. Пластические
деформации наблюдаются и в зернах оливина ксенолитов ультрабазитов,
имеющих, несомненно, глубинное происхождение. Относительно более
железистые оливины монтичеллитовых альнеитов также испытали
значительные динамические нагрузки, следовательно, и они были фазой
солидуса в глубинных условиях.
Для микрокристаллов оливина характерно отсутствие пластических
деформаций и дробления, что связано, во-первых, с кристаллизацией их на
более поздней субвулканической стадии, и, во-вторых, вероятнее всего, с их
мелкими размерами. Кристаллографическая огранка на макрокристаллах
оливина свидетельствует о его кристалломорфном росте. Наличие реликтов
кристаллографического огранения на мега- и макрокристаллах оливина
кимберлитовых пород эксплозивной фации также можно объяснить тем, что
оливины этих групп кристаллизовались из зародышей, взвешенных
в расплаве. Однако последующие процессы (коррозия и дробление) привели
к уничтожению собственного огранения минералов. Нарушения внешних
очертаний правильно выросших вкрапленников минерала, как показано
Г.Г. Леммлейном (1973) на примере кварца, ограничиваются двумя случаями:
во-первых, равномерным округлением ребер и вершин кристалла в результате
магматического оплавления (истинная коррозия) и, во-вторых, образованием
широких заливов основной массы или, наоборот, односторонним округлением
половины кристалла в результате разъединения параллельных или
двойниковых сростков.
Коррозия вкрапленников оливина в кимберлитовой магме могла
осуществляться или в результате изменения термодинамических условий, или
в силикатно-карбонатной среде, отличной по химическому режиму от той
среды, где кристаллы оливина образовались. Последнее наиболее вероятно
в силу того, что основная масса кимберлитов слагается карбонатом или
серпентин-карбонатом.
Значимые различия химических составов оливина ксенолитов
ультрабазитов и порфировых выделений в кимберлитовых породах (табл. 4.3
и 4.4), наличие реликтов кристаллографической огранки на мегаи макрокристаллах оливина наиболее удовлетворительно объясняются
кристаллизацией из кимберлитового расплава.
216
Таблица 4.3
Статистические параметры распределения содержаний фаялитового
компонента в оливинах различных парагенетических групп (Барашков, 1981)
№
Парагенетические группы n
x
s
S2
V
HA
HE
п/п
Оливин ксенолитов ультрабазитов
1
Безгранатовых
34 8,4 1,6 2,46 18,66 4,62 3,35
2
Гранатовых
47 8,7 1,8 3,10 20,13 5,20 4,28
Оливин кимберлитов эксплозивной фации
3
Мегакристаллы
22 10,5 3,0 9,18 28,94 0,09 -1,94
4
Макрокристаллы
100 9,6 2,4 5,81 25,16 1,76 4,74
5
Микрокристаллы
49 10,5 1,7 2,76 15,50 0,54 0,05
6
Оливин кимберлитов
11 10,3 2,0 4,00 19,68 0,11 -0,69
интрузивной фации
7
Оливин альнеитов
19 12,2 1,5 2,13 11,97 -0,56 0,34
Примечание: n – количество анализов, x – среднее содержание фаялитового
компонента, s – стандартное отклонение, S2 – дисперсия, V – коэффициент вариации (%),
HA - показатель нормальности по асимметрии, HE - показатель нормальности по эксцессу.
Таблица 4.4
Сравнение средних содержаний и дисперсий
фаялитового компонента в оливинах (Барашков, 1981)
Номера выборок
1
2
3
4
5
6
7
Критерий Стьюдента (t)
1
0,80
2,95
3,30
5,78
2,81
8,68
1,99
2,01
1,98
1,99
2,02
2,01
2
1,26
2,55
2,54
5,09
2,40
8,17
1,76
2,00
1,98
1,99
2,01
2,00
3
3,73
2,96
1,29
0,22
2,28
1,91
1,80
1,98
2,04
2,02
4
2,36
1,87
1,58
2,64
1,07
6,25
1,67
1,54
1,68
1,98
1,98
1,98
5
1,12
1,12
3,33
2,11
0,30
4,08
1,76
1,64
1,79
1,53
2,01
2,00
6
1,63
1,29
2,30
1,45
1,45
2,66
2,14
2,04
2,77
2,59
2,03
2,05
7
1,15
1,46
4,31
2,73
1,30
1,88
2,10
2,07
2,19
1,98
2,05
2,41
Критерий Фишера (F)
Примечание: Номера сравниваемых выборок соответствуют порядковым номерам
табл. 4.3 справа от диагонали критерий Стьюдента, слева – Фишера, верхние цифры –
вычисленные значения, нижние – табличные (t05 и F05). Различия незначимы при tвыч < t05
и Fвыч < F05. Двумя чёрточками подчёркнуты значимые различия по обоим критериям
(t и F).
217
Выше было показано, что в кимберлитовых породах эксплозивной
фации выделяются три группы оливина, каждая из которых характеризует
определенный этап эволюции кимберлитовой системы.
Крупность
зерна
обусловливается
скоростью
охлаждения
кристаллизующегося расплава, а появление гигантских зерен (>1 см) –
первичной кристаллизацией из богатой летучими флюидов и расплавов
(Маракушев и др 1976). Другими словами, крупность зерна отражает
длительность кристаллизации при прочих равных условиях. Значит,
выделенные три группы оливина в кимберлитовых породах эксплозивной
фации кристаллизуются в последовательности: мегакристаллы –
макрокристаллы
–
микрокристаллы.
Такая
последовательность
кристаллизации подтверждается и возрастанием примеси кальция в оливине
этого ряда.
Во всех изученных случаях содержание Ca положительно коррелируется
с железистостью оливина. Определяющими моментами вхождения Ca
в оливины являются давление, температура и скорость кристаллизации
минерала. Наиболее высокое содержание Ca отмечено в низкотемпературных
(850-900°C) оливинах, кристаллизующихся в условиях быстрого охлаждения
системы. Примесь кальция в оливинах может служить индикатором
глубинности кристаллизации оливин содержащих пород (Simkin, Smith, 1970).
Концентрация кальция в оливине увеличивается от плутонических пород
к гипабиссальным и эффузивным породам, на основании чего эти
исследователи сделали вывод, что вариации содержания кальция могут быть
связаны с различными глубинами кристаллизации. В связи с этим, особый
интерес приобретает изучение границ существования твердых растворов
форстерита и монтичеллита CaMgSiO4. Экспериментальные исследования
последних лет показывают, что растворимость монтичеллита в форстерите
сильно зависит от температуры – в интервале 1440-1496°C содержание
твердого раствора монтичеллита в форстерите возрастает примерно на 10%
(Yang, 1973). Эксперименты в системе CaO–MgO–Al2O3–SiO2 (Finnerty e.a.,
1978) по синтезу оливина, сосуществующего с диопсидом и энстатитом при
различных давлениях, свидетельствуют об обратной линейной корреляции
между содержанием кальция в оливине и давлением при 1100 и 1300°C – при
постоянной температуре повышение давления на 1 кбар вызывает уменьшение
содержания кальция в оливине примерно на 0,26×10-4. Давления, полученные
по растворимости кальция в оливине для ксенолитов гранатовых перидотитов
из кимберлитов Лесото (Южная Африка), дают удовлетворительную
сходимость с оценками давления, полученными по содержанию глинозема
в ортопироксене, сосуществующим с гранатом. Таким образом, возрастание
температуры увеличивает растворимость кальция в оливине, а повышение
давления вызывает обратный эффект.
Кристаллизация мегакристаллов оливина начинается с состава Fa 6,8
заканчивается – Fa 14,2 и протекает, наиболее вероятно, в системе, богатой
летучими компонентами, на что указывают их гигантские размеры.
218
Сравнительная
редкость
нахождения
мегакристаллов
оливина
в кимберлитовых породах, возможно, объясняется гравитационной отсадкой
их в процессе подъема. Примером могут служить породы трубки УдачнаяВосточная, в которых мегакристаллы оливина отмечаются в значительных
количествах с глубины 340-350 м. Другой, возможно, главной причиной
является формирование немногочисленных центров кристаллизации при
росте оливина этой группы.
Как показали экспериментальные исследования тройной системы MgO
– FeO – SiO2 (Bowen, Schairer, 1935) магнезиально-железистые оливины
кристаллизуются из жидкостей с весьма широкими пределами колебаний
составов. Для некоторых составов этой системы оливин кристаллизуется в два
этапа – кристаллизация начинается с оливина, вслед за которым выпадает
лишь один моноклинный пироксен, а затем происходит совместное осаждение
моноклинного пироксена и оливина. Оливин, кристаллизующийся совместно
с моноклинным пироксеном, оказался значительно более железистым, чем
оливин начального этапа кристаллизации. Возможно, по аналогичной схеме
протекает процесс кристаллизации оливина в кимберлитовой магме, что
позволяет объяснить дискретность составов мегакристаллов. Необходимо
отметить, что мегакристаллы в кимберлитовых породах образуют устойчивую
ассоциацию с крупными желваками оранжевого граната, моноклинного
пироксена, ортопироксена, ильменита и флогопита (Лазько, 1979; Gurney e. a.,
1977).
Кристаллизация макрокристаллов оливина начинается с состава Fa6,5
и заканчивается составом Fa15,2 и протекает уже в несколько иной
термодинамической обстановке, связанной с перемещением магмы на более
высокие уровни, относительно первого этапа кристаллизации. Присутствие
сингенетических
включений
хромдиопсида
свидетельствует,
что
кристаллизация второй генерации оливина происходило совместно
с моноклинным пироксеном. Это объясняет также бимодальное
распределение железистости в этой группе оливина. Только в отличие от
мегакристаллов оливина распределение железистости не дискретное, что,
по-видимому, объясняется небольшим количеством кристаллизующегося
клинопироксена.
Последними
кристаллизуются
микрокристаллы
оливина.
Кристаллизация их происходит в два этапа: первыми кристаллизуются
оливины состава Fa7,1 с постепенным увеличением железистости. При
достижении состава кристаллизующегося оливина значений Fa10-11 возникают
новые центры кристаллизации оливина второго зарождения. Об этом
свидетельствует наличие прямой зональности в отдельных кристаллах.
Железистость краевой части оливина (Fa10,9) совпадает со второй модальной
областью на гистограмме распределения железистости (Fa10,4-11,5).
Кристаллизация микрокристаллов оливинов происходила в условиях
повышенной активности кислорода, о чем свидетельствует наличие
включений хромшпинелида с повышенной примесью титана.
219
Оливины
кимберлитов
и
альнеитов
интрузивной
фации
характеризуются повышенной железистостью, изменяющейся в интервале 6,713,9% и 8,8-15,2% соответственно. Высокая примесь кальция, превышающая
даже содержание в микрокристаллах оливина пород эксплозивной фации (0,16
и 0,18%) свидетельствует, что кристаллизация оливина кимберлитов
и альнеитов интрузивной фации происходит в малоглубинных условиях.
Эволюция состава кимберлитового расплава находит отражение, по
нашему мнению, в изменяющемся составе зональных кристаллов оливина,
направленной от наиболее магнезиальных разностей в ядрах кристаллов
к более железистым к периферии зерен. А.В. Уханов (Уханов и др., 1982),
исследовавший
зональные
микрокристаллы
оливина
из
несерпентинизированных кимберлитовых пород трубки Удачная-Восточная,
показал, что хотя состав ядер оливинов может существенно различаться: от
6 до 14% Fa, состав наружных зон весьма постоянен: 9,0-9,6% Fa и 0,21-0,25%
Ni.
В отдельных случаях наблюдается обратная зональность. Подобное
усложнение вызвано наличием промежуточной зоны более железистой по
сравнению с краем и ядром. Однако в том и другом случае фиксируется
понижение к периферии зерен оливина содержаний Ni. Рассматриваемую
зональность кристаллов оливина, как убедительное доказательство
кристаллизации их из расплава, А.В. Уханов объясняет взаимодействием
более железистой магмы с ранее существовавшей магнезиальной магмой
с вкрапленниками оливина, т.е. смешением расплавов разного состава. Ранее
к подобному мнению пришли Ф.Р. Бойд и К.Р. Клемент (1978), объясняя
наблюдаемую зональность в оливинах из трубки "Де-Бирс" (Южная Африка).
Особенностью кимберлитовых пород острова Сомерсет (Канада)
является полное отсутствие включений глубинных ультраосновных пород.
Кристаллизующиеся из кимберлитовой магмы зональные кристаллы оливина
имеют состав ядра 91,0% Fo, а по периферии – 89,5% Fo. В этом же
направлении понижается содержание NiO – от 0,37% до 0,29%. В отличие от
вкрапленников железистость микрокристаллов оливина основной массы
практически не изменяется, тем не менее, в краевых зонах обнаруживается
также низкое значение NiO (табл. 4.5). Допускается, что кристаллизация
оливина состава Fo94-91 происходит на ранних этапах глубоко в мантии.
Последующая кристаллизация более железистого оливина (Fo89) происходит
на более высоких уровнях магматической колонны. Конечная кристаллизация
магмы была явно очень быстрой, о чем свидетельствует отсутствие
зональности в микрокристаллах оливина основной массы.
220
Таблица 4.5
Зональность в оливинах кимберлитовых пород о. Сомерсет (Канада)
(Mitchell, Fritz, 1973)
Вкрапленники
Микрокристаллы
связующей массы
ядра зерен
Fo, %
NiO, %
91,6
0,38
90,2
0,41
90,6
0,41
90,8
0,38
91,3
0,36
91,8
0,36
90,4
0,37
89,3
0,34
89,6
0,46
89,8
0,45
89,3
0,30
89,5
0,49
края зерен
Fo, %
NiO, %
89,2
0,20
90,4
0,40
90,6
0,41
89,3
0,27
89,2
0,33
90,9
0,39
90,3
0,36
89,7
0,15
89,4
0,28
88,9
0,14
88,9
0,24
89,4
0,15
Наличие зональности в кристаллах оливина свидетельствует
о равновесии кристалл – расплав в изменяющихся условиях кристаллизации.
Вполне вероятно, что в некоторых случаях подобное изменение происходило
быстро, пульсационно.
Важным индикатором условий кристаллизации оливина является
содержание в них элементов-примесей (табл. 4.6). Характер распределения Ni
в оливинах различных генераций и пород показывает, что есть тенденция
обратной зависимости содержаний Ni и железистости оливина (рис. 4.1).
Наименьшее содержание Ni оказалось в оливинах альнеитов, т.е. наиболее
железистых. В остальных наблюдается сравнительно высокое содержание
этого элемента. Известно, что факторами, влияющими на увеличение
количества Ni в оливинах ультраосновных пород, являются высокие
температуры, давление и окислительно-восстановительный потенциал
системы.
Изучение распределения железа и никеля в оливинах, синтезированных
в режимах различных температур и давлений (Коломейцева, 1975) показало,
что содержание никеля в оливине при постоянной фугитивности кислорода
возрастает с повышением давления. Количество никеля в оливине резко
возрастает, когда никель вводится в исходный продукт в виде окиси. При
одном и том же давлении в серии опытов с окисью никеля содержание
последнего увеличивается в 5-6 раз по сравнению с опытами с металлическим
никелем. Таким образом, вхождение никеля в структуру оливина сильно
зависит от окислительно-восстановительного потенциала системы. В опытах
с окисью никеля при давлении 70 кбар и температуре 2000°C были
синтезированы оливины, содержащие до 3,8% никеля. В природных оливинах
содержание окиси никеля обычно не превышает 0,4-0,5%, в связи с чем
предполагается, что кристаллизация их происходила в условиях низкой
221
фугитивности кислорода или P-T-условия кристаллизации природных
оливинов не достигали таких высоких значений.
Таблица 4.6
Среднее содержание элементов-примесей в оливинах различных
парагенетических групп (Маршинцев, Барашков, 1983)
Парагенетические группы
Оливин ксенолитов ультрабазитов
безгранатовых
гранатовых
Оливин кимберлитов эксплозивной фации
мегакристаллы
макрокристаллы
микрокристаллы
Оливин кимберлитов интрузивной фации
Оливин альнеитов
NiO
Содержание, %
MnO CaO
Cr2O3
0,28
0,24
0,11
0,11
0,02
0,03
<0,01
0,03
0,24
0,30
0,27
0,35
0,23
0,14
0,12
0,14
0,11
0,15
0,03
0,05
0,07
0,08
0,15
0,02
0,04
0,04
0,03
0,05
Рис. 4.1. Корреляционные зависимости содержаний Ni, Mn, Cr и CaO от железистости
оливинов: 1 – мегакристаллах, 2 – макрокристаллах, 3 – микрокристаллах, 4 –
кимберлитов и 5 – альнеитов интрузивной фации.
222
Анализ природных и экспериментальных данных по распределению Ni
между оливином и расплавом свидетельствует, что при частичном плавлении
перидотитов в верхней мантии Ni концентрируется в оливине
кристаллического остатка, вследствие чего расплав несколько обедняется им.
Это, возможно, объясняет более низкое значение средних содержаний Ni
в кимберлитах по сравнению с другими ультраосновными породами (Mysen
e.a., 1976). Оливин кимберлитовых пород является главным концентратором
Ni, однако по мере эволюции расплава с ростом железистости оливина
содержание Ni в оливине понижается.
На ранних этапах кристаллизации оливина часть железа, вытесненная Ni
при вхождении в оливин и восстановленное, может образовать сплав
с непрореагировавшим никелем – FeNi (Коломейцева, 1975), обнаруженный
в качестве включения в макрокристаллах оливина. Количество вытесненного
Fe, как и содержание Ni в оливине, зависит от давления и температуры. Однако
обнаружение FeNi, включенными в алмазы (Буланова и др., 1979)
свидетельствует также, что самородные фазы могут находиться
в кимберлитовом расплаве в равновесии с силикатами, наряду с Niсодержащими сульфидами, образующими включения как в алмазах, так
и в оливинах и имеющими пирротин-пентландитовый состав. Морфология
и характер взаимоотношений минеральных фаз в оливинах, свидетельствует,
что включения были захвачены в капельно-жидком состоянии. Сульфидное
вещество отвечает твердому раствору CuFeS – (FeNi)1-x S, соответствующий
составу (в %) S – 34,7, Fe – 35,0, Ni – 13,5, Cu – 5,3 – среднему валовому составу
сульфидных шариков, рассчитанному с учетом количественного соотношения
различных фаз. Интересно, что отношения Fe, Ni и Co в интерметаллическом
включении FeNi близки к отношениям этих элементов в валовых составах
сульфидных нодулей из оливина.
Ортосиликат хрома Cr2SiO4, изоструктурный с оливином, был получен
в системе Cr2O3 – Cr – SiO2 в опытах, проведенных в атмосфере водорода
(Цветков и др., 1964). В связи с этим, предполагается, что хром может входить
в структуру земных оливинов в виде иона Cr2+ (Meyer, Boyd, 1972; Соболев,
1974) в особо восстановительных условиях кристаллизации. Была проведена
проверка гипотезы о нахождении хрома в виде Cr2+ в структуру оливина
(Burns, 1975). Показано, что в структуре оливина кимберлитов ион хрома
занимает меньшую по размерам позицию M1, которая обеспечивает большее
расщепление кристаллического поля и, следовательно, более высокие
значения энергий стабилизации. Однако, наибольшее количество хрома, как
показали исследования ЭПР-спектров земных оливинов, входит не в виде
изоморфных, а в виде механических примесей хромшпинелида (Глазунов
и др., 1971). Этим же автором установлена четкая прямая корреляция Cr и Ti
в оливинах кимберлитов, в отличие от оливина альпинотипных гипербазитов,
в которых эта зависимость обратная (Глазунов, 1983).
Высокие содержания хрома в оливинах альнеитов подтверждают, что
этот элемент является индикатором восстановительной обстановки
223
минералообразования. Здесь же мы наблюдаем тенденцию положительной
связи Cr с железистостью в оливинах (рис. 4.2).
Во многих химических анализах оливина присутствует окисное железо
– содержание Fe2O3 достигает первых процентов. В системе FeO–SiO2 при
составе около чистого фаялита в жидкости присутствует примерно 2,25%
Fe2O3 (Bowen, Schairer, 1935) и небольшие количества окисного железа могут
входить в структуру фаялита. Если трехвалентное железо в оливине имеет
первичный характер, то для сохранения электронейтральности необходима
компенсация заряда другим ионом. Таким ионом может быть алюминий,
примесь которого также устанавливается во многих химических анализах.
Для проверки вхождения трехвалентного железа в структуру оливина из
кимберлитовых
пород
было
проведено
исследование
методом
мессбауэровской спектроскопии. Как показали ЯГР-спектры шести проб
оливина из трубки Удачная-Восточная, отобранных из разных горизонтов
(различной степени измененности кимберлитовой брекчии вторичными
процессами), присутствие железа в окисной форме не обнаружено (табл. 4.7).
Сравнительно небольшое содержание железа в пробах оливина (в среднем
около 8-10% FeO) не явились помехой для получения значительных
резонансных эффектов. Измеренные ЯГР-спектры свидетельствуют об очень
высокой мономинеральности (по содержанию железа) исследованных проб.
В них отсутствуют даже следы минералов ожелезненных верхних горизонтов
и какие-либо заметные признаки серпентинизации, окисления части железа
самих оливинов до присутствия рудных железосодержащих минералов.
Мессбауэровские параметры спектров оливинов находятся в хорошем
соответствии (в пределах ошибок измерений) с известными литературными
данными. По данным ЯГР-спектров, железо в оливине занимает одну или
очень близкие по структурно-химическим характеристикам позиции.
Обычные условия измерений (T≈300°K) ЯГР-спектров не позволяют раскрыть
ту информацию, которую содержит в себе распределение железа по позициям
MI и МII в структуре оливина.
Вхождение алюминия в кристаллическую решетку оливинов не
подтверждается рентгено-спектральными и качественно выполненными
химическими анализами (содержание Al2O3 не превышает первых сотых долей
процента). Большие содержания глинозема обусловлены микровключениями
хромшпинелидов. По данным микрозондового анализа примесь титана
(до 0,1%) может присутствовать в составе оливинов, а присутствие калия
и натрия не обнаружено. Содержание щелочей, определенное химическим
анализом, обусловлено механическим загрязнением анализируемого
материала.
224
Таблица 4.7
Параметры ЯГР-спектров оливина
Параметры дублета Fe2+
№
Глубина,
№ обр.
Fa, %
п/п
м
& см/сек /> см/сек Гср., см/сек
1
УВ-1
50
7
0,130
0,295
0,0258
2
УВ-2
100
8
0,126
0,300
0,0276
3
УВ-7
350
10
0,125
0,305
0,0243
4 УВ-10
600
9
0,125
0,295
0,0278
5 УB-11
700
8
0,125
0,300
0,0323
6 УВ-12
700
12-13 0,130
0,293
0,0272
Примечание: железистость оливинов определена по оптическим данным. Анализы
выполнены во ВНИИЯГГе (отв. исполнитель А.В. Полосин).
Вхождение марганца в структуру оливина не вызывает сомнения
и доказывается существованием промежуточных членов ряда тефроит
Mn2SiO4 – фаялит и тефроит-форстерит. Во всех случаях Mn положительно
коррелирует с железистостью оливина (рис. 4.1).
Морфология минералов-включений свидетельствует о протогенетическом
характере
подавляющего
большинства
вростков.
Отличительной
чертой
протогенетических
включений,
имеющий
диагностический признак, является их идиоморфный облик (Ермаков, 1972).
Выше было показано, что включения хромшпинелидов и некоторых гранатов
клинопироксенов характеризуются огранением хотя бы части кристаллов.
Некоторые включения гранатов и пироксенов округлой или близкой к ней
формы, что является результатом коррозии или оплавления и свидетельствует
о наличии временного разрыва между кристаллизацией включенного
минерала и оливина. Исключение составляют вростки клинопироксена
пластинчатой и дендритовидной формы. Искажение формы кристаллов
включений следует рассматривать в качестве косвенного признака
совместного роста пироксена и оливина. В данном случае клинопироксен
можно рассматривать как сингенетическое включение. Надо полагать, что
детальное гониометрическое исследование ограненных включений позволит
и среди них выявить искаженные формы.
Отсутствие среди включений в оливине минералов обломочной формы
является существенным доводом против того, что включения в оливине
представляют собой продукты дезинтеграции быстроподнимающимся
кимберлитовым расплавом ультраосновных пород верхней мантии, которые
впоследствии захватывались оливином. К этому следует добавить, что
подавляющее большинство групповых включений представлено одним
минеральным видом (хромшпинелиды или клинопироксены). Лишь
в уникальных случаях, отмеченных Е.Е. Лазько и др. (1974), когда в одном
зерне оливина наблюдались срастания клино- и ортопироксенов,
клинопироксена и ильменита и индивидуализированных включений
ортопироксена и хромшпинелида, а также железистых включений оливина,
речь может идти о ксеногенности вростков в оливине. Наличие ореолов
225
остаточных напряжений вокруг включений в оливине свидетельствует
о весьма высоких термодинамических параметрах системы, где происходила
кристаллизация оливина.
В ряду значительного количества включений в оливинах, описанных
нами и другими исследователями, несомненный интерес представляет находка
редких карбонатных включений округлой формы размером до 0,1 мм
в диаметре, обнаруженных в оливинах кимберлитовых пород ряда трубок
Южной Африки (Moore, Erlank, 1979). Полуколичественные зондовые
анализы показывают, что содержание Sr в карбонате достигает 9400 г/т
и минимальное присутствие Mg. Морфология включений позволяет
предполагать, что они были захвачены в виде расплавов, тем самым
свидетельствуют о том, что сосуществующий равновесный расплав был
относительно обогащен карбонатом.
Изучение состава флюидной фазы в оливинах этой группы (табл. 4.8)
показывает, что значительную долю составляет H2O, следующим по
количественному содержанию стоит CO2. Исходя из растворимости газов
в магматическом расплаве (Кадик и др., 1973), следует ожидать, что расплав
будет относительно обогащен H2O и H2 по сравнению с другими
составляющими. Возможно, это послужило причиной более высокого
содержания H2O в составе извлеченных из оливинов газов. Присутствие CO2
свидетельствует о первоначальном обогащении магмы этим компонентом. Как
показали исследования И.Д. Рябчикова и др. (1981), присутствие даже
небольших количеств: CO2 в водной фазе может обеспечить появление
заметных количеств карбонатов в сосуществующем силикатном расплаве. Это
подтверждается обнаружением карбонатных включений в оливинах.
Таблица 4.8
Содержание летучих компонентов и воды в оливине из трубки УдачнаяВосточная (в миллилитрах на 1 г)
глуб. отб.
60
270
310
350
370
420
490
500
520
550
H2O
0,699
0,791
2,374
1,516
1,069
0,686
0,439
1,119
0,400
5,245
СО
0,007
0,014
0,030
0,051
0,007
0,051
0,011
0,051
0,024
CO2
0,056
0,118
0,506
0,310
0,089
0,688
0,076
0,132
0,058
0,455
H2
0,056
0,112
0,056
N2
0,02
0,08
0,04
0,05
0,07
0,02
0,04
0,04
0,02
0,04
Анализы
выполнены
в
лаборатории
экспериментальной
и теоретической петрологии Института Земной коры СО РАН под
руководством Ф.А. Летникова. Номер образца включает данные о глубине
отбора.
226
Рис. 4.2. Распределение железистости оливина и включений граната в:
1 – мегакристаллах, 2 – макрокристаллах оливина.
По данным гомогенизации расплавных включений в оливинах,
кристаллизация начальных порций кимберлитовой магмы происходит при
температурах выше 1400°C и заканчивается при значительно более низких
температурах – порядка 900-1020°C (Попивняк, Лазько, 1979). Кроме прямых
методов определения температур кристаллизации минералов существуют
разнообразные геотермометры, основанные на равновесном распределении Fe
и Mg между сосуществующими магнезиально-железистыми силикатами.
Одним из них является гранат-оливиновый термометр О'Нейлла-Вуда (O'Neill,
Wood, 1979).
Выше показано, что включения гранатов в мегакристаллах
и макрокристаллах оливина являются протогенетическими. Изучение
распределения Fe и Mg между гранатом-узником и оливином-хозяином
демонстрирует закономерное и сопряженное изменение составов (рис. 4.2),
что свидетельствует об относительной равновесности этой пары. Значения
отношения железистости рассматриваемых пар колеблется от 0,42 до 0,52, и не
выходят за пределы интервала распределения Fe и Mg, определенного
в сосуществующих оливинах и гранатах магнезиальных ассоциаций (Соболев,
1974). Таким образом, можно допустить, что гранат находился в равновесии
с расплавом, из которого кристаллизовался захвативший его оливин. Значит,
распределение Fe и Mg между этой парой минералов можно использовать для
определения температуры. Для расчета температуры равновесия пары гранат
– оливин необходимо независимое определение давления. Давление можно
оценить по растворимости кальция в оливине, сосуществующем с энстатитом
и диопсидом (Finnerty, Boyd, 1977). Поскольку мегакристаллы оливина
образуют устойчивую ассоциацию с группой минералов (желваковая
ассоциация по Е.Е. Лазько), среди которых присутствуют ортопироксен
и диопсид, применение геобарометра Финнерти-Вуда будет вполне
227
корректным. Но здесь возникает трудность другого рода – независимое
определение температуры. Не имея другой возможности оценить температуру
для определения давления, примем величину 1100°C, содержание примеси
CaO в мегакристаллах оливина составляет, в среднем, 300 чнм (частиц на
миллион), что соответствует давлению, примерно, 50 кбар. Среднее
содержание этого элемента в микрокристаллах оливина равняется 500 чнм
и отвечает давлению, приблизительно, 42 кбар. Но по хромистости
и кальциевости некоторые составы гранатов-включений этой группы
попадают в поле алмазной ассоциации. Поэтому и в этом случае давление
принимаем равным – 50 кбар.
Результаты определения температур равновесия пары гранат-оливин
нанесены на диаграмму (рис. 4.3). Температуры, рассчитанные для гранатов из
мегакристаллов оливина, изменяются от 1219°C до 961°C, а из
макрокристаллов – охватывают диапазон 1127-938°C.
Находка в одном зерне оливина двуминерального включения,
представленного хромдиопсидом и энстатитом, позволяет оценить
температуру по двупироксеновому геотермометру (Лазько, 1979). В нашей
коллекции клинопироксены представлены индивидуализированными
включениями в макрокристаллах оливина. Тем не менее, присутствие
отдельных вростков энстатита в этой группе оливинов позволяет
предположить
двупироксеновый
парагенезис.
По
растворимости
клиноэнстатита в диопсиде температуры равновесия хромдиопсидов –
включений из трубки Удачная-Восточная изменяются от 980 до 1050°C
(рис. 4.4). Эти данные показывают сходимость с температурами,
определенными
по
гранат-оливиновому
термометру.
Включение
хромдиопсида в оливине из трубки Слюдянка характеризуется более низкой
температурой равновесия (ниже 900°C).
Рис. 4.3. Соотношение коэффициента распределения и температуры равновесия для пар
гранат-оливин при 50 кбар. Включения граната в: 1 – мегакристаллах, 2 –
макрокристаллах оливина.
228
Рис. 4.4. Распределение Ca/Ca+Mg в клинопироксенах, включенных в макрокристаллы
оливина. Температуры Диэн сольвуса по Б. Дэвису и Ф. Бойду (Davis, Boyd, 1966).
Ильменит
Ильменит кимберлитовых пород представляет сложный твердый
раствор системы MgTiO3 – FeTiO3 – Fe2O3. Состав минерала во многом
определяется значительными колебаниями двух его компонентов,
гейкилитового (MgTiO3) и гематитового (Fe2O3), при относительно меньшем
колебании собственно ильменитового или кричтонитового (FeTiO3)
компонента. Существенную роль могут иметь примеси Cr2O3, Al2O3, MnO.
Рассмотренные нами особенности изменения состава ильменита из
кимберлитов, а именно специфический химизм его и отсутствие ильменитов
подобного состава в других магматических породах позволяет допустить, что
ильменит образуется в процессе фракционной кристаллизации из
кимберлитовой магмы. Причем многими ильменит рассматривается в числе
последних минералов.
Сравнение выделенных групп ильменитов по содержанию TiO2 и MgO
показывают, что эти элементы изменяются сопряженно (рис. 4.5).
Ферримагнитные ильмениты характеризуются наименьшими содержаниями
окиси магния и титана. Для них отмечается небольшое увеличение
магнезиальности по мере возрастания содержаний TiO2.
Рис. 4.5. Изменение содержаний MgO и TiO2 в ильменитах кимберлитовых пород.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.15.
229
Составы парамагнитных ильменитов образуют обособленное поле,
лежащее на продолжении тренда ферримагнитных ильменитов.
В парамагнитных ильменитах из трубок Мир и Удачная-Западная, в отличие
от последних, такой отчетливой зависимости содержаний MgO и TiO2 не
наблюдается, но тенденция повышения магнезиальности с ростом содержаний
TiO2 сохраняется. В парамагнитных ильменитах из трубки Удачная-Восточная
из-за значительного разброса значений MgO подобной зависимости не
отмечается.
Поле микрокристаллов ильменита из основной массы кимберлита
продолжает поле парамагнитных ильменитов. В них так же, как
и в ферримагнитных ильменитах, намечается незначительное повышение
магнезиальности с увеличением количеств TiO2. По содержанию
микрокристаллы не отличаются от парамагнитных ильменитов, что,
по-видимому, объясняется значительной ролью MnO в их составе.
Поведение TiO2 и MgO в ильменитах из зонального граната такое же,
что и в ферримагнитных ильменитах.
В ильменитах из графических срастаний с клинопироксеном трубки
Мир содержания MgO и TiO2 не взаимосвязаны, и они образуют плотный рой
точек (рис. 4.6). В однотипных ильменитах из другой – трубки наблюдается
тенденция повышения магнезиальности с ростом содержаний TiO2.
В ильменитах из ксенолитов гипербазитов также обнаруживается
зависимость между содержаниями MgO и TiO2, сходная с таковой в отдельных
зернах и желваках ильменита в кимберлитах. Отличие проявляется лишь
в том, что в ильмените из кимберлитов отмечается небольшое увеличение
MgO с возрастанием TiO2, а в ильменитах из ксенолитов гипербазитов
небольшое повышение TiO2 вызывает значительный рост магнезиальности
(рис. 4.6).
Рис. 4.6. Изменение содержаний MgO и TiO2 в ильменитах из клинопироксенильменитовых графических сростков и ксенолитов ильменитовых гипербазитов.
Условные обозначения аналогичные рис. 2.16.
230
Рис. 4.7. Зависимость коэффициентов кристаллохимической формулы Fe3+ и Ti4+
в ильменитах кимберлитов. Условные обозначения аналогичные рис. 2.15.
Рис. 4.8. Зависимость коэффициентов кристаллохимической формулы Fe3+ и Ni4+
в ильменитах из клинопироксен-ильменитовых графических сростков и ксенолитов
ильменитовых гипербазитов. Условные обозначения аналогичны рис. 2.16.
231
Увеличение содержаний MgO и TiO2 в ильменитах из кимберлитов
вызывает уменьшение количества Fe2O3 в их составе. Особенно отчетливо
обратная зависимость наблюдается для трехвалентного железа и титана
(рис. 4.7). Точки составов ильменитов из зонального граната ложатся ниже
линии тренда трех групп ильменитов из кимберлитов, что обусловлено
значительной примесью Cr2O3. Небольшие отклонения от генерального
направления в ферримагнитных и парамагнитных ильменитах из кимберлитов
определяются повышенной примесью полуторных окислов.
Подобная корреляция отмечается и у ильменитов из клинопироксенильменитовых графических срастаний, включений в гранатах и ильменитовых
гипербазитов (рис. 4.8). Лишь в интервале 0,870-0,940 Ti4+ и 0,070-0,150 Mg2+
эта зависимость нарушается в ильменитах из ксенолитов гипербазитов.
Зависимость содержаний трехвалентного железа и магния
в рассматриваемых группах имеет различный характер (рис. 4.9). Если в
ферримагнитных ильменитах и вростках этого минерала в зональном гранате
отмечается тенденция уменьшения Fe3+ с увеличением Mg2+, то
в парамагнитных ильменитах лишь в трубке Мир эта тенденция более или
менее выражена. В ильменитах из трубки Удачная-Восточная зависимость
Fe3+ и Mg2+ изменяется даже на противоположную. В микрокристаллах
ильменита из основной массы кимберлитов корреляция между этими
катионами не проявляется.
Рис. 4.9. Зависимость коэффициентов кристаллохимической формулы Fe3+ и Mg2+
в ильменитах из кимберлитов. Условные обозначения аналогичные рис. 2.15.
232
Рис. 4.10. Зависимость коэффициентов кристаллохимической формулы Fe3+ и Mg2+
в ильменитах из клинопироксен-ильменитовых графических сростков и ксенолитов
ильменитовых гипербазитов. Условные обозначения аналогичные рис. 2.16.
В ильменитах из графических срастаний с клинопироксеном, из
ксенолитов гипербазитов и включений в гранатах распределение Fe3+ и Mg2+
статистическое (рис. 4.10). В то же время ильмениты из клинопироксенильменитовых графических сростков группируются в два обособленных поля.
Таким образом, изменение Mg2+, Ti4+ и Fe3+ в ильменитах кимберлитов,
в отличие от ильменитов из ксенолитов гипербазитов, подчинено
определенной закономерности. Особенно отчетливо она проявляется
в ильменитах из трубки Мир. От ферримагнитных желваков ильменита
к микрокристаллам происходит закономерное увеличение Mg2+ и Ti4+
и уменьшение Fe3+. Такое изменение составов, вероятно; отражает
последовательность выделения ильменита из исходной магмы в различные
этапы ее дифференциации. Если зональные гранаты отражают конечные
стадии промежуточного этапа эволюции кимберлитового расплава (Соболев,
1974), то можно утверждать, что ферримагнитные ильмениты
кристаллизовались именно в этот этап. Повышенное содержание Fe2O3
в ферримагнитных ильменитах связано с высокими температурой
(Францессон, 1966) и давлением кристаллизации. По данным Позняка и др.,
в серии синтезированных минералов состава FeTiO3 – Fe2O3 от ильменита
к гематиту происходит равномерное уменьшение объема элементарной ячейки
(Дир и др., 1966). Значит, уменьшение гематитового минала вызывает
увеличение параметров элементарной ячейки, что свидетельствует
о понижении давления (Щербина, 1967).
233
Рис. 4.11. Зависимость содержания Al2O3 от общей железистости ильменитов. 1 –
ильмениты из тр. Мир: поля ферримагнитных (2), парамагнитных (3), разностей
и микрокристаллов (4) из основной массы кимберлитов; 5 – ильмениты из зонального
граната соединены прямой линией; 6 – ильмениты из западного и 7 – восточного тел
трубки Удачная; 8 – поле парамагнитных ильменитов тр. Удачная; 9 – ильмениты из
сростков с алмазами трубки Мир по Н.В. Соболеву (1974).
По экспериментальным данным, растворимость Al2O3 в ильмените
зависит от температуры (Green, Sobolev, 1975). В ферримагнитных ильменитах
происходит сопряженное уменьшение f1 и Al2O3 (рис. 4.11).
Рис. 4.12. Изображение участка ферримагнитного ильменита в обратно-рассеянных
электронах и профиль FeKα. Увеличение 300.
234
Рис. 4.13. Изображение этого же участка в характеристическом FeKα – излучении.
Увеличение 300.
Следовательно,
кристаллизация
сопровождалась
понижением
температуры. Такая же зависимость наблюдается в ильменитах из зонального
граната, тогда как в парамагнитных ильменитах между f1 и Al2O3 установлена
обратная связь.
Таким образом, намечается параболическая зависимость между общей
железистостью и содержанием Al2O3. Подобная зависимость между MgO
и Cr2O3 в ильменитах из кимберлитов Лесото и Западной Африки установлена
С.Е. Хаггерти (Haggerty, 1975). Такой характер распределения Al2O3 и Cr2O3
можно объяснить субсолидусным распадом ферримагнитного ильменита,
в результате которого образуются парамагнитный ильменит (пикроильменит)
и гематит. Начальные стадии такого преобразования ферримагнитных
ильменитов зафиксированы в желваках с фазовой неоднородностью. На
рис. 4.12, 4.13 видно, что в участках агрегатного строения ферримагнитного
ильменита, в результате субсолидусного распада в межзерновых участках
выделяется гематит (белое). Периферические зоны ферримагнитного
ильменита (темное) обеднены железом и по составу отвечают парамагнитным
разностям этого минерала. При этом содержание Al2O3 и Cr2O3 практически не
меняется. Субсолидусный распад ферримагнитных ильменитов происходит
с разуплотнением структуры (рассчитан по средним составам ильменитов из
трубки "Мир"):
{(Mg 0,167 Fe2+ 0,534 Fe3+ 0,279)0,980(Ti 0,702 Fe3+ 0,279)0,981O3} ---->
190 см3
{(Mg 0,296 Fe2+ 0,558 Fe3+ 0,188)0,972(Ti 0,877 Fe3+ 0,118)0,995O3}+0,294 Fe2O3
160 см3
47 см3
235
В заключительный этап образовались микрокристаллы ильменита
в основной массе кимберлита. Минимальная примесь Al2O3 в них указывает
на более низкую температуру кристаллизации. Повышенная примесь
пирофанитового минала в ильменитах увеличивает параметры элементарной
ячейки (Дир и др., 1966) и является следствием низких давлений при
кристаллизации микрокристаллов ильменита. Об этом же свидетельствует
и минимальная примесь гематитовой молекулы в их составе. В конечный этап
становления трубки "Удачная" наряду с ильменитами кристаллизовались
микрокристаллы хромшпинелида, которые отличаются повышенной
примесью TiO2 (Барашков и др., 1977).
Мелкие выделения ильменита с высокой примесью марганцевой
молекулы обнаружены нами в автолитовых кимберлитовых брекчиях трубки
Удачная-Западная совместно с Mn-ульвошпинелью (табл. 4.9). Большой
дефицит в анализах, возможно, связан с пористостью минералов.
Марганцовистый ильменит описан В.А. Благулькиной с соавторами (1975)
в породах трубки Круглая. Микрокристаллы характеризуются низким
содержанием MgO (<2 мас. %), при почти полном отсутствии гематитового
минала. Ильмениты с повышенным содержанием MnO и Fe2O3 были
обнаружены в виде включений в бразильских алмазах (Meyen, Svisero, 1975),
в ассоциации с алмазом в ксенолите дистенового эклогита из трубки
Сытыканская (Коптиль и др., 1975) и кимберлитовых породах Куонамского
поля (Евдокимов, Багдасаров, 1981).
В экспериментах Д. Грина и Н.В. Соболева (Green, Sobolev, 1975)
ильменит, сосуществующий с гранатом, синтезированный из пиролитовых
и базанитовых расплавов, кристаллизовался в интервале температур 1100°950°C и давлении 40-30 кбар. Условия кристаллизации, в частности,
фугитивность кислорода, очень близки к тем, при которых образовались
природные ильмениты, сосуществующие с алмазами. Ильмениты со
значительно более высокими концентрациями Fe2O3, по мнению этих
исследователей, встречаются в виде вторичных продуктов в перидотитовых
ксенолитах и в виде дискретных кристаллов в кимберлитовых брекчиях. Более
высокие 𝑓𝑂2 (фугитивность кислорода), показываемые этими ильменитами,
отражают резкое изменение условий во время переноса в кимберлитовой
магме.
Возможность обсуждаемого нами направления кристаллизации
ильменита рассматривается К. Фрик (Frick, 1973), в отличие от гейкилитгематитового хода изменения, принятого многими. Этот автор принимая
ильменитовые зерна, как кристаллизующиеся в кимберлитовой магме,
рассматривает также и ильменит-клинопироксеновые срастания как результат
котектической кристаллизации ильменита и пироксена во время
фракционирования ильменита, и этот процесс отмечает последнюю стадию
в эволюции силикатной кимберлитовой магмы и ведет в дальнейшем
к образованию карбонатитоподобного кимберлитового расплава.
236
Таблица 4.9
Химический состав рудных минералов из кимберлитовых пород, %
1
0,21
79,92
1,57
–
6,14
3,68
2
3
4
5
6
7
SiO2
0,68
не обн.
0,99
0,35
0,21
TiO2
42,94
49,30
0,29
61,83
73,85
69,41
Al2O3
0,06
0,27
0,07
0,68
0,56
2,60
Cr2O3
0,11
0,11
2,05
FeO
9,07
9,22
77,24
35,07
22,53
21,23
MnO
17,72
19,93
11,39
0,69
0,39
0,10
NiO
–
0,24
MgO
6,09
0,98
0,98
1,67
0,16
1,90
3,59
CaO
0,13
0,44
0,04
0,44
0,02
0,34
0,31
Na2O
0,05
0,05
0,13
0,07
0,01
K2O
не обн.
не обн.
но обн. не обн.
Сумма
98,01
79,18
80,03
92,18
98,92
99,92
100,0
Примечание: 1 – армолколит, 2-3 – Mn-ильменит, 4 – Mn-ульвошпинель, все из
трубки Удачная-Западная. Анализы выполнены В.К. Гараниным на микроанализаторе J
ХА-50А; 5 – включение ферропсевдобрукита в алмазе (Шестакова и др., 1981); 6 –
армолколит из кимберлитов (Евдокимов и др., 1981); 7 – армоколит из лунных пород.
В сумму входит Y2O3 0,05, ZrO2 0,38, Nd2O3 0,17.
Флогопит
При обсуждении состава флогопита мы показали, что два типа слюды
кимберлитов отражают различные этапы эволюции кимберлитовой магмы.
Так же, как оливин и ильменит, флогопит отражает изменяющиеся условия
кристаллизации и состав кимберлитового расплава. В экспериментах
природный флогопит устойчив при давлениях ниже 15 кбар, температуре
1250°C. Выше указанных параметров флогопит замещается гранатом
(Горохов, 1974).
Гранат
Постоянное присутствие граната в тяжелой фракции кимберлитов
и значительная устойчивость его к гипергенным преобразованиям,
обусловили большое значение этого минерала при поисках кимберлитовых
тел, что было обосновано и применено уже на ранних этапах исследования
(Сарсадских, 1958).
Изучение особенностей состава граната из ассоциации с алмазами
и находки в кимберлитах гранатов, сходных по составу с включенными
в алмазы, дало возможность Н.В. Соболеву (1971, 1974) теоретически
обосновать применимость граната в поисковых целях и разработать "Способ
поисков алмазоносных кимберлитовых трубок" (Соболев и др., 1980),
основанный на оценке содержания в пробе гранатов, сходных по составу
с включенными в алмазы. Применение этого способа позволяет на основе
данных о распространенности гранатов из ассоциации с алмазами оценить
потенциальную алмазоносность того или иного источника.
237
Составы гранатов, ассоциирующих с алмазами, соответствуют двум
типам
парагенезисов:
ультраосновному
(гарцбургит-дунитовому,
лерцолитовому и верлитовому) и эклогитовому, различающихся
содержаниями Cr, Ca, Ti и Fe. Среди гранатов ультраосновного парагенезиса
86% попадают в поле гарцбургит-дунитового состава, наиболее близких
к составу гранатов, включенных в алмазы, и только 14% – лерцолитового, хотя
вариации для отдельных кимберлитовых трубок могут быть более
значительными. Средние значения составляют (в %): для Cr2O3 – 9,17, CaO –
2,95, TiO2 – 0,10, FeO – 13,9.
Доля гранатов эклогитового парагенезиса среди включений в алмазах
занимает подчиненное положение. Гранаты относятся к пироп-альмандинам
с переменной примесью гроссулярового минала. Содержание Cr2O3<0,20%.
Среднее содержание по двум трубкам (Мир и Спутник) составляет: CaO –
5,34%, TiO2 – 0,48%, FeO – 17,22%. Отмечается присутствие MnO – 0,33%
(Сафронов и др., 1983 г.).
В гранатах из сростков с алмазами содержание Cr2O3 ниже, чем
в гранатах, включенных в алмазы, среднее содержание Cr2O3 для гранатов из
сростков с алмазами трубки Мир составляет (в %): Cr2O3 – 4,74, CaO – 5,86,
TiO2 – 0,37, MnO – 0,31, FeO – 18,14. В целом в рассмотренном ряду составов
гранатов понижается хромистость, повышается содержание Ca, Ti, Mn и Fe.
Соотношение содержания хрома и кальция и повышенная примесь
кноррингитового компонента в гранатах, включенных в алмазы, сближает их
с гранатами ксенолитов алмазоносных пироповых перидотитов, а для гранатов
эклогитового парагенезиса – алмазоносными эклогитами. По свидетельству
Н.В. Соболева (1983), парагенезисы алмазов, установленные по включениям,
полностью повторяются в алмазоносных ксенолитах, за исключением трех
парагенезисов – верлитов, ильменитовых эклогитов и гроспидитов.
Таблица 4.10
Соотношение магнезиальных гранатов с различным содержанием примеси
Cr2O3 в порфировых выделениях кимберлитовых пород Якутии и ксенолитах
ультраосновных пород (по А.Ф. Сафронову и др., 1981)
1
2
Порфировые
выделения
Ксенолиты
112
72,3
179
82,7
Порфировые
выделения
Ксенолиты
Порфировые
выделения
Ксенолиты
3
4
Трубка Мир
27,7
12,5
5
6
7
0,9
10,7
3,69
-
3,4
2,97
61
17,3
1,7
Трубка Юбилейная
74,5
25,5
11,8
2,0
6,6
3,14
63
27,0
12,7
25,4
6,47
90
65,6
2,2
8,0
4,26
102
44,1
1,0
17,0
5,24
73,0
38,1
Трубка № 5
33,4
15,5
55,9
23,5
238
Примечание: 1 – количество проанализированных гранатов; 2 – количество
малохромистых гранатов (до 5% Cr2O3); 3 – количество богатых хромом гранатов (более
5% Cr2O3); 4 – количество гранатов, содержащих >7% Cr2O3; 5 – количество гранатов,
содержащих более 10,0% Cr2O3; 6 – количество богатых хромом малокальциевых гранатов
гарцбургит-дунитового парагенезиса; 7 – среднее содержание окиси хрома
в проанализированных гранатах.
Специфические особенности состава гранатов из кимберлитового
цемента делают проблему происхождения этого минерала в кимберлитах
исключительно дискуссионной. Особенности составов гранатов из
кимберлитов различных тел к настоящему моменту изучены довольно
подробно (Глубинные ксенолиты…, 1976; Сафронов и др., 1981, 1983;
Соболев, 1974, 1978; Sobolev e.a., 1973). В результате этих исследований была
установлена индивидуальность состава гранатов из концентрата отдельных
трубок, а также различие в распространенности гранатов ультраосновного
(в частности, гарцбургит-дунитового) парагенезиса в концентратах
и ксенолитах глубинных пород. Среди гранатов из ксенолитов глубинных
пород трубок Мир и Интернациональная доля гранатов гарцбургитдунитового парагенезиса составляет не более 2%, в то время как в концентрате
эта величина значительно выше (табл. 4.10). Доля таких же гранатов среди
ксенолитов из трубок Алакитского поля (Айхал, Юбилейная), составляет в %:
32,7; 22,6; в концентратах же из этих трубок их значительно меньше
(табл. 4.11). Колебания составов гранатов из ксенолитов более значительные,
чем для гранатов кимберлитов. Каждая трубка характеризуется определенным
составом гранатов ксенолитов глубинных пород. Гранаты перидотитовых
выделений в кимберлитах близки во всех случаях. Последнее, если принимать
ксеногенную гипотезу происхождения гранатов, допускает исключительно
избирательное дробление определенного типа ксенолитов ультраосновных
пород в каждой трубке, т.е. исходя из этой точки зрения нельзя, объяснить
особенности состава гранатов в кимберлитовых породах.
Таблица 4.11
Соотношение гранатов с различными содержаниями Cr2O3 в трубке
Юбилейная (Сафронов и др., 1983 г.)
Источник
Порфировые выделения
Проба 93/41
Проба 110/41
Проба 93/69
Проба 110/69
Среднее по пробам
Ксенолиты ультраосновных
пород
1
47
40
78
92
76
286
53
2
72,3
57,5
57,6
52,2
47,4
53,1
28,3
3
27,7
42,5
42,4
47,8
52,6
46,9
71,7
4
7,0
32,5
21,8
25,0
27,6
25,9
26,4
5
–
12,5
6,4
3,3
2,6
5,2
3,8
6
7,0
20,0
24,4
18,5
19,7
20,6
22,6
Примечание: то же, что и в табл. 4.10.
В.С. Соболев с соавторами (1972) описали зональный гранат из трубки
Мир. Ядро кристалла характеризуется повышенным содержанием Cr2O3, Al2O3
239
и MgO и приближается к гранатам лерцолитового парагенезиса с низким
содержанием CaO. К внешней зоне понижается роль названных выше окислов,
и повышается содержание CaO, FeO и TiO2, т.е. гранат уже отвечает
верлитовому парагенезису. Кристаллизация зонального граната, по мнению
авторов, дает представление о последовательности формирования его
в кимберлитовом расплаве и отражает эволюцию этого расплава в какой-то
определенный этап (рис. 4.14).
Серию зональных гранатов из ряда других трубок (Сытыканская,
смежная, Дальняя, Зарница, Удачная-Западная, Заполярная) описала
Н.В. Тронева с соавторами (1979). Здесь также наблюдается уменьшение
содержания Cr от центра к периферии граната. В этом направлении возрастает
количество Ti, Fe и Ca.
Рис. 4.14. Содержание TiO2 и CaO в гранатах кимберлитовых пород: 1 – составы
зональных гранатов. Линией соединены составы отдельных зон граната. Обр. М-49 по
B.C. Соболеву и др. (1972), 2 – гранаты из хромит-пироксен-гранатовых микросростков,
3 – гранаты, включенные в макрокристаллы оливина, 4 – гранаты, включенные
в мегакристаллы оливина, 5 – гранаты, включенные в алмазы, 6 – гранаты-сростки
с алмазами (пироп-альмандиновые), по Н.В. Соболеву (1974).
А.А. Маракушев с соавторами (1981) подобный факт рассматривает как
кристаллизацию при восходящем движении ультраосновных магм, частичная
раскристаллизация которых происходит в глубинах мантии. Внутренние зоны
зональных кристаллов граната соответствуют высоким температурам
240
и давлению ранней кристаллизации минерала. Различие в степени окисления
железа в гранатах различного типа: от дунитового к верлитовому
свидетельствует об изменении окислительно-восстановительной обстановки
в сторону усиления окислительного потенциала.
Широкая вариация Mg/Fe в гранатах различных тел рассматривается
рядом исследователей, как отражение изменяющихся условий кристаллизации
кимберлитового расплава. Различие состава является следствием
фракционной кристаллизации граната на различных глубинах (Reid, Hanor,
1970). Наиболее ранними образуются высокохромистые малокальциевые
гранаты, сменяющиеся в дальнейшем на бесхромистые и более кальциевые,
отличающиеся повышенной железистостью и высоким содержанием титана.
Хромшпинелиды
В изменении состава хромшпинелидов из кимберлитов четко
выделяются две основные тенденции: 1 – переменное взаимосвязанное
содержание Al2O3 и Cr2O3 при низкой постоянной примеси Fe2O3 и низком
содержании TiO2; 2 – низкое содержание Al2O3 наряду с переменным
содержанием Cr2O3, Fe2O3 и TiO2 (Соболев, 1974). Хромиты, установленные
в ассоциации с алмазами, характеризуются, как правило, высокими
содержаниями Cr2O3 и низкими Al2O, TiO2 и Fe2O3. Однако в последние годы
описаны хромиты, включенные в алмазы из трубок Мир, Интернациональная,
Спутник с исключительно высоким содержанием TiO2, достигающим 1,96%
(Буланова и др., 1981). В составе связующей массы кимберлита
Н.В. Соболевым (1974) описан хромит с содержанием TiO2, равным 6,5%.
Исключительно высокое содержание TiO2 (23,7; 35,10; 32,77%) установлено
в титановом хромите, образующем дисперсную фазу в гетерогенных гранулах
гейкилоильменита из трубки Зимняя (Розова и др., 1979). Ранее сообщалось
о твердом растворе хромовой шпинели с содержанием TiO2 23% в ильмените
из кимберлитовой трубки Премьер (Danchin, Orey, 1972). Высокая примесь
TiO2 в хромшпинелидах из кимберлитовых пород сопоставима лишь
с некоторыми шпинелидами (TiO2 от 17,40 до 23,58%), обнаруженными
в лунных базальтах (Haggerty e.a., 1970).
Существенная примесь TiO2 установлена в хромшпинелидах,
включенных в зональный гранат из трубки Мир. Характерной особенностью
хромшпинелидов является высокое содержание магнетитового компонента
(до 24% мол.) при низком содержании Al2O3 и Cr2O3 (Соболев и др., 1975).
Высокие значения магнетитового компонента (от 48 до 62% – суммарного Fe),
наряду с заметной примесью TiO2 установлены в хромшпинелидах из трубки
Юбилейная. Интересно, что это обусловило высокую магнитность зерен
хромшпинелидов (Никишов и др., 1979) (рис. 4.15).
241
Рис. 4.15. Содержание TiO2 и Cr2O3 в хромшпинелидах кимберлитовых пород: 1 –
включения в зональных гранатах (а – ядро, б – периферия зонального кристалла), 2 – из
хромит-пироксен-гранатовых сростков, 3 – включения в макрокристаллах оливина, 4 –
включения в микрокристаллах оливина, 5 – включения в алмазах, 6 – сростки с алмазами
(1 – первая и 2 – вторая генерация). 1,2,5,6 – по Н.В Соболеву (1974).
Природные хромшпинелиды представляют собой сложные окислы типа
Mg , Fe2+ (Cr3+, Al3+, Fe3+)2O4 и являются изоморфными сериями твердых
растворов магнезиальных и железистых членов: шпинели, хромита
и магнетита. В маложелезистых разностях серии шпинель – хромит
в основном проявлен изоморфизм между Cr3+ и Al3+. При переходе к хромитам,
богатым окисным железом, возрастание роли Fe3+ ведет к уменьшению
содержания Cr3+ при почти неизменном количестве Al3+, т.е. изоморфизм здесь
проявлен в основном между Cr3+ и Fe3+ (Ракчеев и др., 1972). Примесь Ti имеет
тенденцию связи с содержанием Fe3+. Как показали исследования
Н.В. Соболева и др. (1975), присутствие TiO2 вплоть до значительных
содержаний отмечается в хромшпинелидах из кимберлитовых пород уже при
относительно низкой железистости. Предполагается, что Ti входит в состав
магнезиального аналога ульвошпинели Mg2TiO4, не обнаруженный в природе
в чистом виде, но являющийся устойчивой фазой в системе в широком
интервале давлений.
Состав
хромшпинелидов
отражает
изменяющиеся
условия
кристаллизации минерала в кимберлитовом расплаве, определяемые
температурой, давлением окислительным потенциалом системы. На ранних
стадиях это составы с высоким содержанием Cr2O3 и Al2O3. На более поздних
стадиях, в условиях повышения окислительного потенциала кислорода,
возрастает роль Fe2O3 и TiO2.
242
2+
Пироксены3
Распространенность ортопироксена в ассоциации с алмазами из
различных кимберлитовых провинций мира неодинакова. Имеющиеся данные
показывают, что в якутских алмазах энстатит редок (Ефимова, Соболев, 1977).
Однако в африканских алмазах энстатит является одним из ведущих
минералов (Harris, Gurney, 1979), составляя до 30-40% включений.
Содержание энстатитового компонента в ортопироксенах из алмазов Якутии,
Южной Африки и Бразилии составляет в среднем соответственно: 92,9; 92,8;
92,7. Общей особенностью, отличающей ортопироксены из алмазов от
ортопироксенов из ксенолитов ультраосновных пород, являются низкие, за
редким исключением, содержания Al2O3, Cr2O3, CaO, Na2O. Ортопироксены из
алмазов Якутии выделяются содержанием TiO2 (х=0,05%), тогда как
в ортопироксенах из алмазов других провинций содержание TiO2 ниже
чувствительности анализа.
Клинопироксены являются обычными, хотя и не очень широко
распространенными минералами в ассоциации с алмазами. Количество их
чаще всего составляет первые проценты всего количества включений
в алмазах. В кимберлитовых трубках, где широко распространены алмазы
эклогитового парагенезиса, доля клинопироксенов среди включений
повышена.
Включения клинопироксенов из алмазов Якутии ультраосновного
парагенезиса представлены хромдиопсидами (20 анализов) с содержанием
диопсидовой молекулы 61,7-83,8%. Постоянно присутствует небольшое
количество энстатитового компонента (4,0-11,4%), чем обусловлены
сравнительно высокие значения отношения Ca/Ca+Mg этих хромдиопсидов –
0,457-0,486. Включения субкальциевых диопсидов в алмазах из трубок Якутии
неизвестны. Содержание Cr2O3 в хромдиопсидах составляет 0,67-4,00%.
Примесь жадеитового компонента составляет 2,4-13,7%, юриитового –
2,0-11,5%. Содержание железа в клинопироксенах невелико: величина
отношения Fe/Fe+Ca+Mg 0,018-0,045. Содержание TiO2 – 0,02-0,58%
(Соболев, 1974).
Клинопироксены эклогитового парагенезиса являются омфацитами,
содержащими 26,4-46,3% жадеита, 21,3-38,9% диопсида, 13,6-25,1%
геденбергита (из 10 анализов). Акмитовый компонент (1,7-4,7%) присутствует
в 6 анализах. Указанные клинопироксены характеризуются сравнительно
высоким содержанием энстатитового компонента – 5,1-21,8%.
Пироксены в кимберлитовых породах встречаются редко.
Клинопироксен основной массы кимберлитов обычно более железистый, чем
в ксенолитах ультраосновных пород и относится к диопсид-геденбергиту
(Никишов, 1984). Вопросы кристаллизации пироксенов в кимберлитах
требуют еще своего решения.
3
Раздел «Пироксены» написан с использованием данных А.Ф. Сафронова с соавторами (1983 г.)
243
Остаточный расплав, представляющий собой высококарбонатную
систему, обогащается Ti и Fe и рядом халькофильных элементов. В пользу
направленного обогащения Ti указывает широкая кристаллизация перовскита
на поздних стадиях. Весьма интересной является находка армолколита
(FeMg)Ti2O5 образующего скелетные кристаллы, заключенные в шлаковидное
образование в кимберлитовых породах трубки Удачная-Западная.
В ассоциации с армолколитом обнаружено самородное железо. Подобный
минерал, соответствующий чистому железистому члену серии твердых
растворов FeTi2O5 – MgTi2O5 – ферропсевдобрукиту, был обнаружен
в качестве включения в алмазе (Шестакова и др., 1981). Отмечается сходство
ферропсевдобрукита с включением ильменита из алмаза (Meyer, Tsai, 1976) по
примесям Mn, Mg и Ca, что, вероятно, свидетельствует о сходной
геохимической среде их образования. Армолколит описан в кимберлитовых
породах Куонамского поля (Евдокимов и др., 1981) Южной Африки (Haggerty,
1975) совместно с другими экзотическими и химически изменчивыми
окислами Ti, Cr и Fe. Впервые этот минерал был обнаружен в лунных
образцах. Скелетные кристаллы, наблюдаемые в кимберлитах, возможно,
свидетельствуют о том, что охлаждение и кристаллизация вещества
происходили очень быстро.
Кристаллизующиеся минералы при определенных условиях становятся
неравновесными с кимберлитовой магмой. Наиболее значительный процесс
серпентинизации
оливина
рассмотрен
специально.
Реакционное
взаимодействие остаточного кимберлитового расплава с ильменитом,
реализующееся довольно редко, протекает с образованием сфена, перовскита
и структур распада гематита.
Образование сфена и перовскита протекает по реакциям:
(MgFe)TiO3 + CaCO3 → CaTiO3+CO2+(MgFe)O
CaTiO3 + SiO2 → CaTiSiO5
(MgFe)TiO3Fe2O3+CaCO3 → CaTiO3+CO2+(MgFe)Fe2O4
(1)
(2)
(3)
Последняя реакция объясняет в некоторой степени появление магнетита
в этой ассоциации, образующегося, соединяясь с избыточным Fe2O3 при
изменении ильменита. Магнетит при этом с повышенной примесью магния.
Необходимое присутствие свободной SiO2 для образования сфена реализуется
при серпентинизации оливина.
Реакционное взаимодействие остаточного расплава с минералами
выражается еще в келифитизации гранатов, серпентинизации оливина и,
вероятно, существуют еще пока остающиеся без внимания исследователей
процессы.
Реакция келифитизации граната в условиях понижения давления, но еще
при достаточно высоких температурах протекает по общей схеме: гранат +
оливин = пироксен + шпинель (хромшпинель). В зависимости от условий
состав келифитовых кайм будет различным. При сравнительно невысоких
244
давлениях (<15 кбар) и при малой активности щелочей и воды, реакции
с образованием кайм пироксен-хромшпинелидового состава имеют место
в довольно широком интервале температур. В среде с повышенной
активностью щелочей и воды продуктом реакции будут слюды – флогопит
(биотит). Возможно образование чисто пироксеновых или амфиболовых кайм.
Общей закономерностью при келифитизации граната является снижение
концентраций Si и Al и повышение Ti и Fe (Тронева и др., 1979). Наложенные
поздние процессы могут в значительной мере преобразовать состав
келифитовых оболочек (Илупин и др., 1969).
Таким образом, глубинный этап минералообразования кимберлитов
условно может быть разделен на две стадии, отражающиеся в эволюционном
развитии
минеральной
ассоциации:
ранняя,
характеризующаяся
кристаллизацией ассоциации минералов с повышенной магнезиальностью,
хромистостью и малокальциевым составом (магнезиальный оливин,
высокохромистый и малокальциевый гранат, хромшпинелиды с высоким
содержанием Cr2O3 и Al2O3).
Относительно
поздняя
стадия
характеризуется
повышением
железистости минералов, содержания Ti и понижением хромистости.
Наиболее отчетливо эта смена составов прослеживается на зональных
кристаллах оливина граната, ильменита и флогопита. Состав включений
в отдельных минералах кимберлитов также четко коррелирует с составом
минерала-хозяина. Как установлено для оливина: в наиболее магнезиальных
разностях находятся высокохромистые и малокальциевые гранаты,
хромшпинелиды, энстатиты и сульфиды. В более железистых разностях
оливина наиболее распространенными минеральными включениями
оказались хромдиопсид, железистые и высокотитанистые гранаты, ильменит
и флогопит (Костровицкий и др., 1983).
Смена парагенезисов минералов в кимберлитовом расплаве
подтверждает изменяющиеся условия кристаллизации и одним из факторов
является понижение температуры. Широкий интервал температур
кристаллизации вполне возможен для отдельного магматического очага,
обогащающегося летучими компонентами по мере кристаллизации
минералов. Образование их из единой первичной магмы, а не смешением
расплавов различного состава, сосуществующих на глубине, подтверждается
в ряде случаев сходством бедных хромом серий минералов из определенных
кимберлитовых тел по химическому составу. Кроме того, применяя значения
P-T, вычисленные по ассоциации клинопироксен + ортопироксен + гранат,
Д.Д. Герни с соавторами (Gurney e.a., 1979) не выявили различий в давлении
образования оптически гомогенных кристаллов, несмотря на широкие
вариации температур образования для большой серии из кимберлитовой
трубки Монастери (Южная Африка) (Harte, Gurney, 1981). Ф. Бойд
и П. Никсон (Boyd, Nixon, 1975) показали, что значения давлений для
мегакристаллов из различных кимберлитов Лесото (Африка) колеблются
245
в очень узком диапазоне при широком диапазоне температур по сравнению
с ожидаемыми мантийными геотермами.
Таким образом, логично допустить, что кристаллизация минералов
различных парагенезисов протекает в изобарических условиях при
понижающейся температуре. Этот процесс протекает в магматическом
расплаве в условиях продолжающейся кристаллизации минералов.
Субвулканический этап
Субвулканический этап минералообразования, по-существу, охватывает
кристаллизацию минералов кимберлита в коровых условиях. К ней
приурочены два важнейших процесса в последующем определяющие во
многом состав кимберлитовых пород: первый – это начало метасоматического
преобразования оливина – серпентинизации и второй – кристаллизация
карбонатов.
Серпентинизация оливина и вертикальная зональность
кимберлитовых тел
Серпентинизация – основной метасоматический процесс, широко
проявившийся и породах, заполняющих кимберлитовые тела на доступных
наблюдению уровнях. Серпентином сложены псевдоморфозы по оливину,
а также основная масса кимберлитов. Кроме того, процессу серпентинизации
подвергнуты разнообразные ксенолиты ультрабазитов в кимберлитовых
породах.
Большинство исследователей рассматривает процесс серпентинизации
кимберлитов как автометаморфический, обусловленный присутствием
большого количества летучих, прежде всего воды.
Изучение серпентинизации гипербазитов и эксперименты показывают,
что этот процесс способен протекать при температурах, не превышающих
верхнюю температурную границу стабильности серпентина (500°) и при
любых давлениях воды вплоть до 33 кбар для магнезиальных ассоциаций. Для
магнезиально-железистых составов процесс серпентинизации идет при
температуре ниже 400-300°C. Теоретически нижнего предела температуры
серпентинизации не существует, но фактически она осуществляется при
температуре не ниже 200-250°, а в альпинотипных гипербазитах – не ниже
350°C.
Основная реакция, но которой протекает процесс серпентинизации
дунитов:
2Mg2SiO4+3H2O → Mg3Si2O5 (OH)4 + Mg(OH)2
(1).
Появление здесь брусита совместно с серпентином подтверждено
детальными исследованиями.
В экспериментах при высоких давлениях паров воды в условиях
привноса SiO2 серпентинизация перидотитов может протекать и при более
высоких температурах (600°), чистый оливин в этих условиях не
246
серпентинизируется.
Термодинамические
расчеты
свидетельствуют
о возможности образования в этом случае еще и талька по реакции:
Mg2SiO4+3H2O+3SiO2 → Mg3Si2O5(OH)4+Mg3Si4O10(OH)2
(2)
Однако совместного присутствия серпентина, талька и брусита
в серпентинизированных породах не установлено. Это свидетельствует о том,
что одновременное присутствие талька и брусита невозможно. Действительно,
но термодинамическим расчетам эта ассоциация является неустойчивой
и в дальнейшем тальк и брусит реагируют между собой, образуя серпентин.
В серпентинах может оказаться только один из них как избыточный
компонент этой реакции (Пугин, Хитаров, 1978).
Процесс серпентинизации по реакциям (1) и (2) должен протекать
с увеличением объема. Особенно значительное увеличение объема имеем
место в условиях привноса SiO2. Однако полевые наблюдения в ряде случаев
противоречат этому. Отсюда возникло предположение, что серпентинизация
происходит в процессе непрерывного тектонического перемещения
серпентинизирующей массы, объясняющее отсутствие макропризнаков,
характеризующих увеличение объема серпентинитов.
Детальными исследованиями, процесса серпентинизации ультрабазитов
Урала обнаружено изменение объема серпентинизированных пород,
выразившееся в увеличении в несколько раз размера зерен
серпентинизированного оливина, появление будинажа и растяжение ранних
жилок, сложенных хризотилом. Характер всех этих изменений находится
в прямой зависимости от степени серпентинизации и довольно точно
коррелируется с крупностью зерен серпентинизированного оливина.
В процессе региональной серпентинизации, протекающей с обязательным
увеличением объема породы. Mg Fe и Si остаются инертными и отношение
RO:SiO2 для исходных ультрабазитов и возникших по ним серпентинитов –
величиной постоянной. Для дунитов она равна 1,9-2,2, а для перидотитов 1,41,8. При этом сохранение отношения свидетельствует, что одновременно
с серпентином должен возникать магниевый минерал брусит (немалит).
В случае локальной серпентинизации с образованием аподунитовых
жильных серпентинитов величина отношения RO:SiO2 приближается
к таковой для чистого серпентина (1,5) без примеси брусита, что должно
сопровождаться выносом избыточной части компонентов в условиях
постоянного объема серпентинизированного оливина и породы. Элементы
выносятся в данном случае в подвижный серпентинизирующий раствор,
перемещающийся по относительно крупным тектоническим трещинам. Это
свидетельствует об интенсивном взаимодействии растворов с породами,
сопровождавшемся привносом и выносом вещества.
Таким образом, процесс серпентинизации может протекать
изохимически и аллохимически. Оба способа развиты достаточно широко,
247
и задача исследователей состоит в том, чтобы оценить геологическое значение
каждого.
Большинство исследователей указывают на изохимический характер
процесса серпентинизации в кимберлитах, сопровождающийся значительным
увеличением объема твердой породы. При содержании в кимберлитах 45%
оливина прирост объема достигает 13,5%. Увеличением объема кимберлита
в некоторых случаях объясняют явления задира пластов вмещающих пород на
контакте с кимберлитами, образование "шрамов" и зеркал скольжения,
развитых как внутри кимберлитовых тел, так и на контактах их с вмещающими
породами.
Вместе с тем, исследователи вынуждены констатировать отсутствие
в кимберлитах динамического воздействия породообразующих минералов
друг на друга, явлений разрыва и будинажа, столь часто наблюдаемых
в ультрабазитах и вызванных увеличением объема пород при
серпентинизации. В.А. Милашев (1963) считает, что одним из важнейших
показателей расширения кимберлитов при серпентинизации должно стать
растрескивание кристаллов оливина. Однако при изучении частично
серпентинизированных кимберлитов из большого числа тел растрескивания
кристаллов оливина не наблюдалось. Об этом же свидетельствует
гониометрические исследования серпентиновых псевдоморфоз по оливину
второй группы с четкой кристаллографической огранкой из кимберлитовых
пород трубки Удачная, указывающие на отсутствие изменения элементов
симметрии и углов между нормалями к граням в псевдоморфозах, т.е. при
процессе серпентинизации кимберлитов происходило замещение без
изменения объема.
Кроме того, проведенное систематическое измерение и сравнение
размеров зерен оливина и серпентиновых псевдоморфоз но оливину
показывает, что средние размеры зерен в породах западного тела трубки
Удачная, где степень серпентинизации оливина достигает 100%, меньше
(X=1,28 мм, пределы колебаний 0,11-8,0 мм), чем размеры зерен
неизмененного оливина восточного тела (X=1,47 мм, пределы колебаний 0,128,0 мм). Измерялись зерна с ясно выраженной удлиненной формой. т.е.
в разрезах, параллельных плоскостям (100) и (010). Таким образом, можно
с уверенностью отметить, что замещение оливина происходило без изменения
объема.
Тем не менее, некоторое увеличение объема кимберлитовых пород,
отмеченное в верхних горизонтах трубок для африканских кимберлитов
и А.А. Лебедевым (1964) для кимберлитов Якутии, вызвано, по мнению этого
автора, перекристаллизацией уже серпентинизированных кимберлитов.
В серпентинизированных разностях кимберлитовых пород серпентин
представлен двумя полиморфными модификациями – лизардитом
и хризотилом. Третья разновидность серпентина антигорит, являющаяся, посуществу, фазой другого состава, с более высоким содержанием SiO2 и более
низким MgO и H2O+, в кимберлитах не обнаружена (Корнилова и др., 1981)
248
Экспериментами установлено, что при преобразовании оливина
непосредственно по нему развиваются антигорит и лизардит. Анализ
устойчивости модификаций серпентина переменной железистости
показывает, что антигорит имеет наибольший интервал изоморфизма магния
и железа и наиболее широкое поле устойчивости. Лизардит развит
в ограниченном интервале условий и при низких температурах распадается на
ассоциацию антигорит-хризотил. Ранний серпентин обычно представлен
лизардитом. Отсюда допускается, что среди других минералов серпентина
лизардит – минерал повышенных давлений.
Отсюда вполне понятным становится замещение оливина кимберлитов
лизардитом, протекающее в дотрубочную стадию их формирования,
в условиях сохраняющегося высокого давления системы. Характер среды
кристаллизации серпентина, возможно, отвечал нейтральному или
слабокислому. Кристаллизация хризотила связана с дальнейшим
преобразованием лизардита на более поздних стадиях.
Серпентин, развивающийся по крупным порфировым выделениям
оливина в автолитовых кимберлитовых брекчиях, представлен смесью
хризотила (клинохризотила) и лизардита в различных соотношениях.
В кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента псевдоморфозы по
оливину выполнены лизардитом и хризотилом, находящихся примерно
в равных количественных соотношениях или только лизардитом. Серпентин
основной массы кимберлитовых брекчий в массивной текстурой цемента
представлен лизардитом, рассматривающимся в качестве самостоятельной
фазы, кристаллизующейся в позднемагматической стадии. В автолитовых
кимберлитовых брекчиях основная масса имеет хризотил – лизардитовый
состав.
Аналогичную
зависимость
имеет
состав
серпентина
в
серпентинизированных
ксенолитах
ультраосновных
пород.
В кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента трубки УдачнаяВосточная серпентин включений представлен лизардитом. В автолитовых
кимберлитовых брекчиях трубки Удачная-Западная – смесью хризотила
и лизардита.
Идентичным составу серпентина включений серпентинитов из
кимберлитов, по данным дифракционных характеристик и электронной
микроскопии, оказался состав игольчатых включений серпентина,
обнаруженных во вкрапленниках оливина трубки Удачная-Восточная
(Маршинцев и др., 1984). Это позволяет допускать, что процесс
серпентинизации протекает в сходных условиях.
Исследование методом Rb-Sr-изотопии ксенолитов ультрабазитов,
выполненное А.И. Зайцевым с соавторами (1981) показывает, что образцы из
трубки Удачная объединяются в две группы с хорошей положительной
корреляционной зависимостью. Расчет параметров изохрон для первой
группы, образованной серпентинитами, дает изохронный возраст 863±45 млн.
лет с первичным отношением 87Sr/86Sr равным 0,7083±0,0003 (1б) и для второй,
249
представленной
образцами
серпентинизированных
ультрабазитов,
соответственно 1203±66 млн. лет и 0,7010±0,0005 (1б). Породы первой группы
содержат от 8,72 до 12,63% H2O, породы второй группы – от 0,58 до 5,4% H2O.
Эти результаты Rb-Sr анализа в различной степени серпентинизированных
включений позволяют сделать вывод о характере влияния процесса
серпентинизации на изменение Rb-Sr систем исходных пород. Можно
констатировать, что при сильной степени серпентинизации (содержании
серпентина от 50 до 100%) в них повышается величина первичного отношения
87
Rb/86Sr, что хорошо согласуется с данными М. Фентона и Г. Фора (1969) для
серпентинизированных образцов из комплекса Стилуотер. Следует отметить,
что величина отношения 87Rb/86Sr в серпентинитах из трубки Удачная
несколько ниже, чем в слабосерпентинизированных ультрабазитах, что может
косвенно свидетельствовать о возможном перераспределении Rb и Sr в породе
при их серпентинизации. Для первых характерно несколько пониженное, по
87
сравнению
со
слабоизмененными
образцами,
содержание
Rb
-6
-6
(соответственно 1,2218×10 и 1,4467×10 г/г). Хорошая линейная корреляция
87
Sr/86Sr и 87Rb/86Sr в обеих группах образцов указывает на хорошую
гомогенность изотопного состава и позволяет считать, что полученные цифры
изохронного возраста отвечают времени проявления конкретных
геологический событий: возраст образования ультрабазитов 1203 млн. лет
и время их серпентинизации – 863 млн. лет. Возраст формирования трубки
Удачная, по данным Н.Н. Сарсадских с соавторами (1966), равен 350±15 млн.
лет, для сравнения: Rb-Sr возраст серпентинитов в кимберлитовой трубке
Юбилейная равен 741±32 млн лет. Возраст кимберлитов с различной
текстурой совпадает с возрастом флогопита из основной массы и равен 360
млн. лет (Зайцев и др 1981).
Полученные цифры для ультрабазитов, возможно, отражают возраст
магматитов (приблизительно, верхний рифей), серпентинизация которых
изменяет изохромы Sr в сторону омоложения. Важным в этой информации
является наличие разрыва между возрастом серпентинитов и внедрением
трубок, в определенной мере подтверждающего глубинную серпентинизацию
включений ультраосновных пород.
Как отмечено выше, изохимический ход процесса серпентинизации
сопровождается появлением породообразующего брусита, количество
которого, очевидно, должно быть пропорционально количеству
высвобождающегося магния.
Достоверный случай находки брусита в кимберлитовых породах трубки
Новинка, описан А.Д. Харькивым (1961) и А.А. Лебедевым (1962). Брусит,
в виде системы параллельно ветвящихся прожилков поперечно-волокнистого
строения, образует маломощную зону (1 м), вскрытую шурфом
в приконтактовой части тела. Минерал подтвержден химическими анализами,
железистость его колеблется от 0,56 до 3,93%. По мнению А.А. Лебедева,
отложение брусита, вероятнее всего, произошло из гелеподобного вещества,
250
переносимого гидротермальными растворами в раннюю постмагматическую
стадию.
Позднее при изучении кимберлитовых пород трубки Удачная мы
отметили присутствие в них брусита. В западном теле – это секущие
параллельные прожилки поперечно-волокнистого строения мощностью от 0,1
до 2,5-3,0 см, образующие на глубине 180 м небольшую зону шириной от 3,5
до 7 см.
В трубке Удачная-Восточная в ее близповерхностной области, и юговосточной части тела, наблюдались участки кимберлитовой породы,
интенсивно пропитанной бруситом. По всей вероятности, это зона
бруситизации, размеры которой установить не удалось. В крупных глыбах
наблюдается серия параллельных также поперечно-волокнистых прожилков
мощностью от долей до 1-1,5 мм. Фиксируются переходы от сравнительно
редких прожилков, через участки из интенсивного сгущения, к породам
существенно бруситового состава, в которой сохранились линзовидные
(в 1-2 мм) реликты сохранившегося кимберлита. Отчетливо видно огибание
прожилками брусита крупных зерен несерпентинизированного оливина:
мелкие зерна оливина заключаются без какого-либо изменения в брусите. То
же самое можно отметить и для флогопита, мелких рудных минералов. Под
микроскопом видно, как тонкие прожилки брусита рассекают зерна оливина:
частично замещенные серпентином монокристаллы оливина, как правило,
пойкилитически заключены в брусите. В сохранившихся участках кимберлита
серпентин и карбонат основной массы также не несут следов изменения. Эти
данные доказывают, это бруситовая минерализация – это поздний
наложенный процесс. Таким образом, серпентинизация оливина кимберлитов
не сопровождается образованием брусита и этот процесс протекает
аллохимически, при последнем девять элементарных ячеек оливина
замешаются четырьмя ячейками слоистого силиката:
[9Mg8Si4O16] → [4Mg12Si8O20(OH)16]
Отсюда видно, что значительная часть двухвалентных катионов и часть
кремния должны быть вынесены. Рассмотрим реакцию серпентинизации
оливина кимберлитов согласно этой пропорции. Для расчетов приняты
следующие величины: средняя железистость оливина 9 мол. % (плотность
3,40 г/см3), а псевдоморфоз серпентина по оливину – 3 мол. % с плотностью
2,61 г/см3 (Алмазные месторождения Якутии, 1959).
2,42 {Mg1,82Fe0,18Si4}+2,52H2O → {Mg2,80Fe0,09Si2O5(OH)4}
354 г 104 см3
45 г
277 г
106 см3
0,52H2O+1,60MgO+0,35FeO+0,42SiO2
64 г
25 г
25 г
251
Объемы твердых продуктов левой и правой частей реакции с учетом
погрешностей примерны равны. Произведя несложные расчеты, легко
убедиться, что выносимые при серпентинизации окислы составят: MgO –
18 вес. %, FeO и SiO2 – по 7 вес. %. Для полной серпентинизации оливина,
согласно этой реакции, потребуется около 13 вес. % воды. Отношение RO:SiO2
в кимберлитовых породах с полной серпентинизацией оливина и разностям
с частичным и отсутствием изменения оливина, прослеженное на примере
трубки Удачная не меняется – 1,5–1,6.
Выносимые при серпентинизации оливина избыточные компоненты
будут обогащать межзерновую жидкость. Несмотря на то, что выносится
большое количество магния, ни брусит, ни магнезит все же не образуются. Для
брусита это, по-видимому, связано с тем, во-первых, что реакция
серпентинизация происходит в системе твердое вещество жидкость
(кристаллы оливина + расплав). Брусит входит в структуру серпентина в виде
"бруситового слоя", обуславливая в нем избыточное содержание воды, вовторых, с высоким содержанием в остаточной жидкости SiO2 и с количеством
флогопита в меностазисе. Флогопит содержит избыток кремнезема
и недостаток магния по сравнению с формулой хлорита, что определяет, какая
часть высвобожденного при серпентинизации оливина окиси магния будет
израсходована на синтез серпентина в мезостазисе и сколько ее еще останется
для образования брусита (Мальков, 1971).
Пересчет на минеральные компоненты состава основной массы
кимберлита показывает, что в мезостазисе кимберлита содержится избыток
кремнекислоты и большое количество флогопита.
Если принять углекислый характер состава серпентинизирующих
растворов, то магнезит должен образоваться в кимберлитах, наряду
с гидромагнезитом.
Железо, высвобожденное при серпентинизации оливина, помимо того,
что входит в решетку серпентина, выделяется в виде магнетита, образующего
мелкую вкрапленность в связующей массе или каймы вокруг псевдоморфоз
серпентина по оливину. Часть железа может фиксироваться также
и в карбидной форме – когените, который в последующем окисляется
с выделением углерода в форме графита. Последний часто обнаруживается
в кимберлитах.
Остаточная жидкость, обогащенная избыточными компонентами,
образовавшимися при серпентинизации оливина, в конечном итоге будет
содержать все необходимые компоненты для образование серпентина:
1,49MgO+0,12Fe3O4+SiO2+H2O → 1/2{Mg2,98Fe0,02Si2O5(OH)4}+0,11Fe3O4
Это позволяет объяснить происхождение серпентина основной массы
кимберлита без привлечения, как это делается некоторыми исследователями,
исходного ультраосновною стекла или какого-нибудь гипотетического
минерала, позднее преобразованных в серпентин. В действительности
252
основная масса кимберлита чаще всего сложена серпентин-карбонатной
крипто- и мелкозернистой массой с различным соотношением минералов.
С уменьшением степени серпентинизации оливина логичнее ожидать
уменьшения количества серпентина в основной массе.
При изучении кимберлитовых пород глубоких горизонтов трубки
Удачная-Восточная,
соответствующих
уровням
не
затронутых
серпентинизацией вкрапленников оливина, мы отметили, что цементирующие
минералы-вкрапленники основная масса сложена кальцитом. Вполне
возможно, что он и является исходным для основной массы кимберлитов.
Одним из возможных путей реализации избыточных компонентов
серпентинизации оливина является кристаллизация пироаурита – шегренита –
магнезиально-железистого гидрат-карбоната 8[(Mg0,7Fe0,3)(ОH2)]CO3H2O
обычно присутствующего в тесной ассоциации с серпентином в виде
лейстовидно-волокнистых агрегатов и слагающего от 14 до 40% состава
основной массы кимберлитов, минерал формирует маломощные прожилки
и мелкие жеоды. Обнаруживаемый в породах многих трубок Якутии, он
характеризуется подчас как породообразующий минерал (Зинчук и др., 1982).
Кристаллизация пироаурита – шегренита, судя по характеру минеральных
выделений, происходит на поздних стадиях кристаллизации минералов
основной массы кимберлитов, в условиях присутствия CO2.
Экспериментальные и теоретические построения свидетельствуют об
очень малом содержании воды на уровнях зарождения ультраосновных
расплавов, что обусловливает малые объемы выплавок, в частности,
небольшие количества кимберлитовых магм (Лутц, 1975).
В несерпентинизированных разностях кимберлитов содержание воды не
превышает 2-3 вес. %, что, вероятно, приближается к истинному его значению
для этих пород. Отсюда рассмотрение серпентинизации вкрапленников
оливина кимберлитов как процесса, протекающего на глубине, требует
дополнительного привноса воды.
Образование воды при окислении водорода и метана в ультраосновных
породах, как источника серпентинизирующих растворов, обсуждается
В.В. Велинским (1978). Водород и метан являются главными компонентами
газов ультраосновных пород: в серпентинитах количество их закономерно
уменьшается.
Состав газов в породах несерпентинизированных разностей
кимберлитов трубки Удачная-Восточная, характеризующейся наиболее
интенсивным газопроявлением, существенно водород-метановый. Так как
рассматриваемые породы исключительно плотные, то захороненные в них
газы могут рассматриваться как сингенетичные. Изотопный состав углерода
метана спонтанного выделения из этих пород колеблется от -2,04 до -2,44
и свидетельствует об эндогенной его природе.
В серпентинизированных породах состав газа уже иной. В породах
трубки Удачная-Западная содержания водорода в составе газов колеблется от
253
0,0 до 0,15% и только на глубине 740-750 м несколько повышается до 0,86%
(Лутц, 1975).
Образование достаточного для серпентинизации оливина количества
волы (13%) следует рассматривать как результат реакции окисления водорода
газовой составляющей кимберлитов, регулирующие фугитивностью
кислорода и температурной среды.
В равновесных условиях с увеличением температуры количество H2
и СО увеличивается, а H2O, CO2, CH4 уменьшается. Увеличение давления
повышает содержание водорода, метана, углекислоты и уменьшает воды
и кислорода. Изменение газово-флюидного режима мантии характеризуется
уменьшением с глубиной окислительного потенциала кислорода, отношение
воды и водорода сдвигается в сторону водорода и в целом возрастания
восстановленных форм газов.
Условия, при которых начинается химическое взаимодействие водорода
и кислорода в недрах земли, В.В. Велинский (1978), исходя из температурных
условий диссоциации воды, ограничивает изотермой 650°C, т.е. глубинами 2025 км при условии равенства теплового потока в океанах и континентах.
Л.Л. Перчук и И.В. Лаврентьева (1977), основываясь на присутствии
воды в анализах газов из алмазов, считают, что под платформой окисление
газово-флюидной фазы происходит на больших глубинах, в верхней мантии.
Возможны серии равновесных реакций (H2+0,5O2=H2O; С+0,5O2=СО;
С+2H2=СН4 и др.), формирующие промежуточные компоненты, и более
сложные: H2–CO2=H2O–СО – известная реакция вода – газ: 4H2+CO2 →
CH4+2H2O – реакция Жиардини-Салотти, протекающая при высоких
давлениях (Меlton, Giardini, 1974).
Данные изотопных исследований кислорода и водорода в серпентинах
и ряде других минералов послужили основанием для гипотезы, допускающей
участие в серпентинизации оливина кимберлитов, в качестве основной фазы –
воды метеорного происхождения. Температурный интервал процесса
серпентинизации, оцененный по величине ∆D для кимберлитов Южной
Африки от 50-200°C до 400°C (Sheppard, Dawson, 1974), Якутии – 95-300°C
(Устинов, Уханов, Гриненко, 1982) (табл. 4.12).
Таблица 4.12
Изотопный состав кислорода и водорода в минералах кимберлитов
(Устинов и др., 1982)
δ18O, % (SMOW)
№ обр.
1
2
3
4
5
Кальцит
серпентин
Н.О.
+ 19,7
+ 15,8
Н.О.
Н.О.
+7,5
+ 10,0
+7,4
+6,6
+4,9
δD, %
(SMOW)
НО.
НО.
-185
-165
-180
Раствор
серпентинизации при
данной Т
∆ 018
кальцит
серпентин
+9,7
+8,4
254
Т°C
δ18O, %
δ18D, %
95
135
275
+3,5
+3,4
-140
6
7
+3,7
+4,7
-165
-160
275
300
+3,2
+4,5
Несомненно, магматическое происхождение признается только для
воды, заключенной в мегакристаллах флогопита. Наиболее убедительно
доказывают метеорное происхождение серпентинизирующих растворов
данные но дейтерию (Sheppard, 1975). Значения δ 18 менее доказательны
и скорее близки к кислороду глубинного происхождения (+6 – +7).
Действительно, изотопные отношения кислорода подчас приводятся как
доказательство первичности H2O и CO2 в кимберлитах (Hant, 1976).
Хотелось бы отметить, что в многостадийном процессе серпентизации
кимберлитов, возможно участие метеорно-гидротермальных растворов,
главным образом, на заключительной стадии – при кристаллизации
серпентина гидротермального генезиса (Зольников, Маршинцев, 1965) и при
процессах переотложения серпентина. Основная стадия серпентинизации
кимберлитов – серпентинизация оливина, несомненно, протекает с участием
флюидов глубинного происхождения.
Экспериментальные исследования показывают, что в магматических
расплавах ультраосновного состава при давлении 1 кбар может содержаться
около 2% воды, а при 5 кбар – уже 4-5% (Кадик, 1972). По данным И. Куширо
(1972), при давлениях 10 и 20 кбар содержание воды составляет
соответственно 10% (при 1500°C) и 15-23% (при 1400°C).
Высокое давление в системе усиливает диффузию воды. Эксперименты
подтверждают, что рост подвижности воды при повышении давления
значительно больше, чем за счет повышения температуры. Так повышение
давления с 3 до 4 кбар приводит к росту коэффициента диффузии в два раза,
а при повышении до 5 кбар – в три раза (Лебедев, Хитаров, 1979).
Стремление магматических масс к равновесию с гравитационным полем
Земли будет силой, способствующей радиальной диффузии воды
в апикальной части магматической колонны, где следует ожидать
значительной концентрации воды и других летучих компонентов.
В зависимости от радиальной протяженности магматической колонны
будет различной и степень концентрации воды в нижней и верхней частях ее.
Для тела протяженностью в 10 км различие будет составлять 1-1,5 вес. %; при
50-100 км концентрация воды в донных частях составляет 0,1 вес. %,
а в верхних – 10-30 вес. %. Достижения насыщения, определяющее кипение
магмы с отделением флюидов при гораздо больших давлениях, чем в случае,
когда в магме присутствовала бы только вода (Кадик, 1972). При достижении
определенных температур (ниже 500°C) в поднимающейся кимберлитовой
колонне, представляющей собой своеобразную "флюидизированную кашу",
вероятно, и начнется серпентинизация кристаллов оливина, в первую очередь
в апикальной части колонны, где и ожидается наибольшая степень
серпентинизация оливина, с глубиной же она должна уменьшаться.
Происходит "дифференциация" кимберлитовой колонны по степени
серпентинизации вкрапленников оливина от полной, в апикальной части
255
(с образованием полных псевдоморфоз серпентина по оливину) к частичной
(с сохранением реликтов оливина) и. наконец, к незатронутым процессами
серпентинизации. Вертикальную протяженность этого процесса трудно
оценить, скорее всего, она разная в каждом конкретном случае. Быстрый
подъем и отделение летучей фазы при резком спаде давления способствовали
тому, что процесс серпентинизации оливина не успевал в достаточной степени
мигрировать вниз по колонне. Протеканию процесса серпентинизации в более
поздние стадии, вероятно, препятствовало отсутствие конвекционного
подтока летучих из глубинных частей магматического очага.
Исходя из рассмотренною выше процесса серпентинизации оливина
объясняются петрографические факты, наблюдаемые в породах с частичной
серпентинизацией оливина, когда отмечается совместное нахождение зерен
оливина с различной степенью изменения: от полностью превращенных
в серпентиновые псевдоморфозы до совершенно не затронутых процессами
серпентинизации. Подобное можно наблюдать в породах трубок УдачнаяВосточная, Обнаженная и ряде других. Образование их происходить
смешением участков кимберлитовой магмы с различной степенью
серпентинизации оливина в процессе подъема магматической колонны.
Рис. 4.16. Схема формирования головной части кимберлитовой колонны с различной
степенью подъема по отношению к палеоповерхности (а) и с появлением трубок
с различным составом пород по мере увеличения эрозионного среза (б-в): 1 –
кимберлитовые породы из апикальной части, 2 – кимберлитовые породы промежуточной
части, 3 – кимберлитовые породы глубинной части.
Серпентинизация оливина, по нашему мнению, происходит
в дотрубочную стадию формирования кимберлитов, аллохимически, без
изменения объема оливина. Из остаточного расплава, обогащенного
избыточными компонентами, выщелоченными при серпентинизации оливина,
256
кристаллизуются серпентин основной массы и на более поздней стадии,
возможно, пироаурит. Исходя из этого, появление того или иного типа породы
на современной поверхности: автолитовых кимберлитовых брекчий со
значительной измененностью всех компонентов или кимберлитовых брекчий
с массивной текстурой цемента, характеризующихся уже присутствием
значительных количеств неизмененного оливина и, наконец, практически
неизмененных пород, определяется степенью подъема магматической
колонны по отношению к палеоповерхности и уровнем эрозионного среза
(рис. 4.16). Величину эродированной части колонны, расстояния от
апикальной части до уровня современного среза определить, для каждого
конкретною тела или куста тел даже приближенно очень трудно. Поэтому
нами принимается величина эрозионного среза, полученная для
кимберлитового поля или региона.
Важная роль должна отводиться вязкости расплава, зависящей от
температуры, давления и содержания летучих компонентов. Прорыв магмы на
поверхность сопровождается падением давления, сбросом растворенных газов
и соответствующим повышением вязкости. Скорость протекания этих
процессов будет определять дальнейший подъем расплава. Существует
зависимость также от температуры магмы и от характера теплообмена
поднимающегося расплава с окружающей средой (Лебедев, Хитаров, 1979).
Ультраосновные расплавы, обладающие низкой вязкостью, на 1-2 порядка
ниже вязкости основных расплавов, обладают большей текучестью, о чем
свидетельствует увеличивающееся число находок меймечитов, коматиитов,
ультрамафических силлов и даек (Иванов, Штенгельмейер, 1980).
Установлено, что летучие сохраняются в магме вплоть до давления 2 кбар, при
понижении давления происходит резкое изменение соотношения
CO2/CO2+H2O с увеличением H2O (Шилобреева, Кадик, 1981).
Кимберлитовая магма подходит к поверхности в значительной степени
раскристаллизованной. Формирование околотрубочных жил большой
протяженности (до 1500 м и более) при сравнительно малой мощности
(5-10 см) свидетельствует о большой проникающей способности магмы.
Одна магматическая колонна может быть источником материала для
образования одного или нескольких совмещенных или сближенных
кимберлитовых тел, различающихся по составу пород.
Характеристика пород различных зон глубинности
Вертикальная
зональность
головной
части
поднимающейся
кимберлитовой колонны – одна из главных причин различного состава
кимберлитовых тел на современной поверхности, как в пределах отдельных
полей, так и в целом по провинции. Определяется это, в большой степени,
внутренними свойствами самого расплава и тектоническими условиями его
становления.
257
Выделение различных уровней глубинности кимберлитовых трубок
можно провести по признакам, которые свидетельствуют об условиях
формирования пород. К таковым могут, отнесены следующие:
1. Характер изменения (серпентинизация) вкрапленников оливина. Этот
критерий отчетливо диагностируется и, по-существу, является основным
признаком, позволяющим выделять породы, сформированные из апикальной,
промежуточной и глубинной зон головной части кимберлитовой колонны.
2. Как следствие процесса серпентинизации оливина – изменение
состава основной массы.
3. Текстурно-структурные особенности кимберлитовых пород,
свидетельствующие об условиях формирования; присутствие кимберлитовых
включений; состав и количество ксеногенного материала.
4. Присутствие пирокластических конусов выноса.
5. Состав и облик жильных пород в оперяющих трубку трещинах.
Протяженность отдельных зон глубинности для каждой трубки
очевидно, должна быть неодинаковой. Оценить их в каждом конкретном
случае не представляется возможным. Породам каждой из зон отвечает
определенное содержание минералов тяжелой фракции: оливина, ильменита,
граната (табл. 4.13).
Кимберлитовые трубки следует рассматривать как субвулканические
образования.
Наземный
пирокластический
материал,
вследствие
значительной эродированности кимберлитовых тел Сибирской платформы, не
сохранился. Однако вокруг слабо эродированных кимберлитовых тел в ряде
районов Восточной Африки (Танзания, Кения, Уганда и др.) наблюдаются
туфовые конусы, иногда с небольшими лавовыми потоками, достигающие
в диаметре 370 м и возвышающиеся на высоту от 45 до 210 м (Nixon, 1973).
Объем пирокластического материала в ряде случаев достигает 100 км3. Туфы
содержат обломки ультраосновных нодулей, ксенолиты оливиновых
базальтов и гнейсов. Пирокласты и лавы содержат в большом количестве
измененный оливин, исключительно богаты карбонатом и характеризуются
подчас как "карбонатитовые" лавы.
Сравнительно недавно покровные вулканогенные образования
кимберлитовой природы мощностью от 8 до 18 м были обнаружены в пределах
Уджинского поднятия на севере Сибирской платформы (Шамшина и др.,
1975). Они несут в своем составе пироп, пикроильменит, хромпикотит,
хромдиопсид, перовскит и муассанит. Возраст вулканитов параллелизован со
средне-верхнедевонским кимберлитовым магматизмом.
Кимберлитовые породы трубок из апикальной части магматической
колонны характеризуются как автолитовые кимберлитовые брекчии по
большому количеству кимберлитовых включений (>3%), это порода
с брекчиевой текстурой. Ксеногенный материал состоит в основном из
обломков прорванных карбонатных пород, в меньшей степени присутствуют
обломки метаморфических и включения ультраосновных пород.
258
Таблица 4.13
Минералого-петрографические параметры кимберлитовых пород различных зон глубинности
(на примере трубки Удачная)
Петрографические
Зона
Апикальная
Промежуточная
Глубинная
Характер
залегания
кимберлитов
Трубки
Трубки,
участки в
трубках
Трубки,
участки в
трубках
Текстура
Структура
кимберлита
Брекчиевая, содержание
ксенолитов прорванных
карбонатных пород 1520%; метаморфических и
ультраосновных пород
1,5%; метаморфич. вкл.
ультраосновных вкл.
кимберлита-цементаавтолитовая, содержание
автолитов >3,00%
Порфировая
(оливин,
флогопит)
Брекчиевая, содержание
ксенолитов карбонатных
пород 10-15%,
метаморфических и
ультраосновных пород≈
1%. Кимберлита-цемента
– массивная
Брекчиевая, содержание
ксенолитов осадочных
пород 5-10%,
метаморфических и
ультраосновных пород
0,8-1,0% Кимберлитацемента – массивная
Минералогические
Содержание
порфир, выдел.
%
олифловин
гопит
20,80,156,5
3,7
х=
39,0
х=
1,20
Порфировая
(оливин,
флогопит)
26,059,0
0,11,3
×=
37,9
×=
0,39
Порфировая
(оливин,
флогопит)
23,056,1
×=
44,9
0,10,7
×=
0,28
Состав
псевдоморфоз по
оливину
Серпентинкарбонатный
Состав основной
массы
Карбонатный
(кальцит и
доломит),
карбонат-серпентиновый
Основные минералы, кг/т
оливин
3н-3,9
х=
0,98
гранат
0,46,3
х=
3,43
х=2,43
2,3-10,6
Серпентиновый с
реликтами
неизмененного оливина
Серпентиновый,
серпентин-карбонатный (кальцит,
доломит) с
мелилитом и
монтичеллитом
1,763,9
0,12,1
×=
28,2
×= 0,7
Псевдоморфозы
отсутствуют
Кальцит, шортит
89,0374
×=
174,5
0,63,6
×=
1,52
259
ильменит
0,3-5,8
Прочие
минералы
Вторичные
минералы
Хромшпинелиды,
перовскит,
апатит
Серпентин,
кальцит,
доломит,
магнетит,
кварц,
тальк, гипс,
хлорит,
пироаурит,
гематит,
гетит,
сульфиды
То же, но в
меньшей
степени
То же
×= 6,2
3,1-27,3
×= 10,6
То же
-"-
Характер распределения ксенолитов в породах трубок контролируется
многими факторами, в частности, геометрическими формами и размерами
трубки, удаленностью от контактов и, безусловно, скоростью заполнения
канала. Детальное исследование распределения ксенолитов в породах трубки
Удачная (Маршинцев и др., 1975) показывает, что в западном теле наибольшие
содержания ксенолитов тяготеют к восточной половине трубочного тела, что
обусловлено наличием раструба, расширяющегося не только вверх, но и
к востоку. Этот факт, по нашему мнению, объясняется следующим образом:
в процессе заполнения канала трубки кимберлитовая магма на участках,
прилегающих к контакту трубки, сильнее наклоненному в сторону
вмещающих пород, захватывала больше осадочного материала. Обрушенные
и менее раздробленные ксенолиты осадочных пород не успевали
транспортироваться вверх по каналу трубки. Здесь же отмечаются наиболее
крупные блоки или «рифы» осадочных пород. Вероятнее всего,
в приконтактовых участках вязкость магмы увеличивалась значительно
быстрее и значит, здесь следует ожидать более быструю консолидацию
вещества, чем в центральных участках канала (рис. 4.17).
Рис. 4.17. Схема распределения ксеногенного материала в кимберлитовых породах
трубки Удачная. Области, соответствующие содержаниям (в объемн. %):
1 – 2-10, 2 – 10-16, 3 – 16-30, 4 – 24-57, 5 – достоверные и 6 – условные границы областей.
В южной части трубки Мир наблюдается широкая зона кимберлитовых
пород, насыщенных крупными блоками осадочных пород – «плавающих
рифов» (рис. 4.18). Аналогичная зона прослежена в центральной и югозападной части трубки Юбилейная. На геологическом разрезе она занимает
восточную часть трубки (рис. 4.19). Зона насыщения крупными блоками
осадочных пород прослеживается здесь до глубины 280-300 м. В остальных
участках трубок Мир и Юбилейная содержание ксенолитов осадочных пород
260
в верхних частях может достигать 27-30% объема, с глубиной количество их
понижается до 10-15% (на глубинах 500-600 м) и 9% (на 1000-1200 м)
в породах трубки Мир (Ковальский и др., 1964). Присутствие крупных блоков
осадочных пород ("плавающих рифов") – характерная черта пород апикальной
части магматической колонны.
Рис. 4.18. Геологическая карта трубки Мир (по Г.В. Зольникову и Н.Д. Филиппову, 1975):
1-3 – кимберлитовые породы соответственно трех выделенных разновидностей, 4 –
участки, обогащенные ксеногенным материалом (зона "рифов"), 5 – ксенолиты
вмещающих карбонатных пород, 6 – геологические границы (пунктиром проведены
предполагаемые границы), 7 – контуры трубки на разных уровнях.
Содержание включений кимберлитового состава, столь характерных для
пород апикальной зоны, также с глубиной может понижаться.
Кимберлит, цементирующий брекчию, обладает порфировой
структурой. В порфировых выделениях отмечаются оливин, флогопит, редко
гранат и ильменит. Оливин замещен серпентином или серпентином
и карбонатом. Соотношение этих минералов меняется. Участками карбонат
может нацело выполнять псевдоморфозы по оливину. Это чаще всего
наблюдается в приповерхностных участках и в эндоконтактах, где идет
процесс выщелачивания серпентина и отложения на его месте кальцита.
Начинается обычно с центральных участков псевдоморфоз.
На глубине, в центрах псевдоморфоз, появляются реликты
неизмененного оливина. Оливин может присутствовать также в ядрах
кимберлитовых включений.
261
Рис. 4.19. Схематический геологический разрез по длинной оси трубки Юбилейная
(по Г.В. Зольникову и др., 1979): 1 – кимберлитовая брекчия I разновидности, 2 –
кимберлитовая брекчия II разновидности, 3 – кимберлитовая брекчия II разновидности
с повышенным содержанием ксеногенного материала, 4 – кимберлитовые породы
с афировой и такситовой текстурами, 5 – блоки осадочных пород, 6-контакты: а –
резкие и в – постепенные контакты. 7-10 – линии скважин, контуры.
По форме и размерам выделяются две группы оливина,
соответствующие двум генерациям. К первой группе относятся зерна
размером более 0,5 мм, достигающие 2-3 мм, реже 10-15 мм, обладающие
округлой, округло-овальной и неправильной формой, часто имеющие
неровные очертания. Реликты кристаллографических форм лишь
угадываются. Серпентин в псевдоморфозах представлен преимущественно
изотропной разностью, а по трещинам и по периферии развиваются
анизотропные разности с поперечно-волокнистым строением. Наряду
с серпентином развивается карбонат, занимающий обычно центральную часть
зерен. В псевдоморфозах по оливину повсеместно отмечается присутствие
магнетита в виде мелких выделений, в основном, в краевых частях зерен.
Вторая группа порфировых выделений оливина представлена
небольшими зернами (меньше 0,5 мм) округлой, округло-овальной, редко
идиоморфной формы, сложены они изотропным или слабоанизотропным
серпентином, редко полностью карбонатом.
Флогопит представлен прямоугольными пластинчатыми кристаллами
или удлиненно-овальной формы зернами размером до 10 мм, окрашенными
в буровато-желтые цвета. Нередко встречаются деформированные изогнутые
лейсты слюды, обладающие волнистым угасанием. В участках интенсивного
изменения породы крупные лейсты флогопита замещаются хлоритом.
262
Гранат в порфировых выделениях обычно округлой, изометричной,
неправильной или угловатой формы. Зерна его достигают 1 см и более, чаще
от долей до 3-4 мм. Иногда окружен келифитовой каймой мощностью от 0,1
до 1,25 мм. Окраска келифитовой каймы зональная: наружная зона темнобурая или темно-серая, а внутренняя светло- или зеленовато-бурая.
Ильменит, отмечаемый в шлифах, редко образует неправильные, реже
близкие к округлым по форме зерна, размером от десятых долей до 5-6 мм
в поперечнике.
Основная масса микро- до мелкозернистой. Сложена карбонатсерпентином.
Присутствуют
зерна
магнетита,
перовскита,
разноориентированные мелкие чешуйки слюды. Карбонат представлен
микрозернистым агрегатом или микролитовыми формами кальцита размером
0,1-0,2 мм. В участках большого скопления основная масса приобретает
трахитоидный облик. Перовскит образует зерна изометричной, иногда
прямоугольной, квадратной формы, размером 0,05-0,1 мм. В проходящем
свете перовскит просвечивает желтым или желтовато-бурым цветом.
Магнетит, образующий мелкие (сотые доли миллиметра) зерна, рассеян более
или менее равномерно в основной массе. Участками интенсивность
пропитывания породы пылевидным магнетитом может увеличиваться до
значительной. При перекристаллизации магнетита появляются более крупные
зерна или хлопьевидные агрегаты.
Кимберлитовые породы трубок, формирующихся из промежуточной
части магматической колонны – кимберлитовые брекчии с массивной
текстурой цемента отличаются по присутствию кимберлитовых включений.
Последние обнаруживаются, главным образом, в эндоконтактовой части
трубок. Количество ксенолитов уменьшается до 10-15%. Понижается доля
обломков метаморфических пород и повышается присутствие включений
ультраосновных пород.
Кимберлит характеризуется частичной серпентинизацией оливина
порфировых выделений. Реликты неизмененного оливина располагаются
в центральных участках серпентиновых псевдоморфоз. При значительном
развитии карбоната в породе вокруг зерен неизмененного оливина может
наблюдаться кайма кальцита поперечно-волокнистого строения, далее по
периферии развивается серпентин и выделения рудного минерала. Такая
зональность, однако, не всегда выдерживается.
Основная
масса
серпентиновая
или
серпентин-карбонатная,
в зависимости от присутствия карбоната в породе. Кальцит может быть
представлен микролитовыми формами. В расположении микролитов
наблюдается тенденция к субпараллельной вертикальной ориентировке, что
обусловливает также трахитоидную структуру основной массы. Помимо этих
минералов отмечаются монтичеллит и мелилит. Повсеместно присутствует
перовскит, образующий мелкие (0,05-0,07 мм) округлые зерна, часто
окруженные каймой рудного минерала, иногда скопления зерен или
прерывистые каймы вокруг зерен рудного минерала. Последний представлен
263
вкрапленностью магнетита. Отмечается постоянное присутствие мелкой
слюды. Иногда в основной массе отмечаются ксеноморфные зерна кальцита.
Кимберлитовые породы трубок, характеризующие наиболее глубинные
зоны головной части магматической колонны, отличаются от вышеописанных
полным отсутствием изменения оливина. Серпентинизация, широко
проявившаяся в апикальной и промежуточной зонах здесь не проявлена.
Оливин порфировых выделений и глубинных ультраосновных включений не
несет следов серпентинизации. Эта порода охарактеризована нами как
неизмененный аналог кимберлита (Маршинцев и др., 1976). Описана она
в горных выработках в трубке Удачная-Восточная, на глубине более 340 м.
Содержание оливина в тяжелой фракции достигает максимального значения –
в среднем 174,6 кг/т. Здесь также высокое содержание граната и ильменита.
Основная масса сложена карбонатом, мелкой слюдой (1-2%), рудными
минералами (до 3%). Карбонат представлен кальцитом (рис. 4.20) и шортитом
(до 17%). Шортит – редкий двойной карбонат натрия и кальция, впервые
описанный нами в кимберлитовых породах Якутии, диагностирован в шлифах.
Образует скопления криптокристаллических агрегатов размером 1-3 мм,
в пределах которых наблюдаются единичные зерна рудных минералов,
чешуйки флогопита, микролиты кальцита, оливин, свидетельствующие
о более позднем образовании шортита. Минерал бесцветный, характеризуется
низкими показателями преломления и высоким, порядка 0,04,
двупреломлением. Рентгенограмма его соответствует эталонным образцам
шортита (Корнилова и др., 1981).
Рис. 4.20. Кривые нагревания вещества основной массы кимберлита трубки УдачнаяВосточная: 1 – обр. 222/440, 2 – обр. 222/450, 3 – обр. 222/480.
Проблема вертикальной зональности кимберлитовых тел и связанное
с ней различие состава кимберлитовых пород в рассмотренном нами аспекте
впервые обсуждается для кимберлитов. Важность исследований в этом
направлении несомненна как в петрологическом, так и в прикладном плане.
264
Очевидным становится необходимость введения в систематику кимберлитов
признака глубинности.
Мы предлагаем ввести в систематику кимберлитов критерий
глубинности для эксплозивной фации, определяемый степенью подъема
кимберлитовой колонны по отношению к палеоповерхности и уровнем
эрозионного
среза
(табл.
4.14,
рис.
4.21).
Этот
показатель
с удовлетворительной надежностью определяется для трех предложенных
уровней. Недостаточность признаков не позволяет нам фиксировать
промежуточные ступени, которые, безусловно, существуют. В этом
заключается определенная трудность в пользовании предложенной
систематикой.
Рис. 4.21. Положение некоторых кимберлитовых тел на идеализированной схеме
формирования головной части кимберлитовой колонны
265
Таблица 4.14
Минералого-петрографические параметры кимберлитовых пород различных зон глубинности головной части
кимберлитовой колонны
Апикальная
Промежуточная
Глубинная
Характер залегания: Трубки.
Текстура: Брекчиевая – содержание ксенолитов карбонатных пород в среднем 10-20%,
крупные блоки карбонатных пород; включений метаморфических и ультраосновных пород
> 1%; метамор. >> у/о включ. кимберлита-цемента – автолитовая (сод. автолитов > 3%).
Структура: Порфировая – серпентин-карбонатные псевдоморфозы по оливину, флогопит,
мелкозернистая – основной массы – карбонатная (кальцит и доломит) карбонатсерпентиновая.
Прочие признаки: Повышенное содержание флогопита, граната, гидротермальных
минералов (серпентина, кальцита, доломита, магнетита, кварца, талька, гипса, хлорита,
гематита, гетита, сульфидов). Пониженное – ильменита.
Петрограф. тип породы: Автолитовая кимберлитовая брекчия.
Характер залегания: Трубки, участки в трубках.
Текстура: Брекчиевая – содержание ксенолитов карбонатных пород в среднем 10-15%,
метаморфических и ультраосновных пород – 1%. Кимберлита-цемента – массивная.
Структура: Порфировая – серпентиновые псевдоморфозы по оливину с реликтами
неизмененного оливина, флогопит. Мелкозернистая – основной массы – серпентиновая,
серпентин-карбонатная (кальцит и доломит) с мелилитом и монтичеллитом.
Прочие признаки: Повышается содержание ильменита: понижается – флогопита, граната,
гидротермальных минералов.
Петрографический тип породы: Кимберлитовая брекчия с массивной текстурой цемента.
Характер залегания: Трубки, участки в трубках (на современной поверхности не
обнажается).
Текстура: Брекчиевая – содержание ксенолитов карбонатных пород в среднем 5-10%,
метаморфических и ультраосновных – 0,8-1%. Кимберлита-цемента-массивная.
Структура: Порфировая – оливин (псевдоморфозы отсутствуют), флогопит.
Мелкозернистая – основной массы – кальцит, шортит.
Прочие признаки: Высокое содержание ильменита. Наиболее низкое – флогопита,
пониженное – граната и гидротермальных минералов.
Петрографический тип породы: Кимберлитовая брекчия с массивной текстурой цемента.
266
Косвенным признаком могут служить форма и размеры тел. Как
правило, кимберлитовые тела, выполненные автолитовыми кимберлитовыми
брекчиями в горизонтальном сечении, имеют изометричную или близкую
к ней форму. С увеличением доли кимберлитовых брекчий с массивной
текстурой цемента в составе пород трубок преобладают неправильные в плане
формы, удлиненные, резко вытянутые.
Прослежена распространенность двух разновидностей кимберлитовых
пород по полям с различной величиной эрозионного среза. Как видно из
табл. 4.15, автолитовые кимберлитовые брекчии отмечаются в значительных
количествах и в районах с большим эрозионным срезом, например,
в Толуопском, Куранахском и Куойкском полях. Тем не менее,
закономерность уменьшения величины этой разновидности с увеличением
денудационного среза очевидна. Статистическая проверка с помощью
рангового
коэффициента
корреляции
Спирмена,
выполненная
Н.С. Николаевым, показала наличие такой закономерности. В то же время
распространенность кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента
оказалась не связанной с величиной денудационного среза. Вычисление
ранговых коэффициентов корреляции показало меньшее критическое
значение при % уровне значимости (Sвыч.=0,174 < Sд=0,566). Это позволяет
предполагать, что массивные разновидности по вертикали более выдержаны,
площадная изменчивость на различных гипсометрических уровнях у них
слабее, чем у автолитовых разновидностей. Последние, выполняя апикальную
часть кимберлитовой колонны, формируют также конус выноса, что
увеличивает площадь трубочного тела в плане.
Таблица 4.15
Оценка распространенности автолитовых кимберлитовых брекчий (АКБ)
и кимберлитовых брекчий с массивной текстурой цемента (КБМ) по полям
Кимберлитовые поля
Величина эрозионного среза, м
АКБ, %
КБМ, %
Мало-Ботуобинское
300-350
91,65
8,35
Алакитское
500-800
91,19
8,82
Далдынское
800-1000
84,14
9,81
Верхне-Мунское
1300
85,04
14,96
Чомурдахское
1500
48,53
43,34
Западно-Укукитское
1600
29,72
68,45
Восточно-Укукитское
1600
31,46
1,97
Мерчимденское
1700
2,67
48,37
Толуопское
1800
54,64
45,00
Лучаканское
1800
44,27
14,44
Куранахское
1800
81,26
17,87
Дюкенское
1400
84,48
Куонамское
2400-2800
20,62
16,16
Молодинское
3,18
67,51
Куойкское
1900
53,66
39,55
Величина среза приведена по данным Ф.Ф. Брахфогеля (1984), цифры по
разновидностям по Н.С. Николаеву (1981 г.).
267
Условия образования карбонатов
Карбонаты являются одним из главных компонентов основной массы
кимберлитов. Содержание их обычно колеблется в широких пределах: от
незначительного, составляющего доли процента, до весьма больших
количеств, когда кимберлитовая порода может представлять существенно
карбонатную породу.
Вопросы образования карбонатов в кимберлитовых породах, в разной
степени детальности, обсуждались многими исследователями. В ранние годы
большинство связывало карбонат кимберлитов с привносом из внешних
источников – карбонатных вмещающих пород или с разложением
кальцийсодержащих минералов – диопсида, мелилита, монтичеллита
и кальцийсодержащего стекла. В настоящее время исследователи допускают,
что по крайней мере часть карбоната является продуктом кристаллизации
кимберлитовой магмы. Многие эти вопросы обсуждены с участием автора
ранее (Эндогенные карбонаты Якутии, 1980). Следует подчеркнуть, что
формирование карбонатной минерализации кимберлитов в целом процесс
продолжительный.
Несомненно ранней кристаллизующейся фазой карбонатов являются
шестоватые, пластинчатые кристаллы кальцита, описываемые обычно как
микролиты. Таблитчатые кристаллы кальцита являются наиболее ранними
образованиями в ряду габитусных форм кальцита. Главной формой этого типа
является пинакоид (0001) в комбинации с торцовыми гранями ромбоэдра
(1011). Температура образования его лежит в пределах от 450-560°C до
критической температуры воды (375°C) (Шкабара, 1940). Гомогенизация
расплавных включений, представленных стеклоподобной твердой фазой,
в расплав происходит при 680-750°C, оцениваемых Б.А. Мальковым (1975) как
минимальные температуры кристаллизации первичного мезостазиса
кимберлита.
Кристаллизация пластинчатых кристаллов кальцита происходит
в богатом кальцием, углекислотой и водой карбонатитоподобном остаточном
расплаве. Высокое парциальное давление углекислоты в период
кристаллизации является одним из основных факторов появления подобных
пинакоидальных форм кальцита (Жабин, 1971; Маршинцев, 1974).
Структурный рисунок основной массы кимберлитов с микролитами
кальцита свидетельствует о том, что последние находились еще в довольно
подвижном субстрате. Микроструктурный анализ ориентировки их,
изученный, по выходам оптических осей показал, что микролиты имеют
тенденцию к субпараллельной ориентировке относительно вертикальной оси
трубок. В горизонтальном плане какой-либо закономерной ориентировки их
не наблюдается. Микролиты трахитоидно ориентируются, огибая
вкрапленники оливина и включения.
Содержание микролитовых форм кальцита колеблется в широких
пределах – от нескольких процентов до 40-50% объема породы. Наименьшее
содержание, нередко до полного исчезновения кристаллов кальцита
268
наблюдается в участках интенсивного развития постмагматических процессов
(Зольников, Маршинцев, 1965). Размеры различны, в приповерхностных
горизонтах трубок – это, как правило, мелкие микролиты кальцита: от 0,010,02 до 0,2-0,25 мм, редко их размеры могут достигать 0,5 мм. Обычно
с глубиной их размеры увеличиваются и подчас достигают 1-1,5 мм. Во
включении кимберлитового карбонатита из трубки Обнаженная наблюдались
кристаллы кальцита, достигающие в длину 10 мм (пределы колебаний от 5,0
до 10 мм, в среднем 6,25 мм). Такие крупные кристаллы кальцита
пойкилитически включают зерна оливина, мелкого рудного минерала,
перовскита, лейсты слюды (Маршинцев, 1977).
Характер распределения микролитовых форм в вертикальном разрезе
в породах некоторых хорошо изученных тел показывает следующее:
например, в породах трубки Мир в поверхностной части содержание их
колеблется от 2,86 до 7,86%, на глубине 1000 м оно достигает уже 40,3%
объема породы. Количество микролитов кальцита в кимберлитовых породах
трубки Удачная сравнительно невелико и различно в каждом из тел
(табл. 4.16). Различается и распределение их на глубину. В составе основной
массы кимберлитовых пород верхних горизонтов трубки Удачная-Западная
отмечается присутствие лишь единичных индивидов, а чаще они отсутствуют,
с глубиной их содержание несколько увеличивается, но распределяются они
при этом весьма неравномерно. Только в отдельных горизонтах (глубина 340,
370 м) мы можем наблюдать присутствие заметных количеств микролитов.
В породах трубки Удачная-Восточная, характеризующихся большим
содержанием микролитов кальцита, распределение их на глубину более или
менее равномерно. Значительно более высокое содержание микролитов
кальцита (16,90 – Удачной-Западной и 16,32 – Удачной-Восточной)
отмечается во включениях кимберлитов.
Таблица 4.16
Содержание микролитов кальцита
в кимберлитовых породах трубки Удачная (в объемн. %)
Трубка
Удачная-Западная
Удачная-Восточная
Пределы содержаний
0,87-1,73
1,62-7,17
Среднее
1,24
3,75
Значительная часть карбоната представлена микро- и мелкозернистым
агрегатом основной массы. Характер выделений карбоната не позволяет
выполнить
комплекс
исследований,
обеспечивающих
получение
исчерпывающих данных об их составе. Исследования (термохимические,
рентгенометрические и химические) показали, что большей частью карбонат
в кимберлитах представлен кальцитом» С приближением к контактам
с вмещающими породами в ряде случаев отмечается появление доломита,
содержание которого иногда даже может преобладать над количеством
кальцита в кимберлитах. В таких участках ксенолиты вмещающих пород, как
правило, доломитового состава.
269
Изучение содержания и соотношения карбонатных компонентов (CaO
и CO2) в кимберлитах по химическим анализам пород из различных тел
показывает, что их отношения оказываются довольно выдержанными, однако
величина отношений нередко может несколько превышать теоретическое
отношение в кальците – 1,724 (табл. 4.17, 4.18). Бесспорно, что значительная
доля кальция в кимберлитах связана с минералами карбоната, и только весьма
малая часть идет на формирование других кальцийсодержащих минералов:
перовскита, апатита. При пересчетах на миналы во многих случаях
наблюдается избыток CaO. Остается предполагать, что определенная доля его,
вероятно, связывается с каким-то неопределенным кальцийсодержащим
минералом (?) основной массы. Наличие значительных количеств натрия
и постоянный избыток кальция позволяет предполагать, что в составе
основной массы кимберлитов, вероятно, присутствует натрийсодержащий
карбонат
–
шортит
–
NaCa2(CO3)3,
обнаруженный
нами
в несерпентинизированной кимберлитовой породе трубки Удачная-Восточная
(Корнилова и др., 1981). За рубежом он описан пока только в кимберлитовых
дайках провинции Онтарио, Канада (табл. 4.19) (Watkinson, Chao, 1973).
Распределение Sr и Ba в кальцитах кимберлитовых пород указывает на
существование в них, по крайней мере, двух источников кальцитовой
минерализации (Воробьев и др., 1978): глубинный (или собственнокимберлитовый) и из вмещающих палеозойских осадков. Первый тип
кальцита характеризуется содержанием Sr > 0,2-0,3% и Ba > 0,02-0,04%.
Близкий по геохимической специфике к кальцитам карбонатитов комплексов
ультраосновных – щелочных пород он характеризует высокотемпературную
модификацию кальцита.
Таблица 4.17
Содержание и отношение карбонатных компонентов
в кимберлитах трубки Мир, %
№ обр.
Зм-4
Зм-16
Зм-18а
Зм-23
Зм-27
Зм-35
Бм-738
Зм-42
Зм-47
Зм-48
Зм-53
Зм-54
Бм-1171
Глуб., м.
65,5
194
202
300
408
617
738
800
955
960
1078
1092
1171
CaO
7,30
8,45
7,00
5,06
6,92
7,94
10,07
12,41
7,55
10,93
10,74
1,99
9,99
CO2
4,79
5,18
4,33
3,20
3,68
2,24
4,75
7,52
3,75
8,10
7,36
3,33
6,03
270
CaO/CO2
1,524
1,631
1,616
1,581
1,880
3,544
2,120
1,650
2,013
1,349
1,459
0,597
1,657
Таблица 4.18
Содержание и отношение карбонатных компонентов в кимберлитовых
породах трубки Удачная, %
Удачная-Западная
Глуб., м
50
100
150
200
250
300
350
400
450
500
550
600
650
700
750
800
Среднее
к-во
анал.
13
14
10
11
9
13
9
9
10
9
8
6
6
6
3
4
140
CaO
CO2
14,85
13,74
12,96
13,84
12,96
14,02
14,91
14,89
15,00
14,82
14,59
13,52
17,23
20,92
22,99
23,99
15,04
13,37
10,24
10,09
11,55
9,54
11,08
11,52
11,22
14,33
11,64
12,75
12,89
15,53
19,67
21,57
22,01
12,26
Удачная-Восточная
CaO/
CO2
1,110
1,342
1,284
1,198
1,358
1,265
1,294
1,327
1,047
1,273
1,144
1,049
1,109
1,063
1,066
1,086
1,227
к-во
анал.
14
9
9
10
11
8
8
8
8
12
12
9
10
7
3
3
141
CaO
CO2
11,32
9,92
11,35
11,15
11,30
12,45
12,43
14,49
10,73
12,51
21,12
16,89
18,46
19,06
17,05
16,87
13,91
8,92
8,14
8,39
8,33
7,97
9,19
9,36
11,15
8,12
9,94
17,78
15,40
17,34
15,87
14,42
14,63
11,26
CaO/
CO2
1,269
1,218
1,353
1,338
1,418
1,355
1,328
1,299
1,321
1,258
1,188
1,097
1,064
1,201
1,182
1,153
1,235
Таблица 4.19
Состав шортита из кимберлитовых пород Онтарио, в %
Окисел
Na2O
CaO
SrO
MgO
CO2
Обр. 1
19,48
37,18
0,10
0,02
-
Обр. 2
20,06
36,57
-
Стехиометрический состав
20,24
36,63
43,13
Кальцит вмещающих осадочных пород и наложенных гидротермальных
образований характеризуется очень низкими содержаниями Sr – 0,005-0,013%
и Ba <0,0001%. Отмечается, что карбонат кимберлитов представляет собой,
чаще всего, смесь указанных двух типов, отражающее сложность эволюции
кимберлитового вещества, а также высокую степень постмагматической
переработки кимберлитов.
Это подтверждается исследованием изотопного состава углерода
и кислорода карбонатной составляющей кимберлитов, диапазон колебаний
которых оказался достаточно большим (Кулешов, Илупин, 1982). Для
значений δ13C он составляет от 0 до 9,5%, а для δ18O – от +7,6 до +22,3%,
высокие значения которых попадают в области, характерные для нормально271
осадочных морских карбонатов. Отсюда участие последних, наряду
с участием CO2 глубинного происхождения в формировании карбонатного
цемента кимберлитов, несомненно. Доля участия каждого из них различная.
В одних случаях это полностью переотложенный карбонат осадочного
происхождения, в других – присутствует в минимальных количествах
(Кулешов, Илупин, 1982). Показано, что с увеличением количества карбоната
в кимберлитах увеличивается доля CO2 осадочного происхождения.
В несерпентинизированных кимберлитовых породах трубки УдачнаяВосточная с карбонатной основной массой углерод кальцита имеет глубинное
происхождение и характеризуется также наибольшим содержанием Sr (0,3402,500%) и Ba (0,0210%) (Воробьев и др., 1978). Исходя из этого, изотопный
состав углерода переотложенных кальцитов будет лежать в пределах от -5 до
0%. Кальциты со значением δ13C от -10 до -5% образовались с участием
эндогенной CO2 (Мамчур и др., 1980). Изотопные данные углерода карбонатов
кимберлитов Лесото и Южной Африки изменяются как в различных трубках,
так и в пределах одного тела, в диапазоне величин, характерных для
первичных изверженных карбонатитов (δ13C – 2–9%) и близких к ним δ13C
большинства анализов алмазов. Хотя эти данные не противоречат
генетическим взаимоотношениям среди различных источников углерода,
прямых сравнений проводить не следует, ибо по данным δ18O карбонатов,
изотопные отношения меняются в постмагматические этапы изменения
кимберлитов (Sheppard, Dawson, 1975) (табл. 4.20).
Таким образом, карбонатная составляющая кимберлитовых пород
представляет собой смешение карбонатов двух генетических типов:
магматического и осадочного. Кристаллизация карбоната из кимберлитовой
магмы, вероятнее всего, происходит на ранних стадиях; карбонатов,
заимствованных из вмещающих осадочных пород, очевидно, должна
происходить
на
заключительном
этапе
и,
главным
образом,
в постмагматической стадии, за счет переноса и отложения их
инфильтрационными водами в приповерхностных участках трубок.
Субвулканический этап минералообразования кимберлитов определяет
продолжающуюся кристаллизацию флогопита, ильменита, апатита и,
возможно, ряда других минералов, имеющих специфический состав. В этот
этап кристаллизуются окисные минералы (магнетит, армолколит и др.),
перовскит. Из перечисленных минералов наиболее вероятна совместная
кристаллизация с эндогенным кальцитом апатита. Наблюдаемое сходство
физических и химических свойств апатита из кимберлитов и карбонатитов
свидетельствует о том, что условия образования апатита, как в кимберлитах,
так и в карбонатитах, по всей вероятности, были близкими. Выделяются две
генерации апатита: первая, более высокотемпературная, представленная
удлиненно-призматическими, игольчатыми кристаллами апатита и их
агрегатами. Апатит этой генерации встречен как в кимберлитах, так
и в карбонатитах. Кристаллизация его, по-видимому, приурочена к ранней
стадии субвулканического этапа.
272
Вторая генерация более низкотемпературного апатита представлена
короткостолбчатыми бочонковидными кристаллами и характерна, главным
образом, для карбонатитовых образований. В кимберлитах аналогичные
формы кристаллов апатита встречаются в дайках кимберлитовых
карбонатитов (Снежинка), в кимберлитовых породах со значительным
содержанием кальцита (Мир, Амакинская, Мархинская, Айхал и др.), нередко
совместно с бадделеитом, подчеркивая карбонатитоподобный характер
апатит-кальцитовой минерализации в кимберлитах (Маршинцев, 1975).
Таблица 4.20
Изотопный состав углерода и кислорода кальцита цемента кимберлитовых
даек и трубок Сибири (Кулешов, Илупин, 1982)
№ анализа
Кимберлитовое поле
1071
Алакитское
1210
–
1209
–
1118
Далдынское
1120
–
1119
–
1074
–
1211
–
1073
–
1072
–
1077
Верхне-Мунское
1076
–
1075
–
1212
–
1078
Чомурдахское
1079
–
1213*
–
1080*
–
1082*
Верхне-Моторчунское
1217
–
1083*
–
1084*
–
1081
Омонос-Кутугунское
1085
Мерчимденское
1086
Верхне-Молодинское
1087
1089
Лучаканское
1215
–
1090
Среднекуонамское
1216
–
* Дайки.
CaO, %
CO2, %
23,3
4,8
11,1
11,5
8,2
11,2
8,3
8,1
1,9
4,4
6,2
8,8
8,0
3,4
9,3
2,0
23,8
33,8
6,9
12,6
15,5
13,6
10,4
3,0
7,0
33,8
12,5
10,1
12,5
14,8
.17,6
3,4
8,6
8,8
6,4
9,4
6,2
5,2
2,2
2,2
4,4
6,6
6,3
2,8
7,0
2,7
17,1
30,0
5,1
9,1
11,8
15,0
7,6
2,2
4,0
28,8
1,6
4,4
5,9
10,2
273
δ13C,%
(PDB)
-7,1
-5,2
-9,5
-2,2
-3,8
-3,7
-7,9
-6,9
-6,1
-8,9
-8,2
-4,9
-5,8
-7,0
-8,7
-7,8
-3,9
-4,8
-4,0
-1,5
-0,4
0
-3,9
-5,2
-5,2
-2,1
-7,4
-3,6
-7,6
-8,1
δ18O %,
(SMOW)
+19,0
+17,5
+20,8
+19,5
+22,6
+17,7
+18,9
+17,6
+18,6
+15,7
+20,3
+20,8
+18,1
+17,1
+17,4
+20,0
+17,9
+21,1
+20,2
+18,0
+22,3
+19,9
+20,8
+18,9'
+13,4
+12,7
+17,6
+16,5
+ 7,6
+16,4
Гидротермальный этап
Поздние гидротермальные процессы привели к формированию жильной
минерализации в кимберлитовых породах трубок. Выполнение трещин
разнородными минералами, по-видимому, контролируется спецификой
формирования каждой из трубок, текстурно-структурными особенностями
и составом пород. В наибольшей степени подвержены изменениям поздними
процессами автолитовые кимберлитовые брекчии, формирующиеся из
апикальной части магматической колонны. С глубиной, как правило, идет
уменьшение (до полного исчезновения) большинства наложенных минералов.
Кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента, в случае, если они
выведены на дневную поверхность, тем не менее, отличаются по характеру
и степени вторичной минерализации.
Комплекс гидротермальных минералов представлен, главным образом,
карбонатами, из которых значительное место занимает кальцит, в меньшей
степени присутствуют арагонит, стронцианит, гидромагнезит, хантит
и пироаурит. Условия нахождения их в кимберлитовых породах обсуждались
нами ранее (Маршинцев и др., 1980). Второстепенные минералы представлены
сульфидами, окислами и гидроокислами, сульфатами.
Включения минералообразующих сред в кальците, целестине и кварце
жеод и прожилков трубок Удачная и Зарница исследованы методами
вакуумной декрепитации и гомогенизации (исследования выполнены
Е.Р. Степановым, ИГАБМ СО РАН). В сколках образцов кальцита
наблюдаются плоские полуограненные первичные газово-жидкие (газ <5%
объема вакуоли) с размером 0,01 мм и вторичные (газ <20%) овальной,
полуограненной формы, мелкие (0,001 мм) включения. Последние
приурочены к залеченным трещинам.
Температура гомогенизации газово-жидких включений, измеренная
в термокамере Ю.А. Долгова и Л.Т. Базарова происходит в 45-50°C. Следует
отметить, что газ после гомогенизации не возвращается в первоначальное
положение. Вакуумная декрепитация проб выполнена на установке ВД-ЗА.
Исследовалась жеода, сложенная целестином, кварцем и кальцитом (обр.
209/669, Удачная-Западная, глубина 669 м). На декрептограммах у целестина
газовыделение происходит при 200-320°C с двумя максимумами: первый –
230°C (отражающий температуру образования кварца) и второй – 290°C –
целестина. В кварце газовыделение происходит в интервале 160-310°C
с максимумами 210°C (отражающий температуру образования кальцита)
и 270°C (кварца). В замыкающем – формирование жеоды кальците
газовыделение в интервале – 160-240°C с максимумом 210°C. В последнем,
в отличие от других, появляется высокотемпературный интервал
газовыделения при температурах 340-400°C, вероятно, связанный
с вторичными включениями, приуроченными к залеченным трещинам.
В другом образце из этой же трубки (У3-209) в раннем буроватокоричневом кальците включения декрепитируются при температуре 140280°C с максимумом 230°C, позднем прозрачном кальците декрепитация
274
включений происходит при более узком температурном интервале – 180260°C, с максимумом 230°C и, как в первом случае, появляется высокотемпературный интервал растрескивания при 300-360°C.
В отличие от них в кальците из прожилков трубки Удачная-Восточная
(обр. 218/131) включения декрепитируются при Т=40-200°C. Отмечается
наличие небольшого максимума газовыделения при Т=420°C. Наличие
вторичных высокотемпературных включений наблюдается в сколках кальцита
из трубки Зарница. Газово-жидкие включения здесь с твердой фазой
(вероятно, галит) удлиненной, удлиненно-неправильной и овальной формы,
размером 0,011-0,0011 мм, приуроченные к залеченным трещинам.
Газовыделение их происходит в интервале 400-600°C с максимумом 450°C.
Температура образования кальцита по гомогенизации таких включений
находится в пределах 180-290°C, что подтверждается методом вакуумной
декрепитации.
Таким образом, исходя из полученных результатов, можно наметить три
стадии гидротермального минералообразования в кимберлитовых породах:
первая в интервале температур – 220-290°C, вторая при 140-230°C.
В кальцитах, часто замыкающих гидротермальное минералообразование,
присутствует стадия высокотемпературного интервала газовыделения при
300-450°C, свидетельствующий о наличии наложенного процесса.
Необходимо отметить, что каждая кимберлитовая трубка характеризуется
самостоятельным проявлением гидротермальной минерализации в целом
укладывающихся в выделенные температурные интервалы. Тем не менее
в случае, отмеченном для пород трубки Удачная-Восточная, минимальная
температура второй стадии опускается до 40°C и отражает формирование
тонкой прожилковой минерализации кальцита этой трубки.
Наиболее низкотемпературные кальциты жеод и прожилков нередко
сопровождаются проявлениями нефтяных битумов. Изотопный состав
кальцита в подобной ассоциации в конкреции из пород трубки УдачнойЗападной обнаруживает значительную контрастность величин δ13C от +7,3%
до +35,7% для различных зон образования. Присутствие изотопно-тяжелых
карбонатов указывает на определенное влияние вмещающих кимберлитовое
тело карбонатов и биогенного органического вещества осадочных пород
(Мамчур и др., 1980; Борщевский и др., 1981). На этой стадии происходит
перекристаллизация микролитов кальцита с образованием микрои мелкозернистых агрегатов основной массы, приводящая в итоге также
к исчезновению их.
Подобный процесс описан А.Г. Жабиным (1971) для карбонатитов, как
"диагенез" или "автометаморфизм" и понимается под ним совокупность
изменений, совершающихся в магматических породах после их формирования
и не связанных с выветриванием или метаморфизмом. Основным процессом
диагенеза карбонатитов является перекристаллизация карбонатной основы
с изменением формы зерен и их размера, что существенно изменяет
и текстурно-структурный рисунок породы.
275
А.Г. Жабин (1971) описывает карбонатитовые дайки, обладающие
признаками инъекционных тел, но имеющих гранобластовую структуру
слагающего их кальцитового агрегата. При этом установлено, что эти породы
ранее имели порфировую структуру, но претерпели перекристаллизацию.
Пластинчатые зерна кальцита гранулированы и превратились в изометричные,
а апатит был оттеснен в межзерновое пространство.
Описывая изменения игольчатых кристаллов Д.П. Григорьев
и А.Г. Жабин (1975), считают, что у последних всегда есть слабые места:
дефекты разного типа, скульптурные формы с входящими углами
микротрещины и т.п. Игольчатые индивиды всегда имеют многочисленные
поверхности излома, выходящие на поверхность индивида в виде ступеней,
щелей и прочих форм, объединенные авторами термином "входящий угол".
Если при росте кристалла "входящие углы" являются благоприятными для
встройки, то в других случаях именно вдоль них происходит энергичное
растворение. Именно с растворения первичного индивида в таких "входящих
углах" и начинается перекристаллизация с разделением на части.
Процесс перекристаллизации микролитов кальцита наблюдался нами,
помимо кимберлитовых пород трубки Удачная, также и в породах многих
других трубок. Процесс перекристаллизации микролитов кальцита
в кимберлитовых породах можно разделить на ряд последовательных стадий:
- Пластинчатый индивид растворяется по периферии и приобретает
неровные пилообразные очертания.
- Растворение пластинчатого индивида идет по различного рода
"входящим углам", вследствие чего он приобретает "лапчатую" форму.
Растворение может происходить и по центру пластинчатого индивида в виде
шнура. Однако, кристалл еще сохраняет свою сплошность, целостность.
- Происходит разобщение индивида на ряд "блоков" неправильной
формы, но имеющих пока еще единое погасание.
- Полная перекристаллизация пластинчатого индивида и превращение
его в микрозернистый аллотриоморфный агрегат кальцита.
Работами многих исследователей установлено, что изменение
кристаллографических форм кальцита во времени имеет совершенно
определенную направленность, отвечающую переходу от пинакоидальных
пластинчатых кристаллов к ромбоэдрическим, а последних к кристаллам
призматического и скаленоэдрического габитуса, что соответствует
постепенному уменьшению во времени плотности покрывающих кристалл
кальцита граней (Шкабара, 1940; Клия, 1951; Евзикова, 1958). При этом
пинакоидальная, наиболее высокотемпературная форма кальцита отвечает
определенному состоянию исходной системы, характеризующейся
соответствующей исходной концентрацией вещества, температурой
и давлением. Так как кристаллографическая форма кальцита является
индикатором на происходящие в природных системах перемены (Евзикова,
1968), то, по мере изменения этих факторов, форма кристаллов кальцита
276
должна стремиться прийти в равновесие с ними, с образованием новых форм,
отвечающим этим условиям.
Одним из положений перекристаллизации кристаллов по принципу
Кюри является то, что кристалл, оказавшийся в обстановке, не отвечающей
равновесию его поверхности, может самопроизвольно изменять свою форму
даже в изотермических условиях. Идеальной формой будет шар (Григорьев,
Жабин, 1975).
В последующие, после заполнения полостей трубок, стадии
существования в кимберлитовых породах начинают действовать процессы,
характеризующиеся низкими температурами, давлением и отвечающей им
определенной концентрацией вещества. В этих условиях происходит
перекристаллизация пластинчатых форм кальцита с образованием форм
устойчивых в новых условиях. Так как интенсивность этих процессов
различная, в породах разных трубок это объясняет и неодинаковое содержание
в них микролитовых форм кальцита.
В частности, это подтверждается на примере изучения пород трубок
Удачная-Западная и Удачная-Восточная, в которых содержание микролитов
кальцита различно. Петрографическое изучение пород этих трубок
свидетельствует
о
большей
степени
развития
более
поздних
низкотемпературных процессов в породах западного тела, по сравнению
с породами восточного тела, что привело и к сравнительно большему
изменению в них микролитов кальцита.
Отмеченный выше факт различного содержания микролитов кальцита
в кимберлитовых включениях и вмещающем кимберлите, возможно,
объясняется проницаемой способностью включений и вмещающего
кимберлита. Кимберлит оказывается более пористым. Включения кимберлита
обычно шаровидной формы, при выветривании могут легко препарироваться.
Плотная поверхность их служит естественной броней проникающей
способности низкотемпературных процессов.
Исследование термолюминесцентных свойств гидротермальных
кальцитов из различных кимберлитовых трубок показывает, что параметры
кривых их существенно отличаются друг от друга по термолюминесцентным
свойствам (рис. 4.22-4.24). Особенно четкие различия наблюдаются при
сопоставлении термолюминесцентных свойств кальцитов из трубок УдачнаяЗападная, Удачная-Восточная и Мир. Кальциты из двух других трубок по
интенсивности свечения близки к кальцитам из трубки Удачная-Восточная, но
отличаются по характеру кривых термолюминесценции (табл. 4.21) (Зайцев
и др., 1975).
277
Рис. 4.22. Кривые термолюминесценции кальцитов из кимберлитов трубки УдачнаяЗападная. Номера образцов на рис. 4.22-4.24 соответствуют приведенным в табл. 4.21.
Рис. 4.23. Кривые термолюминесценции кальцитов из кимберлитов трубки УдачнаяВосточная, Удачная-Западная и Мархинская.
278
Рис. 4.24. Кривые термолюминесценции кальцитов из кимберлитов трубок Мир и Дачная.
Различие
термолюминесцентных
свойств
кальцитов
из
гидротермальных прожилков указывает на разные физико-химические
условия их образования и последующего существования. Так для кальцитов
из трубки Удачная-Западная наблюдается значительное колебание их
термолюминесцентных свойств, что свидетельствует о сложности
и разнообразии физико-химических условий при кристаллизации
и дальнейшей жизни минерала. Кристаллизация кальцитов происходила,
по-видимому, в нестабильной термодинамической обстановке, с образованием
кристаллов с множеством разнообразных дефектов. Повышенная дефектность
кальцита из трубок Удачная-Западная, подчеркивается высокими значениями
светосуммы, термолюминесценции, а также разнообразием уровней захвата
(максимумом) на кривых термолюминесценции4.
Характер термолюминесценции кальцитов зависит и от их минеральных
парагенезисов. Так кальциты из кварц-кальцитовых жеод имеют светосумму
10000-18400 усл. ед., из кальцитовых жеод – 2260-6700 усл. ед., а из кальцитсульфидной жеоды лишь 436 усл. ед. Предполагается, что низкие
интенсивности свечения кальцитов обусловлены стабильными условиями
кристаллизации. Но вполне возможно также воздействие растворов, которые,
с одной стороны, обусловливали отжиг электронных ловушек, а с другой,
привносили в кальцит железо, являющееся гасителем термолюминесценции.
При таком процессе в первую очередь происходит опустошение
низкотемпературных ловушек, и интенсивность соответствующего
максимума понижается. В кальците из кальцит-сульфидной жеоды трубки
Удачная-Западная
отношение
интенсивности
низкотемпературного
4
Исследования выполнены А.И. Зайцевым, ИГАБМ СО РАН.
279
максимума к высокотемпературному максимуму равно 0,85, тогда как для
кальцитов в целом по трубке оно в среднем равно 2,56 (табл. 4.22).
Таблица 4.21
Параметры термолюминесценции гидротермальных кальцитов из
кимберлитовых трубок Якутии
№ пробы
Характеристика
минерала
S
J1
J2
J3
Т0m1 Тm2 Тm3
Трубка Удачная-Западная
1. K-1
Кальцит темно-серый, 20723 4183
–
–
345
полупрозрачный из
кальцитового прожилка
2. K-2
Кальцит желтый
22106 3571 1339 1153 345
с зеленоватым оттенком
из кальцитового
прожилка
3. 209/669 Кальцит белый из кварц 10000 1829
546 372 335
кальцитовой жеоды
б2
4. 209/915
–
18400 3210 1260 775 335
5. 209/845 Кальцит прозрачный из 6700
936
589
–
330
кальцитовой жеоды
6. 209/915в
–
2260
558
128
–
330
б3
7. 209/915
–
4150
759
219 154 335
8. 209/91561
Кальцит белый из
436
33
39
–
330
кальцит-кварцсульфидной жеоды
Среднее
10597 1885
515 614
Трубка Удачная-Восточная
9. K-3
Кальцит белый,
469
17
48
–
310
полупрозрачный из
кальцитового прожилка
10. 222/158
Кальцит белый,
321
–
32
–
–
полупрозрачный из
кальцит-целестиновой
жеоды
11. 222/168
Кальцит белый,
310
–
32,2
–
–
полупрозрачный из
целестин-кальцитовой
жеоды
Среднее
367
17
37,4
Трубка Мир
12. K-4
Кальцит белый
2290
474
81
–
330
крупнокристаллический
из кальцитовой жеоды
13. K-5
–
2030
474
60
–
340
280
–
–
E1т
E2т
E3т
2,20
–
–
400 440 1,32 1,31 1,47
390 430 2,14 2,53 1,76
390 420 1,30 1,88 1,16
395 – 1,57 1,97 –
380 – 2,10 1,80 –
390 420 2,14 1,88 1,40
390 – 1,80 1,53 –
1,82 1,84 1,45
–
420 1,18
–
1,60
400
–
–
1,42
–
400
–
–
1,75
–
1,18 1,58 1,60
390
–
1,58 2,53
–
400
–
2,17 1,96
–
14. M-1
15. MX-684
Кальцит белый
с палыгорскитом из
кальцитовой жеоды
Среднее
2825
519
2382
Кальцит белый
полупрозрачный из
прожилка
480
489
73
Трубка Мархинская
38
30
–
340 400
78
–
320 385
–
1,52 1,85
1,76 2,11
–
1,06 1,40
Трубка Дачная
112
30
–
16. Д-1
–
–
Кальцит белый
675
330 380- – 2,10 –
–
полупрозрачный из
390
прожилка
Примечание: S – светосумма; J – интенсивность различных максимумов; Т0m –
температура максимумов на кривых ТЛ; ET – энергия тепловой ионизации.
Таблица 4.22
Отношение интенсивностей на кривых термолюминесценции
гидротермальных кальцитов из кимберлитов
Трубка
Удачная-Западная
I1/I2
2,56(6)
0,8-4,36
I1/I3
4,05(3)
3,1-4,92
0,35(1)
Удачная-Восточная
Мир
I2/I3
1,42(1)
1,16-1,62
6,79(3)
0,60(1)
5,84-7,89
Мархинская
1,27(1)
Дачная
3,73(1)
Примечание: В числителе – среднее значение, в знаменателе – пределы колебаний
отношений; в скобках – количество анализов
Максимальная
светосумма
(дефектность)
наблюдается
в разноокрашенных кальцитах (обр. K-1 – 20723 усл. ед. и обр. K-2 –
22106 усл. ед.). Кристаллизация их происходила при повышенных
термодинамических условиях.
Таким образом, изучение термолюминесценции кальцитов из трубки
Удачная-Западная указывает на то, что кристаллизация кальцитов
происходила в нестабильной термодинамической обстановке. Это
подтверждается изучением кимберлитовых пород этой трубки (автолитовых
кимберлитовых
брекчий),
характеризующихся
интенсивностью
и разнообразием наложенной гидротермальной минерализации, по сравнению
хотя бы даже с кимберлитовыми брекчиями с массивной текстурой цемента
восточного тела. Кристаллизация кальцитов из трубки Удачная-Восточная
протекала в более спокойной термодинамической обстановке, при этом
стабильные
условия
минералообразующей
среды
способствовали
образованию кристаллов с относительно небольшим количеством дефектов.
О пониженной дефектности этих кальцитов свидетельствуют сравнительно
небольшой запас светосуммы, ограниченный набор локальных уровней
и невысокая энергия тепловой ионизации. Образование гидротермальных
281
кальцитов в трубке Мир происходило в более спокойных термодинамических
условиях, чем в трубке Удачная западная, но в менее стабильной обстановке,
чем в трубке Удачная-Восточная. Учитывая, что термолюминесценция
кальцита
определяется
физико-химическими
условиями
среды
кристаллизации и последующего его существования и, сопоставляя
термолюминесцентные свойства гидротермального кальцита из разных
кимберлитовых трубок, можно судить о различиях термодинамической
обстановки в этих трубках в период образования такого кальцита.
Значительное влияние на изменение кимберлитовых пород верхних
частей трубок оказывают процессы выветривания. В зависимости от
масштабов проявления этого процесса изменяется содержание ряда
петрогенных элементов, прежде всего кальция, магния и железа. Количество
кальция находится в зависимости от гипергенной карбонатизации;
двухвалентного железа – процесса посткоровой сидеритизации. Магний
входит как в состав карбонатов, так и в состав силикатов, при этом
в силикатной части породы его доля уменьшается, а в карбонатной,
в отдельных случаях, увеличивается. В процесс преобразования вовлекаются
также K2O, Na2O, Al2O3 (Шамшина, 1979).
Р.А. Затхей и др (1979), изучив поведение редких элементов в зоне
выветривания, выделили устойчивые ассоциации типоморфных элементов,
поведение которых ведет к накоплению (Nb, V – La – Mn) или выносу (Rb –
Cs – Ba – Sr). Распределение редких элементов, по мнению исследователей, не
всегда четко согласуется с особенностями и стадийностью процессов физикохимического выветривания пород, отражая многогранность и сложность этого
процесса.
Изменение химического состава кимберлитовых пород отражается
в закономерных превращениях отдельных минералов, прослеженных
Э.А. Шамшиной (1979) на разных стадиях их преобразования. Серпентин
преобразуется через переходные фазы, в конечном счете, в минералы группы
монтмориллонита, продукты полного разложения представлены минералами
группы каолина-галлуазита. Флогопит преобразуется позднее серпентина
и превращается в конечном итоге в хлорит. Более интенсивный процесс
выветривания повышает железистость хлоритов или же разлагает их
с образованием гетита-гидрогетита. Гидроокислы железа, накапливающиеся
в коре выветривания, образуются как за счет окисления, содержащегося
в кимберлитах, магнетита так и за счет железа, освобождающегося из
кристаллических решеток разрушающихся силикатов.
Циркуляция инфильтрационных вод, обогащенных карбонатным ионом,
выносимым из окружающих пород, образует зону вторичной карбонатизации
в эндоконтакте кимберлитовых тел. Полное изменение кимберлитов, когда
магний выносится, а кремнезем в условиях значительного обводнения
становится малоподвижным, приводит к образованию зон гипергенного
окремнения.
282
Изменение кимберлитовых пород в результате выветривания
предполагает возникновение зональности, поскольку разрушение пород идет
от поверхности вглубь. Однако, в этом случае четкая зональность проявляется
далеко не всегда. В верхних частях большинства кимберлитовых трубок
краевые участки изменялись быстрее, чем центральные, в связи, с чем
зональность здесь проявляется более отчетливо.
В целом исследование вторичной минерализации кимберлитовых пород
различных тел позволяет отметить, что распределена она крайне
неравномерно как в плане трубок, так и по разрезам. При этом в различных
телах поздние наложенные процессы, очевидно, протекают по-разному.
Возникают специфические минеральные ассоциации, характерные для каждой
трубки. Наиболее полно процесс изменения кимберлитовых пород протекает
в эндоконтактовой части кимберлитовых трубок. Процессы, происходящие
в зоне выщелачивания, приводят к переотложению ряда минералов
(серпентина, карбоната) с образованием новых минеральных форм.
Температурные условия внедрения кимберлитовой магмы
Весьма важным моментом для обсуждения состояния кимберлитовой
магмы на завершающих стадиях эволюции является температурный режим
становления кимберлитовых тел.
О физико-химическом состоянии магмы можно судить на основании
изучения контактов, областей непосредственного соприкосновения
кимберлитовой магмы как с вмещающими породами, так и ксенолитами
различного состава, что дает возможность судить о масштабах и характере
процессов, происходящих при этом. Вопрос этот получил определенное
освещение в работах Е.В. Францессон (1962), Г.В. Зольникова (1963),
В.В. Ковальского с соавторами (1969), А.Д. Харькива (1967), В.П. Серенко
и А.Д. Харькива (1975). За рубежом – в работах П.А. Вагнера (Wagner, 1909),
А.Ф. Вильямса (Williams, 1932), Дк.Б. Даусона и Дж.Б. Хауторна (Dawson,
Hawthorne, 1970) и др.
Контактовые взаимоотношения кимберлитовых пород с вмещающими
характеризуются, прежде всего, интенсивными механическими изменениями
осадочных пород. Выражающиеся в появлении трещиноватости,
брекчировании, нарушении сплошности залегания – задира пластов
с падением в сторону от контактов от 25-30 до 60-80°. С удалением от
контактов на 100-150 м, а для большинства трубок на 5-25 м эти явления
затухают. Аналогичное наблюдается и с глубиной. Метаморфизующее
влияние кимберлитовой магмы на вмещающие породы в большинстве случаев
выражается в появлении низкотемпературных ассоциаций: серпентина
и хлорита.
Изучение битумов ксенолитов известняков в кимберлитовых породах
трубки Удачная-Западная, присутствие которых к моменту их захвата магмой
доказывается
повышенной
конденсированностью
ароматических
углеводородов, что отличает их от битумов вмещающих карбонатных пород
283
и указывает на сохранение в битумах ксенолитов всех структурных элементов
углеводородов, характерных для рассеянного органического вещества
сравнительно невысоких стадий катагенеза. Это может свидетельствовать
о невысокой температуре (не выше 300-400°C) внедрявшегося
кимберлитового вещества (Ковальский и др., 1981).
Близкие температуры 365-385°C получены И.В. Попивняк и Н.И. Мязь
(1979) при изучении методом декрипитации карбонатных пород
в экзоконтакте кимберлитовых пород одной из трубок. В одной из
кимберлитовых трубок Алакитского района встречены ксенолиты осадочных
пород с монтмориллонитом, распространенные повсеместно до глубины 400500 м (Брахфогель и др., 1979). Известно, что при высокой температуре (500700°C) монтмориллонит должен разлагаться с образованием слюды.
Следовательно,
температура
при
формировании
данной
трубки
в кимберлитовой магме была меньше этих температур. В литературе известны
находки в кимберлитовых породах Африки и Сибири обломков древесины, не
претерпевшей каких-либо термальных воздействий.
В ряде трубок Мунского поля (Зимняя, Новинка, Комсомольская)
описаны явления высокотемпературного метаморфизма ксенолитов
карбонатно-глинистого состава с образованием роговиков, клинопироксени куспидин-гранатовых, а также монтичеллитсодержащих ассоциаций
(Серенко, Харькив, 1975), отмечаемые наряду с низкотемпературными
образованиями хлорита, серпентина, флогопита, кальцита. Помимо
ксенолитов монтичеллит присутствует также в основной массе кимберлитов.
Образование подобных ассоциаций обусловлено, по мнению В.П. Серенко
и А.Д. Харькива, воздействием высокотемпературных растворов, связанных
с
кимберлитовой
магмой,
сформировавшей
крупнопорфировые
кимберлитовые породы – кимберлитовые брекчии с массивной текстурой
цемента.
Отмеченные выше условия высокотемпературного метаморфизма
оказались неблагоприятными для сохранения алмазов (Харькив и др., 1980).
Последние несут следы природного каталитического окисления с появлением
коррозионных каверн. Наибольшее число алмазов с такими признаками
отмечается в кимберлитовых брекчиях с массивной текстурой цемента – 1865%. Наименьшее в автолитовых кимберлитовых брекчиях – 1,3%.
Допускается, что определенная часть алмазов может быть уничтожена
(окислена) при их транспортировке, а также в условиях высокотемпературной
среды.
Признаки термального метаморфизма, проявившиеся в закалке
и уплотнении глинистых сланцев, возникновении полукристаллических
структур, ороговиковании и окварцевании глинистых сланцев и песчаников,
описаны для гипабиссальных кимберлитовых пород Южной Африки (Dawson,
Hawthorne, 1970).
Рассмотренные данные, несомненно свидетельствуют, что наличие
термальных и контактово-реакционных явлений во вмещающих породах
284
и ксенолитах при выполнении кимберлитовой магмой трубочных тел имеет
связь с породами, формировавшимися из различных зон глубинности
магматической колонны.
Автолитовые кимберлитовые брекчии, образовавшиеся из апикальной
части, в условиях с сопутствующим адиабатическим выделением газов
и быстрым охлаждением системы, действительно, не вызывают каких-либо
контактовых изменений во вмещающих породах и ксенолитах или
характеризуются слабым их проявлением. Температура магмы в момент
становления трубки здесь вряд ли превышала 300-400°C.
Отделение летучей фазы на глубине, где формируются кимберлитовые
брекчии с массивной текстурой цемента, происходит не столь бурно, и потеря
тепла идет относительно медленно. Здесь могут протекать процессы
с образованием высокотемпературных ассоциаций в кимберлитовых породах,
так и в связи с некоторым реакционным отношением к ксенолитам
прорванных пород. В экспериментах кристаллизация монтичеллита
в ассоциации с кальцитом протекает при давлении CO2 100-700 атм
и температурах 700-900°C (Harker, Tuttle, 1956). При более высоком
парциальном давлении CO2 кристаллизация кальцита предпочтительнее.
Аналогично ведет себя и мелилит, кристаллизация которого осуществляется
при температурах 700-750°C и также пониженным парциальном давлении
CO2. Х.С. Йодер (Yoder, 1973) отмечает, что верхний предел стабильности
давления для чистого окерманита сильно уменьшается в присутствии
избыточного CO2 (предположительно растворенного в силикатных расплавах
в виде карбоната). Это свидетельствует о том, что кристаллизация мелилита
может подавляться в магмах, богатых карбонатами, например кимберлитовой.
Кроме того, на стабильность мелилита, вероятно, оказывает влияние
содержание щелочных элементов в магме во время кристаллизации.
Мелилит встречен в основной массе кимберлитовых брекчий
с массивной текстурой цемента трубки Удачная-Восточная (Егоров, 1979).
Сравнительно редкие находки монтичеллита и мелилита в кимберлитовых
породах эксплозивной фации свидетельствуют, очевидно, что сочетание
благоприятных условий (высокая температура при низком парциальном
давлении CO2) проявляется крайне редко, причем наиболее предпочтительным
являются глубинные части кимберлитовой колонны, которые в момент
формирования трубки не выведены на поверхность.
О возможной кристаллизации мелилита в основной массе
кимберлитовых пород косвенно свидетельствует изучение силикатных
шариков постоянное присутствующих в минералогических пробах шлихов,
промытых как из дресвы кимберлитовых пород на трубках (Зарница,
Москвичка, Якутская, Полуночная, Магистральная и др.), так и искусственных
из протолочек коренных пород и керна скважин глубоких горизонтов трубок
Мир, Удачная, Айхал. Иногда они отмечаются в виде капле-гантелеобразных
"булек". Форма их идеально гладкая, блестящая, указывающая на образование
их в свободном пространстве. Размеры их колеблются от сотых и десятых
285
долей до 1-2 мм. А.Д. Харькив обнаружил в породах трубки Айхал шарики до
3 мм в диаметре. В.В. Готовцев отмечал в породах этой трубки шарики,
достигающие 4 мм. Окраска их бледно-зеленая, зеленая до черной, смоляночерной, просвечивающей в тонких сколах бурым.
Шарики могут быть полыми. При дроблении одного из образцов
препарировались зерна оливина округло-овальной формы, розово-красного
граната неправильной формы и черного блестящего минерала со ступенчатой
поверхностью, очень хрупкого, возможно, графита. В другом образце
в полости отмечена рыхлая масса розового цвета, по-видимому, продукт
изменения какого-то минерала.
Был изучен состав газовых включений в разноокрашенных шариках из
кимберлитовых пород трубки Айхал, проявивших удивительное однообразие.
Набор газов оказался достаточно экзотичным (табл. 4.23); резкое
преобладание группы (N2+p.r.); примесь 20-25 об. % углеводородов, порядка
5 об. % H2; 2-10 об. % CO2. Подобный состав не находит аналогов среди
известных космических объектов. В индустриальных образованиях
присутствует группа (N2+р. r) – 71,3-71,5 об. %, O2 – 17,3-17,9 об. %; СО –
10,5-11,0 об. % (Шугурова и др., 1976).
Таблица 4.23
Состав газовых включений в силикатных шариках
из кимберлитовых пород трубки Айхал (в объемн. %)
(по данным Н.А. Шугуровой, Ю.А. Долгова и Г.М. Ивановой, 1976)
Сокращение
пузыря (n раз)
14,85-61
CO2
Углеводороды
H2
N2+р.г.
2,2-10
22,5-25,7
4,8-5,5
57,7-96,9
Кол-во
анализов
Рассмотренное однозначно отвергает их возможное метеорное
и индустриальное происхождение. Следовательно, остается допустить
уникальный способ образования силикатных шариков непосредственно
в кимберлитовой магме в восстановительной среде, богатой углеводородами.
Шарики исследовались рентгенометрически, изучался их состав. При
комнатной температуре они оказались рентгено-аморфными. Шарики
прокаливались на воздухе при температурах 600, 700, 800, 900 и 1000°C
в течение 6 ч в каждом случае. Только при температуре 800° и выше они
переходят в кристаллическое состояние со структурой мелилита. Размеры
тетрагональной элементарной ячейки следующие: а = 4,78А, с = 5,031А.
Химический состав шариков характеризуется высоким содержанием CaO
и Al2O3 (табл. 4.24).
По всей вероятности, в исходном веществе, приближающемся по
составу к алюмосиликату при нагревании при температурах свыше 800°C
происходит синтез в твердом состоянии с кристаллизацией мелилита.
Известен случай синтеза окерманита в твердом состоянии в интервале
температур от 300 до 1200°C (Дир и др., 1965). В изученном нами случае
анализы пересчитаны на мелилит.
286
Таблица 4.24
Химический состав силикатных шариков из кимберлитовых пород, в %
Тр. Мир
Тр. Айхал
1
2
3
4
SiO2
39,74
37,79
40,13
39,77
TiO2
0,60
0,67
1,47
0,38
Al2O3
11,41
10,65
11,05
10,59
Fe2O3
0,30
0,13
FeO
2,34
1,45
6,83
1,28
MnO
1,98
1,75
0,13
0,29
MgO
1,01
2,22
4,24
4,85
CaO
37,98
41,24
32,50
40,19
Na2O
0,93
0,74
1,35
1,12
K2O
0,74
0,69
0,82
1,42
+
H2O
0,32
не опр.
не опр.
0,36
Cr2O3
не опр.
не обн.
не обн.
0,006
NiO
не опр.
не опр.
не опр.
0,002
CoO
не опр.
не опр.
не опр.
не обн.
P2O5
0,10
не опр.
не опр.
не опр.
CO2
не обн.
не опр.
не опр.
не обн.
Sобщ.
0,88
не опр.
не опр.
не опр.
Сумма
98,33
97,20
98,52
100,388
Анализы выполнены: 1 – Д.А. Кулагиной (Химико-аналитич. лаборатория ИГАБМ
СО РАН; 2-3 – на микроанализаторе JXA-50A Махотко В.Ф. (ИГАБМ СО РАН); 4 – анализ
предоставлен А.Д. Харькивым (НИП АК АЛРОСА, г. Мирный).
Кристаллохимические формулы:
(Ca1,91Na0,08K0,07)2,06(Mg0,07Fe2+0,09Fe3+0,01Mn0,08Al0,63Ti0,02Si1,87)2,77O7
(Ca2,11Na0,06K0,04)2,21(Mg0,15Fe2+0,05Mn0,07Al0,31Ti0,02Si1,81)2,41O7
(Ca1,61Na0,12K0,04)1,77(Mg0,29Fe2+0,26Mn0,02Al0,61Ti0,11Si1,86)3,13O7
(Ca1,98Na0,10K0,08)2,16(Mg0,33Fe2+0,05Mn0,01Al0,57Ti0,01Si1,23)2,80O7
Как нам представляется, состав шариков отражает высококальциевую
основную массу кимберлитовых пород. Высокое парциальное давление
углекислоты в магме препятствует кристаллизации мелилита. В условиях
флюидизации из межзернового газово-жидкого флюида, остающегося еще
незакристаллизованным к моменту выполнения полостей трубок
кимберлитовой магмой, происходит формирование таких "шариков". Как
видно, это может свидетельствовать о потенциальной возможности
кристаллизации мелилита в кимберлитовых породах.
Рассмотренные отдельные моменты эволюции кимберлитовой магмы на
субвулканическом этапе дают общее представление о состоянии
и температуре кимберлитовой магмы (не превышающей 400°C) в период
заполнения ею трубочного тела.
287
Проблема взаимоотношения карбонатитового и кимберлитового
магматизма
В современных петрологических исследованиях большое внимание
уделяется проблеме взаимоотношения кимберлитов и карбонатитов –
главнейших типов пород щелочно-ультраосновного магматизма. При
очевидной специфичности проявлений в каждом отдельном случае их
объединяет не только сходство (хотя и не идентичность) условий размещения,
но и такие петрохимические, геохимические и минералогические
особенности, как повышенная щелочность, недосыщенность кремнеземом,
обогащенность ювенильной углекислотой, фосфором, некогерентными
редкими (Nb, Ta, Zr, TR и др.) и радио-активными (U, Th) элементами
и присутствие характерных акцессорных редкометальных минералов
(перовскита, цирконолита, бадделеита, Mn-ильменита и др.). Вместе с тем,
достаточно четко выражены и различия в характере проявления магматизма
в карбонатитовой и кимберлитовой формациях. В целом можно
констатировать,
что
проблема
взаимоотношений
карбонатитового
и кимберлитового магматизма достаточно сложна и имеет ряд дискуссионных
моментов. Эта проблема включает широкий круг вопросов, касающихся как
условий генерации исходных магм, так и непосредственных генетических
соотношений, близких по составу типов пород, свойственных как той, так
и другой формации. Ряд своеобразных эксплозивных ультраосновных пород
карбонатитовых комплексов по составу и структуре оказываются близкими
и даже тождественными с кимберлитами (Eckermann, 1948, 1967; Dawson,
1969; Жабин, Сурина, 1979).
Экспериментальные исследования (Eggler, 1976; Некрасов, Горбачев,
1978; Перчук, Линдсли, 1980 и др.) показывают, что существует
принципиальная возможность тесных генетических связей между
карбонатитовыми и кимберлитовыми расплавами, причем характер этих
связей может быть двояким. С одной стороны, первичные карбонатитовые
расплавы могут генерироваться при наиболее низких степенях частичного
плавления перидотитов и сменяются кимберлитовыми выплавками
с увеличением степени плавления. С другой стороны, вследствие тех же
соотношений фракционирование кимберлитовых расплавов может приводить
к образованию карбонатитовых жидкостей. Нетрудно показать, однако, что
эти возможности могут реализоваться лишь в случае кимберлитов
и карбонатных пород, непосредственно ассоциирующих с кимберлитовыми
трубками, но они не имеют прямого приложения к взаимоотношениям
кимберлитов с типичными карбонатитами центральных комплексов.
Действительно, поскольку переход от первичных "карбонатитовых" выплавок
к кимберлитовым связан с увеличением степени частичного плавления
мантийного вещества, то объем первичных карбонатитовых магм,
выплавляемых при инициальном плавлении перидотитов, либо образующихся
при фракционировании кимберлитовых расплавов, должен быть еще
меньшим, чем объем кимберлитовых магм. Не касаясь пока геологических
288
взаимоотношений кимберлитов и карбонатитовых комплексов, можно
констатировать, что это находится в очевидном противоречии с реальными
масштабами проявления карбонатитового и кимберлитового магматизма.
Важное следствие, вытекающее из этого, заключается в том, что
классические карбонатиты не могут быть связаны с кимберлитами ни как
последовательные продукты прогрессирующего плавления мантийных
перидотитов,
ни
как
производные
процесса
магматического
фракционирования.
Отсюда
естественно
также
заключить,
что
в формировании большинства карбонатитовых комплексов карбонатиты, как
самостоятельные инициальные выплавки едва ли играли существенную роль.
Закономерное положение карбонатитов в последовательно формирующихся
сериях ультраосновных и щелочных пород позволяет отдавать предпочтение
альтернативной возможности, а именно образование карбонатитов
в результате более полного плавления мантийного вещества, протекающего
при активном участии глубинных флюидных потоков, насыщающих
выплавляемые расплавы щелочами и углекислотой и определяющих
возможность комплементарного формирования щелочных и карбонатитовых
магм с участием ликвационных процессов (Лапин, 1983).
Особая роль ювенильных флюидных потоков в формировании
карбонатитовых комплексов, неоднократно отмечавшаяся ранее (Овчинников
и др., 1970; Лапин, 1982 и др.), наиболее наглядно проявляется в развитии
в связи с этими комплексами мощных процессов щелочных метасоматических
преобразований вмещающих пород. Таким образом, различия между
кимберлитами и непосредственно ассоциирующими с ними карбонатными
породами с одной стороны и щелочно-ультраосновными карбонатитовыми
комплексами, с другой стороны, проявляются уже в условиях генерации
исходных расплавов. Очевидно, что именно особенности условий генерации
исходных расплавов определяют специфические различия двух весьма
контрастных
формационных
типов
мантийного
магматизма
–
карбонатитового и кимберлитового. Эти различия касаются не только
морфологии, размеров и механизма формирования магматических тел.
Рассматриваемые
формации
весьма
контрастны
по
степени
дифференцированности пород и масштабам связанных с ними
метасоматических процессов. И наконец, хотя карбонатитовые комплексы так
же, как и кимберлиты, служат типичным проявлениями платформенного
магматизма, их условия локализации в пределах платформенных областей не
идентичны и совместное нахождение тех и других в пределах одних и тех же
районов и тем более приуроченность к одним и тем же тектоническим
структурам не характерны и скорее могут рассматриваться как исключение.
Главные различия в локализации кимберлитов и карбонатитовых
комплексов заключаются в преимущественной приуроченности кимберлитов
к наиболее стабильным консолидированным частям платформ, в то время как
карбонатитовые комплексы локализуются в зонах активизации стабильных
или стабилизированных областей и преимущественно тяготеют к границам
289
жестких платформенных блоков, краевым швам платформ, рифтовым зонам
и зонам глубинных разломов.
Показательны в этом отношении платформенные рифтовые зоны,
к которым приурочены крупнейшие в мире карбонатитовые провинции.
В частности, в системе Великих Африканских рифтов размещение
карбонатитовых комплексов контролируется зонами рифтов, в то время как
кимберлитовые поля пространственно обособлены и располагаются вне
непосредственной связи с этими структурами в пределах относительно слабо
деформированных межрифтовых блоков. При этом следует подчеркнуть, что
карбонатитовые комплексы в рифтовых зонах часто не обнаруживают прямой
связи с крупными активными глубинными разломами, их формирование
нередко предшествует заложению осевых грабенов и происходит на фоне
активного воздымания сводовых поднятий. Собственно разломный магматизм
рифтовых зон, приуроченный к глубоким трещинам растяжения или узлам их
пересечения, представлен массовыми излияниями вулканитов умеренной
щелочности (Белоусов и др., 1974).
Анализ продуктов магматизма рифтовых зон и прилегающих
межрифтовых областей позволяет наметить определенный ряд изверженных
пород от кимберлитов к щелочно-ультраосновным карбонатитовым
комплексам и далее к комплексам умеренной щелочности. В этом ряду
изменению характера магматизма соответствует изменение условий
магмообразования, главными из которых являются степень проницаемости
системы для флюидных растворов и магматических расплавов, величина
термального потока и степень частичного плавления мантийного вещества.
Очевидно, что эти факторы взаимосвязаны и обусловлены особенностями
режима формирования рифтов и относительно стабильных межрифтовых
блоков. В ряду магматических продуктов кимберлитам соответствуют
минимальные, а комплексам умеренной щелочности – максимальные уровни
рассматриваемых параметров.
Рассмотренные
выше
наиболее
общие
аспекты
проблемы
взаимоотношений карбонатитового и кимберлитового магматизма позволяют
наметить некоторые существенные особенности условий генерации этих
формационных типов пород. Эти особенности подчеркивают специфичность
каждого из формационных типов и дают определенные основания для
противопоставления как этих формаций в целом, так и близких по составу
пород, свойственных как той, так и другой формации.
Постоянное
присутствие
карбонатов
является
характерной
особенностью состава кимберлитов. Среди карбонатного вещества
преобладает кальцит, который образует несколько морфологических
и генетических типов. Наиболее обычная форма магматического кальцита
представлена пластинчатыми микролитами в основной массе кимберлита.
Характерно увеличение содержания микролитов кальцита (до 30-40% и более)
в кимберлитах интрузивной фации, а также в базисе автолитовых
обособлений. Значительная часть кальцита в кимберлитах присутствует в виде
290
тонкозернистого агрегата неправильных зерен в основной массе пород.
Количество зернистого кальцита в кимберлитах варьирует от 20 до 60%.
Кроме того, в кимберлитах распространены прожилки и гнезда
крупнокристаллического гидротермального кальцита, ассоциирующего
с баритом, целестином, сульфидами и магнетитом.
Наряду с этим в кимберлитовых трубках встречаются породы, в которых
кальцит, морфологически аналогичный магматическому микролитовому
и зернистому кальциту кимберлитов является преобладающим компонентом.
Эти породы по минеральному и химическому составу, сходные
с классическими карбонатитами ультраосновных и щелочных комплексов,
представляют наибольший интерес с точки зрения анализа взаимоотношений
кимберлитового и карбонатитового магматизма и непосредственного
сравнения близких по составу пород обеих формаций.
Рассмотрим вначале известные примеры развития карбонатных пород
в связи с кимберлитовыми трубками и силлами Южной Африки. Даусон
и Хауторн описали случай дифференциации кимберлитовых силлов
с образованием карбонатитов в районе Бенфонтейн близ Кимберли (Dawson,
Hawthorne, 1973). В этом районе силлы кимберлитов интрудируют сланцы
и перекрывающие их долериты. Каждый из силлов образуется в результате
нескольких инъекций кимберлита, которые придают силлам вид
расслоенности. Во многих слоях проявляются признаки магматической
седиментации и кумулятивные текстуры. В некоторых случаях
дифференциация происходит in situ, однако отдельные слои образуются
в результате дифференциации, предшествующей инъекции кимберлита. Как
отмечают Даусон и Хауторн, транспортирующая интеркумулятивная
жидкость была обогащена кальцитом и отдельно слои в силлах представлены
отдифференцированными карбонатными породами, состоящими из
интеркумулятивного кальцита. По составу, содержаниям редких элементов
и изотопным данным такие слои обладают значительным сходством
с карбонатитами. Отмеченные признаки седиментационных текстур, а также
наличие термального метаморфизма вмещающих сланцев и развитие зон
закалки с кальцитом и апатитом интерпретируются в цитированной работе как
доказательства инъекции кимберлита в виде весьма подвижной жидкости,
состоящей из кристаллов оливина, граната, пироксена, слюды
и пироильменита, заключенных в высокотемпературной существенно
карбонатной жидкости, из которой кристаллизуются оливин, магнетит,
перовскит, апатит и карбонаты. Данные о том, что транспортирующая среда
представляла собой нагретую существенно карбонатную жидкость, по
мнению Даусона и Хауторна, опровергают гипотезы о том, что кимберлит
интрудирован в виде холодной кашеобразной массы и подтверждают
представления о генетической связи между кимберлитами и карбонатитами.
Рассмотренный случай несомненно представляет особый интерес,
поскольку именно в силлах реализуются наиболее благоприятные условия для
дифференциации кимберлитов. Пример кимберлитовых силлов Бенфонтейн
291
показывает возможность дифференциации кимберлитов с образованием
пород, обладающих существенным сходством с карбонатитами.
Другим известным примером тесной ассоциации кимберлитов
с карбонатитоподобными породами является кимберлитовая трубка Премьер
в Южной Африке. Кимберлиты трубки Премьер пересекаются дайками
кальцит-магнетит-серпентиновых пород, которые были детально изучены
Дэли (Daly, 1925) и интерпретировались им как карбонатиты в понимании
Бреггера, образующиеся в результате внедрения существенно карбонатной
магмы. При этом Дэли основывался на таких наблюдениях, как резкие
контакты даек с вмещающими кимберлитами, высокая степень химической,
минералогической и структурной однородности дайковых пород, наличие
в них контактовых зон закалки и характер метаморфизма вмещающих
кимберлитов под воздействием даек.
В составе даек преобладает кальцит (50-55%), они содержат 10-25%
магнетита и 25-40% интерстициального серпентина. Изотопное отношение
87
Sr/86Sr в карбонатных дайках трубки Премьер составляет 0,7028 (Пауэлл
и др., 1969) и близко к среднему значению изотопного отношения стронция
в карбонатитах. В то же время по сравнению с типичными карбонатитами
дайки характеризуются относительно низкими содержаниями стронция
и высокими отношениями Ba/Sr, а также присутствием значительной примеси
Ni и Cr (Robinson, 1975).
Дайки прослеживаются на глубину более 500 м и на глубоких
горизонтах некоторые их участки приближаются по составу и структуре
к кимберлитам, в особенности, к их поздним, богатым карбонатам
интрузивным фациям. Согласно Д. Робинсону, кальцит-магнетитсерпентиновые дайки являются продуктами кристаллизации остаточного,
обогащенного
летучими
расплава,
который
отделяется
от
кристаллизующегося кимберлита и интрудирует как самостоятельная фаза.
Развитие существенно карбонатных пород характерно и для
кимберлитовых тел Якутии. Выше нами детально рассмотрены
кимберлитовые жилы, сопряженные с трубками, отличительной особенностью
которых является существенное обогащение кальцитом по сравнению
с кимберлитовыми породами, слагающими трубки. Содержание кальцита
в жильных телах достигает 80-90% и по химическому составу они
сопоставимы с жильными карбонатитами ультраосновных – щелочных
комплексов. Характерным признаком жил, связанных с кимберлитовыми
телами, является четко выраженная флюидальность, обусловленная
ориентированным расположением удлиненных микролитов кальцита, а также
кристаллов апатита и флогопита. В то же время жильные тела, имеющие
существенно карбонатный состав, сохраняют такие типоморфные признаки
кимберлитов, как присутствие пиропа, пикроильменита, хромита, алмазов.
Сопоставление составов показывает, что карбонатные жилы кимберлитовой
ассоциации отличаются от кимберлитов более высокими содержаниями Ti,
Mn, K, P, Li, Rb. В то же время эти породы содержат меньше фосфора, но
292
больше титана по сравнению с типичными карбонатитами (Лапин,
Маршинцев, 1984). Важным элементом в исследовании жильных пород
является исключение их возможной метасоматической природы, так как ранее
эти породы описывались как сильно карбонатизированные слюдяные
кимберлиты (С.Ф. Духанин, Г.Ф. Дорганов, К.С. Забурдин, В.Н. Рыбченков).
Источником карбоната при этом принимались вмещающие осадочные породы
карбонатного состава.
Исследование вариаций петрогенных и редких элементов по разрезу жил
показывает, наоборот, что состав их удивительно однородный. Изучение
соотношения кальцита и доломита по разрезу жилы трубки Мир термическим
методом свидетельствует о некотором увеличении количества доломита
к эндоконтактам. Аналогичные результаты получены при исследовании
изотопного состава углерода и кислорода в карбонате этой жилы из различных
участков. Наименьшие колебания прослеживаются для изотопного состава
углерода δ18O резко увеличивается в зоне непосредственного эндоконтакта,
указывая на минимальные обменные процессы между веществом жилы
и вмещающими осадочными породами (табл. 4.25, рис. 4.25).
Таблица 4.25
Изотопный состав С и O в карбонате из кимберлитовой жилы трубки Мир
(по данным Л.В. Днепровской, Ин-т Земной коры, Иркутск)
δ13C, % PDB
Центр тела
–11,3
Промежуточная часть
–10,1
Периферия
–10,5
Содержание карбоната в породе 90%.
δ18O, % SMOW
+14,9
+15
+20,7
Рис. 4.25. Изменение изотопного состава углерода и кислорода в карбонате из
кимберлитовой жилы трубки Мир
(по данным Д.В. Днепровской, Институт Земной коры СО АН СССР, г. Иркутск).
293
О некотором взаимодействии жильного вещества с вмещающими
осадочными породами показано исследованием изотопного состава на
примере жилы № 4 трубки Удачная. Наблюдается отчетливая зональность
в распределении Rb, Sr и изотопного состава Sr (табл. 4.26, рис. 4.26).
В экзоконтактовой зоне имеется пик концентрации Sr изотопного состава
0,7060, а в эндоконтакте – уменьшение его концентрации. Для пород
центральной части жилы характерно это же отношение 87Sr/86Sr в то время как
для вмещающих осадочных пород на значительном удалении от жилы оно
равно 0,706 (Брандт и др., 1982). Допускается, что после формирования
жильного тела происходит мобилизация стронция флюидами и вынос его
в
экзоконтактовую
зону.
Концентрация
рубидия
повышается
в приконтактовой зоне, в дальнейшем она уменьшается по обе стороны
контакта. Все это свидетельствует, что жильные тела не претерпели скольлибо заметного изменения и не испытали существенного влияния
карбонатного компонента вмещающих пород, в противном случае это привело
бы к значительному перераспределению многих элементов.
Таблица 4.26
Изотопный состав приконтактовых пород
кимберлитовой жилы трубки Удачная (по С.Б. Брандту и др., 1983)
Характеристика Зона изменения, Содержание, % 87 86 О
( Sr/ Sr)
образца
минеральный состав
Rb
Sr
тр. Удачная,
Кимберлит
Интенсивно
0,0040 0,0090 0,7060*
эндоконтакт.
измененная брекчия
жилы № 4
с глинистыми
доломитами
Вмещающие
Глинистый
То же наличие
0,7080**
жилу породы
доломит
слабого
0,7062*
(экзоконтакт)
окварцевания
и участковой
серпентинизации,
тонких прожилков
гипса
То же, 1,5 см от
то же
то же
0,0058 0,1757 0,7080**
контакта
0,0072 0,1186 0,7080**
То же, 5 см от
0,0020 0,252 0,7080**
контакта
Тоже, 3 м от Неизмененная
0,0024 0,0126 0,7096*
контакта
порода
0,0014 0,0090 0,7093*
0,0034 0,0144
тр. Удачная,
Кимберлит
Интенсивно
0,0023 0,0470
центр жилы
измененная брекчия
№4
(87Sr/86Sr)O – изотопное отношение в образце ко времени образования трубки;
* Величина изотопного отношения для карбонатной составляющей пробы;
** То же, для силикатной части пробы, определено по изохроне.
№
пробы
3I
4I
5I
6I
7I
8I
Место отбора
294
Рис. 4.26. Зональность концентраций Sr и Rb в контактовой зоне жилы (трубка Удачная)
с вмещающими глинистыми доломитами (Брандт и др., 1982).
1 – стронций, 2 – рубидий. В скобках указаны значения 87Sr/86Sr.
Таким образом, формирование кимберлитов сопровождается развитием
существенно карбонатных пород, по валовому химическому составу сходных
с классическими карбонатитами и обычно проявляющихся в фации жил,
непосредственно
ассоциирующих
с
кимберлитовыми
трубками.
Происхождение
существенно
карбонатных
жил,
сопряженных
с кимберлитовыми трубками трактуется различно. Они рассматриваются либо
как самостоятельные мантийные выплавки (Харькив, 1975), либо как
производные
кимберлитовой
флюидно-магматической
системы,
эволюционирующей в направлении остаточного богатого карбонатами
состава (Маршинцев и др., 1979; Маршинцев и др., 1980). В свете приведенных
выше экспериментальных данных оба варианта представляются возможными,
однако, геологические данные свидетельствуют скорее в пользу второго из
вероятных способов образования карбонатных жил.
Возможность эволюции кимберлитовой системы в направлении
существенно карбонатных составов подтверждается рассмотренным выше
примером дифференциации кимберлитового силла Бенфонтейн, а также
установленным для ряда кимберлитовых трубок закономерным увеличением
содержания карбоната с глубиной.
Наконец, с точки зрения вероятных путей эволюции кимберлитов
большой интерес представляют исследования состава неизмененного
кимберлита глубоких горизонтов трубки Удачная-Восточная. Как было
показано в работе (Маршинцев и др., 1976) основная масса неизмененного
кимберлита,
составляющая
50%
объема
породы,
представлена
преимущественно кальцитом и по химическому составу весьма близка
к карбонатитам. Флюидальная структура основной массы, обусловленная
субпараллельным расположением микролитов кальцита и чешуек флогопита
295
сходна со структурой существенно карбонатных даек кимберлитовой
ассоциации.
Таким образом, на поздних этапах эволюции кимберлитовая флюидномагматическая система по своим физико-химическим параметрам
приближается к карбонатитовой. Именно с этой стадией эволюции
кимберлитов связано развитие в них таких характерных для карбонатитов
минералов, как ниобиевый перовскит, бадделеит и цирконолит, образующихся
в процессе реакционного замещения титановых и циркониевых минералов
ранней ультраосновной ассоциации – пикроильменита и циркона (Robert
Haggerty, 1979). С этой же стадией связано образование в микролитовом
кальцитовом мезостазисе кимберлитов позднего пластинчатого ильменита,
отличающегося повышенным содержанием марганца (до 5%), который
является характерной примесью карбонатитовых ильменитов (Гаранин и др.,
1978).
Указанные особенности подчеркивают сходство карбонатных пород
кимберлитовой ассоциации с классическими карбонатитами не только по
общему химическому составу, но так же и по некоторым минералогическим
признакам.
Вместе с тем особенности карбонатных пород кимберлитовой
ассоциации существенно отличают их от классических карбонатитов,
геохимический облик которых отражает глубокую дифференциацию
отдельных групп элементов и прежде всего весьма низкие содержания
сидерофильных элементов (Cr, Ni, Co) при максимальном накоплении
литофильных редких элементов (Nb, Zr, TR, Sr, Ba), содержания которых во
много раз выше, чем в карбонатных породах кимберлитовой ассоциации.
Резкие различия наблюдаются так же в величинах отношений Ni/Co и Sr/Ba.
В карбонатных породах кимберлитовой ассоциации значения этих отношений
хотя и несколько ниже, чем в кимберлитах, однако близки к кимберлитовым.
В то же время для классических карбонатитов характерны специфические
величины этих отношений, в частности, преобладание кобальта над никелем
и существенное обогащение стронцием по отношению к барию (табл. 4.27).
Очевидно, что указанные геохимические различия отражают специфику
условий формирования рассматриваемых типов пород. Действительно,
карбонатные породы кимберлитовой ассоциации являются прямыми
непосредственными производными кимберлитовых магм и, обогащаясь на
поздних стадиях их кристаллизации, в целом геохимически равновесны
с кимберлитами и сохраняют их основные геохимические свойства.
В противоположность этому в классических щелочно-ультраосновных
комплексах карбонатиты формируются в результате длительной эволюции
магматической системы в условиях более медленного подъема магматической
колонны, создающего возможность дифференциации в промежуточных
очагах. Важную роль при этом играют различия в объемах, составе
и энергетических ресурсах кимберлитовой и щелочно-ультраосновной
карбонатитовой первичных мантийных выплавок. Эти различия, отражающие
296
разную степень частичного плавления мантийного вещества, определяют
и различные условия дифференциации и эволюции рассматриваемых
магматических систем.
Таблица 4.27
Содержание редких и малых элементов в карбонатных породах,
кимберлитовой ассоциации и карбонатитах (г/т) (Лапин, Маршинцев, 1984)
Тип породы
Среднее для
карбонатных жил
кимберлитовой
ассоциации
Карбонатиты
кальцитовые
I стадии, массив
Вуориярви
II стадии, IIa стадии, I стадии, массив
Себльявр
II стадии IIa стадии, Среднее для
карбонатитов
Cr Ni Co Mn V
Ti Sc Sr
910 708 80 1088 154 9108 14 460
Ba
560
Ga
13
40 2520 13 4080 700
12
520
150 17 40 1460 30 1020 16 4120 680 11
250 20 50 1000 35 1400 10 6260 800 13
140 20 35 1000 45 4800 54 3780 1540 13
170
200
320
140 20 40 1232 65 3112 7 3640 1260 15
160 18 40 540 28 1800 10 3330 1920 36
165 19 40 1026 40 2442 18 4202 1150 17
230
190
272
150 20 35 924
Rb
51
10
La
50
Продолжение таблицы 4.27
Тип породы
Среднее для карбонатных
жил кимберлитовой
ассоциации
Карбонатиты
кальцитовые
I стадии, массив
Вуориярви
II стадии IIa стадии I стадии, массив Себльявр
II стадии IIa стадии Среднее для карбонатитов
Се
115
Yb
1,2
Y
9
1700
7
400
680
800
640
400
770
2,5
2,7
3
3
2,1
3,4
Be
1
Nb
88
Zr
65
Th
–
U
–
Ni/Co
9,2
Sr/Ba
0,88
150
1,8 160 820
46
7
0,57
5,8
45
58
58
56
40
68
1,0
1,2
1,2
1,5
1,2
1,3
9
116
0,42
0,40
0,57
0,50
0,45
0,48
6,1
7,8
2,4
2,9
1,7
4,45
290
960
120
100
440
345
470 13
360 90
420
500
430 790
500
14
Наряду с приведенными выше данными важной геохимической
характеристикой
карбонатных
пород
кимберлитовой
ассоциации
и классических карбонатитов является изотопный состав стронция. Согласно
многочисленным определениям изотопное отношение 87Sr/86Sr в карбонатитах
и среднем близко к 0,703–0,704. По данным Б.М. Владимирова и других
297
(1981), изотопное отношение стронция в карбонатах из "базальтоидных"
кимберлитов составляет 0,7037–0,7045, в карбонатах из жильных
кимберлитов, в которых кальцит является существенным компонентом –
0,7047–0,710, а из "кальцитовых кимберлитов" – 0,7065. Несмотря на довольно
значительный разброс значений изотопного отношения стронция
в кимберлитах, объясняемый процессами смещения или изотопной
неоднородностью мантии, в целом изотопный состав стронция в карбонатитах
и карбонатах из кимберлитов имеет близкие значения, характерные для пород
мантийного происхождения или включающие мантийный источник в качестве
существенного компонента изотопного состава.
Однако, при общем петрологическом и геохимическом сходстве
кимберлитов и карбонатитовых комплексов устанавливаются и четкие
отличия в характере магматизма, подчеркивающие специфичность этих
различных формационных типов платформенных щелочных ультраосновных
пород. В большинстве провинций, где широко развиты проявления
карбонатитового и кимберлитового магматизма, для них характерна не только
пространственная обособленность, но и существенные отличия в структурнотектонических
условиях
локализации.
Карбонатитам
свойственна
приуроченность к окраинным структурам краевым швам щитов и платформ,
зонам рифтов и глубинных разломов, в отличие от кимберлитов,
преимущественно локализующихся во внутренних относительно слабо
деформированных платформенных блоках, вне непосредственной связи
с крупными линейными тектоническими структурами, обладающими
повышенной проницаемостью для глубинных магм.
Таким образом, анализ общих петрологических аспектов проблемы
взаимоотношений кимберлитов и карбонатитовых комплексов дает
достаточно оснований, как для их противопоставления, так и для констатации
генетической связи, которая заключается в наиболее близком положении этих
формационных типов пород в эволюционном ряду продуктов глубинного
магматизма.
Ряд специфических минералого-геохимических признаков карбонатных
пород кимберлитовой ассоциации, прежде всего, присутствие в них пиропа,
пикроильменита и алмазов и сочетание в этих породах повышенных
содержаний сидерофильных и литофильных редких элементов подчеркивают
их тесную связь с кимберлитами, непосредственными дифференциатами
которых они являются и существенно отличают эти породы от типичных или
классических карбонатитов, связанных с ультраосновными щелочными
комплексами. Для определения классификационного положения карбонатных
пород кимберлитовой ассоциации в ряду продуктов кимберлитового
магматизма эти породы как совершенно особый тип карбонатитовых
образований, следует выделить под названием кимберлитовые
карбонатиты. Подчеркнем, что своеобразие их как особого типа
карбонатитовых образований проявлено в тесной пространственной
и генетической связи с кимберлитовыми породами, отчетливо проявляющаяся
298
в их минералого-геохимических особенностях и потенциальной
алмазоносности.
Таким образом, выявленные соотношения карбонатных пород
кимберлитовой ассоциации и классических карбонатитов и выделение на их
основе особого типа карбонатитовых образований – кимберлитовых
карбонатитов, отражают как общие петрологические связи двух главных
типов наиболее глубинного платформенного мантийного магматизма, так
и очевидное своеобразие каждого из этих типов.
Заключение
1. Кимберлитовый расплав является глубокогенерированной выплавкой,
образующийся при наиболее низких степенях частичного плавления
мантийного вещества. Специфические особенности ее заключаются
в относительной обогащенности углекислотой и щелочами и аномально
высоких содержаниях литофильных редких элементов.
Кристаллизационная дифференциация является ведущим процессом
в эволюции состава расплава и образующихся фаз и протекает
в изменяющихся термодинамических условиях. Широкое участие самородных
элементов, карбидов и силицидов в процессе минералообразования
свидетельствует о возникновении специфических восстановительных условий
на различных этапах. Кристаллизация эволюционирующей высокобарной
ассоциации, включающей: гранаты, оливин, шпинели, ильменит, слюды
и алмаза, протекает, судя по всему, в течении длительного периода времени.
Минералы, характеризующиеся высокомагнезиальным и высокохромистым
составом на начальных стадиях, вследствие изменения термодинамических
условий, сменяются позднее на более железистую, высококальциевую,
малохромистую, титанистую серию. Эта смена прослеживается также по
составу зональных кристаллов и включений в минералах, изменяющихся
вплоть до карбонатитовых ассоциаций – карбоната и апатита,
и подтверждающих, таким образом, длительность процесса кристаллизации
минералов. Вертикальная неоднородность в распределении граната,
ильменита и алмаза свидетельствует о возникновении благоприятных условий
для кристаллизации того или иного минерала в пределах магматической
колонны на разных ее уровнях.
В формировании комплекса минералов высокобарной ассоциации
принимают участие мантийные породы, что устанавливается по минеральным
парагенезисам, включенным в алмазы.
Остаточный расплав представляет собой силикат-карбонатную фазу,
близкую по составу карбонатитовым жидкостям.
2. Серпентинизация оливина головной части поднимающейся
кимберлитовой колонны, происходящая на заключительных этапах подъема
кимберлитовой магмы, связана с концентрацией летучих (в основном, H2O)
в апикальной части и обуславливает возникновение вертикальной
зональности. Этим объясняется различная степень серпентинизации оливина
299
кимберлитовых трубок, залегающих на одном уровне, увеличение с глубиной
в трубках количества вкрапленников несерпентинизированного оливина.
В пользу ранней, дотрубочной серпентинизации оливина, равным образом,
свидетельствуют отсутствие следов позднего изменения оливина
и лизардитовый состав серпентина, формирующегося в условиях повышенных
давлений. Дальнейшее преобразование лизардита в хризотил протекает на
более поздних стадиях. При этом породы, характеризующие различные
уровни глубинности кимберлитовой колонны, имеют разный состав
серпентиновых минералов в псевдоморфозах по оливину и основной массе.
Процесс серпентинизации в кимберлитах протекает аллохимически
в условиях постоянства объема без кристаллизации брусита. Отношение
RО:SiO2 в кимберлитовых породах с различной степенью серпентинизации
оливина приближается к таковому для чистого серпентина (1,5) и равно
1,5-1,6. Выщелачиваемые при серпентинизации оливина избыточные
компоненты выносятся в подвижную межзерновую жидкость, обуславливая
в последующем кристаллизацию серпентина основной массы. Образование
достаточного количества воды (=13%) для серпентинизации оливина
рассматривается как процесс окисления H2 и CH4.
Вертикальная
зональность
головной
части
поднимающейся
кимберлитовой колонны является одной из главных причин различия состава
кимберлитовых тел на современном уровне и определяется степенью подъема
колонны по отношению к палеоповерхности и величиной эрозионного среза.
3. Геохимическая специализация кимберлитовых пород различных зон
глубинности является отражением общей геохимической эволюции
кимберлитового расплава от начальных этапов, когда проявляется, главным
образом, различная миграционная способность элементов в протяженной
магматической колонне до поздних, проявляющихся уже в существенно
раскристаллизованной кимберлитовой магме. Кимберлитовые породы,
характеризующие различные уровни глубинности, различаются по
содержанию петрогенных и редких элементов. Вариации их коррелируются
с изменением вещественного состава пород. Содержание и уровень
концентрации этих элементов в различных типах и разновидностях
кимберлитовых пород комагматичной серии (кимберлитовые брекчии трубок,
кимберлитовые карбонатиты, кимберлиты и альнеиты) наилучшим образом
отражают характер взаимоотношений их и раскрывают последовательность
формирования.
Преимущественное
накопление
в
кимберлитовых
карбонатитах и породах интрузивной фации элементов, концентрирующихся
в остаточном расплаве и реализующихся в позднекристаллизующихся
минералах, позволяет рассматривать эти породы как поздние дифференциаты
кимберлитовой магмы. Кимберлитовые карбонатиты жил и даек являются
производными высококарбонатного кимберлитового вещества апикальной
части колонны. Значительное количества кальцита сближает автолитовые
кимберлитовые брекчии с типичными карбонатитами. Это подчеркивается
присутствием таких характерных для карбонатитов минералов, как бадделеит,
300
Mn-ильменит, барит, апатит и шортит. Вместе с тем ряд специфических
минералого-геохимических признаков кимберлитовых карбонатитов, прежде
всего присутствие в них пиропа, пикроильменита, алмаза и др. и сочетание
в этих породах повышенных содержаний сидерофильных и литофильных
редких элементов подчеркивает их тесную связь с кимберлитами,
и существенно отличают эти породы от типичных или классических
карбонатитов, связанных с ультраосновными щелочными комплексами.
Специфический геохимический состав кимберлитов и альнеитов
интрузивной фации, а именно высокие концентрации литофильных элементов,
отражающиеся в обогащении тяжелыми лантаноидами, при низком
отношении La/Yb в породах и минералах; повышенной железистости
и кальциевости оливина и монтичеллита; отличительный состав окисных
минералов по сравнению с кимберлитами эксплозивной фации позволяет
рассматривать эти породы как продукты глубинной дифференциации
кимберлитовой магмы. Кристаллизация их происходит в специфических
условиях сохраняющейся высокой температуры системы и низкого
парциального давления CO2.
Исследование геохимической эволюции кимберлитов позволило нам
показать, что дифференциация кимберлитовой магмы, ведущая к накоплению
литофильных элементов (Ca, Ti, Mn, V, Sr, Ba, TR, Nb, Zr и др.) в породах
и минералах поздних дифференциатов, определяет геохимическую
специализацию различных типов пород и позволяет конкретизировать
классификационное положение кимберлитов и альнеитов интрузивной фации.
Появление последних в ассоциации с кимберлитовыми брекчиями в виде
жильных, дайковых тел или штоков (или наряду с кимберлитовыми брекчиями
– в трубках) и имеющих специфический геохимический состав пород (высокие
концентрации Fe, Ti, Mn, V, Ba, Sr низкое отношение La/Yb,
свидетельствующее о повышенном содержании тяжелых лантаноидов)
и минералов (повышенная железистость и кальциевость оливина, повышенная
железистость и низкая кальциевость монтичеллита; перовскит с низким
отношением La/Yb; ильменит с повышенной примесью литофильных
элементов; отличный состав других окисных минералов) позволяет
рассматривать их как продукты дифференциации кимберлитовой магмы. До
последнего времени в породах подобного состава не были обнаружены
алмазы.
4. Важным следствием, вытекающим из петрохимического
и геохимического сопоставления кимберлитовых пород с петрографически, а
в определенной мере и геохимически, сходными породами, ассоциирующими
с карбонатитовыми комплексами – с пикритовыми порфиритами,
выполняющими также жильные тела или трубки взрыва, является вывод об
отрицательных перспективах алмазоносности пикритовых порфиритов
(Лапин, Маршинцев, 1976). Это следует подчеркнуть, поскольку, несмотря на
отсутствие в связи с пикритовыми порфиритами достоверных находок
алмазов, сходство этих пород с кимберлитами неоднократно служило
301
основанием для неоправданной постановки поисково-разведочных работ.
Вместе с тем существуют определенные геохимические различия по
содержаниям хрома и никеля и элементов литофильной группы (Nb, Ta, Zr, Sc,
V, Ga, TR), свидетельствующих о нецелесообразности прямого
отождествления этих групп пород. Это в полной мере может быть отнесено и
к сопоставлению жильных карбонатитов из щелочно-ультраосновных
комплексов и кимберлитовых карбонатитов, четко различающихся как по
минеральному составу, геохимическим особенностям и алмазоносности.
Следовательно, содержания индивидуальных элементов или величины
их отношений могут быть использованы в качестве геохимических
индикаторов при типизации пород и косвенной оценки их потенциальной
алмазоносности.
5. Кимберлитовые брекчии эксплозивной фации в пределах отдельных
кустов или полей провинции можно разделить, основываясь на предложенных
классификационных признаках уровней глубинности магматической
колонны, определяющих степень подъема колонны по отношению
к палеоповерхности и величину эрозионного среза, на трубки, сложенные
автолитовыми кимберлитовыми брекчиями, формирующиеся из апикальной
части кимберлитовой колонны. Трубки, выполненные кимберлитовой
брекчией с массивной текстурой цемента, отвечают промежуточной зоне;
кимберлитовые породы с аналогичной текстурой, но не несущие следов
процесса серпентинизации (первичная неизмененная кимберлитовая порода),
соответствуют глубинным уровням головной части кимберлитовой колонны.
Признаками пород различных уровней глубинности могут служить:
Уменьшающаяся на глубину степень серпентинизации
вкрапленников оливина, которая с достаточной надежностью диагностируется
для трех уровней;
Изменение состава основной массы кимберлитов от карбонатсерпентиновой к серпентиновой и карбонатной в несерпентинизированных
кимберлитовых породах;
Текстурно-структурные особенности кимберлитовых пород:
присутствие кимберлитовых включений, состав и количество ксеногенного
материала;
Присутствие пирокластических образований – «конусов выноса».
Типизация кимберлитовых пород по уровням глубинности позволяет
прогнозировать различное содержание минералов тяжелой фракции, в том
числе и алмазов. Одна магматическая колонна может быть источником
материала для образования одного или нескольких совмещенных или
сближенных кимберлитовых трубок, различающихся по составу пород и по
алмазоносности.
302
ЧАСТЬ II
КИМБЕРЛИТОВЫЕ ТЕЛА ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ
ПРОВИНЦИИ
Как выше отмечено, по характеру пространственной локализации
и связям с известными геолого-структурными элементами, кимберлитовые
тела Якутии сгруппированы в рудные поля в пределах соответствующих
алмазоносных районов провинции.
Мало-Ботуобинский алмазоносный район
Расположен в области сочленения Тунгусской и Вилюйской синеклиз
в пределах Ботуобинской седловины, где глубина залегания пород фундамента
составляет 1,5-2,0 км. Строение Ботуобинской седловины осложнено
системами глубинных разломов субмеридионального (Ахтарандинская на
западе) и северо-восточного (Вилюйско-Мархинская на востоке) простираний.
В геологическом строении района принимают участие карбонатные
и карбонатно-терригенные образования раннепалеозойского возраста,
континентальные и терригенно-континентальные осадки позднего палеозоя
и раннего мезозоя. Магматические породы района представлены покровными
и
интрузивными
долеритами,
пространственно
приуроченными
к периферической части огромного поля интрузий основного состава
Тунгусской синеклизы. Возраст их определяется ранним триасом. Щелочноультраосновные породы района представлены кимберлитами (рис. 1).
Мало-Ботуобинское кимберлитовое поле находится в южной части
описываемого района на левобережье р. Малая Ботуобия. Занимает площадь
в 144,5 км2. В пределах поля установлено 7 кимберлитовых тел трубочного
типа и 1 самостоятельная жила Ан-21. Практически все трубки имеют сложное
строение и сопровождаются наличием сопряженных жил разных стадий
внедрения.
В структурном плане кимберлитовое поле расположено в пределах
Непско-Ботуобинского кратона, на границе его с центриклинальным
окончанием рифтогенной Ыгыаттинской впадины в зоне ВилюйскогоМархинского тектоно-магматического пояса. Характерной чертой этой
области является развитие малоамплитудных поперечных грабенов и сбросов,
расчленяющих Мирнинский и Сюльдюкарский своды кратона. В пределах
поля происходит образование складчато-блоковых положительных локальных
структур: Иреляхский и Верхне-Иреляхский грабены, Маччобинский сброс
и другие (Дукардт Ю.А., Борис Е.И., 1990).
В пределах поля установлено 8 самостоятельных кимберлитовых тел.
Все они, как выше показано, приурочены к системе Вилюйско-Мархинских
глубинных разломов – Западному, Центральному и Параллельному. Трубки
расположены в 0,2-3,5 км от осевых линий разломов, в сопутствующих им
303
трещинах оперения северо-западной ориентации. Длинные оси тел совмещены
с простиранием оперяющих нарушений (СЗ 315-345°).
Рис. 1 Схема размещения районов кимберлитового магматизма на территории
Восточной Сибири (по Илупину и др., 1990):
1 – Якутская кимберлитовая провинция; 2-3 – области кимберлитового магматизма
(2 – Вилюйская, 3 – Оленекская); 4 – кимберлитоконтролирующие зоны
с преимущественно среднепалеозойским магматизмом (I – Харамайская, II – ДалдыноОленекская, III – Мирнинско-Жиганская); 5 – кимберлитовые поля: (1 – МалоБотуобинское, 2 – Накынское, 3 – Алакитское, 4 – Далдынское, 5 – Верхне-Мунское,
6 – Чомурдахское, 7 – Западно-Укукитское, 8 – Восточно-Укукитское, 9 – ОгонерЮряхское, 10 – Мерчимденское, 11 – Молодинское, 12 – Куойкское, 13 – Толуопское,
14 – Хорбусуонское, 15 – Куранахское, 16 – Биригиндинское, 17 – Лучаканское,
18 – Дюкенское, 19 – Средне-Куонамское, 20 – Ары-Мастахское, 21 – Старореченское,
22 – Орто-Ыаргинское, 23 – Эбеляхское, 24 – Томторское); 6 – основные геологические
структуры: щиты (Ан – Анабарский, Ал – Алданский); складчатые области
(Б – Байкальская, Вр – Верхоянская, Т – Таймырская); синеклизы (Тг – Тунгусская,
Вл – Вилюйская); прогибы (Пр – Приверхоянский, Л-А – Лено-Анабарский).
304
Рис. 2. Форма кимберлитовых тел Мало-Ботуобинского поля с фрагментами элементов
дешифрования аэрофотоснимков участков трубок:
1 – Мир; 2 – Спутник; 3 – Амакинская; 4 – Таежная; А – жила Ан-21; 5 –
Интернациональная; 6 – Дачная; 7 – Имени XXIII съезда; 8 – контуры кимберлитовых
тел в плане; 9 – сопряженные кимберлитовые жилы; 10 – элементы дешифрирования
аэрофотоснимков.
В плане трубки поля имеют овальную, неправильно-изометричную,
эллипсоидальную или вытянутую формы с заметными вариациями их
размеров. Соотношение длинной и короткой осей тел колеблется от 1:1 до 1:7
(рис. 2).
В вертикальном разрезе, в зависимости от уровня эрозионного среза,
форма тел изменяется от колоколообразной до цилиндрической. Средний угол
конусности варьирует от 10 до 15°. Установлено закономерное уменьшение
площади поперечных сечений трубок и изменение их конфигураций. Уже на
первых 100-200 м площадь сечений может уменьшиться в 1,5-2 раза. В этом
случае, углы падения контактов трубок изменяются от 25-30° в области
раструба до 80-90° на глубине, с переходом от конусообразных
в цилиндрические, дайкообразные и жильные формы. Эти закономерные
изменения площади поперечных сечений и морфологии кимберлитовых тел
рассматриваются как признаки вертикальной зональности магматической
колонны.
Установлены и разноориентированные кимберлитовые жилы,
сопряженные с отдельными трубками. Обычно, ориентировка жил совпадает
305
с направлением длинных осей трубок (Мир, Спутник, Амакинская, Таежная,
Имени ХХШ съезда КПСС). Самостоятельное жильное тело Ан-21 отличается
сложным вертикальным строением (рис. 3).
Рис. 3. Вертикальный разрез и положение в плане кимберлитовых тел
(по данным Ботуобинской экспедиции).
Каждое кимберлитовое тело характеризуется проявлением выраженных
индивидуальных отличий.
Трубка Мир открыта в 1954 г. в при поисковых работах Амакинской
экспедиции (Хабардин Ю.И. и др.). Расположена в среднем течении р. Ирелях
(якут. Иирэлээх), левобережного притока р. Малая Ботуобия
В плане имеет форму неправильного овала, вытянутого по длинной оси
в северо-западном направлении. В разрезе имеет воронкообразную форму
с падением стенок от близкого к вертикальному с северо-восточного фланга
до сравнительно наклонного в северо-западном фланге с углами падения до
60-75°.
Трубка прорывает карбонатные породы ордовика, имеющие здесь
мощность не более 200 м и нижнепалеозойские образования, представленные
здесь карбонатно-терригенными и галогенными породами кембрийского
возраста. Породы трубки рассекают пластовое тело и дайку долеритов и на
глубинах 500-600 м отмечаются участки непосредственного контакта
кимберлитов с долеритами (Харькив и др., 1991).
Внедрение трубки сопровождается формированием куполообразной
брахиантиклинальной структуры с дроблением и брекчированием
кимберлитовмещающих пород. Размеры структуры в плане составляют
1,5×2,0 км. Вытянута в северо-западном направлении; амплитуда в центре
40-50 м, углы падения 7-10°. Внутреннее строение осложнено наличием
брахиантиклинальной складки длиной до 2 км при ширине 300-400 м
306
и падении крыльев до 6-8°. Простирание складки субмеридиональное. Вдоль
ее оси установлен ряд сбросов с амплитудой до 2-6 м. Пласты вмещающих
пород имеют падение в сторону трубки под углом 30-70°. В пределах
структуры характерна интенсивная тектоническая нарушенность, выраженная
в формировании трех разноориентированных систем трещин: 1 – простирание
10-20° и падение на северо-запад по углом 85°; 2 – простирание 50-50°, углы
падения крутые; 3 – простирание 315-320° вдоль длинной оси трубки. В зоне
экзоконтакта тела наиболее проявлена север-северо-восточная нарушенность
с брекчированием вмещающих пород и развитием наложенной
гидротермальной минерализации.
Рис. 4. Взаимоотношение трубок Мир и Спутник с кимберлитовой дайкой (по Харькиву
и др., 1991). Кимберлитовые брекчии по фазам внедрения: 1 – трубки Спутник; 2 –
трубки Мир; (2 – I фаза, голубые, 3 – II фаза, серые, 4 – III фаза, голубые); 5 – зоны
эндоконтакта; 6 – кимберлитовая дайка; 7 – ксенолиты осадочных пород; 8 – зона
дробления с галенитовой и сфалеритовой минерализацией; 9 – изолинии залегания
пластов осадочных пород; 10 – элементы залегания пластов осадочных пород; 11 –
разрывные нарушения (а – во вмещающих породах, б – в кимберлитах); 12 – контакты
между разновидностями кимберлитовых пород.
Строение тела достаточно сложное. В настоящее время трубка изучена
до глубины 2000 м и является одной из наиболее полно охарактеризованных
в Якутии. По данным А.Д. Харькива и др. (1991), верхние горизонты трубки
сформированы в три фазы. Кимберлитовые брекчии 1 фазы занимают
большую часть северо-западного фланга тела, а брекчии II фазы –
307
локализованы в юго-восточной части трубки. Они инъецируют и породы
северо-западного фланга. Кимберлиты III фазы выявлены в виде вытянутого
на северо-запад дайкообразного тела размерами 30-40×120 м в пределах юговосточной части трубки.
В структуре трубки выделено два рудных столба – северо-восточный
и юго-западный, граница между которыми подчеркивается обилием крупных
ксенолитов вмещающих пород.
На глубине (600-1200 м) А.Д. Харькивым с соавторами (1991) выделено
пять петрографических разновидностей пород, различающихся между собой
по характеру включений, составу и структуре связующей массы. Основными
из них являются кимберлитовые брекчии с массивной текстурой цемента
и автолитовые кимберлитовые брекчии, кимберлиты с мелкопорфировой,
крупнопорфировой и кластопорфировой структурой (занимают порядка
15-20% объема тела). Взаимоотношения между разными типами пород
сложные, обычно – постепенные, особенно между разными типами
брекчиевых разновидностей. Наиболее четко выделяются мелкопорфировые
кимберлиты по резким контактам с другими типами пород.
Кимберлит, цементирующий обломочный материал, обладает
массивной текстурой и порфировой структурой. Оливин порфировых
выделений представлен серпентиновыми псевдоморфозами. С глубиной
в трубке появляются не затронутые вторичными процессами зерна оливина.
В качестве порфировых выделений присутствуют также гранат и флогопит.
Основная масса микрозернистого строения обычно сложена серпентином
и карбонатом.
Кимберлитовые породы состоят из комплекса минералов,
формирующихся при высоких термодинамических параметрах –алмаз, пироп,
оливин, хромшпинелиды, хромдиопсид, ильменит, а также полигенного
комплекса мантийных включений (перидотиты, пироксениты, эклогиты),
несущие комплекс минералов, сходных по составу с минералами тяжелой
фракции кимберлитов и кристаллизующихся в области стабильности алмаза.
Кимберлиты
в
значительной
степени
сложены
комплексом
низкотемпературных минералов – серпентином и кальцитом, слагающих
подчас до 95% и более состава породы. Минералогический состав трубки Мир
изучен достаточно детально разными коллективами авторов. Распределение
содержаний основных кимберлитовых минералов (пироп, пикроильменит,
оливин, хромит и т.д.) показывает ряд закономерностей. Содержание гранатпиропа, например, в направлении от юго-восточной части трубки к северозападной увеличивается в 1,5-2 раза. Аналогично ведет себя пикроильменит,
количества которого в северо-западном рудном теле почти в 2 раза выше, чем
в юго-восточном. В вертикальном разрезе распределение этих минералов
с глубиной не изменяется. Определена четкая связь между количествами
пиропа и пикроильменита с определенными типами кимберлитовых пород.
В частности, мелкопорфировые кимберлиты обеднены этими минералами,
а их крупнопорфировые разновидности, наоборот, существенно, обогащены
308
ими. Для хромита и хромдиопсида установлено хаотичное распределение по
площади трубки с тенденцией повышения содержаний в ее юго-восточной
части.
Для кимберлитовых пород трубки Мир характерной чертой является
интенсивная вторичная измененность, проявленная в развитии процессов
карбонатизации, серпентинизации, сульфидной минерализации.
Существенное влияние на развитие наложенных процессов оказывает
соленосные толщи кембрийского разреза участка трубки и высокие
концентрации сероводорода в составе подземных вод с образованием галита,
гипса, ангидрита, брусита, гидротермального кварца (и аметиста),
низкотемпературных окислов и разного рода сульфат-карбонат-глинистожелезистых образований.
Важную часть состава пород трубки представляют собой ксенолиты
базитов, осадочных пород чехла платформы и кристаллического фундамента
(последние встречаются редко). Средний объем ксенолитов базитов
составляет до 4,1%. Размеры их от микроскопических включений до глыб в 3 м
в поперечнике. Представлены они обломками прорванных интрузий –
толеитовыми базальтами, миндалекаменными микродиабазами, титанавгитовыми габбро-диабазами.
Распределение
ксенолитов
вмещающих
осадочных
пород
неравномерное. Средние их содержания достигают 8,8%. Наибольшие их
количества характерны для эндоконтактов трубки (до 15,4%). С глубиной их
количества закономерно уменьшаются. Ксенолиты вмещающих пород
представлены известняками, доломитами, мергелистыми известняками
и известковистыми песчаниками. По отношению к собственно кимберлитам,
среди ксенолитов осадочных пород выделяются механически ненарушенные,
брекчированные при взрыве, инъецированные кимберлитовой магмой.
Ксенолиты кристаллических пород фундамента встречаются крайне
редко. Размеры их от 7-9 мм до 15-30 см, форма овальная или округлая.
Представлены эклогитоподобными породами, амфиболитами, биотитамфиболовыми
кристаллическими
и
амфибол-гранат-биотитовыми
кристаллическими сланцами.
Особо важную группу в кимберлитах представляют собой ксенолиты
пород мантии, среди которых найдены обломки пород разных глубин
с различными термодинамическими параметрами: от области стабильного
алмазообразования до верхних горизонтов мантии. Например, ксенолиты
алмаз-пироповой фации представлены алмазоносными эклогитами.
Ксенолиты графит-пироповой фации отличаются многообразием проявления:
пироповые лерцолиты перидотиты, дуниты, пироповые вебстериты и т.д.
По химическому составу кимберлитовые породы трубки Мир
существенно не отличаются от пород других трубок алмазоносной провинции.
Содержание породообразующих компонентов зависит подчас от степени
вторичного изменения породы. Кимберлиты относятся к породам
с пониженным содержанием SiO2, TiO2, Fe и повышенным – кальция
и щелочных элементов (табл. 1).
309
Рис. 5. Компонентная диаграмма кимберлитов Мирнинского поля и куста трубки
Удачная (б) по данным Л.И. Лебедевой (1989 г.).
а: 1 – поля, ограничивающие фигуративные точки составов кимберлита трубок; 2 –
дотрубочные жилы и апофизы; 3 – посттрубочные жилы; 4 – эволюционный тренд
куста трубки Мир, совпадающий с эволюционным трендом Мирнинского поля. М – жилы
трубок Мир и Спутник, И – Интернациональной, Т – Таежной, 23 – им. XXIII съезда
КПСС, А – Амакинской, Ан-21 – самостоятельная жила Аномалия-21.
б: 1 – поля, ограничивающие фигуративные точки состава кимберлита трубок; 2 –
дотрубочные жилы; 3 – слепые тела; 4 – посттрубочные жилы; 5 – эволюционный тренд
куста трубки Удачная; 6 – автолиты; 7 – связующий кимберлит тр. Удачная-Восточная.
Цифры обозначают номера жил и слепых тел, принятых В.В. Готовцевым (1985 г.)
и другими геологами. УЗ – Удачная-Западная, УВ – Удачная Восточная.
310
Трубка Спутник находится в 1,5 км выше устья лога Хабардина, левого
притока р. Иирэлээх. Трубка прорывает толщу карбонатно-терригенных пород
раннего палеозоя и обнажена в современном эрозионном срезе. Суммарная
мощность
перекрывающих
элювиально-делювиальных
образований
составляет, в среднем, 4,2 м.
Трубка Спутник представляет собой крутозалегающее трубообразное
тело, довольно заметно сужающееся от поверхности до глубины 100 м
и имеющее относительно выдержанное поперечное сечение на больших
глубинах. В плане она имеет форму неправильного овала, вытянутого в северазападном направлении (рис. 4). Размеры на уровне дневной поверхности
составляют 117×75 м. Углы падения в различных ее частях и на разных
глубинах неодинаковы. Они изменяются от 62° на юго-западе до 82° на северозападном фланге тела. Общее склонение тела ориентировано на северо-восток,
угол падения равен 65-70°. Поверхность контактов довольно ровная,
осложненная незначительными выступами и впадинами, не превышающими,
размера 1 м.
Таблица 1
Химический состав кимберлитовых пород трубки Спутник (%) и Мир по
данным Л.И. Лебедевой, Л.М. Зарецкого (1959)
Min
Окислы,
вес. %
N=13
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
CaO
MgO
K2O
Na2O
NiO
MnO
P2O5
Cr2O3
Sобщ.
H2O
CO2
п.п.п.
Сумма
21,76
0,46
2,64
1,85
1,12
8,34
12,63
1,07
0,25
0,06
сл.
0,33
0,04
0,15
1,56
6,62
2,57
-
Max
45,42
1,02
5,43
6,33
3,02
24,85
20,11
2,26
1,46
0,20
0,20
1,40
0,15
3,58
4,55
16,56
24,24
-
Среднее для
пород
тр. Спутник
36,60
0,63
4,29
3,20
1,97
14,67
15,32
1,78
0,67
0,11
0,08
0,58
0,06
1,12
3,14
11,42
7,70
103,35
Среднее
для пород
тр. Мир
33,98
1,22
3,83
2,16
5,36
8,29
27,07
0,18
0,16
0,25
0,07
0,10
0,10
1,06
2,39
6,40
6,90
100,12
Средний
состав
по Дэли
34,72
1,62
2,88
6,10
3,13
5,79
31,41
1,17
0,33
1,06
9,20
2,58
_
100,0
Трубка выполнена кимберлитовой брекчией с массивной текстурой
цемента и содержит ксенолиты траппов и вмещающих пород карбонатного
состава. Размеры ксенолитов варьируют в широких пределах: от долей см до
6-8 м. Крупные ксенолиты встречаются редко. Форма их различна. Мелкие
311
ксенолиты имеют, обычно, овальную, реже – неправильную форму. Для
крупных ксенолитов характерна неправильная форма. Содержание крупных
ксенолитов карбонатных пород в кимберлите закономерно увеличивается от
центра трубки к ее контактам к в среднем составляет 0,3% в центральной части
и 6,5% в зоне эндоконтакта.
Содержания основных минералов и выход тяжелой фракции, по данным
Л.И. Лебедевой и Л.М. Зарецкого (1959) в верхних горизонтах трубки
непостоянные и, в среднем, составляют (в %): магнетит – 0,08; ильменит –
0,12; гранат-пироп – 0,05; хромит – 0,01; хромдиопсид – знаки; пирит – 0,29;
альмандин – 0,01. Выход тяжелой фракции – 0,55%.
Химический состав кимберлитовых пород трубки приводится по
данным Л.И. Лебедевой (табл. 1).
Рис. 6. Геологическая карта участка кимберлитовой трубки «им. XXIII съезда КПСС»
по данным В.И. Сафьянникова и др. (1967 г.)
312
Рис. 7. План изодинам ∆Z района трубок «Им. XXIII съезда КПСС» и «Амакинская»
по данным В.И. Сафьянникова и др. (1967 г.)
Трубка Интернациональная расположена в бассейне р. Ирелях,
в верховьях ее правых притоков рч.рч. Улахан-Юрях и Маччоба-Салаа.
Открыта комплексом методов: при заверке магнитной аномалии и по данным
шлихо-минералогической съемки.
Трубка залегает в терригенно-карбонатных породам: раннего ордовика,
представленных известняками, доломитами, алевролитами и мергелями.
Кимберлиты перекрыты четвертичными суглинками мощностью до 2,0 м
и глинистыми алевритами домерского яруса ранне-юрского возраста. В низах
разреза последних встречаются маломощные (0,1-0,2 м) прослои гравелитов.
Общая мощность перекрывающих трубку рыхлых отложений изменяется от
2,1 до 9,0 м. Трубка располагается в 2,7 км к западу от осевой линии Западного
разлома Вилюйско-Мархинской системы глубинных разломов и, очевидно,
313
пространственно приурочена к одной из оперяющих этот разлом трещин
северо-западного простирания.
В современном рельефе трубка не выражена, перекрывающими
осадками ранней юры рельеф кровли тела неровный: в южной части
отмечается возвышение с относительным превышением на 3,0 м.
Форма тела в плане погребенного рельефа овальная, длинная ось
вытянута в северо-западном направлении. Размеры тела в плане составляют
150×100 м.
Контакты с вмещающими раннепалеозойскими образованиями крутые
и наблюдается увеличение крутизны контактов с глубиной. В верхних
горизонтах до глубины 30 м в северо-западной части трубки наблюдается
сравнительно пологое падение контактов под углом 45-50°. В южном
направлении падение постепенно возрастает и уже в пределах юго-восточного
фланга приближается к вертикальному (85-88°).
По данным В.К. Сафьянникова с соавторами, в экзоконтактах трубки
почти повсеместно прослеживается зона брекчирования в околотрубочных
породах, инъецирования жилами и прожилками кимберлита мощностью от
первых сантиметров до 1-2 м. Мощность зоны изменяется от 0,5-1,0 до 3-5 м.
Зона брекчирования постепенно, при удалении от контактов с телом,
сменяется горизонтально залегающими карбонатно-терригенными породами
(доломитизированные известняки, доломиты, алевролиты, мергели).
Непосредственно над телом установлена переотложенная кора
выветривания, имеющая островное распространение на небольших по
площади участках при мощности 0,2-0,5 м. Представлена глинами желтоватобурого, буровато-коричневого цвета с примесью песчано-гравийного
материала. Переотложенные коры подстилаются остаточной корой
выветривания кимберлитов мощностью 2-3 см и сложенной сильно
разрушенными выветрелыми кимберлитами, иногда преобразованных
в буровато-желтые элювиальные глины без признаков первичной текстуры
материнской породы.
Большая часть трубки Интернациональная сложена сильно
выветрелыми кимберлитами, сохраняющими первичные текстурноструктурные особенности, в которых, иногда, встречаются глыбы и обломки
монолитных неизмененных кимберлитов, нередко окварцованных.
С глубиной кимберлит постепенно уплотняется, но выветрелый облик породы
сохраняется и на глубинах свыше 200 м.
Характерно отсутствие крупных ксенолитов. Только в эндоконтактовой
зоне встречаются ксенолиты карбонатных пород размерами до 3-5 м. Среди
них обнаружен известняк с фауной ландоверского яруса раннего силура, что
указывает на значительный эрозионный срез тела.
По данным В.И. Сафьянникова, А.Д. Харькива и других исследователей,
породы,
слагающие
трубку
Интернациональная
представлены
кимберлитовыми брекчиями и массивными кимберлитами.
314
Массивные кимберлиты слагают южную и центральную часть трубки
и представляют собой голубовато-серую, голубовато-зеленую породу
порфировой структуры с незначительным количеством ксенолитов (до 5%)
размером 0,2-3,0 см. Порфировые выделения оливина составляют до 70%
объема породы. Размер вкрапленников изменяется от долей мм до 2-3 см. Как
правило, все они серпентинизированы, многие – замещены карбонатом.
Связующая масса имеет карбонат-хлорит-серпентиновый состав. Отмечается
значительное количество вкрапленников слюды и пиропа.
Таблица 2
Химический состав кимберлитовых пород трубки Интернациональная
по фазам внедрения (по данным А.Д. Харькива и др., 1991)
Окислы, вес. %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
CoO
MgO
CaO
K2O
Na2O
P2O5
Sобщ.
H2O+
H2O–
CO2
Сумма
SiO2/MgO
Fe2O3/FeO
K2O / Na2O
FeO
MgO/FeO
Фазы внедрения, число анализов
I
II
III
n=18
n=31
n=35
2
3
4
33,57
30,06
28,97
0,39
0,49
0,50
2,89
2,53
2,14
0,14
0,16
0,14
2,09
2,98
3,24
3,67
2,93
3,08
0,10
0,10
0,09
0,14
0,12
0,13
0,01
0,01
0,01
28,71
29,95
30,65
7,28
7,61
6,93
0,70
1,02
0,72
0,93
0,85
1,19
0,40
0,43
0,39
1,83
0,70
1,00
9,19
9,37
9,58
1,54
2,14
2,57
7,12
7,21
7,62
100,70
98,86
98,95
1,17
1,00
0,95
0,57
1,02
1,05
0,73
1,20
0,61
5,76
5,91
6,32
4,98
5,07
4,85
В целом для
пород
трубки n=84
5
30,33
0,47
2,45
0,15
2,90
3,13
0,10
0,13
0,01
29,97
7,29
0,77
1,02
0,41
0,59
9,41
2,20
7,33
98,66
1,01
0,93
0,75
6,03
4,97
Ксеногенный материал представлен обломками вмещающих пород,
долеритами, пироксенитами и слюдитами. Минеральный состав тяжелой
фракции показывает заметное преобладание граната-пиропа (в вес. %): пироп
– 0,621; пикроильменит – 0,038; хромит – 0,006; хромдиопсид – 0,007;
магнетит – 0,078; барит – 0,028; пирит – 0,008.
315
Кимберлитовые брекчии в верхней части разреза тела заметно
преобладают над массивными кимберлитами (до 99% объема). Сложены они
псевдоморфозами серпентина и кальцита по оливину, зернами пиропа,
хромшпинелидов, пикроильменита. Неизмененный оливин встречается редко.
Автолитовые кимберлитовые брекчии характерны для глубоких
горизонтов и сложены округлыми овальными выделениями кимберлита
ранних генераций. Для автолитов характерна мелкопорфировая структура, со
значительно меньшей в них долей оливина и по своему строению
подразделяется на два типа, с ядрами в центре (нодули гранатовых
серпентинитов, зерна протоминералов кимберлитов, обломки осадочных
пород) и без ядер (т.е. ядерные и безъядерные автолиты).
Химический состав кимберлитовых пород трубки Интернациональная
по фазам внедрения приведем в табл. 2.
В структуре участка трубки Интернациональная особый интерес
представляют сопряженные с ней жилы (дайки) кимберлитов. По характеру
взаимоотношения с телом возраст их дотрубочный и внутри трубки они не
установлены. Выделено три системы жил: северо-западная, совпадающая
с направлением оперяющих нарушений глубинных разломов; северовосточная и третья – субмеридиональная, отвечающая направлению
Кюзляхского разлома Вилюйско-Мархинской системы. Мощности тел
колеблются от первых сантиметров до 1,0 м. Все они сложены массивным
интенсивно карбонатизированным кимберлитом. Причем, по текстурноструктурным признакам минеральному и химическому составу породы жил
подразделяются на несколько разновидностей. Среди них выделены
крупнопорфировые кимберлиты, состоящие из псевдоморфов кальцита
и серпентина по оливину (20-30%), сцементированных карбонатной основной
массой. Относительно часто встречаются пластинчатые и таблитчатые
кристаллы флогопита, сильно хлоритизированного; распространены овальные
или округлые включения пиропа в келифитовой оболочке. Редко встречаются
кристаллы хромита (жила 4). Отмечены в жилах сильно карбонатизированные
и сульфидизированные кимберлиты (жила № 1) со слабо выраженными
псевдоморфозами кальцита по оливину. Основная масса имеет
мелкоагрегатное строение с мелкими чешуйками и пластинками флогопита,
редкими зернами пиропа и хромита. В строении жилы № 7 интенсивная
карбонатизация кимберлитов привела к тому, что они практически утратили
свой первичный облик изверженной породы и больше напоминают
перекристаллизованные известняки (Владимиров и др., 1984). Характерными
петрохимическими свойствами жильных кимберлитов являются:
- исключительно высокое содержание CaO, CO2;
- низкий уровень концентрации SiO2;
- повышенное содержание TiO2 и P2O5, к которым присоединяется SrO
(жила № 3).
По нашей классификации жилы трубки Интернациональная следует
отнести к «кимберлитовым карбонатитам» (В.К. Маршинцев).
316
Структура трубки Интернациональная осложнена наличием пластового
тела (силла) сильно измененных кимберлитов, выявленного на глубине
порядка 150 м от современной поверхности и прослеженное на удалении до
50 м от контакта с трубкой. Мощность тела колеблется от 10 до 40 см. Породы,
слагающие силл, представляют собой серые или пепельно-серые интенсивно
переработанные вторичными процессами брекчии. Состоит они из обломков
мергелей и аргиллитов (5-20%), сцементированных стронцианит-кальцитовым
цементом с довольно частыми овальных, иногда округлых или угловатонеправильных зерен пиропа размером от 0,1 до 0,88 см.
По данным Владимирова Б.М. с соавторами (1984), химический состав
пород силла имеет следующей вид (в вес. %): SiO2 – 6,63; TiO2 – 4,0; Al2O3 –
2,73; Fe2O3 – 2,98; FeO – 2,18; MnO – 0,16; MgO – 7,40; CaO – 29,32; Na2O –
0,05, K2O – 0,76, P2O5 – 0,50; Sобщ. – 0,70; SO3 – 3,73; SrO – 8,30; BaO – 0,67;
H2O+ – 2,69; H2O – 0,20; п.п.п. – 24,55; сумма – 99,83.
Предполагается, что формирование силла является синхронным трубке
с более поздней наложенной переработкой кимберлитового материала
постмагматическими растворами.
Трубка имени XXIII съезда КПСС. Относится к числу кимберлитовых
тел, погребенных под раннеюрскими осадками. Трубка открыта при заверке
слабоконтрастной магнитной аномалии. В плане Мало-Ботуобинского поля
трубка тяготеет к Западному разлому Вилюйско-Мархинской системы
глубинных разломов и находится на водоразделе рч. Чаака-Бастыр-Юлагир,
правобережных притоков р. Иирэлээх (рис. 3).
Мощность перекрывающих осадков колеблется от 12 до 20 м
и представлены они двуслойным разрезом раннеюрских кластических
отложений; нижняя пачка – алевролитовая с прослоями базального горизонта
(0,5-1,0 м) и верхняя – существенно песчаная (15 м), также имеющая
в основании прослои базальных конгломератов мощностью до 2 м.
В плане трубка имеет форму неправильного овала с ориентацией
длинной оси в северо-западном направлении. Верхняя часть разреза трубки
имеет крутые контакты, заметно выполаживающиеся с глубиной. С глубины
150 м тело приобретает дайкообразную форму. Во вмещающих породах, по
данным Щукина В.Н. и др. (1967), на расстоянии первых метров установлен
задир пластов под углом до 15°.
Погребенный рельеф трубки неровный и характеризуется наличием
в пределах южного фланга куполовидной возвышенности с превышениями до
10-12 м. Угол наклона поверхности трубки изменяется от 5-10 до 20-25°.
Перекрывающие
породы
ранней
юры
образуют
своеобразную
антиклинальную складку, высота которой соотносима с высотой
куполовидного выступа тела.
На северо-восточном фланге трубки установлено наличие древней коры
выветривания кимберлитов мощностью 8-12 м, представленной коричневыми,
светло-серыми и кремовыми глинами. Профиль коры выветривания имеет
двучленное строение с постепенным переходом от материнских
317
дезинтегрированных кимберлитов в рыхлую породу обломочной структуры,
сменяющуюся бесструктурными глинами. Особенности состава, строения,
минералогии и геохимии коры выветривания трубки детально описаны
в многочисленных работах Щукина В.Н. и др., 1967; Сафьянникова В.И. и др.,
1967; Шамшиной Э.А., 1979; Рожкова и др., 1969; Харькива А.Д.,
Мельника Ю.М., 1970; Зинчука Н.Н., 1978 и т.д.
Таблица 3
Химический состав кимберлитовых пород трубки имени ХХШ съезда КПСС
(по данным Б.М. Владимирова и др., 1984)
Окислы,
1
2
3
4
5
6
7
8
9
вес. % 20,3 м 20,9 м 23,0 м 25,5 м 26,0 м
27,0 м
35,0 м 105,0 м 175,0 м
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
SiO2
28,2 25,28 18,70 27,39
13,32
31,97
20,44
23,12
25,40
TiO2
3,60
3,98 0,94
4,0
4,0
2,20
0,60
0,60
0,70
Al2O3
12,68 13,13 10,98 15,90
7,94
10,54
2,00
2,67
2,48
Cr2O3
0,52
0,70 0,05
0,62
0,54
0,37
0,18
0,14
0,28
Fe2O3
24,96 15,56 4,92
10,83
21,41
17,91
4,71
4,10
5,37
FeO
2,86 11,72 18,73 14,36
13,58
2,14
0,57
1,71
0,85
MnO
0,39
0,39 0,65
0,36
0,52
0,28
0,11
0,15
0,11
MgO
2,54
3,27 3,77
3,27
2,26
11,27
16,96
19,93
21,83
CaO
5,84
5,57 12,53
3,65
13,26
5,79
25,90
22,28
18,91
Na2O
0,18
0,15 0,20
0,16
0,18
0,21
0,21
0,20
0,18
K2O
0,48
0,34 1,54
0,36
0,23
1,72
0,49
0,54
0,51
P2O5
0,27
0,69 0,43
0,92
1,35
1,61
0,64
0,59
0,59
CO2
4,62
8,91 22,60
7,92
15,62
1,43
18,92
14,30
13,86
H2O
5,08
3,86 1,96
3,42
1,52
3,96
0,68
0,56
0,70
S
0,15
0,07 н. обн 0,21
сл.
0,05
0,20
сл.
0,10
п.п.п.
7,78
5,91 1,32
6,34
4,12
8,46
6,60
8,82
7,68
Сумма 100,15 99,53 99,32 99,71
99,85
99,91
99,21 199,71
99,56
Примечание: 1-6 – кора выветривания кимберлитов; 7-9 – плотные кимберлитовые
брекчии. Анализы выполнены в лаборатории Ботуобинской экспедиции ЯТГУ, аналитик
Мигунова Л.И. Указаны номера проб и глубина отбора образцов по телу.
Породы трубки представлены карбонатизированной кимберлитовой
брекчией с массивной текстурой цемента и микролитовой основной массой.
Количество обломочного материала составляет 25-50%. Псевдоморфозы по
оливину занимают 20-30% объема породы. Ксеногенный материал
представлен многочисленными обломками известняков и доломитов, редко –
измененных долеритов и пород фундамента (кристаллических сланцев).
Количество обломочного компонента увеличивается в приконтактовых частях
с одновременным увеличением размеров (до 1-4 м в поперечнике). Основная
масса кимберлитовой брекчии сложена лейстовидными кристаллами кальцита
(0,02×0,2–0,25×1,0
мм)
преимущественно
столбчатого
габитуса
с формированием флюидальной текстуры. Нередко, по данным
Б.М. Владимирова с соавторами (1984), субпараллельно лейстам кальцита
318
расположены удлиненные псевдоморфозы по оливину. Пространство между
лейстами и включениями выполнено мелкоагрегатным карбонатом
и серпентином.
Находки неизмененного оливина крайне редки; он имеет желтоватозеленый или соломенно-желтый цвет. Отличительной чертой минералогии
кимберлитов трубки является присутствие пиропа фиолетово-красной,
красной, оранжевой окраски размерами от долей миллиметра до 0,9 см.
а также повышенное количество хромшпинелидов при относительно низких
содержаниях пикроильменита.
Ксенолиты глубинных пород установлены в виде желваков-гранатов
с включениями мелких кристаллов алмаза. Состав гранатов соответствует
составу минералов из оливинитов или лерцолитов с повышенным
содержанием хрома. Кроме того, установлены редкие находки гранатовых
серпентинитов.
Химический состав кимберлитовых пород трубки приведен в табл. 3.
Трубка Таежная расположена в истоках рч. Никифор-Юрэгэ левого
притока р. Юлэгир на крайнем южном фланге Мало-Ботуобинского поля.
Относится к типу частично перекрытых тел. Северная часть трубки обнажена
в современном эрозионном срезе пород раннего палеозоя, а южная –
перекрыта раннеюрскими осадками, представленными алевролитами, глинами
мощностью от 0,5 до 9,0 м. В основании юрских отложений залегает гравийногалечниковый базальный горизонт.
Трубка прорывает толщу нижнепалеозойских образований раннего
ордовика, представленных здесь доломитизированными и глинистыми
известняками, известковистыми алевролитами и мергелями.
В структурном плане рудного поля трубка расположена в 200 м на запад
от осевой линии Западного разлома Вилюйско-Мархинской системы
глубинных разломов и по данным разведочного бурения, характеру
магнитного поля, характеризуется юго-западным падением.
На современной поверхности трубка имеет округлую форму. Выполнена
кимберлитовой брекчией с включениями псевдоморфоз по оливину, зерен
пикроильменита, пиропа, хрома и хромдиопсида. По макроструктурным
и текстурным признакам выделены средне- и мелкообломочная
кимберлитовые брекчии. Мелкообломочный тип характерен для северного
фланга тела и имеет ограниченное распространение и отличается мелкими
размерами псевдоморфоз по оливину (0,2-0,5 редко до 1,0 мм), небольшими
размерами ксенолитов и преобладанием связующей массы над ксеногенным
материалом. Отдельные блоки северо-восточного фланга представлены
слюдистой сильно разрушенной и интенсивно пропитанной гидроокислами
железа мелкообломочной кимберлитовой брекчией.
Среднеобломочный
тип
брекчии
является
преобладающим
и характеризуется изменчивой плотностью пород и варьирующей окраской.
Размер псевдоморфоз по оливину (20-30% объема породы) достигает 5-10 мм.
319
Сложены псевдоморфозы серпентином, реже – кальцитом и магнетитом.
Неизмененный оливин отмечается в виде единичных находок и имеет
ребристую и бугорчатую поверхность. Минеральный состав протолочных
проб показывает следующий состав тяжелой фракции (в вес. %): пироп – 0,054;
пирит – 0,003; пикроильменит – 0,811; хромшпинелид – 0,005 и в виде редких
знаков отмечаются хромдиопсид, турмалин, диопсид, рутил, альмандин,
циркон.
Таблица 4
Химический состав кимберлитовых пород трубки Таежная
(по данным И.П. Илупина и др., 1978)
Тип пород, число анализов
Порфировый кимберлит жилы
Окислы, вес. % Кимберлитовая брекчия трубки
тр. Таежная
N=3
N=2
1
2
3
SiO2
35,86
5,52
TiO2
1,28
0,80
Al2O3
4, 75
1,99
Cr2O3
0,131
0,09
Fe2O3
4,29
1,51
FeO
2,78
2,08
MnO
0,09
0,31
MgO
19,66
3,18
CaO
10,96
44,72
Na2O
0,18
0,25
K2O
0,54
0,23
P2O5
0,50
1,03
S
0,07
0,03
CO2
8,65
36,06
п.п.п.
10,04
1,85
Сумма
99,781
99,65
FeO
6,64
3,44
SiO2/MgO
1,82
1,74
MgO/FeO
2,96
0,92
Структурный план участка трубки Таежная осложнен наличием в 10 м
от юго-западного контакта кимберлитовой жилы мощностью 0,5-0,7 м,
имеющей северо-западное простирание. Контакт жилы с вмещающими
раннепалеозойскими породами четкий. Сложена жила плотной породой
зеленовато-серого цвета порфировой структуры. Основная масса
криптозернистая, карбонатного состава с обособленными вкрапленниками
кальцитовых псевдоморфоз по оливину, с включениями зерен пиропа,
пикроильменита,
хлоритизированных
пластинок
слюды-флогопита.
Отмечены единичные находки ксенолитов шпинелевых серпентинитов
(Владимиров и др., 1984).
320
Химический состав кимберлитовых пород трубки Таежная
и сопряженной с нею жилы приведен в табл. 4.
Определение абсолютного возраста кимберлитовых пород трубки U-Pb
методом в цирконе (Девис и др., 1980) показывает возраст в 402,8 млн. лет.
Результаты исследований 2-х образцов из пород трубки, проведенных
Ф.Ф. Брахфогелем, показали цифры в 432 млн. лет и 371 млн. лет, т.е.
указывают на двухэтапный процесс формирования тел в позднеордовикскую
и девон-каменноугольную эпохи (Брахфогель и др., 1996).
Трубка Амакинская находится в истоках рч. Маччоба-Салаа
в центральной части Мало-Ботуобинского поля и расположена в зоне
Западного разлома на расстоянии порядка 200-250 м от его осевой линии.
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы раннего палеозоя
и обнажена в современном эрозионном срезе.
Результатами разведочных работ установлен сложный структурный
план участка трубки. Определено, что она представляет собой два отдельных
рудных столба, соединенных жилой. Все три кимберлитовых тела имеют
северо-западное простирание длинных осей (рис. 3).
Вмещающие трубку породы представлены доломитизированными
и глинистыми известняками, известковистыми алевролитами и мергелями
раннеордовикского возраста. В 200-400 м на северо-запад от тела АмакинскаяСеверная раннепалеозойские образования перекрыты юрскими осадками
песчано-алевролитового состава.
По данным разведочного бурения Ботуобинской экспедиции
установлено, что оба тела трубки – Амакинская-Северная и АмакинскаяЮжная с глубиной переходят в жилу северо-западной ориентации,
отвечающей сколовым трещинам субмеридионального Западного разлома.
В непосредственной близости от трубки, раннепалеозойские породы образуют
куполовидное поднятие сложной формы, напоминающее диапировую складку
с кимберлитовым телом в ядре. Породы околотрубочного пространства здесь
передроблены и перемяты. Размеры складки в плане составляют 500×200 м,
углы падения крыльев изменяются от 4-7° до 20-30°.
Амакинская-Северная сложена брекчией серо-зеленого цвета. Объем
ксеногенного компонента в центре тела не превышает 15%, в зоне
эндоконтактов достигает 50-60%. Брекчия сложена псевдоморфозами
вторичных минералов по оливину, заключенными в микролитовую серпентинкальцитовую основную массу. Псевдоморфозы сложены, обычно, одним
кальцитом, характеризуются несколько сглаженными очертаниями, а мелкие
псевдоморфозы, нередко, имеют правильную кристаллографическую огранку.
Количество псевдоморфоз в северном теле больше, чем в южном
(Францессон Е.В., 1967).
Основная масса имеет кальцит-серпентиновый состав. Кристаллы
кальцита характеризуются развитием изометрических или столбчатых форм.
Микролиты кальцита вокруг крупных псевдоморфоз и ксенолитов формируют
321
флюидальные текстуры. Отмечены ксенолиты долеритов, повышение объема
которых характерно в крупнообломочных брекчиях.
Амакинская-Южная отличается развитием массивных кимберлитов
с незначительным количеством ксенолитов осадочных пород (5-8%).
Кимберлит сложен псевдоморфозами серпентина и кальцита по оливину,
пластинчатыми кристаллами хлоритизированного флогопита к серпентинкальцитовой основной массой.
По данным И.П. Илупина минеральный состав кимберлитовых пород
северного тела отличается от южного повышенными содержаниями пиропа
и хромита. Кроме того, в породах южного тела отмечаются мелкие
тетраэдрические кристаллы сфалерита (0,1-0,3 см).
Различия состава северного и южного тел трубки выявлены
и результатами химического анализа (табл. 5).
Таблица 5
Химический состав кимберлитовых пород трубки Амакинская
(по Б.М. Владимирову и др., 1984)
Окислы,
вес. %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
K2O
Na2O
P2O5
Sобщ.
SO3
CO2
H2O
п.п.п.
Сумма
Положение в плане трубки, номера образцов
Северное тело
Южное тело
БА-116
БА-100
БА-69
АМ-1
БА-83
БА-59
2
3
4
5
6
7
27,98
25,84
33,30
10,65
6,22
18,58
0,67
1,07
0,79
1,50
1,00
1,73
2,42
2,42
2,36
3,76
1,93
1,90
0,18
0,14
0,10
0,04
0,03
0,07
3,08
4,06
3,29
3,01
0,47
0,93
4,29
1,75
3,95
1,72
2,38
4,19
0,09
0,11
0,11
0,21
0,16
0,15
0,18
0,12
0,28
н.опр.
0,07
0,08
17,64
17,06
23,36
5,26
5,25
15,60
20,83
23,40
13,08
39,77
43,36
28,76
0,19
0,40
0,37
0,69
0,19
0,27
0,32
0,22
н.обн.
0,30
0,10
0,30
0,80
0,97
0,70
0,46
0,38
0,74
н.опр.
н.опр.
н.опр.
0,20
н.опр.
н.опр.
н.обн.
н.обн.
сл.
н.опр.
н.обн,
0,14
12,10
14,80
10,00
30,90
35,20
18,30
н.опр.
н.опр.
н.опр.
0,98
н.опр.
н.опр.
9,40
7,80
8,15
0,80
2,60
8,20
100,17
100,16
99,84
100,24
99,54
99,94
AM-40
8
9,44
0,88
3,06
0,056
2,74
1,26
0,26
н.опр.
6,00
39,19
0,67
0,22
0,60
н.опр
0,16
30,58
2,33
2,37
99,82
Жила, соединяющая северное и южное тела трубки, сложена
порфировым кимберлитом. Отличием его является практически полное
отсутствие ксенолитов вмещающих пород. Порфировые выделения
представлены псевдоморфозами кальцита в виде идиоморфных кристаллов
короткопризматического бипирамидального габитуса. По характеристике
322
минерального состава жильный кимберлит аналогичен породам южного тела:
мало граната-пиропа, пикроильменит в десятки раз преобладает над пиропом,
низкие содержания хромита.
Трубка Дачная относится к числу кимберлитовых тел, погребенных
под раннеюрскими осадками. Трубка открыта при заверке геофизической
аномалии (Черный С.Д. и др., 1974). Расположена она в истоках рч. Глубокий,
правобережного притока р. Иирэлээх.
В структурном плане поля трубка тяготеет к осевой линии Мирнинского
разлома Вилюйско-Мархинской системы глубинных разломов.
Трубка
прорывает
карбонатно-терригенные
породы
верхнекембрийского возраста, представленные здесь мергелями, известковистыми
алевролитами илгинской свиты. Мощность перекрывающих раннеюрских
осадков песчано-алеврито-глинистого состава достигает 20-21 м. В основании
разреза юрских отложений установлено наличие гравийно-галечного
базального
горизонта,
обогащенного
продуктами
выветривания
кимберлитовых пород.
Форма трубки в плане погребенного рельефа неправильная, размеры
65×50 м, азимут длинной оси СЗ 326°. Трубка Дачная сложена сильно
измененными кимберлитовыми брекчиями. По степени выветрелости,
Н.Н. Зинчуком (1978), в верхних горизонтах трубки выделены три зоны,
различающиеся постепенными переходами кор выветривания разной
зрелости.
Верхняя зона сложена сильно измененными породами желтовато-серого
цвета с разнотональными коричневыми оттенками. Признаков структурности
разреза зоны не установлено. Характерной особенностью ее является высокая
степень развития гидроокислов железа с образованием железистых
соединений. Верхняя зона сменяется горизонтом умеренно выветрелых пород
с реликтами структуры кимберлитов. Ксенолиты вмещающих пород
процессами выветривания затронуты слабо. В основании коры выветривания
залегают выветрелые кимберлиты, полностью сохранившие материнскую
структуру.
Состав ассоциаций глинистых минералов полностью отражает степень
зрелости зон коры выветривания и характеризуется существенным
преобладанием
монтмориллонита
с
переменными
вариациями
монтмориллонит-гидрослюдистой и смешано-слойной фаз. В подчиненном
количестве отмечаются каолинит, гидрослюда, хлорит, серпентин,
палыгорскит.
Собственно кимберлитовые брекчии также изменены и содержат
обломки вмещающих карбонатных пород, долеритов, единичные ксенолиты
пород кристаллического фундамента. Цементом брекчии является
кимберлитовая порода, сложенная псевдоморфозами по оливину двух
генераций, зернами пиропа, пикроильменита, хромита. Основная масса
характеризуется серпентин-монтмориллонит-карбонатным составом.
323
Для кимберлитовых пород трубки Дачная характерно повышенное
содержание минералов-спутников алмаза (%): пикроильменит – 0,18; пироп –
0,07; хромит – 0,01.
По данным А.Д. Харькива с соавторами (1991), пироп кимберлитов
трубки относится к лерцолитовому, гарцбургит-дунитовому, верлитовому,
весбстеритовому, эклогитовому парагенезисам с повышенным содержанием
кноррингитового компонента (Cr2O3=4,9±2,1%; CaO=5,3±1,42%).
Отмечается повышенное количество агрегатного ильменита, близкого
по составу ильменитам трубки Спутник.
Исследованиями А.Д. Харькива и др. (1991) в вертикальном разрезе
трубки выделены две обособленные зоны. Верхняя зона, до глубины 30 м
сильно карбонатизирована, имеет относительно низкое содержание
кремнезема. Нижняя зона – представляет собой породу, обогащенную SiO2
(до 42,14%) при более низком уровне значений карбонатной составляющей.
Общим свойством химического состава кимберлитовых пород трубки Дачная
является низкое содержание суммы FeO, высокое – окислов калия и глинозема
(табл. 6).
Таблица 6
Химический состав кимберлитовых пород трубки Дачная
(на основе данных А.Д. Харькива и др., 1991)
Глубина отбора проб, число анализов
Окислы,
Кимберлитовая брекчия
Состав коры
Состав плотного
вес. %
выветривания 40,0 м, 55,0 м, 80,0 м, 115,0 м, 150,0 м,
кимберлита n=12
(20-30,0 м), n=3 n=1
n=1
n=1
n=l
n=l
SiO2
25,78
46,32 39,18 42,90 45,14 43,87
42,14
TiO2
0,54
0,95
0,53
0,55
0,54
0,58
0,70
Al2O3
4,90
4,70
5,37
6,02
5,23
5,42
5,43
Fe2O3
2,35
2,00
2,37
2,57
2,52
2,72
2,63
FeO
0,98
1,54
1,83
2,01
1,97
1,79
1,74
MnO
0,13
0,03
0,11
0,10
0,07
0,08
0,09
MgO
3,20
9,22
13,04 15,75 14,75 15,05
12,24
CaO
30,47
13,72 14,91 10,67 10,15
9,03
13,36
Na2O
0,20
0,25
0,15
0,16
0,13
0,12
0,16
K2O
2,19
2,40
2,01
2,25
1,94
2,35
2,27
+
H2O
4,76
6,71
7,45
8,84
8,86
7,82
7,60
P2O5
0,22
0,23
0,22
0,25
0,23
0,30
0,24
CO2
24,67
11,56 12,40
0,46
8,03
10,53
11,23
SO3
0,18
0,10
0,26
0,12
0,19
0,14
0,28
Сумма
100,66
99,78 99,83 99,80 99,78 99,80
100,11
FeO
8,03
3,54
4,20
5,08
4,49
4,51
4,37
SiO2:MgO
7,84
5,02
3,00
2,77
3,06
2,91
3,44
MgO:FeO
0,41
2,6O
3,10
3,30
3,28
3,34
2,80
Жила Ан-21 является единственным самостоятельным жильным телом
Мало-Ботуобинского поля. Согласно последних исследований, чаще
324
рассматривается как дайковое тело Ан-21. Открыто при заверке
геофизической аномалии "Ан-21". Относится к числу тел, погребенных под
раннеюрскими осадками. Расположено в 500 м от осевой линии Западного
разлома Вилюйско-Мархинской системы глубинных разломов примерно
посередине между трубками Таежная и Амакинская.
Тело прорывает терригенно-карбонатные породы раннего ордовика,
представленные алевритистыми и песчанистыми известняками, содержащими
остатки фауны чунского яруса ордовика (O1Сv). Перекрывающие осадки,
мощностью 5,0 м, относятся к прибрежно-морским фациям и представлены
глинистыми песками и алевролитами с маломощным галечниковым
горизонтом в основании.
Таблица 7
Химический состав кимберлитов тела Ан-21
(по А.Д. Харькиву и др., 1991)
Окислы,
вес. %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
SO3
CO2
п.п.п.
Сумма
Тип породы, глубина отбора образцов
Среднее
для пород
Кора выветривание
Плотные кимберлиты
тела
1(4)
2(5)
3(28)
4(30)
6(130)
N=4
2
3
4
5
6
7
15,25
9,06
8,99
14,34
12,15
12,40
7,87
5,58
2,75
1,55
2,54
2,48
7,15
4,88
2,38
1,99
2,24
2,25
0,27
0,16
0,02
0,08
0,13
0,09
10,68
7,75
5,25
4,69
1,87
3,66
3,40
8,20
1,98
2,19
2,49
2,36
0,54
0,58
0,18
0,14
0,10
0,13
н.опр.
н.опр.
н.опр.
н.опр.
0,04
0,04
9,75
5,79
6,60
11,20
10,16
10,24
20,10
27,58
37,45
32,06
35,70
34,12
0,14
0,26
0,26
6,22
0,27
0,26
0,20
0,25
0,15
0,14
0,96
0,48
0,12
0,45
0,90
0,77
0,76
0,83
0,05
0,24
сл.
0,67
0,65
0,44
17,00
25,52
31,68
26,84
26,50
27,24
6,88
3,76
1,09
2,75
3,27
2,72
99,40
100,09
99,68
99,63
99,83
99,74
В плане погребенного рельефа тело Ан-21 имеет чечевицеобразную
форму. Мощность изменяется от нескольких сантиметров до 1,5 м. По
простиранию прослежена на расстояние первых десятков метров и имеет
признаки видимого продолжения в виде зоны дробления пород раннего
ордовика, установленной по простиранию тела. В вертикальном разрезе
мощность тела сначала уменьшается до 20 см, а с глубины 8 м расширяется
и на уровне 25 м от погребенной поверхности достигает уже 8 м. Общее
простирание тела СЗ 350-355°. Отмечается изменчивость углов падения тела
325
в вертикальном разрезе. Сразу под раннеюрскими осадками угол падения 45°,
на глубине 30-90 м – 80° с одновременным изменением азимута простирания
до СЗ 340°. На глубине 120 м тело расщепляется и далее фиксируются лишь
его маломощные прожилки (0,5-30 см). Зона экзоконтактов отличается
повышенной трещиноватостью с признаками развития наложенной вторичной
карбонатизации по плоскостям контактов и ожелезнения.
В верхней части разреза тело сложено сильно выветрелым кимберлитом
грязно-голубовато-зеленого цвета (3-4 м). На более глубоких горизонтах
кимберлит отличается высокой плотностью, механической прочностью
с незначительным количеством слюды и повышенной карбонатизацией.
Структура породы порфировая. Ксенолиты осадочных пород крайне редки.
Четко выделяются псевдоморфозы кальцита по оливину. Кристаллы слюды
имеют изометричную форму. Отличительной чертой пород тела является
повышенное количество пикроильменита, особенно в верхней части разреза.
Содержание граната-пиропа низкое и преобладают зерна фиолетово-красной
и оранжевой окраски. Еще более редкими являются находки хромшпинели
в виде оплавленных и округлых октаэдров. Химический состав
кимберлитовых пород дайкового тела Ан-21 приведен в табл. 7.
Средне-Мархинский алмазоносный район
Расположен в среднем течении р. Марха, левобережного притока
р. Вилюй и является, по существу, одним из первых районов развития
алмазопоисковых работ на территории Сибирской платформы (рис. 1).
В тектоническом плане рассматриваемая территория приурочена к зоне
сочленения кратонной и депрессионно-деструктивных областей центральной
части Сибирской платформы, с юго-востока это – область влияния Вилюйской
синеклизы, с севера – южный склон Анабарской антеклизы и с запада –
Тунгусской синеклизы. Через весь района, в направлении от МалоБотуобинского кимберлитового поля, проходит Вилюйско-Мархинская зона
глубинных разломов север-северо-восточного простирания.
По условиям залегания кимберлитовых тел. по характеру ландшафтноиндикационных признаков, территория Средне-Мархинского алмазоносного
района подразделена на районы I геотипа, в север-северо-западной части, где
на уровне современного эрозионного среза обнажены терригеннокарбонатные и карбонатные породы раннего палеозоя. Вся центральная,
восточная и юго-восточная части территории характеризуются повсеместным
распространением мезозойских осадочных толщ, несогласно залегающих на
размытой поверхности раннепалеозойского цоколя.
В результате ревизионных поисково-оценочных работ Ботуобинской
экспедиции здесь открыто новое кимберлитовое поле, получившее
наименование Накынского.
326
Накынское кимберлитовое поле
Находится в среднем течении р. Марха в бассейне ее притоков
рр. Хання-Накын и охватывает площадь порядка 2000-2200 км2. В настоящее
время здесь ведутся интенсивные геолого-поисковые работы и открыты две
кимберлитовые трубки – Ботуобинская и Нюрбинская. Все сведения по
данным рудным телам носят предварительный характер.
Рис. 10. Форма в плане погребенного рельефа и схематический разрез трубки
"Ботуобинская" (по материалам Ботуобинской экспедиции).
Юрская система: 1 – нижний-средний отделы, сунтарская свита (пески, алевролиты,
глины, аргиллиты, линзовидные прослои песчаников, конгломератов); 2 – нижний отдел,
тюнгская свита (пески, редкие линзы и прослои песчаников, алевролитов,
конгломератов); 3 – нижний отдел, укугутская свита (пески, песчаники, конгломераты,
алевролиты). 4 – нерасчлененные позднетриасовые-раннеюрские отложения (глины,
щебень и дресва кремнистых и карбонатных пород, прослои песков). 5 – Ордовикская
система, нижний отдел, олдондинская свита (доломиты, известняки, мергели,
известковистые алевролиты). 6 – Кембрийская система, верхний отдел, мархинская
свита (известковистые алевролиты, мергели, известняки). 7 – Средний палеозой,
кимберлиты, кимберлитовые брекчии; 8 – геологические границы между
стратиграфическими подразделениями; 9 – контур кимберлитового тела в плане
домезозойского рельефа.
Трубка Ботуобинская открыта в процессе поисково-оценочного
бурения в конце марта 1994 г. Расположена она в истоках рч. Дьахтар-Юрэгэ,
левого притока р. Марха (рис. 10) в поле сплошного развития раннеюрских
осадков и относится к числу полностью погребенных кимберлитовых тел.
Мощность перекрывающих отложений достигает 80 м.
327
Таблица 8
Сравнительный анализ геохимических характеристик кимберлитовых пород
трубки Ботуобинская (по данным Ягнышева В.С. и др., 1995)
Химический
элемент
Множитель
1
Li
Be
В
P
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
Y
Nb
Mo
Ag
Sn
La
Се
Yb
W
Pb
Tl
2
10-3
10-3
10-3
10-2
10-3
10-1
10-3
10-3
10-2
10-3
10-3
10-3
10-3
10-3
10-4
10-3
10-3
10-4
10-5
10-3
10-2
10-2
10-4
10-3
10-3
10-3
В целом для
В т.ч. для
В т.ч. МалоКоэфф.
кимберлитов кимберлитов Ботуобинского поля концентрапровинции
эпохи O3
ции
В целом Для эпохи
n=169
n=16
тр.
Ботуодля поля
O3
бинская O3
n=253
n=14
n=8
3
4
5
6
7
4,27
5,69
8,20
7,34
1,29
0,38
0,37
0,25
0,48
1,13
5,42
5,19
2,50
3,16
0,84
21,42
16,50
12,50
14,33
1,15
1,50
1,50
1,47
1,79
1,00
5,70
3,81
2,50
2,00
0,62
4,90
4,67
4,40
3,94
0,70
73,42
87,50
62,00
59,60
1,08
22,56
19,12
28,00
31,08
0,76
9,65
21,12
10,00
14,11
1,28
79,05
92,50
85,00
112,64
1,13
5,44
4,26
3,60
2,87
0,54
8,10
5,69
6,00
5,11
0,86
0,80
0,77
0,75
0,61
0,85
1,23
1,19
1,00
1,26
0,96
2,39
2,44
2,15
2,00
0,98
4,45
2,75
5,50
3,27
0,69
1,61
1,29
1,50
1,80
0,82
2,48
0,72
1,40
0,91
0,97
1,77
2,09
1,30
2,14
1,05
0,46
0,16
2,70
0,57
0,83
0,75
0,50
н. опр.
н. опр.
1,00
2,50
2,50
н. опр.
н. опр.
1,00
0,28
0,25
н. опр.
н. опр.
1,00
1,05
0,66
0,40
0,75
0,87
0,52
0,50
н. опр.
н. опр.
0,96
Разведочными работами установлено, что под раннеюрскими осадками
трубка Ботуобинская имеет неправильную линзообразную форму. Длинная
ось тела вытянута в северо-восточном направлении (35-40°). На юго-западном
фланге трубка приобретает дайкообразную форму. На северо-восточном –
овальную. Размеры тела в плане погребенного рельефа по длинной оси
составляют 250-270 м. По короткой оси в северо-восточной части (в наиболее
широком месте) 120-125 м, в юго-восточной – 40 м. Контакты тела различные.
В пределах северо-западного фланга контакт трубки с вмещающими породами
субвертикальный, а на юго-восточном фланге – более пологий и составляет
75-80°. Первые результаты изучения структуры трубки свидетельствуют
о сложной морфологии тела, не исключающей его перехода в дайку (жилу)
мощностью 1-10 м в интервалах глубин 400-500 м от дневной поверхности.
328
Юго-западная
часть
(дайкообразная)
сложена
автолитовой
кимберлитовой брекчией и порфировым кимберлитом, северо-восточная
(трубообразная) – выполнена кимберлитовой брекчией (ксено-туфобрекчией)
и автолитовой кимберлитовой брекчией. Определено, предварительно, что
трубка насыщена ксенолитами вмещающих пород, глубинных пород
ультраосновного и эклогитового состава.
Характерна интенсивная карбонатизация пород с нарастающим
с глубиной уровнем гидротермального преобразования кимберлитов
с окварцеванием и рассеянной сульфидной вкрапленностью пирита.
Определение абсолютного возраста кимберлитов трубки Ботуобинская,
по данным изучения 2-х образцов, показывает цифру в 440 млн. лет, что
относит время ее образования к позднеордовикской эпохе (Брахфогель, 1995).
Таблица 9
Сравнительный анализ средних содержаний петрогенных окислов
кимберлитов провинции по эпохам их проявления из датированных образцов
коллекции Ф.Ф. Брахфогеля (Ягнышев Б.С. и др., 1995)
Среднее
в т.ч. по эпохам магматизма
Окислы, для пород
O3
S2-D1 D3-C1
T2-3
%
провинции
n=2
n=22
n=61
n=13
n=212
1
2
3
4
5
6
SiO2
28,101
28,110
28,626 28,665 29,962
TiO2
2,891
4,285
3,843
2,412
3,018
Al2O3
4,178
3,420
3,735
4,181
3,998
Fe2O3
6,280
9,975
6,654
5,813
6,585
FeO
4,111
3,955
4,286
3,498
4,128
MnO
0,157
0,150
0,132
0,140
0,130
MgO
21,157
23,490
19,710 22,392 22,966
CaO
14,120
9,870
14,156 13,473 12,645
Na2O
0,286
0,105
0,268
0,317
0,220
K2O
1,505
1,775
2,164
1,574
1,622
H2O–
0,795
0,450
0,709
0,792
0,662
+
H2O
6,306
7,475
4,184
6,670
6,681
п.п.п.
0,450
0,010
0,449
0,466
0,270
P2O5
0,869
0,650
0,712
0,956
0,894
CO2
8,681
6,295
10,341 8,974. 6,591
S
0,136
0,126
0,076
0,180
0,118
F
0,269
0,335
0,297
0,305
0,217
NiO
0,087
0,111
0,103
0,090
0,930
Cr2O3
0,131
0,145
0,114
0,174
0,140
CoO
0,000
0,009
0,007
0,008
0,013
Сумма
99,864
100,135 99,873 99,856 99,912
J3
n=1
7
28,850
4,060
3,630
8,170
5,250
0,220
26,810
6,880
0,170
1,080
0,850
10,350
0,010
0,720
3,190
0,080
0,200
0,071
0,070
0,009
99,570
Геохимические характеристики пород трубки (в целом по телу, без учета
их петрографических разностей) приведены в таблицах 8–9. Определяется, что
по отношению к средним содержаниям микроэлементов кимберлитов
провинции, породы трубки Ботуобинская характеризуются более низким
329
уровнем концентрации большей части химических элементов: В, P, Ti, V, Mn,
Cu, Zn, Ga, Ge, Nb, Mo, Ag, La, Ce, W, Pb при близости значений Sc, As, Sb,
Yb, Bi, Hg.
Главным отличием пород трубки являются более высокие содержания
когерентных элементов кимберлитов: Cr, Co, Ni и таких нехарактерных малых
элементов, как Li, Be, Sn.
Не менее значимые различия определяются и при сравнении
микроэлементного состава пород трубки с таковыми той же
раннепалеозойской эпохи кимберлитового магматизма провинции.
Усиливается преобладающее значение в этой возрастной группе пород для
данного тела содержаний Cr, Co, Ni, а также – Li, Be, P, Sn. Близость значений
сохраняется в поведении Sc, Ge, Y, Ag, Ce, Yb, W. Количества прочих малых
элементов повторяют, в целом, общую для эпохи тенденцию пониженных
содержаний большинства химических элементов.
Трубка Нюрбинская открыта геологами Ботуобинской экспедиции
в 1996 г. при заверке магнитной аномалии Н-9. Находится в пределах осевой
линии Дьахтарского разлома, в зоне которого на юге расположена трубка
Ботуобинская. Трубка находится на водоразделе рр. Хання-Накын и относится
к числу кимберлитовых тел, погребенных под раннеюрскими осадками.
Мощность перекрывающих отложений 57-61 м (рис. 11).
В плане погребенного рельефа трубка имеет эллипсовидную форму
субмеридиональной ориентации с размерами 300-320×130-160 м.
В вертикальном разрезе морфология трубки близка к диатреме с каналом
цилиндрического типа. По предварительной информации, углы падения
контактов трубки изменяются от относительно пологих (75-80°) до
субвертикальных (85-87°).
Трубка сложена автолитовой кимберлитовой брекчией, с резко
увеличенным содержанием обломков вмещающих пород в зоне эндоконтактов
(до 70-807%).
По данным разведочного бурения установлен сложный структурный
план участка трубки Нюрбинская. В частности, на глубине 124-126,5 м
в пределах юго-западного фланга трубки выявлено жильное тело
кимберлитов. Вблизи юго-западного и восточного бортов трубки вскрыты
карстовые полости, заполненные обвально-оползневыми образованиями
мощностью до 20-42 м и обогащенные переотложенными продуктами
выветривания кимберлитов. Данные о вещественном составе пород трубки
отсутствуют.
330
Рис. 11. Форма в плане погребенного рельефа и схематический разрез трубки
"Нюрбинская" (по материалам Ботуобинской экспедиции).
Юрская система: 1 – нижний-средний отделы, сунтарская свита (пески, алевролиты,
глины, аргиллиты, линзовидные прослои песчаников, конгломератов); 2 – нижний отдел,
тюнгская свита (пески, редкие линзы и прослои песчаников, алевролитов,
конгломератов); 3 – нижний отдел, укугутская свита (пески, песчаники, конгломераты
алевролиты). 4 – нерасчлененные позднетриасовые-раннеюрские отложения (глины,
щебень и дресва кремнистых и карбонатных пород, прослои песков). 5 – Ордовикская
система, нижний отдел, олдондинская свита (доломиты, известняки, мергели,
известковистые алевролиты). 6 – Кембрийская система, верхний отдел, мархинская
свита (известковистые алевролиты, мергели, известняки). 7 – Средний палеозой,
кимберлиты, кимберлитовые брекчии; 8 – Средний палеозой, дайка долеритов; 9 –
геологические границы между стратиграфическими горизонтами; 10 – контуры
кимберлитового тела в плане домезозойского рельефа.
Далдыно-Алакитский алмазоносный район
Алакит-Мархинское (Алакитское) кимберлитовое поле
Расположено на западе Далдыно-Алакитского алмазоносного района
в бассейне рр. Алакит-Моркока. Регистрационные размеры по положению
известных крайних трубок составляют порядка 80×40 км. В настоящее время
здесь, в результате широкомасштабных поисковых работ Амакинской
331
и Айхальской экспедиций, установлено более 60 кимберлитовых тел
трубочного и жильного типа.
Геологическое строение Алакитского поля характеризуется сочетанием
площадей распространения карбонатно-терригенных пород раннего палеозоя
(северный и северо-восточный фланги) на уровне современного эрозионного
среза,
позднепалеозойских
терригенно-континентальных
осадков
и раннемезозойских туфогенно-осадочных толщ (западный, юго-западный
и южный фланги поля). Интрузии пород трапповой формации, формирующих
бронирующие и достаточно мощные покровы, занимают порядка 2/3 площади
рудного поля (рис. 13).
Рис. 13. Геологическая карта Алакит-Мархинского кимберлитового поля,
масштаб 1:200000.
332
Рис. 12. Фрагмент геолого-структурной карты Далдыно-Оленекской структурноминерагенической зоны (по данным А.В. Герасимчука и др., 1990 г.).
I. Структурные элементы: 1 – разломы, ограничивающие структуры (II и III порядков по
отношению к дофанерозойским авлакогенам), имеющие признаки развития: а –
в осадочном чехле и в фундаменте, б – в фундаменте; 2 – зоны глубинных разломов,
носящие трансформный характер. Другие межблоковые и внутриблоковые разломы
земной коры (доверхнепалеозойского этапа): 3 – прослеживаемые по сейсморазведочным
данным в низах платформенного чехла; 4 – прослеживаемые по комплексу геофизических
данных в осадочном чехле и в фундаменте; 5 – прослеживаемые по кристаллическому
фундаменту (по гравиметрическим данным); 6 – изогипсы кровли кристаллического
фундамента (по данным электроразведки ГМТ, отчасти – по материалам глубинных
сейсмозондирований).
II. Магматические образования доверхнепалеозойского этапа развития: 7 –
среднепалеозойские кимберлитовые тела; 8 – дайки базитов среднепалеозойского
возраста; 9 – предполагаемые массивы пород основного (ультраосновного?) состава
позднепротерозойского-постраннепалеозойского возраста в осадочном чехле или
кристаллическом фундаменте (по гравиметрическим данным) и расчетная глубина
залегания их верхних кромок (абс. отм. в км).
III. Геолого-прогнозные признаки: 10 – контуры известных кимберлитовых полей; 11 –
находки алмазов вне известных кимберлитовых полей. Участки земной коры,
претерпевшие опосредованное воздействие глубинных магматических очагов (вторичные
изменения горных пород в условиях притока флюидов), в пределах которых наблюдаются:
12 – уменьшение первичной намагниченности горных пород в региональном плане: Ьвеличина относительного уменьшения первичной намагниченности (по оценочным
параметрам); 13 – региональное разуплотнение пород кристаллического фундамента; 14
– площади, перспективные на обнаружение новых кимберлитовых полей; 15 – изогипсы
подошвы раннекембрийских отложений по данным сейсморазведки МОВ-МОГТ.
333
Для Алакитского поля наиболее характерно линейное размещение
кимберлитовых тел, образующих выдержанные по простиранию цепочки
трубок и жил, протяженностью от 1-2 до 3-4,5 км. Азимуты простираний таких
цепочек находятся в пределах 55-70 градусов.
Проявление линейного типа распределения кимберлитовых трубок
в плане рудного поля является указанием на их приуроченность
к тектоническим структурам глубинного заложения. Наиболее четко такие
структуры фиксируются только по результатам сейсморазведочных работ
методом МОГТ на уровне нижних горизонтов осадочного чехла. В верхней
части
разреза
существование
кимберлитовмещающих
разломов
подтверждается результатами бурения, вскрывающего зоны повышенной
трещиноватости раннепалеозойских образований, реже – зоны дробления
и брекчирования с признаками наложенной вторичной минерализации
(рис. 14).
Рис. 14. Структурно-тектоническая схема платформенного чехла Алакит-Мархинского
кимберлитового поля (по М.И. Лелюху, 1989):
1-4 – структурные ярусы и подъярусы: 1-2 – нижний (O-S); 3 – средний (C-P); 4 – верхний
(P-N); 5-6 – пликативные структуры района: 5 – флексуры, 6 – куполовидные поднятия:
а – Чукукско-Мархинское, б – Моркокинское, в – Верхне-Алакитское, г – Тегерюское, д –
Мархинское, е – Куянгинское, ж – Вавуканское; 7 – кимберлитовые трубки; 8 – дайки
траппов; 9 – глубинные кимберлитоконтролирующие разломы; 10 –
кимберлитовмещающие зоны трещиноватости; 11 – стратоизогипсы подошвы
мархинской свиты верхнего кембрия. Структуры I–II порядка Сибирской платформы:
А – Анабарская антеклиза; Т – Тунгусская синеклиза; В – Верхне-Мархинская впадина; М
– Верхне-Моркокинская впадина; Т – Тасейское поднятие.
334
Рис. 15 Форма в плане и состав кимберлитовых тел Алакит-Мархинского поля
(по Брахфогелю Ф.Ф., 1989):
1 – кимберлитовые тела: а – трубки, б – жилы, с установленными контурами; 2 – то
же, с предполагаемой формой; 3 – петрографический состав: а – кимберлитовая брекчия
с массивной текстурой цемента, б – автолитовая кимберлитовая брекчия, в –
нерасчлененные по текстуре цемента брекчия с массивной текстурой цемента, б –
автолитовая кимберлитовая брекчия, в – нерасчлененные по текстуре цемента.
В
структуре
рудного
поля
выявлены
практически
все
морфогенетические типы кимберлитовых тел (трубки, жилы, шток), резко
различающиеся между собой не только вариациями состава слагающих их
пород, но и условиями залегания и в геолого-структурном плане,
и в вертикальном разрезе.
Трубка Айхал открыта в 1960 г. в процессе шлиховых поисков.
Находится на левом склоне долины рч. Сохсолоох-Мархинский, в 15 км выше
его устья. Участок трубки представляет собой структурно-денудационное
плато, образованное субгоризонтально залегающими породами трапповой
формации. Плато глубоко расчленено водотоками на отдельные гряды
и увалы, вытянутые, преимущественно, в субмеридиональном направлении.
Сложены они слабосцементированными породами позднего палеозоя
и бронированы отпрепарированными силлами и покровами долеритов. По
условиям залегания и морфологии вертикального разреза трубка представляет
собой наклонно-залегающее дайкообразное тело, в плане сильно вытянутое
с юго-запада на северо-восток и характеризуется весьма сложным очертанием
контуров как в плане на разных горизонтах, так и в вертикальном разрезе.
Северо-восточный фланг (верхние горизонты) сложен, по определению
И.К. Сарычева (1971), кимберлитовыми туфами, а нижние – кимберлитовыми
брекчиями. Контакты между этими типами пород четкие. Кимберлитовые
335
туфы образуют неправильное столбообразное тело с резким сужением на
глубине. Кимберлитовые брекчии образуют сильно вытянутый в плане
рудный столб, контуры которого практически полностью повторяют
очертания тела.
Юго-западный фланг трубки имеет общее удлинение за счет увеличения
протяженности северо-восточного столба. Установлено крутое погружение
кимберлитового тела вдоль длинной оси на восток-юго-восток (угол наклона
68-87°).
Рис. 16. Форма, состав и строение кимберлитовой трубки Айхал (по данным
Владимирова и др., 1984):
1 – кимберлитовые туфы и туфобрекчии; 2 – кимберлитовые брекчии I этапа внедрения;
3 – голубые кимберлитовые брекчии II этапа внедрения; 4 – темно-зеленые
кимберлитовые брекчии II этапа внедрения; 5 – стратифицированные осадочновулканогенные породы; 6 – кимберлитовые жилы.
Рис. 17. Морфологические особенности состава строения трубки Айхал в геологических
разрезах (по данным Владимирова и др., 1984):
1 – брекчия II этапа внедрения; 2 – туфы и туфобрекчии I этапа внедрения; 3 –
разведочные линии, их номера.
Изучение глубинного строения показало, что строение центральной
части трубки – сложное. Во-первых, выявлено смещение контуров горизонтов
рудного столба на 30-70 м к юго-востоку с резким усложнением формы его
вертикального сечения. Во-вторых, структура трубки осложняется наличием
336
многочисленных кимберлитовых жил, как выходящих на дневную
поверхность, так и "слепых", а также – апофиз кимберлитовых брекчий во
вмещающих породах.
H.M. Macловым и др. (1966) установлена приуроченность трубки
к брахиантиклинали северо-восточного простирания с падением крыльев под
углом 4-29 градусов.
По данным А.Д. Харькива (1970) формирование трубки происходит в 3
главных и, по крайней мере, в 2 дополнительных этапа. Автором выделены для
основного кимберлитового тела:
- кимберлитовые брекчии северо-восточного тела трубки (I этап);
- кимберлитовые брекчии юго-западного тела (II этап);
- кимберлитовые брекчии центрального тела (III этап), фактически
соответствующие трем столбам, формирующих трубку.
По текстурно-структурным особенностям, содержанию и размерам
обломочного материала кимберлитовые брекчии I–II этапов подразделены на
брекчии мелко-, средне- и грубообломочной текстуры, а породы III этапа – на
голубые мелкообломочные кимберлитовые брекчии литокристаллокластической и кристаллокластической структурами, а также – на темнозеленые и коричневые кимберлитовые брекчии кристаллолитокластической
структуры (рис. 16).
Результаты более детальных исследований в процессе эксплуатации
трубки позволили уточнить представления о возможном процессе ее развития
и строения (Владимиров и др., 1984). Образование трубки произошло в два
основных этапа. В первый этап сформирована юго-западная часть трубки, во
второй – северо-восточная. Причем, в верхней части северо-восточного фланга
тела выделены четко выраженные стратифицированные породы
(по А.Д. Харькиву, 1990), мощностью до 8,0-10,0 м, представленные
слоистыми образованиями. Слоистость обусловлена чередованием: хорошо
отсортированным глинисто-карбонатным и кимберлитовым материалом
разной размерности.
Минеральный состав кимберлитовых пород трубки Айхал отличается
своеобразием: пикроильменит зафиксирован в знаковых количествах;
отмечается повышенное содержание хромшпинелида в примерно равном
соотношением с гранат-пиропом; неизмененный оливин обнаружен только
в породах второго этапа в количестве до 5,9%. Отмечено присутствие
бадделеита, апатита и барита. Бадделеит – впервые описан для кимберлитов
и присутствует в качестве акцессорного минерала в двух выделенных
разновидностях кимберлитовых пород в неэлектромагнитной фракции
класса -0,25+0,1 мм (Маршинцев, 1970).
Ксеногенный материал представлен обломками вмещающих пород
(до 60-70% объема породы), метаморфических пород фундамента (биотит-,
альмандиновые и графитовые сланцы), глубинных пород верхов мантии.
Находки последних приурочены только к брекчиям второго этапа внедрения
и наибольшее их количество характерно для зеленоцветных кимберлитовых
337
брекчий. Установлены находки гранатовых серпентинитов с переменным
количеством граната с выраженными колебаниями объема кноррингитового
компонента.
По химическому составу кимберлитовые породы трубки Айхал
отличаются высокими содержаниями CaO и CO2. Пересчет химических
анализов на карбонаты с учетом того, что часть CaO связывается в апатите,
дает следующие: содержания карбоната в кимберлитовой брекчии I типа
составляет 59,60%, в кимберлитовой брекчии II типа – 41,07%.
Подобная ассоциация минералов (карбонат, апатит, барит), которым не
свойственен захват циркония в виде изоморфной примеси, наиболее
благоприятен для образования самостоятельных минералов циркония. Именно
такая ассоциация наблюдается в породах постмагматического этапа
формирования массивов ультраосновных-щелочных пород: в апатитфорстеритовых, доломит-флогопитовых породах и карбонатитах, в которых
установлена кристаллизация бадделеита (Кухаренко и др., 1965).
Таблица 10
Химический состав кимберлитов трубки Айхал
Окислы,
Типы пород, номера образцов
%
1
2
3
4
5
8
7
8
1
2
3
4
5
8
7
8
9
SiO2
27,05
7,34
15,00
19,88
18,72
15,34
16,73
22,64
TiO2
0,34
0,35
0,31
0,39
0,24
0,23
0,24
0,51
Al2O3
1,99
2,13
2,33
2,41
1,66
1,40
1,47
2,09
Cr2O3
0,14
0,14
09
н.опр.
н.опр. н.опр
н.опр.
0,16
Fe2O3
0,79
1,93
2,03
3,34
3,17
2,45
2,63
4,38
FeO
1,26
0,85
1,00
0,27
0,36
0,31
0,31
0,30
MnO
0,04
0,04
0,04
н.опр.
н.опр. н.опр.
н.опр.
0,06
NiO
0,07
0,06
0,05
н.опр.
н.опр. н.опр.
н.опр.
н.опр.
CoO
0,01
сл.
0,01
н.опр.
н.опр. н.опр.
н.опр.
н.опр.
MgO
24,39
8,17
12,42
17,77
20,19
18,11
18,96
17,99
CaO
17,99 40,19
31,81
27,14
25,29
28,49
26,59
24,36
K2O
0,29
0,45
0,41
0,27
0,24
0,24
0,18
н.опр.
Na2O
0,14
0,22
0,21
0,08
0,03
0,03
0,08
н.опр.
P2O5
0,38
0,50
0,47
0,58
0,34
0,34
0,38
0,49
Sобщ.
сл.
сл.
н.опр
н.опр.
н.опр. н.опр
н.опр.
0,04
CO3
15,51 36,54
28,83
22,97
23,81
27,03
26,52
17,60
H2O
0,87
0,88
1,62
н.опр.
н.опр. н.опр
н.опр.
1,80
п.п.п.
7,31
1,12
3,08
6,21
5,56
5,53
5,81
8,07
Сумма 99,57 99,80
99,71
99,31
99,61
99,50
99,90
100,01
Примечание: 1 – пелитоморфный и алевритистый туф; 2, 3 – песчанистый
кимберлитовый туф; 4-7 – полосатые кимберлиты, по Г.В. Зольникову; 8 – слоистые
кимберлиты, по В.М. Маслову и др.
Кристаллизация бадделеита в кимберлитовых породах трубки Айхал
приурочена к субвулканическому этапу формирования трубки, о чем
свидетельствует тесная ассоциация его с апатитом и баритом. Образованию
338
бадделеита, вероятно, способствовал специфический состав газово-жидких
флюидов, связанных с кимберлитовой магмой и характеризующийся
повышенным содержанием редких и рассеянных элементов.
Детальной характеристике особенностей состава, строения и условий
образования трубки Айхал посвящены многочисленные работы
Бобриевича А.П., Харькива А.Д., Сарычева И.К., Маршинцева В.К.,
Никишова К.Н., Милашева В.А., Соболева Н.В., Зинчука Н.Н. и многих других
авторов.
Результаты химического анализа кимберлитов трубки Айхал приведены
в табл. 10.
Трубка Юбилейная открыта в 1975 г. при проведении площадного
поискового бурения. Находится в днище долины р. Марха (на левом берегу)
в 15 км северо-западнее п. Айхал. Участок заболочен, в его пределах
расположены озера, частично закрывающие западный фланг трубки
(оз. Безымянное).
Форма трубки в плане грушевидная, сужение направлено на северовосток. Азимут простирания по длинной оси трубки – СВ 75°.
Погребенная поверхность трубки неровная с погружением на юг.
Относительное превышение северной и северо-восточной частей тела над
южной составляет 45-48 м.
До глубины 50-100 м трубка имеет пологие контакты до 30-60°.
Строение трубки сложное. Выделено две основные части: западная
и восточная.
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы ордовикского
и силурийского возраста. Контакты с трубкой четкие. В зоне экзоконтактов
тела наблюдаются маломощные инъекции кимберлитовых жил и прожилков.
Вдоль контакта западной части установлены зоны дробления
вмещающих пород мощностью 5-22 м, сложенные карбонатными брекчиями
с прожилками и жилами кимберлитов мощностью от нескольких сантиметров
до 2 м.
Перекрывающие породы представлены песчаниками, алевролитами,
песчанистыми и углистыми алевролитами среднекаменноугольныхраннепермских осадков. Эти породы интенсивно интрудированы
долеритовыми скалами сложной морфологии и резко меняющейся
мощностью.
По данным Амакинской экспедиции и ИГ ЯФ СО РАН (Любимов и др.,
1976; Зольников Г.В. и др., 1979), выделены крупные морфологические
элементы строения трубки: воронкообразное расширение до глубины 300 м.,
центральная столбообразная и периферийная части, различающиеся между
собой по характеру выполняющих их пород. Согласно петрографических
признаков кимберлитовые породы подразделяются на: 1 – автолитовые
кимберлитовые брекчии 1-ой и 2-ой разновидностей; 2 – гибридные породы.
Периферийные части трубки сложены кимберлитовой брекчией 1-ой
разновидности, центральная часть – кимберлитовой брекчией 2-ой
339
разновидности. В воронкообразном расширении (раструбе, чаше) верхней
части разреза трубки наблюдается частая сменяемость прослоев
кимберлитовой брекчии 2-ой разновидности, гибридных пород (афировых
и мелкопорфировых кимберлитов) и блоков осадочных пород. На глубине
порядка 150 м от поверхности гибридные мелкопорфировые и афировые
кимберлитовые породы слагают жилообразные тела мощностью от
нескольких сантиметров до 1 м. В восточной части раструба эти тела падают
на запад под углом 20°, в западной части – на юго-восток под углом 20-25°
и выдержанны по мощности и простиранию. В центральной части чаши эти
породы наблюдаются в виде разного размера изометричных и вытянутых "телпятен", неясно выраженных струй субвертикального направления,
локализованных внутри кимберлитовых брекчий. Аналогичные по составу
и строению кимберлитовые породы встречены также вблизи крупных рифов
и блоков осадочных пород.
Рис. 18. Схема расположения кимберлитовых тел участка трубки Юбилейная:
I – трубка Юбилейная; II – трубка Озерная; III – тело Отторженец.
1 – осадочные отложения C2-P1; 2 – контуры кимберлитовых тел под перекрывающими
осадками; 3 – кимберлитовые жилы.
Рис. 19. Схематический продольный разрез через трубку Юбилейная:
1 – каменноугольно-пермские нерасчлененные отложения; 2 – раннепалеозойские
кимберлитовмещающие породы; 3 – стратифицированные осадочно-вулканогенные
образования «глинистого» облика; 4 – то же «песчаного и гравийного» облика; 5 –
кимберлитовая брекчия II этапа внедрения; 6 – то же I этапа внедрения; 7 – ксенолиты
осадочных пород.
340
Рис. 20. Геологический разрез через трубку Юбилейная:
1 – алевролиты пеляткинской свиты пермского возраста; 2 – песчаники бургуклинской
свиты каменноугольного возраста; 3 – осадки катской свиты каменноугольного
возраста; 4 – карбонатные породы раннего палеозоя 5 – траппы; 6 – кимберлиты; 7 –
тектонические нарушения.
Фактически в чаше трубки мы наблюдаем крупные блоки осадочных
пород инъецированные кимберлитовой породой. В горизонтальной горной
выработке, которая прошла как раз по этим породам хорошо прослеживаются
тонкозернистые, пелитоморфные кимберлитовые жилы, несущие все черты
кимберлитовых пород, залегающие как горизонтально так и под различными
углами. В них отсутствуют подчас ксенолиты других пород. Можно
предположить, что мы имеем дело с особым механизмом фильтрационного
эффекта, возникающим при соприкосновении с крупными блоками осадочных
пород. Интересно, что такие же породы были отмечены и в трубках Мир,
Айхал, Удачная-Западная, Амакинская и др. именно в такой ситуации. Они во
многих трубках описаны как «афировые» разновидности часто имеющие
полосатую текстуру (В.К. Маршинцев, 1984)
По мнению А.Д. Харькива с соавторами (1991), трубка сложена
кимберлитовыми брекчиями двух фаз внедрения. На флангах располагаются
породы I фазы, а центральная часть – брекчиями II фазы внедрения. Породы
чаши представляют собой переслаивающиеся пелитоморфные прослои,
напоминающие глинистые образования с прослоями песчаникои гравелитоподобных пород, с включениями линз неотсортированного
материала кимберлитовых пород. Результаты химического анализа пород
трубки приведены в табл. 11.
Минеральный состав кимберлитовых пород трубки отличается большой
сложностью
и
неравномерностью
распределения.
По
данным
минералогического анализа отмечается преобладание граната-пиропа над
пикроильменитом и их количественное соотношение, в целом, сохраняется
в разрезе трубки, несмотря на неравномерность распределения в породах.
В приконтактовых зонах, наряду с ростом содержаний обломков вмещающих
пород, происходит уменьшение количеств протоминералов кимберлитов.
341
Таблица 11
Химический состав кимберлитовых пород трубки "Юбилейная"
(по Владимирову и др., 1984)
Типы пород, число анализов
Окислы,
%
1
2
3
4
5
6
1
2
3
4
5
6
7
SiO2
28,95
32,33
29,65
31,10
27,22
24,84
TiO2
1,13
1,26
1,02
1,16
1,25
1,30
Al2O3
1,35
1,49
1,22
1,49
1,46
2,35
Cr2O3
0,24
0,19
0,20
0,16
0,22
0,12
Fe2O3
5,69
4,40
4,72
4,03
4,38
3,41
FeO
1,99
2,91
2,82
3,34
3,08
2,01
MnO
0,14
0,11
0,13
0,11
0,15
0,07
NiO
0,12
0,13
0,13
0,14
0,11
0,12
CoO
0,01
0,009
0,007
0,008
0,008
0,006
MgO
34,74
32,36
31,69
31,56
28,40
20,02
CaO
4,83
6,42
7,65
7,57
11,85
19,76
Na2O
0,12
0,11
0,11
0,10
0,17
0,11
K2O
0,21
0,23
0,20
0,20
0,24
0,55
P2O5
0,36
0,44
0,26
0,24
0,39
0,43
S
0,14
0,21
0,31
0,15
0,37
0,55
SO3
0,10
0,19
0,05
0,39
0,25
0,16
CO2
4,15
4,64
5,98
5,64
7,53
15,38
Cорг.
0,10
0,11
0,09
0,16
0,48
0,33
H2O
0,95
0,58
1,20
0,74
0,72
1,34
п.п.п.
14,76
11,73
12,56
11,55
11,80
7,24
Сумма
100,08 99,85
100,00
99,86
100,08
100,10
Примечание: I – результаты химического анализа приведены по данным
Владимирова и др., 1984; II – Расшифровка проб: 1 – первый этап внедрения, северовосточный фланг трубки; 2 – первый этап внедрения, юго-западный фланг трубки; 3 –
второй этап внедрения, северо-восточная часть "столба"; 4 – второй этап внедрения,
юго-западная часть "столба"; 5 – смесь кимберлитовой брекчии второго этапа внедрения
и пород осадочно-вулканогенного происхождения; 6 – смесь кимберлитовой брекчии
первого этапа внедрения и ксенолитов осадочных пород.
Распределение, характер и степень замещения оливина также сильно
изменчивы. Неизмененный оливин спорадически отмечается во всех частях
трубки, но наибольшее его количество характерно для блоков кимберлитов,
обогащенных пиропом и пикроильменитом. Содержание хромшпинелидов на
порядок ниже, чем пиропа и пикроильменита.
Авторами, изучавшими особенности минерального состава кимберлитов
трубки Юбилейная, подчеркивается значимость процессов вторичного
минералообразования (Харькив и др., 1991). В числе вторичных минералов
доминируют серпентин, кальцит и пироаурит. Установлены находки очень
редкого вторичного минерала – точилинита (Добровольский и др., 1977).
342
Ксенолиты
глубинных
пород
представлены
обломками
метаморфических разностей (от 0 до 4,47%) основного и глиноземистого
парагенезисов, характеризующихся наличием гранатсодержащих ассоциаций.
Из глубинных пород определены редкие находки серпентинитов разного
состава (гранатовых, образованных по гарцбургитам, оливинитам
и лерцолитам; хромшпинель-гранатовых, шпинелевых, слюдяных),
измененных гранатовых пироксенитов, эклогитов и единичных находок
ильменитовых серпентинитов.
В пределах каждой разновидности автолитовые разности по сравнению
с кимберлитовой брекчией с массивной текстурой цемента содержат
несколько меньше TiO2, Fe2O3, NiO, MnO, P2O5; помимо этого для первой
разновидности отмечаются меньшие значения – SiO2 и MgO; второй – CaO
и CO2.
Следует отметить, что по предложенной нами систематике, породы
трубки отвечают апикальной части кимберлитовой колонны. В пользу этого
свидетельствуют:
- значительное развитие «рифов» осадочных пород;
- автолитовость кимберлитовых пород;
- полная серпентинизация вкрапленников оливина.
Эродированность трубки, по данным Ф.Ф. Брахфогеля с соавторами
(1978) оценивается примерно в 500 м.
Кимберлитовое тело "Отторженец" установлено в процессе изучения
трубки Юбилейная в 1975 г. Расположено в непосредственной близости от
северо-западного фланга трубки Юбилейная и представляет собой
пластообразное тело кимберлитов, окруженное позднепалеозойскими
осадочными образованиями. Западная часть тела обнажена в современном
эрозионной срезе. Мощность его изменяется от 1,7 до 30,0 м. Тело наклонено
под углом 86°. В подошве тела установлена интрузия траппов мощностью
0,5-22 м. Результатами детальных работ установлено, что тело "Отторженец"
изолировано от трубки "Юбилейная", не имеет самостоятельного
подводящего канала. Предполагается, что данное тело является фрагментом
основного тела кимберлитов, отторгнутым интрузией долеритов и смещенным
ею на некоторое удаление. Природа источника разными исследователями
трактуется по разному: по мнению А.Д. Харькива с соавторами (1991) тело
Отторженец является "оторванным" блоком трубки Юбилейная, что
определяется по родству петрохимического и минерального состава
кимберлитовых пород обоих тел; результатами работ Хабардина Ю.К.
предполагается существование иного, еще неизвестного, трубочного тела,
частью которого и является тело Отторженец.
343
Таблица 12
Химический состав пород кимберлитового тела Отторженец
(по данным М.Г. Контаревой и др., 1981)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
H2O+
H2O
CO2
п.п.п.
P2O5
SO3
NiO
CoO
Cr2O3
F
Сумма
Порфировые
кимберлиты
2
26,49
1,34
1,92
7,18
4,95
0,15
18,13
13,72
0,27
0,12
6,83
2,30
14,45
н. обн.
0,67
0,89
0,236
0,0173
0,246
0,142
100,036
Тип кимберлитовых
Автолитовая кимб.
брекчия
3
21,80
0,87
2,90
3,20
2,24
0,20
8,67
26,40
0,22
0,20
3,63
2,49
21,74
0,15
0,92
0,69
0,259
0,013
0,350
0,129
99. 995
Кимберлитовая
туфобрекчия
4
8,75
0,90
1,53
5,37
2,08
0,25
6,67
36,18
0,20
0,30
2,05
1,48
29,52
н. обн.
0,53
1,90
0,244
0,0204
0,236
0,088
101,10
Трубка Озерная открыта в процессе поисково-оценочных работ на
участке тр. Юбилейная и находится в нескольких метрах юго-западнее трубки.
Трубка относится к числу кимберлитовых тел, полностью перекрытых
позднепалеозойскими осадками, интрудированными силлами пород
трапповой формации.
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму овала, длинная ось
которого вытянута в северо-восточном направлении. Контакты тела
с вмещающими породами раннего палеозоя достаточно крутые, с наклоном
внутрь трубки.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией, содержащей большое
количество обломков осадочных пород вмещающего комплекса.
В повышенных количествах установлены находки ксенолитов пород
кристаллического фундамента, в меньшей степени – ксенолитов мантийных
пород.
Породы, слагающие трубку, представлены мелкопорфировым
кимберлитом, состоящим из псевдоморфоз по оливину, редких зерен
344
пикроильменита, граната-пиропа, хлоритизированных кристаллов флогопита.
Часто встречаются автолиты кимберлита. Здесь оливин полностью замещен
серпентином и кальцитом. Отличием является небольшой размер
псевдоморфоз и их содержание до 8%, что почти вдвое ниже, чем в породах
трубки Юбилейная. Пироп встречается редко (0,12%) и имеет размеры от 0,5
до 5 мм. Форма практически овальная, округлая, келифитовые оторочки или
сплошные, или прерывистые. Выявлены практически все цветовые
разновидности пиропов, характерные для кимберлитовых пород, вплоть до
находок пиропов с включениями изумрудно-зеленого хромдиопсида и черного
хромита.
Пикроильменит резко преобладает над пиропом, в среднем составляя
0,3%. Зерна его имеют неправильную, иногда близкую к округлой, форму
размерами 0,5-5,0 мм. Наиболее часто встречаются зерна размером 1-2,5 мм.
Поверхность обычно шероховатая. Часто встречаются зерна пикроильменита
агрегатного строения.
Распространены пластинчатые и бочонковидные кристаллы флогопита
частично или полностью хлоритизированные. Размеры слюды 1,0-1,0 мм.
Установлено несколько находок ксенолитов глубинных пород,
представленных
гранатовыми
серпентинитами,
безгранатовыми
серпентинитами и ильменит-слюдистыми серпентинитами.
Содержание ксенолитов осадочных пород в среднем составляет 34,1%,
среди которых резко преобладают обломки мелких размеров (0,5-1,5 см),
представленные известняками, глинистыми известняками и глинистыми
сланцами.
По отношению к рядом расположенной трубке Юбилейная,
кимберлитовые породы трубки Озерная отличаются по высоким
содержаниям:
- ксенолитов осадочных пород;
- псевдоморфоз по оливину;
- пикроильменита и преобладанию его над пиропом;
- ксенолитов кристаллических сланцев.
Усреднённый химический состав кимберлитовых пород трубки Озерная
имеет следующий вид (по Л.А. Зимину и др., 1980, в %): SiO2 – 24,08; TiO2 –
0,88; Al2O3 – 2,72; Fe2O3 – 2,01; FeO – 3,12; MnO – 0,057; MgO – 19,02; CaO –
21,48; K2O – 0,66; H2O+ – 4,01; Na2O – 0,13; H2O – 0,72; CO2 – 17,15; п.п.п. –
1,44; P2O5 – 0,26; SO3 – 0,40; NiO – 0,083; CoO – 0,009; Cr2O3 – 0,131; F – 0,110.
Сумма = 99,07%.
От юго-западного фланга трубки Озерная, практически от тела,
прослежена кимберлитовая жила Новогодняя. Простирание ее северовосточное. По данным А.Н. Корзилова (1978), форма линейная,
установленные размеры 700×0,4 м. Сложена кимберлитовой брекчией.
Аналогичная кимберлитовая жила Первомайская установлена на
продолжении длинной оси трубки Юбилейная. Азимут простирания – северо345
восток 60°. Форма также линейная, размеры 350×0,4 м. Сложена
кимберлитовой брекчией.
Таким образом, можно констатировать, что участок трубки Юбилейная
Алакитского поля представляет собой достаточно сложно построенный
структурно-тектонический блок, в пределах которого установлены два
трубочных тела (Юбилейная, Озерная, кимберлитовое тело Отторженец и две
кимберлитовые жилы – Первомайская и Новогодняя). По соотношению их
между собой в плане все тела образуют сложнопостроенный куст
кимберлитовых тел, расположенный в одной из кимберлитовмещающих
северо-восточных
систем
Далдыно-Оленекской
структурноминерагенической зоны.
Трубка Комсомольская открыта в 1974 г. в процессе поискового
бурения на левобережье рч. Сохсолоох-Мархинский и относится к типу тел,
полностью погребенных под позднепалеозойскими осадками, сильно
интрудированными траппами.
В погребенном рельефе допозднепалеозойского возраста трубка имеет
удлиненную дайкообразную форму северо-восточного простирания (аз. СВ
65°) с сужением на юго-западном и северо-восточном флангах,
соответственно, до 40-60 и 15-20 м.
В вертикальном разрезе, по данным В.П. Рощина и др. (1981), трубка
представляет собой сочетание типичной воронки взрыва в центральной части
и дайкообразного тела с незначительным раструбом у его поверхности
в пределах восточного и западного флангов.
Структура кимберлитового тела нарушена секущей пластовой
интрузией долеритов, отделившей от основного рудного столба, два крупных
блока кимберлитов. На северо-западном фланге размеры отторгнутого блока
в плане составляют 310-12×45-50 м. На северо-восточном фланге верхняя
часть кимберлитовой дайки на всем протяжении срезана пластовой интрузией
долеритов вместе с вмещающими ее породами и смещена на удаление до 40 м
по азимуту 275°.
Верхняя часть трубки имеет форму раструба; с глубиной контакты
рудного тела приобретают субвертикальное направление (80-85°).
Кимберлитовая дайка вскрыта только в отторгнутом блоке.
Предполагается, что даечная часть трубки (юго-западный и северо-восточный
фланги) имеет вертикальное залегание. Мощность тела не превышает 25-30 м.
Азимут простирания – СВ 65°. Центральная часть трубки с глубиной заметно
сужается.
Породы, слагающие трубку, представлены двумя разновидностями –
автолитовой кимберлитовой брекчией и порфировым кимберлитом.
Автолитовая кимберлитовая брекчия слагает собственно трубку
и представляет собой плотную породу буровато-серого, зеленовато-серого
цвета с голубоватыми оттенками. Брекчии участками трещиноватые,
окварцованные,
часто
сильно
лимонитизированные.
Содержание
ксеногенного материала достигает 20-30% объема породы, из них 95%
346
приходится на обломки вмещающих осадочных пород, 5% – на долю пород
кристаллического фундамента и верхней мантии. Содержание автолитов,
в среднем, составляет 9,4% объема породы. Основная масса имеет
существенно
серпентин-карбонатный
состав
и
характеризуется
обогащенностью протоминералами кимберлитов (пироп, пикроильменит,
хромшпинелиды, оливин и т.д.).
Порфировый кимберлит слагает восточный и западный фланги трубки
(т.е. ее даечную часть) и представляет собой плотную, массивную пароду
более темной окраски, чем брекчии. С глубиной порфировые кимберлиты
приобретают базальтоидный облик. Преобладают зелено-серые тона окраски
порфирового кимберлита с содержанием обломочного материала до 5-8%
объема породы. Распределение его неравномерное и имеет тенденцию
уменьшения с глубиной. Ксенолиты представлены, преимущественно,
обломками осадочных пород, а количество представителей пород фундамента,
глубинных пород не превышает 1%.
Контакты между разными типами кимберлитов резкие, интрузивного
типа, интенсивно трещиноватые, брекчированные, с заметным увеличением
размеров и количества обломочного материала вмещающих пород.
Таблица 13
Среднее содержание минералов тяжелой фракции в разных типах пород
трубки Комсомольская (кг/т)
Минеральный состав
Пироп
Пикроильменит
Оливин
Хромит
Хромдиопсид
Диопсид
Амфибол
Альмандин
Магнетит
Лимонит
Апатит
Пирит
Пирротин
Миллерит
Сфалерит
Сфен
Циркон
Рутил
Барит
Вся тяжелая фракция
Типы пород, число анализов
Порфировый
Автолитовая
кимберлит (n-12) брекчия (n-70)
2,25
5,33
10,65
15,93
знаки
0,03
знаки
0,01
0,03
знаки
0,02
0,05
0,29
1,15
2,38
16,40
0,04
0,67
6,04
0,02
3,23
1,33
знаки
знаки
знаки
0,01
0,06
ред. знаки
ред. знаки
ред. знаки
ред. знаки
ред. знаки
0,02
0,07
18,85
41,06
347
Особенности минерального состава и их вариации в составе пород
иллюстрируются табл. 13 по материалам исследований М.М. Богатых. Как
видим, характерным отличием порфировых кимберлитов является более
низкое содержание пиропа и пикроильменита, чем в автолитовой
кимберлитовой брекчии. В обоих типах пород пикроильменит преобладает
над пиропом. Типично для кимберлитов трубки и практически полное
отсутствие неизмененного оливина.
Выявляемые отличия минерального состава пород трубки находят свое
отражение и в вариациях их петрохимических характеристик (табл. 14).
Таблица 14
Химический состав кимберлитовых пород трубки Комсомольская
Тип пород, число анализов*
Окислы, Автолитовая
Связующая масса
Порфировый
%
кимберлитовая автолитовой брекчии,
кимберлит,
брекчия, n=24
n=11
п=9
1
2
3
4
SiO2
31,43
32,24
31,07
TiO2
1,66
1,78
1,97
Al2O3
1,79
2,55
2,82
Cr2O3
0,14
0,16
0,10
Fe2O3
3,94
4,97
5,05
FeO
3,54
4,02
3,30
MnO
0,13
0,09
0,08
MgO
27,23
27,86
27,07
CaO
10,66
8,51
10,14
Na2O
0,04
0,04
0,04
K2O
0,36
0,36
0,28
+
H2O
9,65
9,45
9,91
P2O5
0,23
0,22
0,33
S
0,17
0,29
0,15
CO2
7,76
6,45
7,54
H2O–
1,02
0,98
1,14
Сумма
99,75
99,97
100,99
* Результаты химического анализа приводятся по данным З.А. Алтуховой,
Б.С. Ягнышева (1988). Анализы выполнены в химлаборатории ЦЛ ЦКТЭ (аналитик
Помазова Г.Ф).
348
Рис. 21. Взаимоотношение трубки Комсомольская и жилы Кексовая в плане погребенной
поверхности раннего палеозоя (по Бессалицыну, 1986)
Рис. 22. Геологический разрез кимберлитовой жилы "Кексовая"
(по данным Айхальской экспедиции)
349
Кимберлитовая жила Кексовая открыта при детализации участка
трубки Комсомольская в 2,8 км на северо-восток от нее на продолжении
длинной оси трубки в пределах единой кимберлитовмещающей зоны
(Устинов В.И. и др., 1934).
Кимберлит вскрыт в трех интервалах видимой мощности 3,4 м в разрезе
известняков сохсолоохской свиты раннего ордовика (O1ss), перекрытых
с поверхности интрузией траппов мощностью 105,5 м.
По данным Айхальской экспедиции, кимберлитовое тело – жила
Кексовая является, вероятно, сложной, многоярусной жилой, представляющей
собой серию из трех тектонически открытых трещин, выполненных
кимберлитовой породой (рис. 22).
Макроскопически, порода представлена порфировым кимберлитом
с характерной текстурой течения, ориентированной вдоль зальбанда.
Кимберлит интенсивно ожелезнен.
Более полные сведения о характере вещественного состава,
минералогии к химизме кимберлитовых пород жилы отсутствуют.
Кимберлитовая жила Сомнительная установлена при изучении
трубки Комсомольская в 700 м на северо-восток от северного окончания
и сложена порфировым кимберлитом зеленовато-серого цвета с хорошо
выраженной порфировой структурой и незначительным содержанием
ксеногенного материала (до 4%). Порфировые выделения представлены
оливином, нацело замещенным серпентином и кальцитом, в меньшей степени
– пикроильменитом, пиропом, флогопитом. Псевдоморфозы по оливину по
размеру и морфологии зерен подразделены на две генерации. Оливин
I генерации образует округлые, овальные, реже изометрично-угловатые
формы. Размер их от 0,9-1 мм до 5-6 мм. Псевдоморфозы II генерации
выделяются в виде идиоморфных зерен размером от 0,06 до 1 мм, часто
с оплавленными ребрами. Характер замещения псевдоморфоз по оливину
обеих генераций практически идентичен – это чешуйчатый или петельчатый
серпентин и кальцит в различных; количественных соотношениях. Основная
масса имеет микролитовую структуру. Количество пикроильменита достигает
1%, пиропа – до 0,2%, объема породы. В основной массе, помимо серпентина
и кальцита и порфировых выделений основных минералов, отмечаются зерна
флогопита, магнетита, перовскита, реже – апатита, хромшпинелидов
и хромдиопсида. Петрохимические характеристики пород жилы отсутствуют.
Положения всех трех вышеописанных тел (трубка Комсомольская, ее
дайкообразная форма, а также жилы – Кексовая и Сомнительная) находятся
в едином створе, образованном трубкой Комсомольская. На основании этого
предполагается существование единого, протяженного (более 3 км)
рудовмещающего нарушения северо-восточного простирания. Если считать,
что жилы Кексовая и Сомнительная имеют соответственно сходные элементы
залегания (угол падения менее 80-85°), то в этом случае, истинная мощность
жилы Сомнительная составит 2,2-3,4 м, а жилы Кексовая – 1,5-2,4 м.
350
Трубка Сытыканская открыта в 1959 г. в процессе шлиховых поисков.
Расположена на приводораздельной части Сытыкан-Мархинского междуречья
и тяготеет к области мощных трапповых интрузий. Относится к числу тел,
частично выходящих на современном эрозионном срезе. По данным
Н.Н. Романова и др. (1969), трубка обнажена только в своей северо-восточной
части. Вся остальная часть тела залегает под толщей песчано-глинистых
отложений позднего палеозоя (мощностью до 20 м) и трапповым силлом
переменной мощности (от 10 до 80 м).
Установлено, что трубка Сытыканская состоит из двух обособленных
кимберлитовых тел (северо-восточное и юго-западное), длинные оси которых
имеют северо-восточное простирание (рис. 23-24). Мощность перемычки
между ними достигает 100 м и с глубиной увеличивается.
Рис. 23. Схематический план и продольный разрез через трубку Сытыканская
(по данным Амакинской экспедиции):
1 – брекчия юго-восточного тела; 2 – брекчия I этапа внедрения северо-восточного тела;
3 – брекчия II этапа внедрения северо-восточного тела; 4 – брекчия переходной зоны; 5 –
карбонатные породы раннего палеозоя; 6 – осадки каменноугольного-пермского
возраста; 7 – интрузии траппов.
Северо-восточное тело в плане имеет неправильную форму;
в вертикальном разрезе – это крутопадающее дайкообразное тело,
закономерно сужающееся с глубиной. Выполнено кимберлитовыми породами
двух
разновидностей:
туфоподобной
кимберлитовой
брекчией
и кимберлитовой брекчией с микропорфировой структурой основной массы.
Брекчии различаются по текстурно-структурным признакам и вещественному
составу (табл. 15). Разновидности не имеют четко выраженных границ,
а связаны между собой переходной (смешанной) зоной, внутри которой
брекчии имеют черты обоих типов пород.
351
Рис. 24. Поперечный геологический разрез через кимберлитовую трубку Сытыканская
(по данным Амакинской экспедиции ЯТГУ):
Каменноугольные-пермские породы: 1 – песчаники, 2 – углисто-глинистые сланцы, 3 –
глинистые сланцы. Карбонатные породы раннего палеозоя: 4 – глинистые доломитистые
известняки среднего ордовика, 5 – доломитистые известняки раннего ордовика; 6 –
долериты; 7 – кимберлиты.
Таблица 15
Средние содержания минералов тяжелой фракции протолочных проб из
кимберлитов трубки Сытыканская (по данным М.М. Богатых)
Минералы, кг/т
Пироп
Пикроильменит
Cr-диопсид
Хромит
Оливин
Магнетит
Пирит
Гидроокислы Fe
Положение в плане, тип пород, число анализов
ЮгоСеверо-Восточное тело
восточное
тело
Кимберлитовая Кимберлитовая
Туфоподобная
Автолитовая
брекчия
брекчия
кимберлитовая
кимберлитовая
с микропорфировой переходной
брекчия
брекчия
структурой
зоны
n=59
n=55
n=11
n=20
5,22
1,93
3,75
1,71
11,52
9,75
11,09
7,72
0,001
0,04
знаки
0,001
знаки
0,002
знаки
0,005
0,30
1,77
0,31
0,001
15,45
10,84
19,88
6,89
0,21
1,37
3,10
20,10
1,90
0,98
0,75
3,15
352
Туфоподобная брекчия выполняет верхние горизонты в центральной
и юго-западной частях северо-восточного тела (центральный рудный столб).
Породы имеют светло- и зеленовато-серую окраску, структура
литокристаллокластическая или кристаллолитокластическая. Туфоподобный
облик порода приобрела в результате интенсивных гидротермальных
изменений, вследствие которых первоначальный состав к реликты
материнской структуры сохранились лишь на ограниченных участках.
Эти участки как-бы "погружены" в светлую массу, состоящую из
аморфного серпентина и крустификационного кальцита.
Кимберлитовая брекчия с микропорфировой структурой основной
массы слагает северо-восточный фланг тела и нижние горизонты центральной
его части. В юго-западном блоке она выполняет отдельные участки –
инъекции в туфоподобной брекчии. Порода массивная, зеленая и буро-серая
(до черной), содержит до 21,5% ксенолитов осадочных образований, до 6,3%
обломков кристаллических сланцев фундамента, до 1,8% ультрабазитов
и эклогитов. Отмечаются ксеноавтолиты, по составу аналогичные
туфоподобной
брекчии.
Структура
кристаллолитокластическая,
литокристаллокластическая,
пластически-порфировая.
Порфировые
выделения сложены псевдоморфозами по оливину (24-45%), реже
флогопитом, пикроильменитом (0,98%), пиропом (0,19%). Наблюдаются
крупные (3-5 мм) реликты неизмененного оливина. Основная масса
существенно серпентинового состава. В отличие от туфоподобной брекчии,
данная разновидность не имеет признаков столь сильных гидротермальных
изменений. Отмечаются лишь кальцит-серпентиновые прожилки, а
в приповерхностных горизонтах – участки амфиболизации и окварцевания.
Для глубоких горизонтов характерно развитие пироаурита и брусита.
Юго-западное тело трубки имеет типичную трубообразную форму.
Длинная ось его совпадает с направлением северо-восточного тела (смещение
осей 8-10 м). Сложено тело автолитовой кимберлитовой брекчией серого цвета
с яркими голубыми и зелеными оттенками. Автолиты сингенетичны брекчии
и служат ее основным породообразующим компонентом (до 60% объема
породы). Помимо автолитов, на долю ксенолитов осадочных пород
приходится до 16%, кристаллических сланцев – до 1%. Основная масса
в автолитах карбонат-серпентинового состава и, в отличие от вышеописанных
разновидностей кимберлитовых брекчий, содержит микролиты карбоната,
относительно большое количество рудного минерала, перовскита
и флогопита.
Различия кимберлитовых брекчий подчеркиваются и характером
состава ксенолитов ультраосновных пород и эклогитов. В юго-западном теле
они не установлены. В брекчиях северо-восточного тела глубинные
включения встречаются относительно часто и представлены гранатовыми
перидотитами, эклогитами, пикроильменитовыми и пикроильменитгранатовыми ультрабазитами (до 20% объема ксенолитов). Встречены
включения роговообманковых перидотитов. Наиболее глубинные включения
353
выявлены в туфоподобной брекчии центрального рудного столба, где они
представлены алмаз-дистеновыми и дистеновыми эклогитами, гранатовыми
лерцолитами с порфировой структурой (Соболев В.С. и др., 1972; 1975;
Коптиль и др., 1975; Пономаренко, Специус, 1976; Соболев, Харькив, 1975
и др.).
Для включений метаморфических пород кристаллического фундамента
характерны глиноземистые парагенезисы с силлиманитом и герцинитом
в качестве первых фаз кристаллизации.
Химический состав кимберлитовых пород трубки Сытыканская
приведен в табл. 16.
Таблица 16
Химический состав кимберлитовых пород трубки Сытыканская (по данным
M.М. Богатых, 1979).
Окислы,
%
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
H2O+
H2O–
P2O5
CO2
п.п.п.
SO3
NiO
CoO
Cr2O3
F
Сумма
Туфоподобная
кимберлитовая
брекчия
n=163
2
28,22
1,86
1,85
5,52
2,39
0,11
25,75
12,94
0,17
0,11
7,81
1,27
0,16
10,70
0,74
н.опр.
0,132
0,011
0,199
0,092
100,34
Типы пород, число анализов
Кимберлитовая
Кимберлитовая
брекчия
брекчия
с микпорфировой
переходной зоны
структурой
основной массы
n=11
n=75
3
4
29,68
29,77
2,24
1,98
2,12
2,22
4,89
5,89
2,91
2,54
0,13
0,12
29,57
31,95
8,95
6,60
0,23
0,27
0,10
0,10
9,70
10,74
1,20
1,76
0,23
0,27
7,21
5,60
0,25
1,13
0,19
н.опр.
0,138
0,153
0,012
0,012
0,216
0,194
0,121
0,111
100,087
101,41
354
Автолитовая
кимберлитовая
брекчия
n=16
5
27,88
2,30
2,72
3,87
3,32
0,08
25,86
12,49
0,55
0,15
8,22
0,95
0,13
9,69
0,45
0,18
0,102
0,009
0,163
0,185
100,99
Трубка Файнштейновская открыта в 1984 г. в процессе
детализационного поискового бурения. Расположена на правом берегу
рч. Кыллах, в 17 км к западу от п. Айхал.
Относится к числу кимберлитовых тел, погребенных под
позднепалеозойскими осадками и интрузиями траппов.
В плане погребенного рельефа трубка имеет сложное строение
и представлена двумя, практически самостоятельными, рудными телами:
северо-восточным (тр. Файнштейновская-Восточная) и юго-западным
(тр. Файнштейновская-Западная) (рис. 26).
По данным Айхальской экспедиции (1984), общее простирание длинной
оси трубки с-в 50°. Размеры ее в плане 420×170 м. В верхней части разреза
трубка имеет приповерхностный раструб, с глубиной она резко сужается.
Контакты трубки с вмещающими породами падают внутрь тела в направлении
к центру. Угол падения резко изменяется от 30-40° в раструбе до 70-80° на
глубинах 100-200 м от кровли трубки.
Трубка прорывает карбонатные раннепалеозойские породы силура
и ордовика. На контакте с кимберлитами вмещающие породы интенсивно
трещиноватые, иногда брекчированные с развитием процессов оглеения
и лимонитизации по зеркалам скольжения.
С поверхности трубка полностью перекрыта терригенными осадками
каменноугольно-пермского возраста, интрудированными долеритами. Траппы
образуют здесь два силла: 1 – верхний, бронирующий породы позднего
палеозоя и почти полностью перекрывающий площадь трубки, за
исключением ее юго-западного фланга; 2 – залегающий непосредственно на
кимберлитовом теле. Вторая (нижняя) интрузия внедрилась по контакту
позднепалеозойских отложений и кимберлитов – во вмещающие карбонатные
породы. При этом, в оторванном блоке оказались не только осадочные породы
палеозоя, но и верхняя часть кимберлитового тела. Мощность верхней
интрузии непостоянна и достигает 32,5 м, а нижней – колеблется от 2 до 5 м.
Суммарная мощность перекрывающих образований составляет,
в среднем, 105,6 м.
В вертикальном разрезе, обособление самостоятельных рудных столбов
установлено на глубине 45 м от кровли трубки. Оба тела выполнены
автолитовыми кимберлитовыми брекчиями. Геологами Айхальской
экспедиции предполагается двухфазное строение каждого тела на основании
находок включений порфирового кимберлита размерам 8×10 см, не
установленных в коренном залегании, но обнаруженных в обоих телах. Эти
включения резко выделяются своим более темным цветом на общем
зеленовато-светло-сером фоне автолитовых кимберлитовых брекчий
и характеризуются массивной текстурой, порфировой структурой
и существенно серпентиновым составом.
Тело Файнштейновская-Восточная обладает рядом отличительных
признаков, по сравнению с западным телом. Это – количественное содержание
обломочного материала, псевдоморфоз кальцита и серпентина по оливину
355
I генерации, пиропа и пикроильменита. Структура брекчии мелкои среднеобломочная, в то время, как Файнштейновская-Западная сложена
крупнообломочной автолитовой брекчией. Она содержат до 42,4% обломков
вмещающих пород, а мелкообломочная брекчия восточного тела имеет всего
11,1% таких ксенолитов, но при очень близком их качественном составе.
В целом для трубки, обломки осадочных пород составляют 99% объема
ксеногенного материала и 1% приходится на долю включений пород
фундамента – биотит-плагиоклазовых и амфибол-плагиоклазовых гранатовых
гнейсов. Ультраосновные включения глубинных пород крайне редки.
Вариации минерального состава и отличия каждого тела достаточно
контрастны.
Например,
содержание
граната-пиропа
в
составе
мелкообломочной автолитовой брекчии достигает 0,45, а в крупнообломочной
– всего 0,238 кг/т. Соответственно: пикроильменит в 1 фазе составляет 1,343
против 0,34 кг/т во второй фазе. Эти различия устанавливаются и по
петрохимическим параметрам пород обоих тел: SiO2 – 28,79 в
мелкообломочной брекчии и 24,04 в крупнообломочной соответственно (в %);
TiO2 – 1,23 против 1,05; Al2O3 – 2,82 и 2,95; Fe2O3 – 4,44 и 2,95; FeO – 0,70
и 2,22; Cr2O3 – 0,155 и 0,155; MnO – 0,081 и 0,07; MgO – 30,62 и 17,59; CaO –
10,63 и 21,08; K2O – 0,04 и 0,5; P2O5 – 0,34 и 0,34; CO2 – 10,93 и 19,59; H2O+ –
7,76 и 3,65; H2O– – 1,75 и 3,10; п.п.п. – 0 и 0; SO3 – 0,11 и 0,34, сумма – 100,32
и 99,62. Na2O в обоих случаях не обнаружен.
Полученные данные изучения состава и особенностей строения трубки
Файнштейновская позволяют предположить, что в первый этап происходило
внедрение мелкообломочной автолитовой кимберлитовой брекчии
и образование восточного тела, во второй этап – сформировано западное тело.
Трубка Олимпийская открыта в 1979 г. при производстве поискового
бурения и находится на водоразделе верховьев рр. Сохсолоох-Алакитский
и Сытыкан, в 24 км севернее п. Айхал. Является типичным примером
полностью погребенных кимберлитовых тел.
Трубка
прорывает
раннепалеозойские
карбонатные
породы,
представленные известняками, мергелями, доломитами силура и ордовика.
Вмещающие породы в зоне контактов с рудным телом отличаются
повышенной трещиноватостью, брекчированностью с наличием зеркал
скольжения и развитием процессов наложенной вторичной минерализации:
ожелезнения, кальцитизации и сульфидизации. Трубка, полностью перекрыта
толщей более молодых образований; терригенными отложениями
каменноугольного-пермского возраста и покровами траппов. На юго-западном
и северо-восточном флангах трубки долериты залегают непосредственно на
кимберлитах и карбонатном цоколе. Позднепалеозойские осадки большей
частью уничтожены траппами, но сохранились в центре участка и, в целом,
перекрывают большую часть тела, залегая непосредственно на кимберлитовых
породах. Суммарная мощность перекрывающих образований составляет от 10
до 78-100 м.
356
На продолжений длинной оси трубки в юго-западном и северовосточном направлениях вскрыты кимберлитовые жилы: на юго-западе на
удалениях 150 и 280 м при прослеженной мощности жилы до 0,3 м и на северовосточном фланге – кимберлит вскрыт на удалении 210 м от трубки при
мощности порядка 17-17,5 м.
Трубка Олимпийская имеет достаточно простое строение. Сложена
одной разновидностью пород – порфировыми кимберлитами. Породы
плотные, участками трещиноватые, кавернозные, зеленовато-серого,
голубовато-зелено-бурого или коричнево-серого цвета. Текстура обычно
массивная, очень редко брекчиевая.
Содержание ксеногенного материала составляет 4-7%, в эндоконтактах
до 25-40%. Состав ксенолитов, преимущественно, представлен обломками
вмещающих пород, спорадически отмечаются сильно измененные ксенолиты
метаморфических пород. Среди последних доминируют гранатовые биотитплагиоклазовые гнейсы. Включения глубинных пород очень редки
и представлены, в основном, серпентинитами.
Характерной особенностью микростроения кимберлитовых пород
является порфировая структура собственно кимберлитов и кимберлитового
цемента брекчий. Порфировые выделения представлены псевдоморфозами
кальцита и серпентина по оливину двух генераций, флогопитом,
пикроильменитом и очень редко – гранатом. Их количественные соотношения
следующие: псевдоморфозы по оливину I генерации до 15-17%, по оливину
II генерации до 30%, флогопит – 3%. Пикроильменит отмечается в виде
отдельных зерен размером до 4-5 мм, гранаты в виде единичных зерен
размером 1,7×2,4 мм, обычно в келифитовой оторочке, состоящей из
флогопита, хлорита, серпентина. Основная масса (50%) имеет микролитовую
структуру. Микролиты выполнены кальцитом, в интерстициях отмечаются
серпентин, перовскит (до 2%), флогопит, хлорит, рудные минералы (1,5%).
Основная доля минералов тяжелой фракции приходится на пикроильменит,
пироп, магнетит, хромшпинелиды к хромдиопсид. Количество пиропа
в протолочных пробах незначительное – от 1 до 8%, пикроильменита >50%.
По данным И.П. Илупина (1984) химический состав кимберлитов трубки
Олимпийская имеет следующий вид (среднее из 2-х анализов, %): SiO2 – 29,02;
TiO2 – 1,89; Al2O3 – 1,57; Cr2O3 – 0,195; Fe2O3 – 3,58; FeO – 1,54; MnO – 0,08;
MgO – 25,85; CaO – 13,76; Na2O – 0,12; K2O – 0,71; P2O5 – 0,37; CO2 – 10,75;
п.п.п. – 10,39; сумма – 99,815 (анализы выполнены в лаборатории НИИГА,
аналитик – Сырникова Л.Г.).
Трубка Кыллахская открыта в 1980 г. в процессе поискового бурения
на правой борту рч. Кыллах, в 5,4 км от его устья и на расстоянии до 8 км от
трубки Юбилейная в юго-западном направлении. Относится к типу полностью
погребенных кимберлитовых тел.
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму овала, вытянутого
в субширотном направлении и размеры 280×190 м с постепенным
уменьшением на глубину.
357
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя,
представленные известняками силура. В зоне экзоконтактов породы
околотрубочного пространства отличаются повышенной трещиноватостью,
интенсивным ожелезнением и, участками, окремнением (окварцеванием).
И в кимберлитах, и во вмещающих породах зон эндо- и экзоконтактов
отмечаются зеркала скольжения разнообразных направлений.
Перекрывающие породы представлены терригенными осадками
каменноугольного-пермского возраста и породами трапповой формации
общей мощностью до 135-140 м. Морфологические особенности
взаимоотношения кимберлитовой трубки с перекрывающими породами
и характер их разреза иллюстрируются рис. 25.
Рис. 25. Геологический план и схематические разрезы трубки Кыллахская
(по материалам Айхальской экспедиции):
1 – пермская система, верхний отдел – триасовая система, нижний отдел, алакитская
толща: туфы основного состава, туффиты, туфобрекчии, туфопесчаники; 2 – пермская
система, верхний отдел: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 3 – траппы;
4 – геологические границы; 5 – контур кимберлитового тела; 6 – скважина и ее номер;
7 – разведочные линии.
Трубка сложена двумя разновидностями кимберлитовых пород:
порфировыми кимберлитами и автолитовыми кимберлитовыми брекчиями.
Причем, порфировый кимберлит установлен в виде крупного ксенолита
в брекчии.
Основная масса и псевдоморфозы по оливину порфировых кимберлитов
сложены преимущественно серпентином. Кальцит имеет резко подчиненное
358
значение. В автолитовых кимберлитовых брекчиях соотношение карбоната
и серпентина основной массы составляет 5:1.
Основная масса порфировых кимберлитов имеет микролитовую
структуру; помимо серпентина и карбоната в ней отмечается заметное
количество перовскита (до 1,5-2%), магнетита, отдельных мелких зерен
пикроильменита и мелких чешуек хлоритизированного флогопита.
В связующей массе автолитовых брекчий перовскит практически не
наблюдается, магнетит и пикроильменит отмечаются очень редко. Кроме того,
содержание ксеногенного материала в порфировых кимберлитах почти на
порядок меньше (2-4%), чем в брекчиях, но количество пикроильменита более
высокое (9,9 кг/т против 5,85 кг/т в брекчиях).
Ксеногенный материал представлен исключительно обломками
осадочных карбонатных пород. Ксенолиты кристаллических и глубинных
ультраосновных пород установлены в виде единичных находок.
Результаты химического анализа кимберлитовых пород трубки
Кыллахская приведены в табл. 17.
Таблица 17
Химический состав кимберлитовых пород трубки Кыллахская
(по данным М.И. Лелюха и др., 1981).
Окислы,
%
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O–
H2O+
CO2
P2O5
Sобщ.
Сумма
Автолитовая кимберлитовая брекчия (КБА)
3/143
2/173
3/199
2/202
11/242*
21,81
22,75
18,99
16,96
23,16
1,04
1,49
1,07
1,87
1,17
2,81
3,64
3,14
4,74
2,64
1,20
1,99
1,21
2,22
2,89
0,18
0,06
0,04
0,10
0,11
1,58
0,99
1,36
0,63
1,81
0,79
0,04
0,05
0,50
0,11
5,85
20,56
17,66
4,69
21,41
22,48
20,64
30,60
49,99
20,92
0,17
0,12
0,15
0,40
0,16
0,19
0,36
0,25
0,42
0,51
0,66
0,66
1,02
1,12
2,72
5,82
6,81
10,17
7,40
37,31
21,20
18,16
6,06
16,50
0,73
0,22
0,16
0,44
0,26
0,19
0,03
0,15
н. обн
н.обн.
99,85
99,93
99,78
99,79
100,27
Среднее для Порфировый
КБА n=8 кимберлит
21,24
32,00
1,43
2,12
2,95
2,02
2,07
5,32
0,09
0,21
1,35
3,18
0,32
0,08
13,45
29,83
28,68
7,16
0,19
0,29
0,35
0,36
0,80
6,46
11,57
19,95
5,40
0,33
0,41
0,09
н.обн.
99,27
99,95
Порфировые кимберлиты и автолитовые кимберлитовые брекчии
различаются по содержаниям основных породообразующих окислов. Так,
порфировые кимберлиты содержат в себе более высокий уровень содержаний
окислов Si, Ti, Fe3+, Fe2+. При этом, количества CaO и CO2 здесь в несколько
раз ниже.
359
Трубка Салют открыта в 1985 г. в процессе поискового бурения
и расположена в 2,5 км на юго-запад от тр. Восток и относится к числу
полностью перекрытых кимберлитовых тел.
В плане погребенного рельефа трубка имеет четкую изометричную
форму, близкую к округлой со слабой вытянутостью на северо-восток.
Размеры в плане составляют 230×250 м.
Рис. 26. Геологический план и схематические разрезы трубки Файнштейновская
(по материалам Айхальской экспедиции).
Кимберлитовое тело перекрыто песчаниково-алевролитовой толщей
айхальской свиты каменноугольно-пермского возраста (30-40 м),
горизонтальное залегание которой нарушено внедрившимся трапповым
силлом. Мощность его над трубкой колеблется от 15 до 48 м. Силл долеритов
мощностью 3-9 м установлен и на контакте поздне- и раннепалеозойских
образований, который, расщепляясь на две апофизы, внедрился как в верхнюю
часть карбонатных пород, так и в верха кимберлитового тела (рис. 27).
В вертикальном разрезе установлен приповерхностный раструб
(до глубины 100-120 м), ниже которого происходит заметное сужение
кимберлитового тела. Верхняя часть трубки (10-12 м от кровли) насыщена
ксенолитами вмещающих пород, размеры которых достигают 10-15 м. Эта
часть кимберлитов отторгнута от основного тела нижним силлом без видимых
признаков смещения по горизонтали.
Вмещающие околотрубочные породы интенсивно трещиноватые,
инъецированные кимберлитом.
Породы, слагающие трубку, представлены мелко- и среднеобломочной
автолитовой кимберлитовой брекчией. Количество ксенолитов достигает
75-80%, составляя, в среднем, 55-60%. Собственно кимберлит имеет
мелкопорфировую структуру.
В разрезе трубки выделена одна разновидность – автолитовая
кимберлитовая брекчия. Представляет собой слабосцементированную, сильно
трещиноватую породу зеленоватого, буровато-серого цвета. Обилие
ксеногенного материала обуславливает пятнистые цветовые текстуры породы.
Количество обломочного материала варьирует от 20 до 90%. Форма обломков
360
угловатая, округло-угловатая. Размеры от 4-5 см до 10-15 см в поперечнике.
Ксенолиты пород фундамента и мантии не установлены.
Рис. 27. Схематический геологический разрез трубки Салют
(по материалам Айхальской экспедиции).
Связующей массой ксенолитов служит кимберлит с автолитовой
текстурой и порфировой структурой. Автолиты имеют округлую и овальную
форму, размеры от 0,5-1 мм до 5-7 мм. Среднее содержание автолитов – 6,5%.
Обычно, это так называемые ядерные автолиты, состоящие из ядра – центра
кристаллизации и концентрически-зональной оторочки с орбитальным
расположением в ней очень мелких (<0,05 мм) псевдоморфоз кальцита по
оливину,
мельчайших
обломков
карбонатных
пород.
Центрами
кристаллизации служат, чаще всего, псевдоморфозы кальцита по оливину
обеих генераций, реже – включения осадочных пород.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами кальцита
и серпентина по оливину двух генераций и незначительным количеством
флогопита (до 0,1%). Псевдоморфозы по оливину I генерации составляют до
3,5% объема породы, образуют зерна преимущественно округлой формы
размером от 0,7-0,9 до 2-3 мм. Псевдоморфозы по оливину II генерация
(11,5%) отмечены в виде идиоморфных зерен с оплавленными ребрами,
размером от 0,05-0,07 до 0,7-0,8 мм. Характер выполнения псевдоморфоз
обеих генераций оливина одинаковый.
361
Флогопит образует редкие таблитчатые кристаллы размером от 0,01-0,03
до 0,5-0,6 мм, частично или полностью замещенные хлоритом.
Связующая масса кимберлита-цемента имеет мелкозернистое строение
и существенно карбонатный состав. Помимо кальцита в незначительном
количестве отмечаются изотропный серпофит (2-3%), гидроокислы и окислы
Fe (0,7-0,8%) и знаковые содержания флогопита и перовскита.
Основными минералами тяжелой фракции являются пироп,
пикроильменит и альмандин, содержания которых составляют 2-0,3-0,3 кг/т
соответственно. Незначительную часть тяжелой фракции составляют
клинопироксен, магнетит и пирит. Следует отметить, что, в целом для пород
трубки, характерно интенсивное развитие сульфидов.
По данным химического анализа, автолитовые кимберлитовые брекчии
трубки Салют характеризуются относительно высоким содержанием окислов
Ca, CO2, Al2O3 и низким – окислов Si, Mg, Ti, Fe2+, Cr.
Кимберлитовая жила Привет выявлена в 200 м к юго-западу от трубки
Салют по простиранию ее длинной оси. Геологами Айхальской экспедиции
предполагается, что жила Привет является апофизой трубки Салют
(Чернов М.К., 1987).
Жила
сложена
сильно
карбонатизированной
автолитовой
кимберлитовой брекчией. Порода светло-серого цвета, состоит из частых
мелких (1-3 мм) порфировых обломков, сложенных серпентин-карбонатным
материалом (псевдоморфозы по оливину). Кимберлит-цемент интенсивно
карбонатизирован, обладает характерной петельчатой текстурой. Среди
псевдоморфоз по оливину отмечаются редкие зерна неизмененного оливина
размером до 1,5-2 мм. В породе встречаются автолиты размером до 5-7 мм,
ксенолиты углисто-глинистых алевролитов и известняков размером 1-2 см.
Характерна сильная пиритизация пород с формированием сульфидных
прожилков и агрегатных скоплений размером до 1 см.
Контакты с вмещающими породами резкие, волнистые; падение
контактов под углом 80-85° к горизонту. В приконтактовой части жилы
отмечаются довольно крупные (2 см) ксенолиты известняков силура, а также
нитевидные прожилки кальцита, ориентированные согласно плоскости
контактов.
По данным минералогического анализа в составе тяжелой фракции
преобладают пирит (76,2 кг/т) и сфалерит (0,2 кг/т). Остальные минералы,
в т.ч. и протоминералы кимберлитовых пород (пироп, пикроильменит)
отмечаются в виде единичных знаков.
Сведения о химизме и детальной морфологии, строении жилы
отсутствуют.
Трубка Юность открыта в 1958 г. при шлиховых поисках. Расположена
на левом склоне рч. Сохсолоох-Мархинский, в 9 км к северо-востоку от
п. Айхал (В.Т. Изаров, 1958; И.К. Сарычев, 1971). Трубка обнажена
в современном эрозионном срезе, в плане имеет эллипсовидную форму.
362
Размеры ее составляют 250×80 м и длинная ось тела ориентирована на востоксеверо-восток.
Кимберлитовое тело прорывает карбонатные породы раннего силура
и перекрыто делювиально-элювиальными современными образованиями
мощностью от 0,0 до 3,5 м.
Породы, слагающие трубку, относятся к автолитовым кимберлитовым
брекчиям желтовато-бурой, зеленовато-серой окраски. Плотные разности
имеют более темные цвета – темно-серые, серые, голубовато-серые,
зеленовато-серые и характеризуются наличием брекчиевой текстуры. На фоне
основной массы выделяются многочисленные ксенолиты осадочных
и метаморфических пород, автолиты кимберлитов. Среди них, обломки
осадочных пород составляют до 40-60% объема породы. Размеры их от
первых мм до 4-5 см, крайне редко до 15-20 см. Форма овальная, угловатоовальная, редко – острообломочная.
Ксенолиты фундамента представлены кристаллическими сланцами
в виде угловато-овальных или овальных обломков размером до 1,5-4 см
в поперечнике. Содержание их изменчиво в вертикальном разрезе и плане
трубки – от единичных находок до 12-15% объема породы.
Автолиты встречаются редко (не более 1-2%), размеры 1-5 см, форма
изометричная, округлая, шаровидная.
Основная масса кимберлитовой брекчии мелкопорфирового строения.
Порфировые выделения представлены пикроильменитом и пиропом, редко –
флогопиты. Для брекчий характерно три типа структур: кластическипорфировая, литокристаллокластическая, автолитовая.
В силу интенсивной карбонатизации и существенно кальцитового
состава псевдоморфоз по оливину, последние не всегда четко выделяются на
фоне основной массы. Их содержание изменяется от 40 до 70% объема
породы. Псевдоморфозы по оливину I генерации имеют округло-овальную,
удлиненно-овальную, угловато-сглаженную форму и размеры до 3,7×1,7 мм.
Сложены они серпентином, а по периферии псевдоморфоз развивается
зернистый карбонат, занимая, нередко, весь объем псевдоморфозы.
Псевдоморфозы по оливину II генерации отличаются мелкими размерами
(до 1 мм), идиоморфными очертаниями, серпентиновым составом.
Основная масса серпентин-карбонатного состава. Серпентин
изотропный, нередко хлоритизированный. Карбонат криптозернистый. Часто
в основной массе отмечаются гнезда и прожилки мелкозернистого карбоната.
Характерно и наличие овальных чешуек или вытянутых табличек
хлоритизированного флогопита (до 2,4-1,2 мм). Выделены две генерации
слюды. Флогопит I генерации образует идиоморфные лейсты размером до 915 мм и процессами хлоритизации не затронут. Флогопит II генерации имеет
более крупные размеры и хлоритизирован.
Отмечается множество мелких включений магнетита, спорадически
наблюдаемых и в основной массе, и в составе псевдоморфоз по оливину.
Кроме того, почти повсеместно породы пропитаны гидроокислами Fe, для
363
верхних горизонтов трубки типичным наложенным процессом является
окварцевание.
Минеральный состав тяжелой фракции отличается преобладающим
значением пикроильменита, пиропа и магнетита. В единичных знаках
встречены хромшпинелиды и хромдиопсид.
Особенности химизма кимберлитовых пород трубки отражены
в табл. 18.
Таблица 18
Химический состав кимберлитовых пород трубки Юность
(по М.М. Богатых, 1974)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
H2O
CO2
P2O5
SO3
п.п.п.
NiO
CoO
Cr2O3
H2O+
Сумма
Ш-23
2
23,18
1,45
2,08
6,00
0,86
0,10
11,50
23,92
0,28
0,18
5,30
18,51
0,57
сл.
0,97
0,13
0,016
0,10
3,74
99,79
Номера образцов
Ш-24
Ш-25/1
3
4
27,92
26,26
1,70
1,65
2,43
2,07
5,97
6,29
1,18
1,22
0,12
0,11
16,05
18,10
18,82
18,94
0,32
0,31
0,18
0,17
2,84
2,90
15,76
14,66
0,64
0,66
н.обн.
сл.
0,88
0,40
0,126
0,126
0,014
0,015
0,16
0,17
4,88
5,78
99,99
99,83
Ш-25
5
26,18
1,59
2,11
5,60
1,29
0,13
18,33
19,28
0,27
0,16
2,42
15,03
0,61
сл.
0,61
0,128
0,023
0,12
6,06
99,94
Средние для
трубки
6
25,84
1,60
2,40
5,97
1,14
0,115
15,99
20,24
0,295
0,172
3,36
15,99
0,62
0,715
0,127
0,017
0,137
5,11
99,89
Трубка Молодость открыта в 1972 г. в процессе детализационных
шлиховых поисков в непосредственной близости от трубки Юность на левом
склоне р. Сохсолоох-Мархинский, в 9,5 км от п. Айхал на северо-восток.
Впервые детально описана М.М. Богатых (1974).
Установлено, что трубка Молодость относится к типу частично
погребенных кимберлитовых тел и большая ее часть перекрыта более
молодыми образованиями пород трапповой формации – туфами и долеритами
мощностью от 5 до 30 м. Около 15% тела обнажено в современном эрозионном
срезе в поле развития карбонатных пород силура. В основании разреза
перекрывающих образований залегают маломощные (до 3 м) прослои
364
алевролитов каменноугольного-пермского возраста. Северная, обнаженная,
часть трубки перекрыта чехлом делювиальных отложений мощностью до
3,5 м. Верхняя часть тела представлена древней корой выветривания до 1015 м.
Трубка в плане имеет форму вытянутого овала размерами 310×430 м.
Длинная ось тела ориентирована под углом 166°. Имеет сложное строение.
Породы разнообразны по внешнему облику. Цвет от светло-серого до темносерого, почти черного, от бледно-коричневой до зеленовато-, голубовато-,
темно-зеленоцветной окраски. Породы прочные, содержат многочисленные
автолиты, ксенолиты осадочных, метаморфических и глубинных пород.
Отчетливо выделяются порфировые вкрапленники оливина, флогопита, реже
– пиропа и пикроильменита. Отмечаются лимонит-магнетитовые, кальцитарагонитовые, кальцит-серпофитовые гнезда и прожилки с гидромагнезитом
и пироауритом, жеоды с кристаллами кварца и кальцита. Интенсивно развита
наложенная сульфидная минерализация и отмечаются частые проявления
битума.
Содержание ксенолитов вмещающих пород составляет от 1-2 до 34%,
обломков пород фундамента (биотитовые, альмандиновые и графитовые
сланцы) – 19%; глубинные включения (серпентиниты, слюдистые
и гранатовые серпентиниты) встречаются довольно часто.
По структурно-минералогическим признакам выделено три вида
слагающих пород: кимберлит I и II типов, кимберлитовая брекчия.
Кимберлит I типа развит только на глубоких горизонтах и представляет
собой плотную породу зеленовато-серого и темно-зеленого цвета. Содержит
ксенолиты осадочных и метаморфических, глубинных пород, редкие
вкрапленники пиропа, пикроильменита, флогопита, хромита. Текстура
массивная. Отмечаются единичные мелкие автолиты с обильной слюдой.
Автолиты сложены кимберлитом порфировой структуры с псевдоморфозами
по оливину до 50%. Основная масса автолитов состоит из флогопита (до 3550%), перовскита, рудных минералов и бурого, почти изотропного, вещества.
Кимберлит I типа имеет порфировую структуру с содержанием зерен
оливина до 30-40%, чешуями флогопита (до 10%). Основная масса
существенно серпентинового состава с редкими обособлениями
мелкозернистого карбоната.
Кимберлитовая брекчия слагает основной объем трубки. Породы
прочные, редко кавернозные, выщелоченные. Содержание ксенолитов от 5 до
34-50%. Ксенолиты метаморфических и глубинных пород отмечаются в виде
редких находок. Текстура брекчиевая и автолитовая. Вкрапления пиропа
редки,
значительно
чаще
встречаются
порфировые
выделения
пикроильменита и хлорита, реже – флогопита. Автолиты по своему составу
соответствуют
кимберлиту
I
типа.
Связующая
масса
имеет
кристаллокластическую структуру. Содержание оливина до 50%.
Кимберлит II типа слагает юго-западную часть трубки. Породы
прочные, коричневого цвета с серыми, зелеными, бурыми и желтоватыми
365
оттенками. Текстура массивная. Содержит автолиты более яркой зеленоватоголубоватой окраски. Содержание ксенолитов вмещающих пород до 5,4%,
метаморфических и ультраосновных пород – до 19%, с редкими
вкрапленниками пиропа, пикроильменита, хлорита, чешуек флогопита.
Основная масса карбонатного состава в сочетании с небольшим количеством
тонкочешуйчатого серпентина. Отмечаются в основной массе рудный
минерал (2-3%), перовскит (около 2%), флогопит (до 3%).
Особенности химического состава кимберлитов трубки отражены
в табл. 19.
Таблица 19
Химический состав кимберлитов трубки Молодость (по М.М. Богатых, 1974)
Окислы,
%
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
H2O–
H2O+
CO2
п.п.п.
P2O5
Cr2O3
SO3
NiO
CoO
F
Сумма
Кимберлит
I типа
n=5
2
29,00
1,99
2,55
5,98
2,26
0,15
29,67
8,32
0,84
0,28
1,32
9,57
6,40
0,20
0,63
0,197
0,22
0,09
0,012
0,157
93,73
Тип пород, число анализов
Кимберлит
Кимберлитовая
I типа
брекчия
n=6
n=5
3
4
30,48
26,82
1,32
1,49
2,18
3,44
5,69
4,24
1,65
1,66
0,10
0,084
29,34
28,76
6,29
15,36
0,28
0,89
0,11
0,17
1,67
1,25
0,66
7,21
7,67
12,02
0,24
0,03
0,47
0,60
0,20
0,129
0,12
0,55
0,10
0,060
0,027
0,0074
0,14
0,189
93,74
100,00
Кора
выветривания
n=4
5
25,60
1,21
4,71
4,87
1,26
0,13
13,71
19,55
1,33
0,18
4,38
4,30
13,30
0,30
0,66
0,111
3,79
0,065
0,0046
0,245
99,72
Трубка Кира открыта при заверке магнитной аномалии (Романов Н.Н.,
1970). Расположена в бассейне верхнего течения р. Марха, в долине
небольшого безымянного ручья (левый приток рч. Нагорный, в 2-2,5 км выше
его устья и в 23 км на северо-запад от п. Айхал.
Трубка прорывает карбонатные породы силура и полностью обнажена
в современном эрозионном срезе. Мощность перекрывающих делювиальных
366
образований составляет 3 м. С юга к трубке примыкает сильно вытянутый на
северо-запад силл долеритов.
В плане тело имеет форму эллипса, ориентированного на северо-восток.
Размеры 300×100 м. Сложена кимберлитовой брекчией. Намагниченность
пород составляет от 520 до 6800×10-6 ед. СГС.
Породы, слагающие трубку, представлены кимберлитовой брекчией
голубовато-серого цвета с типичной брекчиевой структурой. Обломочный
материал составляет 15-20% и представлен ксенолитами вмещающих
осадочных пород с преобладающими размерами 1-2 см в поперечнике.
Кимберлит сильно карбонатизирован и занимает до 80-85% объема
породы. Порфировые выделения сложены псевдоморфозами кальцита по
оливину (1-3%). Иногда встречаются чешуйки слюды-флогопита. В составе
минералов тяжелой фракции отмечаются (%): оливин 0,1-0,2; пироп – знаки;
хромшпинелиды – знаки; хромдиопсид – знаки; магнетит – до 0,034; перовскит
– до 0,18%. Химический состав, по данным Илупина И.П., имеет следующий
вид (%): SiO2 – 28,62; TiO2 – 2,98; Al2O3 – 3,24; Cr2O3 – 0,16; Fe2O3 – 6,84; FeO
– 2,08; MnO – 0,193(?); MgO – 28,15; CaO – 8,57; Na2O – 0,13; K2O – 0,70; P2O5
– 0,58; S – 0,04; CO2 – 6,60; сумма – 99,803%.
Трубка Магистральная открыта в 1957 г. при шлиховых поисках,
расположена в истоках рч. Веселый на его правом склоне. Детально изучена
В.Т. Изаровым и др. (1963).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена
в современном эрозионном срезе. В плане имеет форму неправильного овала,
несколько вытянутого в северо-западном направлении. Размеры тела
170×120 м. Мощность элювиально-делювиального чехла достигает 9 м.
Кимберлитовое тело имеет юго-западное склонение. В экзоконтакте (15-20 см)
вскрыта зона дробления. Контакты резкие, угол падения контактов колеблется
от 78° на юго-западном фланге до 86° – на северо-восточном.
Породы, слагающие тело, представлены типичной кимберлитовой
брекчией голубовато-серого цвета с редкими вкраплениями пикроильменита
размером до 1,5-3 мм, еще более редкими – зернами пиропа оранжевокрасного цвета. Содержание ксеногенного материала составляет 20-30%.
Представлен он, преимущественно, обломками вмещающих пород, редко
отмечаются находки слюдистых кристаллических сланцев. Породы трубки
отличаются относительно низкой плотностью (местами до рыхлых).
Отмечается интенсивное развитие наложенных процессов карбонатизации и,
в меньшей мере, серпентинизации. Структура от литокристаллокластической
до кристаллолитокластической. Цементирующий обломки кимберлит
занимает до 30-35% объема породы. Имеет серпентин-карбонатный состав.
Порядка 40-50% составляют псевдоморфозы серпентина и карбоната по
оливину со средними размерами 0,3-0,5 мм. Характерной чертой
псевдоморфоз данной трубки является участие кварца в строении вкраплений.
Основные минералы кимберлитов – пикроильменит, флогопит, пироп
и перовскит встречаются в виде единичных знаков. По данным протолочного
367
анализа, минеральный состав тяжелой фракции пород трубки, имеет
следующий состав (в %): оливин – редкие знаки, пироп – 0,014,
пикроильменит – 0,012, хромшпинелиды – 0,001, магнетит – знаки (Бобриевич
и др., 1964). Характерным минералом основной массы является перовскит,
наблюдаемый в виде редких мелких идиоморфных зерен. Также редко
отмечается хромдиопсид.
Ксенолиты кристаллических пород представлены биотитовыми
гнейсами. Глубинных включений не установлено.
По данным И.П. Илупина химический состав пород трубки имеет
следующий вид (%): SiO2 – 31,10; TiO2 – 1,09; Al2O3 – 3,36; Cr2O3 – 0,136; Fe2O3
– 4,59; FeO – 1,53; MnO – 0,05; MgO – 27,58; CaO – 10,37; Na2O – 0,12; K2O –
0,70; P2O5 – 0,50; S – 0,012; CO2 – 7,97; п.п.п. – 10,73; сумма – 99,83.
Трубка Мархинская открыта в 1957 г. при заверке магнитной аномалии
в истоках первого правого притока в верховье р. Марха. Кимберлитовое тело
находится в поле развития карбонатных пород раннего силура, но в пределах
южного и северо-восточного флангов, по данным Изарова В.Т. (1957),
контактирует с останцами каменноугольно-пермских отложений. Контакты
носят выраженный тектонический характер: позднепалеозойские осадки на
контакте залегают под углом 70-85°, а кимберлитовые породы здесь
разрушены, рассланцованы и сильно ожелезнены.
В плане трубка имеет изометричную форму, несколько вытянутую
в субмеридиональном направлении. Размеры 200×170 м.
Тело сложено кимберлитами, так называемого, базальтоидного облика.
По цветовой гамме пород отмечается выраженная дифференциация:
в центральной части темно-серого цвета, на периферии – голубовато-серого
цвета. Визуально протоминералы кимберлитов не наблюдаются. Ксенолиты
представлены исключительно обломками вмещающих пород. Кимберлит
сложен полностью замещенными фенокристаллами оливина (50-60%)
и основной массой (35-40%). Ксенолиты составляют в них не более 5%.
Структура породы порфировая, основной массы – микролитовая,
флюидальная.
Псевдоморфозы по оливину выполнены серпентином, кальцитом
и магнетитом, количественные соотношения которых изменяются, но
магнетит всегда имеет подчиненное значение. Большинство псевдоморфоз
имеет зональное строение: в центре серпентин или кальцит, далее – идут
оторочки из магнетита и карбоната, а периферия включений сложена
серпентином.
Основная масса состоит из микровкрапленников замещенного оливина
и пироксена со значительным количеством мельчайших чешуек слюдыфлогопита. Микролиты пироксена имеют удлиненную форму и нацело
замещены кальцитом. По мнению А.П. Бобриевича, по степени
раскристаллизации оливина и микролитов пироксена, кимберлиты трубки
Мархинская могут быть отнесены к мелкозернистому микроперидотиту
(Бобриевич и др., 1959).
368
Рис. 28. Форма тела в плане и особенности строения трубки Снежинка
(по В.Т. Изарову, 1963).
Рис. 29. Геологический план участка трубки Мархинская (по В.Т. Изарову, 1963):
1 – горные выработки, пройденные при изучении тела; 2 – кимберлиты; 3 – известняки
нижнего силура; 4 – алевролиты аргиллиты, глинистые сланцы и конгломераты
пермского возраста.
Минеральный состав пород по данным протолочного анализа выделяет
трубку среди других кимберлитовых тел Алакитского поля (%): ильменит,
пироп и хромшпинелиды – в виде редких знаков, магнетит – 0,826,
369
гидроокислы Fe – знаки. Соответственно, химический состав пород имеет
следующий вид (%): SiO2 – 24,32; TiO2 – 1,24; Al2O3 – 2,71; Cr2O3 – 0,109; Fe2O3
– 6,36 FeO – 1,60; MnO – 0,13; MgO – 25,57; CaO – 14,28; Na2O – 0,15; K2O –
0,13; P2O5 – 0,42; S – 0,02; CO2 – 12,73; п.п.п. – 9,77; сумма – 99,54 (Илупин
и др., 1978).
Г.В. Зольниковым (1987) изучены особенности состава минералов
кимберлитов трубки Мархинская. Автором отмечены крайне низкие
содержания основных минералов: гранатов от 9,5 до 26,9 г/т, ильменита от 10,7
до 94,9 г/т. Основная доля цветовых разностей гранатов приходится на
розовые (38,2%) и оранжевые (35,3%) разновидности, что также не характерно
для кимберлитовых пород. Эти данные показывают, что в кимберлитах трубки
преобладают малохромовые пиропы из кристаллических пород фундамента
и эклогитов. Крайне низки содержания гранатов дунит-гарцбургитового
парагенезиса и алмазной ассоциации.
Трубка Веселая открыта в 1956 г. при производстве шлиховых поисков.
Расположена на левом склоне долины рч. Веселый, в 400 м к западу от
тр. Начальная, в русле рч. Загадочный, в 350 м выше его устья.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и относится
к типу обнаженных на уровне современного эрозионного среза.
Геоморфологическое положение тела обусловило наличие перекрывающих
аллювиальных отложений ручья суммарной мощностью 4,9 м, а элювиальных
образований – до 1 м.
В плане трубка имеет форму овала, вытянутого на северо-восток, при
размерах 80×40 м. Сложена она кимберлитовой брекчией серовато-голубого
и серовато-зеленого цвета. Визуально, протоминералы кимберлитов не
наблюдаются. Содержание ксенолитов достигает 85-90% объема породы.
Представлены они исключительно обломками вмещающих пород.
Структура породы брекчиевая, преимущественно, кристаллолитокластическая. Обломочный материал, по данным В.Т. Изарова (1957), состоит
почти на 50% из ксенолитов вмещающих пород и лишь 10-15% составляют
обломки родственных пород пикритовых порфиритов и редко –
апокимберлитовых пород.
В цементирующем обломки кимберлитах содержание обломков
и редких фенокристаллов нацело замещенного оливина не превышает 25-30%.
На долю основной массы приходится не более 10%. Из вторичных минералов
преобладает кальцит, а серпентин, хлорит к магнетит имеют подчиненное
значение.
Включения родственных пород – пикритовых порфиритов имеют форму
неправильных, реже округлых (как бы оплавленных) обломков с порфировой
структурой. Размеры их от 1-2 мм до 10 см и более. Порфировые выделения
представлены псевдоморфозами серпентина и карбоната по оливину. Размеры
псевдоморфоз 0,4-0,8 мм, содержание до 50%. Связующая масса пикритовых
порфиритов сложена мельчайшими псевдоморфозами кальцита по
фенокристаллам оливина и пироксена (микролитовые формы кальцита – по
370
автору), нередко с образованием флюидальных текстур и микролитовой
структуры. Отмечаются и мельчайшие выделения магнетита, а также –
карбонат-хлоритовых образований.
Ксенолиты апокимберлитов встречаются редко; по облику и составу они
весьма трудно отличимы от кимберлитов и различаются только в тонах одной
и той же окраски.
Минеральный состав тяжелой фракции показывает присутствие (%):
оливин, ильменит, пироп, хромшпинелиды, пирит – редкие знаки; магнетит –
0,72%. Химический состав кимберлитовых пород имеет следующий вид (%):
SiO2 – 25,11; TiO2 – 1,13; Al2O3 – 3,03; Cr2O3 – 0,105; Fe2O3 – 5,01; FeO – 1,13;
MnO – 0,117; MgO – 26,50; CaO – 14,57; Na2O – 0,13; K2O – 0,25; P2O5 – 0,57; S
– 0,025; CO2 – 11,49; п.п.п. – 10,55; сумма – 99,717 (по И.П. Илупину, 1978).
Трубка Смежная открыта в 1956 г. в процессе шлиховой съемки.
Расположена на правом склоне рч. Веселый в 20 м к северо-востоку от трубки
Начальная, в 250-300 м от русла ручья и в 5 км выше устья рч. Светлый. Трубка
обнажена в поле развития карбонатных пород раннего палеозоя.
В плане тело имеет форму неправильного овала, вытянутого в северовосточном направлении. Размеры тела 60×25 м. Мощность перекрывающих
делювиально-элювиальных образований до 8 м.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией серовато-голубого цвета.
Структура обломочная, брекчиевая, преимущественно литокристаллокластическая. Ксеногенный материал содержится в объеме до 60-65%.
Отмечаются редкие фенокристаллы нацело замещенного оливина, до 2-3%
приходится на частично замещенную слюду, в виде единичных знаков
встречается перовскит и редко – зерна граната-пиропа. Из вторичных
минералов: кальцит, серпентин, магнетит и, редко, хлорит. Из акцессориев
отмечается циркон. На долю основной массы приходится около 15-20%.
Ксенолиты представлены, в основном, обломками осадочных пород –
известняками, реже – хлорит-карбонатными породами, очень редко – сильно
измененными слюдистыми кристаллическими сланцами.
Наряду с указанными ксенолитами изредка встречаются включения
родственных пород типа апокимберлитовых, а также – небольшие включения
слюдистых пикритовых порфиритов.
По данным А.П. Бобриевича и др. (1964), минеральный состав тяжелой
фракции кимберлитовой брекчии трубки Смежная имеет следующий вид (%):
оливин I генерации – 17,4; оливин II генерации – 13,1; магнетит и перовскит –
8,0; флогопит – 1,9; основная масса – 59,6%.
Химический состав (%): SiO2 – 22,85; TiO2 – 1,58; Al2O3 – 2,63; Cr2O3 –
0,22; Fe2O3 – 3,78; FeO – 1,22; MnO – 0,03; MgO – 18,95; CaO – 22,52; Na2O –
0,14; K2O – 0,57; P2O5 – 1,04; CO2 – 16,78; п.п.п. – 7,45; сумма – 99,76 (Илупин
и др., 1978).
Трубка Начальная открыта в 1956 г. при шлиховых поисках
и находится в 20 и к юго-западу от трубки Смежная на правом склоне
рч. Веселый. Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя
371
и обнажена на уровне современного среза. Мощность элювиальноделювиального чехла над телом достигает в сумме 6,4 м и увеличивается
в направлении к центру.
В плане тело имеет форму овала, сильно вытянутого на северо-восток,
размеры 110×40 м.
Контакты с вмещающими породами отчетливые, резкие. Мощность
зоны контакта 15-20 см.
Трубка сложена типичной кимберлитовой брекчией голубоватои зеленовато-серого цвета с редкими оплавленными зернами пиропа
в келифитовой оболочке. Структура породы брекчиевая, преимущественно –
литокристаллокластическая. Отличительной чертой является развитие
миндалекаменных или поровых текстур за счет полного выщелачивания
псевдоморфоз по оливину.
Состав кимберлитовой породы: 60-65% обломки, редко фенокристаллы,
нацело замещенного оливина, до 2-3% измененных слюд, пироп и перовскит
– в виде единичных знаков. Вторичные минералы: кальцит, серпентин,
магнетит, хлорит. Наблюдается значительное количество пирита и марказита,
реже встречаются кварц, гипс. Содержание магнетита в породах этой трубки
незначительное. Из акцессориев присутствует циркон. На долю основной
массы приходится около 15-20% объема породы. Сложена она агрегатами
карбоната и серпентина с незначительной примесью магнетита.
Отличием пород трубки является наличие желваков твердого нефтяного
битума размерами от 0,5 до 10 см.
Ксенолиты осадочных пород представлены известняками, реже –
хлорит-карбонатными и серпентин-карбонатными породами, аргиллитами;
среди ксенолитов часто встречаются битуминизированные разности. Изредка
отмечаются небольшие включения апокимберлитов, мелкие ксенолиты сильно
измененных кристаллических сланцев и слюдистых пикритовых порфиритов.
Минеральный состав тяжелой фракции и основной массы содержит (%):
оливин I генерации – 11,0; оливин II генерации – 18,0; магнетит и перовскит –
2,0; флогопит – 1,0; основная масса – 68,0% (Бобриевич и др., 1964).
Химический состав, по данным Илупина и др. (1978), имеет следующий
вид (%): SiO2 – 26,45; TiO2 – 1,27; Al2O3 – 2,28; Cr2O3 – 0,20; Fe2O3 – 2,43; FeO
– 1,21; MnO – 0,03; MgO – 21,52; CaO – 19,69; Na2O – 0,16(?); K2O – 0,81; P2O5
– 0,75; S – 0,66(?); CO2 – 14,88; п.п.п. – 7,60; сумма – 99,74%.
Кимберлитовое тело Ан-16 открыто в 1987 г. при заверке
слабоконтрастной магнитной аномалии Ан-16 в 150 м восток-северовосточнее трубки Смежная в поле карбонатных пород раннего палеозоя.
Размеры аномалии 10×8 м. Вскрыто одиночной скважиной глубиной 5,2 м,
которая в интервале 3,5-4,5 м вошла в элювии кимберлита, а далее до забоя –
в плотный кимберлит в коренном залегании.
По предварительным данным, породы, слагающие тело, представлены
кимберлитовой
брекчией
зеленовато-серого
цвета.
Структура
372
литокристаллокластическая,
обломочная,
обусловленная
наличием
ксенолитов вмещающих пород и крупных псевдоморфоз по оливину.
Ксенолиты
осадочных
пород
сложены
известняками
и микрозернистыми доломитами с размером обломков неправильно-округлой
формы до 2-3 мм и с содержанием их до 1-2% объема породы.
В кимберлите псевдоморфозы по оливину I генерации составляют до
2-3%, имеют овальную и угловато-сглаженную форму, размеры от 0,8 до
3,5 мм и сложены серпофитом с выделениями кальцита. Псевдоморфозы по
оливину II генерации округлые, идиоморфные, содержатся в объеме до
20-25%, имеют размеры 0,1-0,6 мм и выполнены мелкозернистым кальцитом
и серпентином.
Включения флогопита отмечаются в овально-таблитчатой форме
с выделением двух генераций: I-ая представлена крупными табличками
размером до 0,5-0,6-1,5 мм, а II-ая – мелкими лейстами и чешуйками слюды.
Характерна слабая хлоритизация флогопита обеих генераций.
Состав основной массы микрозернистый и содержит микролиты
кальцита, редкие выделения ильменита, магнетита к перовскита.
Более полные сведение по характеристике кимберлитового тела Ан-16
отсутствуют.
Кимберлитовое тело Ан-17 открыто при заверке магнитной аномалии
на участке "Веселый" восток-севере-восточнее трубок Начальная и Смежная,
несколько южнее тела Ан-16. В магнитном поле имеет размеры 10×200 м. По
результатам бурения установлено, что аномалия обусловлена пластовыми
телами кимберлитов мощностью от нескольких см до 3,9 м на глубинах от 5 до
30 м. Пластовые тела слагают дайку кимберлитов, которая, по геофизическим
данным, имеет восток-северо-восточное простирание и на дневную
поверхность не выходит.
Данные по характеристике кимберлитов и их вещественном составе
отсутствуют.
Трубка Талисман открыта в 1959 г. при заверке магнитной аномалии
и расположена на левом склоне рч. Щукинского, левого притока р. ЮёсеХарыйалаах, правого притока р. Алакит.
Трубка прорывает карбонатные породы ордовика и перекрыта
маломощным (2-2,5 м) слоем делювия, представленного здесь суглинками
с дресвой и щебнем карбонатных пород.
В плане трубка имеет форму эллипса, ориентированного на северовосток, размеры 175×80 м.
Породы, слагающие трубку, представлены двумя разновидностями:
кимберлитом и кимберлитовой брекчией.
Кимберлит серого цвета с буро-желтыми пятнами псевдоморфоз, весьма
прочный, местами пористый. Содержание ксеногенного материала составляет
1-3% и представлен он обломками осадочных пород размером не более 0,7 см.
Крупные псевдоморфозы занимают 3-4%, размеры их от 0,3 до 2 см. Форма
угловатая, угловато-овальная. Сложены, обычно, кальцитом, реже –
373
кальцитом и серпентином или только серпентином. Редко в центре
псевдоморфоз сохранились реликты незамещенного оливина. Отмечается
наличие включений пиропа и пикроильменита. Пироп-гранат имеет размеры
от 1,5×2 мм до 1×1 см, форма разнообразная, чаще – неправильная,
неправильно-овальная. Цветовая гамма пиропов от лиловой, красной до
оранжево-краской, оранжевой. Часто зерна пиропа встречаются
в келифитовой оторочке зонального строения, прерывистого характера.
Включения пикроильменита имеют размеры до 1,5 см в поперечнике,
неправильную форму и, часто, лейкоксенизированы. Чешуйки слюды
встречаются редко, имеют бурый цвет и размеры до 1-3 мм.
Основная масса мелкозернистого строения и имеет кальцитовый,
серпентин-карбонатный или (местами) серпентиновый состав. Содержит
мелкие псевдоморфозы по оливину (10-20%) с мельчайшими выделениями
магнетита. Отмечаются единичные зерна хромшпинели и хромдиопсида.
Состав минералов тяжелой фракции кимберлита характеризуется следующим
соотношением основных минералов (%): оливин – 0,31; ильменит и пироп –
по 0,18; магнетит – 0,18; хромшпинелиды и хромдиопсид – знаки (Илупин
и др., 1964).
Кимберлитовая брекчия имеет голубовато-серую окраску и брекчиевую
структуру. Содержание ксеногенного материала до 40-55% и представлен
исключительно обломками осадочных пород. Связующая масса составляет 4560% объема породы и представлена кимберлитом порфировой структуры.
Порфировые выделения – это крупные псевдоморфозы по оливину
и включения пиропа и пикроильменита.
Химический состав пород (порфировый кимберлит), по данным
И.П. Илупина (1978), имеет следующий вид (%): SiO2 – 29,74; TiO2 – 1,70;
Al2O3 – 2,05; Cr2O3 – 0,178; Fe2O3 – 6,70; FeO – 1,70; MnO – 0,132; MgO – 29,14;
CaO – 8,38; Na2O – 0,07; K2O – 0,15; P2O5 – 0,41; S – следы; CO2 – 6,68; п.п.п. –
12,81; сумма – 99,84%.
Трубка Радиогеодезическая открыта в 1972 г. при заверке магнитной
аномалии и расположена в северной части Алакитского поля
в непосредственной близости от трубок НИИГА, Маршрутная, Талисман.
Трубка прорывает карбонатные породы ордовика и обнажена на уровне
современного эрозионного среза. Форма в плане изометричная, овальная,
размеры 40×100 м и направление длинной оси тела – СВ 65-70°.
Строение трубки зональное: центральная часть сложена кимберлитами
порфировой структуры, краевые зоны – кимберлитовой брекчией. В отличие
от
близрасположенных
тел
НИИГА-Талисман,
породы
трубки
характеризуются низким количеством пикроильменита, частыми находками
включении гранатовых перидотитов и практическим отсутствием ксенолитов
пород фундамента.
Порфировый кимберлит центральной части трубки имеет голубоватои коричневато-серую окраску. Породы плотные с редкими ксенолитами
осадочных пород и глубинных включений пород ультраосновного состава,
374
зернами пикроильменита и рудного минерала. Псевдоморфозы по оливину,
благодаря серпентиновому составу, выделяются на общем фоне светло-серой
и буровато-желтой окраской. Отмечаются магнетит-лимонитовые "звезды"
и прожилки, а также – мелкие жилки кальцита. Содержание ксенолитов
осадочных пород достигает 5% и имеют размеры до 3 см в поперечнике,
неправильно-угловатые формы. Количество включений ультраосновных
пород составляет 7-10% объема породы, имеют овальную форму и размеры до
100×85×45 мм. Представлены гранатовыми и слюдистыми серпентинитами.
Кимберлит имеет массивную текстуру, под микроскопом –
брекчиевидную, обусловленную раздробленностью породы и цементацией ее
вторичными минералами. Выделяется оливин двух генераций. Оливин-I имеет
овальную, удлиненно-овальную или угловатую форму, размеры до 5-6 мм.
Строение псевдоморфоз по оливину I генерации зональное: в центре –
аморфный чешуйчато-зернистый серпентин, по периферии – волокнистый
серпентин. Нередко а центре отмечается мелкозернистый карбонат
с идиоморфными включениями рудного минерала или – реликты
незамещенного оливина. Оливин-II отличается четким идиоморфизмом,
существенно серпентиновым составом.
Основная масса кимберлитов состоит из серпентина, рудного минерала
(2%), перовскита (2%), флогопита.
Кимберлитовая брекчия содержит редкие овальные и угловатые зерна
пиропа (18×11 мм) и единичные зерна рудного минерала (0,7×0,4 мм).
Текстура брекчиевая, массивная, в шлифах – автолитовая. Оливин выделен
в двух генерациях и замещен серпентином, карбонатами с рудным минералом.
Основная масса сложена серпентином или тонкозернистым агрегатом
серпентина и карбоната. Содержит мелкие идиоморфные вкрапления рудного
минерала (1-2%) и относительно крупные выделения перовскита (до 1%).
Особенности вещественного состава пород трубки детально изучены
М.М. Богатых (1974). Сравнение минерального состава тяжелых фракций
кимберлитов и кимберлитовых брекчий показывает следующее. Кимберлиты
содержат (%): пироп – 0,024; ильменит – знаки; хромит – знаки; оливин –
0,095; хромдиопсид – знаки; перовскит – знаки; магнетит – 1,079; лимонит –
0,039; пирит – знаки; пироксен – знаки, альмандин – знаки; апатит – знаки;
сфен – знаки; циркон – знаки; рутил – знаки. Кимберлитовая брекчия: пироп –
0,073; ильменит – знаки; хромит – 0,014; оливин – знаки; перовскит – знаки;
магнетит – 0,839; лимонит – 0,018; пирит – знаки; галенит – знаки; пироксен –
знаки; альмандин – знаки; сфен – знаки; рутил – знаки; графит – знаки;
турмалин – знаки; хлоритоид – знаки.
По характеру химического состава кимберлиты, выделенные внутри
трубки, характеризуются относительно высокими концентрациями окислов Si,
Ti, Cr, Mn, Mg при высоких значениях потерь при прокаливании. Химический
состав их (среднее из 6 анализов) имеет следующий вид (%): SiO2 – 32,65; TiO2
– 1,89; Al2O3 – 2,14; Cr2O3 – 0,16; Fe2O3 – 4,21; FeO – 1,52; MnO – 0,16; NiO –
375
0,10; CoO – 0,01; MgO – 31,12; CaO – 7,00; Na2O – 0,09; K2O – 0,21; P2O5 – 0,38;
S – 0,03; CO2 – 5,75; п.п.п. – 10,66; H2O– – 2,24; F – 0,17; сумма – 100,5%.
Трубка Маршрутная открыта при шлиховых поисках. Расположена на
левом склоне долины верхнего течения р. Юёсе-Харыйалаах между ее левым
притоком – рч. Щукинским и руслом самой реки, в 2,5 км от русла.
Трубка прорывает карбонатные породы ордовика и обнажена
в современном эрозионном срезе. В плане имеет форму неправильного, слегка
вытянутого овала, значительно суженного в западной части. Размеры тела
составляют 95×55 м. Мощность перекрывающих делювиальных образований
колеблется от 0,5 до 2 м.
Трубка сложена кимберлитами, так называемого, базальтоидного типа.
Причем,
северо-западная
часть
выполнена
полностью
серпентинизированными и карбонатизированными кимберлитами, в то время
как юго-восточная часть – слабоизмененным кимберлитом с реликтами
неизмененного оливина.
Структура
пород
северо-западной
части
обломочная,
кристаллолитокластическая и литокристаллокластическая. Кимберлиты
состоят, в целом, на 70-75% из обломков, редко из фенокристаллов нацело или
частично замещенного оливина, 2-3% приходится на зерна пикроильменита,
не менее 5-7% составляет перовскит, редко встречается флогопит, до 1%
включений граната-пиропа, а также выделения рудных минералов. Из
вторичных минералов серпентин преобладает над карбонатом и магнетитом.
Включения родственных пород – апокимберлитоз – встречаются редко.
Основная масса занимает до 15-20% объема породы. Сложена агрегатами
серпентина и карбоната с незначительной примесью хлорита. Местами
связующая масса карбонатизирована, но серпентин преобладает. Наряду
с включениями апокимберлитов и известняков, наблюдаются обломки хлоритсерпентин-карбонатных сланцев (?), а также – хлорит-карбонатных пород.
Химический состав кимберлитовых пород трубки имеет следующий вид
(%): SiO2 – 29,40; TiO2 – 2,0; Al2O3 – 3,6; Fe2O3 – 6,15; FeO – 1,19; Cr2O3 – 0,16;
NiO – 0,16; MnO – 0,12; MgO – 30,17; CaO – 8,11; Na2O – 0,34; K2O – 0,20; H2O
– 1,42; P2O5 – 0,46; п.п.п. – 16,88; сумма – 100,36 (по Изарову и др., 1958).
Трубка НИИГА-l открыта в 1955 г. при шлиховых поисках
и расположена в верхней части левого склона долины р. Юёсе-Харыйалаах,
в 500 и к юго-западу от трубки Маршрутная. Прорывает карбонатные породы
ордовика и обнажена в современном эрозионном срезе.
В плане трубка имеет удлиненную, вытянутую в широтном направлена,
и меняющуюся по ширине форму. Размеры ее составляют 360×20-140-40 м.
Мощность перекрывающих делювиально-элювиальных образований до 3,5 м.
Породы
трубки
представляют
собой
плотную,
сильно
карбонатизированную, местами ожелезненную кимберлитовую брекчию
голубовато-,
зеленовато-серого
цвета.
Структура
обломочная,
преимущественно
лито-кристалло-кластическая,
кристалло-литокластическая, редко – кристалло-кластическая. Из основных минералов
376
кимберлита преобладают псевдоморфозы по оливину (55-60%), ильменит
(2-3%), флогопит (1%), перовскит (3-5%), гранат-пироп (1-1,5%). Вторичные
минералы: серпентин, кальцит, магнетит и, частично, хлорит. Содержание
основной массы составляет не более 15%. Нередко отмечаются родственные
включения (апокимберлиты и пикритовые порфириты), кристаллических
пород фундамента и других глубинных пород. Содержание ксенолитов
варьирует от 10 до 25%.
Основная масса сложена агрегатами серпентин-карбонатного состава
с подчиненным количеством выделений магнетита и хлорита. Присутствует,
очевидно, и изоморфная смесь магнезита и сидерита, обуславливающая
буровато-коричневую окраску отдельных участков связующей массы
кимберлитов. Кроме того, нередко отмечаются поры и пустоты
выщелачивания, выполненные кальцитом, реже – кварцем зонального
строения и придающие основной массе миндалекаменную текстуру.
Локальные участки породы полностью пропитаны магнетитом.
Ксенолиты, в основном, представлены обломками карбонатных, хлориткарбонатных,
серпентин-карбонатных
пород,
хлоритовых
сланцев
и аргиллитов. Редкие включения апокимберлитов и пикритовых порфиритов
с реликтовой и порфировой структурой различаются по форме выделения
и цветовой окраске. Метаморфические породы представлены не менее
редкими обломками гранатовых и без гранатовых слюдистых
кристаллических сланцев. Среди ксенолитов глубинных пород встречаются
только гранат-пироповые змеевики (серпентиниты) серо-зеленого, синезеленого, темно-зелено-бурого цвета с крупными округлыми зернами
малиново-красного пиропа.
Химический состав, по данным И.П. Илупина, кимберлитовых пород
центральной части тела имеет следующий вид (%): SiO2 – 29,32; TiO2 – 2,26;
Al2O3 – 2,43; Cr2O3 – 0,14; Fe2O3 – 5,0; FeO – 2,14; MnO – 0,082; MgO – 28,73;
CaO – 10,42; Na2O – 0,09; K2O – 0,14; P2O5 – 0,37; S – не обн.; CO2 – 8,25; п.п.п.
– 10,45; сумма – 99,822%.
Трубка Кисмет открыта в 1969 г. при шлиховых поисках. Расположена
на правом склоне рч. Шумный и относится к типу частично перекрытых
кимберлитовых тел.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего силура, в юго-западной
и центральной частях перекрыта терригенными осадками каменноугольного –
пермского возраста (10 м). Размеры тела 160×80 м.
Трубка сложена кимберлитовыми брекчиями от светло-серого до темносерого цвета с зеленоватыми оттенками. Структура брекчиевая. Обломочный
материал составляет 25-50% и представлен, в основном, ксенолитами
осадочных пород, редко – гранат-слюдистых кристаллических сланцев.
Псевдоморфозы но оливину кимберлита-цемента выполнены кальцитом, их
содержание не превышает 5-10%, объема. Зерна пиропа встречаются редко,
размеры их от 2 до 4 мм. Цвет фиолетово-красный, красный, лиловый,
оранжево-красный. Также редко встречается и пикроильменит и имеет
377
размеры от 3 до 5 мм. Аналогичны и находки флогопита в виде крупных
деформированных чешуек размерами до 1,5 см.
Основная масса кимберлитов имеет микрозернистое строение, сложена
серпентин-карбонатным агрегатом, в который включены мельчайшие
псевдоморфозы по оливину, мелкозернистый магнетит, чешуйки слюды, зерна
хромшпинели, апатита. В количественном отношении пикроильменит
преобладает над пиропом (соответственно: 0,02% и знаки). В протолочных
пробах установлено и наличие хромшпинелидов – до 0,02%, хромдиопсида –
в виде знаков, магнетита до 0,005%, альмандина до 0,2%, биотита до 0,02%,
в знаковых количествах – апатит и роговая обманка.
В породах трубки часто наблюдаются примазки битума и выделения
халцедона.
Химический состав, по данным Р.К. Юркевича (1970), имеет следующий
вид (%): SiO2 – 24,37; TiO2 – 0,73; Al2O3 – 4,71; Fe2O3 – 2,18; FeO – 1,30; MnO
– 0,073; MgO – 10,32; CaO – 25,23; K2O – 1,35; Na2O – 0,23; H2O– – 2,62; CO2 –
21,97; P2O5 – 0,22; SO3 – 0,24; п.п.п. – 2,04; NiO – 0,039; CoO – 0,062; Cr2O3 –
0,051; H2O+ – 2,16; сумма – 99,839%.
Трубка Снежинка открыта в 1957 г. при шлиховых поисках.
Расположена на правом склоне р. Сытыкан в 4 км на восток от трубки
Сытыканская. Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя
и обнажена на уровне современного эрозионного среза. Характерно ее
положение в геолого-структурном плане: тело находится на границе пород
олдондинской и сохсолоохской свит раннего ордовика. Контакт кимберлитов
с вмещающими породами исключительно резкий. Угол падения плоскости
контакта 88-85°, азимут падения – 180°.
Форма трубки в плане неправильная, сильно вытянутая в широтном
направлений и имеет размеры 640×80 м. В строении тела выделяются две
обособленные части: восточная, сложенная кимберлитовой брекчией
и западная – кимберлитом порфировой структуры.
Кимберлитовая брекчия отличается меньшей плотностью (местами до
рыхлой). Цвет серый с голубыми и зеленоватыми оттенками, за счет
интенсивной карбонатизации и серпентинизации и значительного
присутствия ксенолитов вмещающие: пород (до 90%). Структура обломочная,
от литокристаллокластической (чаще) до кристаллолитокластической.
Включения пород фундамента крайне редки, имеют небольшие размеры
и овально-округлые формы. Ксенолиты глубинных пород встречаются редко
и представлены гранатовыми серпентинитами. Основная масса (15%) сложена
псевдоморфозами серпентина и карбоната по оливину (20-25%). В отдельных
случаях наблюдаются выделения магнетита. Кимберлитовая брекчия
отличается практически полным отсутствием парагенетических минераловспутников алмаза (пиропа и пикроильменита).
Кимберлит представляет собой плотную породу коричневато-серой
окраски. Структура порфировая, реликтовая, участками – кристалло-литокластическая. В минеральном составе преобладают частично или полностью
378
замещенные фенокристаллы оливина или его обломки. Соотношения
основных компонентов породы, по данным Бобриевича и др. (1964)
следующие (%): оливин I генерации – 13,5, оливин II генерации – 21,4;
магнетит+перовскит – 17,5; флогопит – 20,1; основная масса – 27,5%. В том
числе, в составе минералов тяжелой фракции установлены: ильменит – знаки,
пироп – 0,02%, хромшпинелиды – 0,01%, хромдиопсид – редкие знаки,
магнетит – 0,66%, гидроокислы Fe – редкие знаки.
Ксенолиты осадочных пород представлены микрозернистыми
известняками, реже – серпентин- и хлорит-карбонатными сланцами.
Содержание их до 10-15% объема породы с возрастанием их количества
в эндоконтакте. Включения пород кристаллического фундамента, а также
родственных кимберлитам пород, крайне редки.
Таблица 20
Химический состав кимберлитовых пород трубки Снежинка
(по Илупину И.П. и др., 1978)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
S
CO2
п.п.п.
Сумма
Положение в плане трубки, число анализов
Кимберлит порфировый
Кимб. брекчия
Западная
Центральная
Восточная часть
часть
часть
n=2
n=2
n=2
2
3
4
31,92
31,25
28,02
1,20
1,02
0,98
2,10
2,14
2,94
0,13
0,115
0,102
6,92
4,36
2,87
1,80
1,95
1,98
0,10
0,065
0,055
36,63
30,69
23,50
1,01
8,91
16,07
0,07
0,10
0,14
0,26
0,18
0,64
0,40
0,32
0,30
0,055
следы
следы
1,34
7,77
12,39
15,78
10,74
9,53
99,715
99,61
9,517
Среднее
для пород
трубки
n=6
5
30,40
1,07
2,39
0,116
4,72
1,91
0,073
30,27
8,66
0,103
0,36
0,34
0,018
7,17
12,02
99,62
Основная масса имеет, преимущественно, серпентин-карбонатный
состав и ее объем не превышает, в среднем, 15-20%. Отмечается интенсивное
развитие процессов наложенной серпентинизации и хлоритизации.
Характерны мельчайшие выделения рудного минерала, кристаллики
перовскита (0,04-0,06 мм). Из минералогических особенностей кимберлитов
трубки следует выделить наличие пиропов с высоким дихроичным эффектом
и высокими показателями преломления (N>1,783). Кроме того, отмечены
379
включения пиропа в оливине. По данным Г.В. Зольникова (1987), в составе
минералов тяжелой фракции отмечаются в знаковых количествах
хромдиопсид, энстатит, муассанит, апатит, рутил, барит (до 0,016%)
и характерно высокое содержание сульфидов, количество которых варьирует
в широких пределах (от 2,8 до 47,4% от выхода тяжелой фракции).
Особенности химического состава пород трубки приведены в табл. 20.
Трубка Дружба открыта в 1957 г. при заверке геофизической аномалии.
Расположена на левом склоне долины р. Сытыкан в верхнем ее течении.
Трубка находится в поле развития карбонатных пород раннего палеозоя
и обнажена на уровне современного среза.
В плане трубка имеет форму неправильного овала, вытянутого
в широтном направлении, размеры 160×100 м.
Трубка прорывает доломитизированные известняки раннего ордовика
и перекрыта делювиально-элювиальными образованиями мощностью до 4,5 м.
Контакты с вмещающими породами отчетливые, резкие, угол падения
плоскости контакта 61°, азимут падения – 295°.
Породы, слагающие трубку, представлены кимберлитом. Это плотные
породы коричневатой и коричневато-серой окраски. Структура породы
порфировидная,
реликтовая,
местами
кристалло-лито-кластическая.
В минералогическом составе породы основная роль принадлежит частично
или полностью замещенным фенокристаллам оливина, реже – его обломкам.
Отмечается и значительное количество реликтового неизмененного оливина.
Содержание минералов тяжелой фракция следующее (%): оливин – 0,20;
ильменит – 0,09; пироп – 0,04; хромшпинелиды и хромдиопсид – в виде редких
знаков; магнетит – 0,42; гидроокислы Fe – 0,08%.
Включения пород фундамента и автолитов крайне редки. Форма
включений округло-овальная, размера не более 10-15 см. Наряду с ними
встречаются ксенолиты осадочных пород представленные микрозернистыми
известняками, реже – серпентин- и хлорит-карбонатными сланцами. Форма их
чаще угловато-округлая, содержание до 10%.
Количество основной массы от 20 до 30%. Состав преимущественно
карбонат-серпентиновый, серпентин-карбонатный. Отмечаются голоморфные
выделения гидроокислов железа. Большую часть основной массы занимают
псевдоморфозы по оливину, преимущественно, серпентинового состава.
Карбонат в составе псевдоморфоз имеет резко подчиненное значение и,
в целом для трубки, участие его не характерно. Выделяется оливин двух
генераций. Оливин-I образует крупные (3-4 мм) фенокристаллы и обломки,
с частыми реликтами неизмененного оливина. Оливин-II (размер не более
1 мм) нацело замещен серпентином, реже – агрегатом серпентина и карбоната,
отличается идиоморфизмом выделения и зональным замещением
псевдоморфоз с мельчайшими вкраплениями рудного минерала.
Гранат-пироп встречается в виде остроугольных обломков, размеров
0,5-2 мм. Как правило, пироп сильно трещиноватый, с развитием вторичных
минералов (серпентин, хлорит, рудные минералы). Цвет обычно лилово380
красный. Пикроильменит встречается чаще и в виде мелких обломков
(2-3 мм). Флогопит наблюдается в виде лейст размерами от 0,2×0,8 мм до
2×4 мм и чаще всего хлоритизирован, нередко обесцвечен за счет гидратации.
Химический состав, по данным И.П. Илупина (1978), следующий (%):
SiO2 – 33,0; TiO2 – 1,88; Al2O3 – 2,86; Cr2O3 – 0,204; Fe2O3 – 8,21; FeO – 1,55;
MnO – 0,142; MgO – 31,35; CaO – 3,84; Na2O – 0,06; K2O – 0,54; P2O5 – 0,46; S
– 0,30; CO2 – 2,88; п.п.п. – 12,26; сумма – 100,126%.
Трубка Москвичка открыта в 1956 г. при шлиховых поисках.
Находится на водоразделе истоков р. Марха к рч. Веселый. Особенности
данного тела является его приуроченность к возвышенному плато
и расположение среди пород трапповой формации. Контакт кимберлитов
и траппов имеет явно тектонический характер. Между двумя жесткими
массивами – кимберлитовым телом и долеритами – наблюдается отчетливо
выраженная зона дробления и смятия с многочисленными нарушениями
и зеркалами скольжения. Мощность контактовой зоны достигает 3-5 м.
Отмечается очень крутое, иногда почти вертикальное залегание пород,
слагающих эту зону. Непосредственно близ контактов (исключительно
резких, с волнистой поверхностью) кимберлит сильно разрушен и ожелезнен,
местами – рассланцован. Разрушенный кимберлит контактирует с пачкой
сильно перемятых каменноугольно-пермских пород, забегающих под углами
от 50-60° до 85°. Мощность пачки меняется от 0,1-0,2 до 1 м. Далее следует
пестроокрашенная зона тонкораздробленных, перемешанных друг с другом,
осадочных пород и траппов, которая сменяется областью интенсивного
дробления долеритов (1,5-2 м). Предполагается, что внедрение тела
произошло в позднепалеозойское (допермское?) время, несмотря на то, что
она расположена на поверхности траппового плато. В данном случае,
''протыкание" силла долеритов произошло в результате процессов диапиризма
в посттриасовое время (Харькив и др., 1995).
Трубка в плане имеет неправильно-округлую форму и размеры
200×170 м, по геофизическим данным – 500×600 м.
Трубка сложена кимберлитовыми брекчиями коричневато-серого
(северо-западная и северо-восточная части тела), голубовато-серого
(восточная часть) и зеленовато-серого (южная часть) цветов. Характерно
значительное количество пикроильменита размерами от 2-5 до 8-10 мм,
в несколько меньших содержаниях зерен пиропа (от 1 до 5-8 мм)
и хлоритизированного флогопита (2-8 мм). Нередко наблюдается частичное
или полное окварцевание пород, особенно характерное для северо-восточной
и северо-западной частей трубки. Содержание ксеногенного материала
колеблется а пределах. 15-20 до 30%. Представлен он ксенолитами осадочных
пород (известняки, хлорит-карбонатные, серпентин-карбонатные, хлоритовые
сланцы, аргиллиты и кварц-хлорит-карбонатные породы). Редко встречаются
включения кристаллических сланцев фундамента, находки ксенолитов
глубинных пород (змеевики с пиропом) встречаются спорадически.
Отдельные участки породы пропитаны магнетитом. Широко распространены
381
миндалины, выполненные кальцитом и, редко – кварцем, часто – совместно
с магнетитом. В целом, трубка выделяется среди других тел рудного поля
интенсивным развитием наложенных процессов гидротермального
метаморфизма.
Структура породы обломочная, литокристаллокластическая, местами до
кристаллолитокластической, крайне редко – кристаллокластическая. Типичны
миндалекаменная или поровая текстуры.
Из основных минералов кимберлитов преобладают псевдоморфозы по
оливину (55-50%). На долю ильменита приходится 2-3%, флогопита – 1%.
Псевдоморфозы по оливину представлены серпентином, кальцитом,
магнетитом, а также – хлоритам, кварцем, агрегатами сидерита и магнетита.
Содержание основной массы составляет 10-20%. Сложена агрегатами
серпентина и карбоната с подчиненным количеством выделений магнетита
и хлорита. Минеральный состав тяжелой фракции имеет следующий вид
(в вес. %): ильменит – 0,73; пироп – 0,08; хромшпинелиды – знаки;
хромдиопсид – редкие знаки; магнетит – 0,41; пирит – редкие знаки. По
данным И.П. Илупина средний химический состав пород трубки следующий
(в%): SiO2 – 24,96; TiO2 – 1,81; Al2O3 – 2,52; Cr2O3 – 0,167; Fe2O3 – 7,52; FeO –
1,86; MnO – 0,108; MgO – 25,93; CaO – 11,85; Na2O – 0,10; K2O – 0,26; P2O5 –
0,43; S – следы; CO2 – 12,98; п.п.п. – 9,56; сумма – 100,055%.
Трубка Геохимическая открыта при заверке геохимической аномалии
в 1984 г. Находится в 1 км на северо-восток от трубки Кисмет и в 15 км на
север от Айхал.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
делювиальными образованиями мощностью 2,1 м. Контакты с вмещающими
породами крутые под углом 70-80°.
В плане имеет изометричную форму, слегка вытянутую в северовосточном направлении. Размеры тела 130×180 м.
Имеет достаточно простое строение и сложена автолитовой
кимберлитовой брекчией. Породы сильно трещиноватые, слабо
сцементированные, цвет зеленовато-серый, буровато-серый. Среднее
содержание
ксенолитов
осадочных
пород
40,2%.
Ксенолиты
метаморфических и глубинных пород не обнаружены. Связующей массой
ксенолитов служит кимберлит с автолитовой текстурой и порфировой
структурой. Автолиты округлые, овальные, размер от 1-2 мм до 15-20 см.
Среднее содержание автолитов – 8,3%. Строение их зональное: в центре
«ядро» – минералы, ксенолиты, на которые "накручиваются" концентрические
оболочки магнетит-серпентин-карбонатного состава.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами кальцита
и серпентина по оливину двух генерации, незначительным количеством (0,2%)
флогопита. Псевдоморфозы оливина-I составляют 8,1% объема породы
и имеют округлые, овальные формы размером от 0,8-1 см и от 0,02-0,03 мм до
0,8-1 мм (оливин основной массы). Обе генерации оливина замещены
крупнозернистым кальцитом, изотропным серпентином, хризотилом
382
и насыщены гидроокислами Fe. Кальцит резко доминирует над другими
минералами. Флогопит образует таблитчатые и лейстовидные кристаллы
размером от долей мм до 2-4 мм. Часто флогопит хлоритизирован.
Связующая масса кимберлита-цемента имеет мелкокристаллическое
строение и карбонатный состав. Помимо карбонатов отмечаются
в незначительных количествах серпентин, флогопит, глинистые минералы
и гидроокислы железа. В составе минералов тяжелой фракции весовые
значения имеют только пикроильменит (0,035 кг/т) и пирит (0,37 кг/т).
Остальные минералы кимберлитов либо вообще не обнаружены (оливин,
хромдиопсид, перовскит), либо отмечаются в знаках – пироп,
хромшпинелиды, магнетит.
По химическому составу автолитовая кимберлитовая брекчия трубки
характеризуется относительно высокими содержаниями окислов кальция,
углекислоты, глинозема и калия; одновременно отмечаются, по отношению
к средним содержаниям для кимберлитов поля, пониженные значения
кремнезема, магния, титана, обеих форм железа и сидерофильных элементов
(Ni, V, Co).
Средний химический состав пород трубки имеет вид (%): SiO2 – 25,86;
TiO2 – 1,14; Al2O3 – 3,96; Fe2O3 – 2,61; FeO – 1,59; Cr2O3 – 0,13; MnO – 0,06;
MgO – 17,37; CaO – 18,61; Na2O – 0,00; K2O – 0,65; P2O5 – 0,36; CO2 – 16,48;
H2O+ – 4,65; H2O– – 3,94; S – 0,10; п.п.п. – 0,00; сумма – 100,07.
Трубка Лира открыта в 1968 г. при заверке геофизической аномалии.
Находится на правобережье ручья Мелкоильменитового в его среднем
течении, в 500-700 м от северо-восточного окончания тр. Айхал по азимуту
30-35°.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя, перекрыта
силлом долеритов (18-25 м) и, частично, терригенными отложениями
каменноугольного-пермского возраста (0,7-3,8 м).
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму эллипса,
ориентированного
в
северо-восточном
направлении
и
размеры
150-160×50-70 м. В вертикальном разрезе представляет собой дайкообразное
тело, круто падающее на восток-северо-восток с резким сокращением
размеров.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией голубовато-серого цвета
с зеленоватыми оттенками, иногда светло-серого цвета. Породы сильно
трещиноватые, участками пористые. Текстура брекчиевая. Объем
обломочного материала достигает 30-40%. Размеры обломков от долей мм до
8 см. Форма от угловатой до округлой. Состав их обычно отвечает литологии
вмещающего разреза раннего палеозоя (известняки, мергели). Изредка
встречаются включения гранат-биотитовых кристаллических сланцев обычно
округлой формы и размером до 3 см.
Кимберлит-цемент занимает 60-70% объема породы. Порфировые
выделения сложены псевдоморфозами по оливину, пикроильменитом,
383
пиропом и слюдой. Количество псевдоморфоз не превышает 20% объема.
Форма их овальная, размер 0,4-3,0 мм. Псевдоморфозы выполнены кальцитом.
Из протоминералов кимберлитов резко преобладает пикроильменит
размером от 0,1 мм до 1 см. Пироп, нередко, образует скопления в породе, но,
в целом, встречается редко. Размеры зерен от 0,5 до 4,0 мм. Форма овальная.
Отмечается разнообразие цветовой гаммы пиропов: фиолетово-красные
(50,9%), оранжево-красные (14%), темно-оранжевые с коричневатым
оттенком (24,1%). В своем большинстве зерна пиропов интенсивно замещены
вторичными минералами, с образованием келифитовых оболочек
и гипогенного, и гипергенного происхождения. В протолочных пробах
отмечаются единичные находки хромдиопсида изумрудно-зеленого и бледнозеленого цвета. Апатит встречен в виде редких знаков без выраженных
признаков идиоморфизма размером 0,4-0,6 мм. В знаках отмечены и находки
циркона. Количественный состав минералов тяжелой фракции кимберлитовой
брекчии трубки Лира имеет следующий вид (%): пикроильменит – 0,262;
пироп – 0,049; биотит – 0,133; альмандин – 0,097; хромдиопсид, диопсид,
апатит, циркон – в знаках.
Химический состав породы (в %): SiO2 – 18,9; TiO2 – 0,59; Al2O3 – 4,57;
Cr2O3 – 0,026; Fe2O3 – 2,08; FeO – 0,65; MnO – 0,069; MgO – 3,37; NiO – 0,0036;
CoO – 0,0022; CaO – 35,34; Na2O – 0,30; K2O – 2,75; P2O5 – 0,30; SO3 – 0,064;
CO2 – 28,99; H2O+ – 0,93; H2O– – 0,25; п.п.п. – 1,05; сумма – 100,23
(по Ф.Ф. Брахфогелю, 1975).
Трубка Восток открыта при поисковом бурении в 1961 г. и находится
в верховьях рч. Окаменелостей.
Трубка, прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста,
интрудированными силлом долеритов. Мощность перекрывающих
образований до 35 м (средняя 33 м).
Интерес к трубке привлекают особенности строения кровли рудного
тела и его взаимоотношения с перекрывающими породами. В погребенном
рельефе поверхность трубки образует увал субширотного простирания
с превышением до 10-20 м над общим уровнем. По мнению А.Д. Харькива
(1964), образование подобной формы связано с увеличением объема
кимберлитов при массовой серпентинизации пород с соответствующим
развитием диапирового процесса – протыкание относительно пластических
осадков позднего палеозоя в пострудную стадию.
В плане погребенной поверхности раннего палеозоя трубка имеет
округло-овальную форму с вытянутостью длинной оси тела на северо-восток
по азимуту 40° (рис. 30).
В строении рудного тела принимают участие порфировые кимберлиты
и автолитовая кимберлитовая брекчия.
Преобладающее значение имеет кимберлитовая брекчия (90%). Породы
относительно плотные, слабо трещиноватые, голубовато-серого цвета
с разнообразными зеленоватыми и буровато-серыми оттенками. Ксеногенный
384
материал представлен обломками осадочных карбонатных пород (30%),
кристаллических пород фундамента (3,3%), автолитов (3-5%) и редких
включений порфирового кимберлита. Структура породы обломочная,
текстура брекчиевая, структура основной массы – порфировая. Кимберлитцемент существенно серпентинового состава. Количество псевдоморфоз
кальцита и серпентина по оливину I генерации составляет 12,3% объема
основной массы. В последней отмечаются редкие вкрапленники пиропа,
магнетита и перовскита. Состав тяжелой фракции показывает, что основными
минералами породы являются магнетит (3,6 кг/т) и пикроильменит (1,2 кг/т),
пироп (0,72 кг/т), хромшпинелиды и др. (Харькив и др., 1995).
Рис. 30. Геологический разрез через трубку Восток (по А.Д. Харькиву и др., 1995):
1 – кимберлиты; 2 – долериты; 3 – песчаники; 4 – углистые сланцы; 5 – алевролиты; 6 –
известняки раннего силура.
Порфировый кимберлит слагает северо-восточную часть трубки
в приконтактовой зоне. Представляет собой массивную породу темно-серого
цвета с зеленым оттенком с содержанием до 5% ксенолитов осадочных пород.
Верхняя часть трубки сложена корой выветривания мощностью до 1520 м.
Химический состав породы трубки, по данным Илупина и др. (1978),
имеет следующий вид (%): SiO2 – 30,53; TiO2 – 1,45; Al2O3 – 2,30; Cr2O3 – 0,15;
Fe2O3 – 7,26; FeO – 2,61; MnO – 0,12; CaO – 7,61; MgO – 28,58; Na2O – 0,11;
K2O – 0,27; P2O5 – 0,28; S – следы; CO2 – 8,19; п.п.п. – 10,58; сумма – 100,04%.
Трубка Краснопресненская открыта в 1984 г. в процессе поискового
бурения. Находится в истоках р. Алакит, на правом склоне ее долины, в 32 км
на запад от п. Айхал (Сомов С.Б. и др., 1984).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта каменноугольно-пермскими осадками, туфогенными отложениями
раннего триаса и интрузиями долеритов общей мощностью от 58 м на северовосточном фланге до 115 м над центральной частью рудного тела.
По характеру взаимоотношений с траппами, трубка является типичным
примером кимберлитовых тел, интрудированных силлами долеритов (рис. 31).
385
Рис. 31. Геологический разрез через кимберлитовую трубку Краснопресненская по ее
короткой оси (по Харькиву и др., 1995):
1 – туфы основного состава; 2 – алевролиты; 3 – мелко- и среднезернистые песчаники; 46 – известняки, в том числе: 5 – глинистые, 6 – песчанистые; 7 – мергели; 8 – доломиты;
9-11 – карбонатно-терригенные отложения кратерного озера: 9 – аргиллиты, 10 –
алевролиты, 11 – песчаники; 12 – долериты и габбро-долериты; 13 – кимберлитовые
породы осадочно-вулканогенного происхождения; 14 – автолитовая кимберлитовая
брекчия; 15 – ксенолиты вмещающих пород; 16 – зоны метасоматически измененных
пород.
В плане погребенной поверхности имеет форму овала; в вертикальном
разрезе, это – асимметричное воронкообразное тело с расширением
(раструбом) в верхней части. По данным бурения предполагается, что на
глубине трубка в плане имеет гантелеобразную форму с разделением на два
обособленных рудных столба.
Внутреннее строение сложное. По данным А.Д. Харькива и др. (1995),
в ее составе выделены туфогенные образования и автолитовая кимберлитовая
брекчия. В виде отдельных блоков и мелких включений встречаются
порфировые кимберлиты.
Порфировые кимберлиты представляют собой очень плотные
массивные породы с выраженной порфировой структурой, обусловленной
вкрапленниками нацело замещенного оливина I генерации. Ксеногенный
материал слагается из обломков осадочных пород (4-5%); в подчиненном
количестве присутствуют обломки метаморфических пород фундамента
(гранатовые и гранатсодержащие плагиоклаз-амфиболовые и плагиоклазбиотитовые гнейсы). Ксенолиты мантийных пород в порфировых
кимберлитах практически отсутствуют.
Порфировые выделения отмечаются в виде псевдоморфоз по оливину
двух генераций, нацело замещенных серпентином, серпентином и кальцитом,
незначительного количества флогопита (<0,7%) и единичных зерен пиропа
и пикроильменита.
386
Основная масса порфировых кимберлитов имеет микрокристаллическое
строение и существенно серпентиновый состав. Помимо серпентина
присутствуют кальцит (до 15%), магнетит (1,5%), перовскит (1,3%).
Автолитовая кимберлитовая брекчия преобладает в строении тела
и залегает непосредственно под кимберлитовыми туфобрекчиями. Это –
плотные породы зеленовато-серого цвета с синими, голубоватыми оттенками.
Обломочный материал представлен: ксенолиты осадочных пород 25-27%,
метаморфические породы-до 15%. Включения обломков мантийных пород
крайне редки. Содержание автолитов варьирует от 3-5 до 8-10% объема
породы. Автолиты имеют ядерное строение. В роли цемента в автолитовой
брекчии выступает кимберлит с порфировой структурой. Порфировые
выделения представлены полными выделениями псевдоморфоз кальцита,
реже серпентина по оливину двух генераций (43,5%), пикроильменитом
(0,2%), пиропом (0,1%), флогопитом (0,6%).
Разделение псевдоморфоз по оливину на две генерации, их формы
выделения и размеры аналогичны описанным в порфировых кимберлитах.
Отличием является характер выполнения псевдоморфоз вторичными
минералами: в составе псевдоморфоз автолитовой брекчии кальцит резко
доминирует над серпентином. Различия отмечаются и в основной массе:
в брекчии она имеет менее серпентиновый состав при более низком уровне
концентрации магнетита и перовскита.
Минеральный состав тяжелой фракции автолитовой брекчии
показывает, что пикроильменит резко преобладает над пиропом
(соответственно, 2,069 и 0,457 кг/т). Характерно высокое количество
хромшпинелидов (0,01 кг/т), сфалерита (0,006 кг/т) и альмандина (0,16 кг/т).
Кимберлитовая туфобрекчия выделяется условно. Под нею понимаются
так называемые "гибридные" породы верхней, кратерной части трубки. Они
являются производными от автолитовой кимберлитовой брекчии вследствие
перенасыщения ее ксеногенным осадочным материалом (>70%). Цемент
туфобрекчий также имеет сложный "гибридный" состав. Основной объем
здесь приходится на кальцит, доломит, терригенный материал – продукты
дезинтеграции карбонатных пород и серпофит, составляющий не более 3-5%
объема цемента.
Мощность их от первых метров до 100 м. Они образуют как бы
"шлаковую" корку на поверхности автолитовых брекчий с очень неровным
резким контактом. В самой верхней части выделяется "ксенолитовая" зона
(по Сомову, 1984), которая почти полностью перекрывает трубку. Она состоит
из крупных блоков разновозрастных карбонатных пород, сцементированных
"гибридной" массой. Содержание кимберлитового материала в ксенолитовой
зоне всего 2-3%.
Внешне кимберлитовая туфобрекчия представляет собой слабо
сцементированные, сильно трещиноватые породы грязно-зеленого, буросерого цвета. Текстура брекчиевая, участками такситовая, обусловленная
чередованием полос мощностью от 0,5-1 см до 10-15 см с различным
387
количественным соотношением слагающих компонентов (ксенолиты,
минералы). Отмечаются в цементе туфобрекчии обломки псевдоморфоз
кальцита по оливину I генерации, реже – идиоморфные псевдоморфозы по
оливину II генерации. Общее их содержание невелико и не превышает 5-6%.
Помимо псевдоморфоз в цементе отмечаются: обломочные зерна пиропа
(<0,01%), пикроильменит (0,01%), хромшпинелиды (единичные знаки),
а
также
таблитчатые
и
лейстовидные
кристаллы
полностью
хлоритизированного флогопита (0,8%).
Количественное
содержание
тяжелой
фракции
туфобрекчии
коррелируется с объемом основных минералов автолитовых брекчий. Так,
концентрации пиропа и пикроильменита в туфобрекчии в два раза ниже, чем,
в автолитовой брекчии: пироп – 0,247 против 0,457 кг/т; пикроильменит –
1,018 против 2,069 кг/т.
Внедрение интрузии долеритов существенно сказалось на внутреннем
строении тела и на составе кимберлитовых пород с развитием ярко
выраженных гидротермально-метасоматических процессов. Детальное
описание их приведено А.Д. Харькивым с соавторами (1995).
Особенности химического состава кимберлитовых пород, в том числе
и метасоматически измененных разностей, отражены в табл. 21
(по А.Д. Харькиву и др., 1995).
Таблица 21
Химический состав кимберлитовых пород трубки Краснопресненская
Неизмененная Зона слабоизменен- Зона интенсивного метасоматического
изменения пород, подзоны
автолитовая
ных кимберлитов
Окислы, % кимберлитовая карбонат-серпенти- хлорит-пироксен- серпентин-кальцитбрекчия
новая
гранатовая
хлоритовая
n=3
n=21
n=7
n=12
SiO2
32,07
30,49
31,16
32,50
TiO2
0,96
1,18
1,12
1,05
Al2O3
3,09
3,29
6,69
5,14
Cr2O3
0,11
0,10
0,09
0,10
Fe2O3
4,77
5,72
4,57
8,96
FeO
1,79
2,48
1,56
2,21
MnO
0,22
0,32
0,21
0,25
MgO
28,61
30,74
18,53
22,75
CaO
8,95
8,34
20,56
13,40
Na2O
0,17
0,10
0,08
0,10
K2O
0,46
0,24
0,14
0,06
P2O5
0,37
0,40
0,47
0,27
CO2
7,86
6,54
7,80
5,58
+
H2O
9,13
9,57
6,37
6,72
п.п.п.
0,20
0,18
0,09
0,14
Сумма
98,76
99,69
99,44
99,23
388
Трубка Алакитская открыта в 1984 г. при поисковом бурении
и находится в долине верхнего течения р. Алакит в 600 м к юго-западу от
трубки Краснопресненская (Сомов С.В. и др., 1984). Относится к типу
полностью перекрытых кимберлитовых тел.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и
с поверхности перекрыта терригенными осадками каменноугольногопермского возраста, интрудированными маломощными силлами долеритов.
Суммарная мощность перекрывающих образований изменяется от 46 до 58 м
и, в среднем, составляет 50 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет изометрично-округлую
форму и размеры 116×125 м. Контакты рудного тела с вмещающими породами
крутые (70-85°). В 90 м к юго-западу от трубки Алакитская вскрыт
кимберлитовый отторженец размерами 100×90 м, с установленной
мощностью 13 м.
В вертикальном разрезе строения трубки и перекрывающих пород
позволяет определить следующее: внедрение интрузии траппов привело
к отторжению блока кимберлитов и вмещающих их пород силура
с перемещением на юго-запад от материнского тела на 140 м.
Непосредственно над трубкой, в основании перекрывающей ее
позднепалеозойской осадочной толщи, скважинами вскрыт отчлененный
и приподнятый блок кимберлитов мощностью от 1,5 до 3 м.
Рудное тело кимберлитов трубки Алакитская сложено среднемелкообломочной кимберлитовой брекчией с содержанием ксеногенного
материала от 50-60 до 80-90%. Ксенолиты метаморфических и глубинных
пород практически не отмечаются. Внешне, кимберлитовая брекчия
представляет собой относительно рыхлую породу грязно-зеленовато-серого
цвета с бурыми налетами и оттенками. Обломочный материал представлен
включениями вмещающих пород угловатой или округло-угловатой формы
размером от 1-2 мм до 8-10 мм, реже до 4-5 см. Связующая масса имеет
сложный гибридный состав (кальцит, доломит, глинистые минералы,
серпентин, гидроокислы Fe).
В цементирующем кимберлите отмечены псевдоморфозы кальцита по
оливину (5-7%), 0,2-0,3% хлоритизированного доломита, а также редкие
трещиноватые зерна лилового пиропа и единичные зерна и желваки
пикроильменита. Минеральный состав тяжелой фракции, по данным
В.П. Серова (1988), существенно варьирует. В целом для тела определено
значимое преобладание среди минералов тяжелой фракции – пирита
(5,34 кг/т). В значительных количествах установлены пикроильменит,
гранаты, магнетит, хромшпинелиды. Такие минералы, как хромдиопсид,
оливин, флогопит установлены в знаковых количествах. Пикроильменит
преобладает над пиропом. Количество его изменяется от 0,01 до 13,5 кг/т при
средних значениях 0,16 кг/т. Средние содержания пиропа изменяются от
0,59 кг/т (интервал 0-100 м) до 0,01 кг/т (интервал 200-300 м).
389
Сравнительный анализ состава пород трубки Алакитская и отторженца,
в целом, показывают их достаточно четкую корреляцию между собой и, по
мнению А.Д. Харькива с соавторами (1995), они представляют собой
разобщенные части единого рудного тела.
Особенности химического состава пород трубки и отторгнутого блока
приведены в табл. 22.
Таблица 22
Химический состав кимберлитов трубки Алакитская и отторженца
(по А.Д. Харькиву, 1995)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cr2O3
H2O–
H2O+
Sобщ.
CO2
Сумма
Кимберлитовая
брекчия трубки
n=5
2
40,07
1,85
5,80
4,40
3,05
0,17
14,26
10,72
0,03
1,28
0,65
0,22
1,17
4,56
0,97
10,91
100,11
Кимберлитовая
брекчия отторженца
n=5
3
20,25
1,32
5,06
3,12
1,77
0,60
10,99
27,60
0,01
1,32
0,66
0,29
0,11
4,06
0,77
22,19
100,10
Трубка Одинцова открыта в 1986 г. при проведении поискового
бурения и находится в 3,5 км на юго-запад от трубки Юбилейная. Относится
к типу полностью перекрытых кимберлитовых тел.
Трубка прорывает карбонатные порода раннего палеозоя и перекрыта
терригенными
осадками
каменноугольного-пермского
возраста,
интрудированными
силлами
долеритов.
Суммарная
мощность
перекрывающих образований составляет, в среднем, до 170 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет линзовидную форму,
вытянутую в северо-восточном направлении. В центре трубка имеет
расширение поверхности на уровне карбонатного цоколя Размеры ее
составляют 350×70-160 м. Главной особенностью трубки является ее
«двухъярусное строение» (по А.Д. Харькиву и др., 1995). Верхняя часть
разреза получила название "карбонатной шапки" и представляет собой
390
"переработанный эксплозивными процессами кимберлитовмещающий
субстрат…, превращенный в разнообразные карбонатные брекчии". Ниже
этой карбонатной пачки залегают уже кимберлитовые породы тела, форма
которого в вертикальное разрезе имеет все характерные черты, свойственные
трубкам взрыва: раструб, переходящий в дайкообразное тело с расщеплением
на глубине в систему субпараллельных жил (рис. 32). Предполагается, что
трубка Одинцова представляет собой новый тип кимберлитовых тел,
специфическим отличием которых является незавершенность их развития,
выраженная в том, … «что кимберлитовая магма при становлении подобных
тел не достигала стадии полного прорыва к дневной поверхности … и она была
способна только сформировать надтрубочные эксплозивные (карбонатные)
брекчии…» (Харькив и др., 1975, стр. 118).
Внутреннее строение трубки простое. В ее составе участвуют
порфировые кимберлиты и автолитовые кимберлитовые брекчии.
Верхняя часть тела сложена карбонатными брекчиями, крупными
блоками осадочных пород и так называемыми "ксеногенными
кимберлитовыми брекчиями". Под ними понимаются кимберлитовые породы,
перенасыщенные обломочным материалом (>95%). Для всей верхней толщи
характерна повышенная трещиноватость.
Порфировые кимберлиты представляют собой плотные породы
голубовато-серого цвета с зелеными оттенками. Содержание в них
ксеногенного материала осадочных пород незначительное (8-9%). Ксенолиты
пород фундамента и мантии не обнаружены. Структура порфировая.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами по оливину двух
генераций, полностью замещенных серпентином и кальцитом, а также
незначительным количеством флогопита, пиропа, пикроильменита.
Псевдоморфозы по оливину-I сложены серпентином, имеют округлую
и угловатую форму, размеры 2-8 мм (10%). Псевдоморфозы по оливину-II
отличаются идиоморфизмом со следами "оплавления ребер", размером от
0,02-0,04 мм до 0,8-0,9 мм и их количество достигает 23% объема. Состав
также серпентиновый.
Флогопит (2,5%) образует кристаллы таблитчатой формы, размер их от
долей мм до 2-3 мм и часто хлоритизирован.
Пироп отмечается в виде единичных овальных зерен размером до 1,52 мм, с наличием келифитовых оболочек флогопит-хлорит-магнетитсерпентинового состава.
Пикроильменит образует редкие овальные зерна размером от 0,2-0,3 мм
до 1,5-2 мм с шероховатой реакционной поверхностью, обусловленной
развитием мельчайших кристалликов перовскита.
Основная масса порфировых кимберлитов имеет мелкозернистое
строение и серпентин-карбонатный состав. Помимо серпентина и кальцита
в значительном количестве присутствуют перовскит (1,5%), флогопит (2,5%),
магнетит (1,5%).
391
Рис. 32. Форма тела в плане и особенности строения трубки Одинцова
(по материалам Айхальской экспедиции):
1 – зона дробления и брекчирования карбонатных пород с инъекциями кимберлита; 2 –
автолитовая кимберлитовая брекчия; 3 – порфировый кимберлит.
Автолитовые кимберлитовые брекчии представляют собой плотные
породы зеленовато-серого цвета с бурыми оттенками. В отличие от
порфировых кимберлитов, в них содержание ксеногенного материала
достигает 55-60%, при средних значениях – 25%. Представлены
исключительно обломками вмещающих осадочных пород. Ксенолиты
кристаллических пород и глубинные включения не обнаружены.
392
Обломочный материал сцементирован кимберлитом с автолитовой
текстурой и порфировой структурой. Автолиты составляют до 7-8%
и относятся к типу "ядерных автолитов". Порфировые выделения
представлены псевдоморфозами кальцита и изотропного серпофита по
оливину двух генераций, флогопитом и пиропом.
Связующая масса брекчии имеет мелкозернистое строение
и существенно карбонатный состав. Помимо кальцита в ней участвуют
флогопит (1,5%), серпофит (1%), рудный минерал (0,8%) и знаковое
количество перовскита.
Химический состав кимберлитовых пород приведен в табл. 23.
Таблица 23
Химический состав пород трубки Одинцова
Окислы, %
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cr2O3
H2O+
H2O–
CO2
Sобщ.
Сумма
Автолитовая кимберлитовая
Порфировый кимберлит
брекчия
n=5
n=2
29,10
26,60
1,53
1,36
2,00
1,68
7,25
5,16
0,22
0,30
0,34
0,27
31,09
25,35
9,33
17,03
0,155
0,072
0,255
0,46
0,55
0,31
0,26
0,21
10,73
6,70
0,74
0,69
7,19
14,17
0,01
0,102
100,80
100,88
Кимберлитовый шток Липа открыт в 1970 г. при заверке магнитной
аномалии и находится на правом склоне крупного правого притока
рч. Окаменелостей в 4 км к югу от трубки Восток.
Кимберлитовый шток Липа прорывает карбонатные породы раннего
палеозоя и обнажен на уровне современного эрозионного среза. В плане имеет
форму неправильно-удлиненного эллипса, вытянутого в северо-восточном
направлении. Размеры 90×15 м.
393
Рис. 33. Схематическое геологическое строение района кимберлитового тела Липа
(по К.Н. Никишову и др., 1975):
1 – известняки ландоверского яруса нижнего силура; 2 – кимберлитовые породы: а –
кимберлит первой разновидности; б – кимберлит второй разновидности; в – кимберлит
третьей разновидности; 3 – Дизъюнктивные нарушения, установленные при
дешифрировании аэрофотоснимков; 4 – значения интенсивности магнитного поля
в гаммах; 5 – изодинамы: а – отрицательные, б – положительные; в – предполагаемые
границы кимберлитового тела.
Рис. 34. Схематическая зарисовка стенки и днища канав 1 (А) и 3 (Б) тела Липа
(по К.Н. Никишову и др., 1975):
1 – делювиально-элювиальные отложения; 2 – известняки; 3 – кимберлит первой
разновидности; 4 – кимберлит второй разновидности; 5 – кимберлит третьей
разновидности: 6 – прожилки кальцита: 7 – места отбора проб на протолочку
и химические анализы.
394
В строении тела выделены три разновидности пород. По результатам
детального изучения пород К.Н. Никишовым с соавторами (1975), их
характеристика сводится к следующему:
I-я разновидность установлена в северо-западной части тела;
представляет собой кимберлит с мелкопорфировой структурой темно-серого
цвета. Порфировые выделения (около 50% объема породы) сложены
оливином. Оливин по краям замещается карбонатом и окружен тонкой
сплошной оболочкой серпентина. Размеры до 2-3 мм. Крупные выделения
имеют овально-округлые формы с реликтами кристаллографической огранки.
В отдельных случаях оливин имеет поликристаллическое строение.
Отмечаются мелкие включения обломков хромдиопсида в оливине.
Связующая масса кристаллически-зернистого строения и состоит, в основном,
из кальцита и апатита.
II-я разновидность, слагающая переходные зоны (рис. 33), представлена
также мелкопорфировым кимберлитом светло-желтой окраски. Порфировые
выделения округлой формы имеют размеры 0,5-1 мм. Сложены они
карбонатом криптозернистого строения буровато-желтого цвета. Основная
масса характеризуется существенно карбонатный составом с примесью
серпентина и апатита.
Кимберлит III разновидности имеет, светлую окраску. В породе
содержится небольшое количество (2-10%) ксенолитов, представленных
пелитоморфными доломитами. Форма угловато-овальная, размеры до 2 см,
в приконтактовых частях – до 20-40 см. Ксенолитов метаморфических
и глубинных пород не обнаружено.
Кимберлит имеет порфировое строение. Порфировые выделения
сложены серпентином и карбонатом в виде псевдоморфоз по оливину.
Основная масса существенно карбонатного состава неравномерно зернистого
строения. Характерна таблитчатая, микролитоподобная форма и ориентировка
зерен карбоната. Заметный объем основной массы занимает рудный минерал.
В небольших количествах присутствуют слюда и апатит.
Изучение состава тяжелой фракции протолочных проб показывает, что
в породах тела преобладают магнетит и оливин. В знаковых количествах
присутствуют хромдиопсид, пироп, ильменит, хромит, моноклинный
и ромбический пироксены, циркон.
Особенности химического состава указывают на то, что кимберлит
I разновидности резко отличается от прочих типов пород по содержанию CaO
и CO2, TiO2 и по относительно низкому уровню концентрации щелочей
(табл. 24).
395
Таблица 24
Химический состав кимберлитов штока Липа (по К.Н. Никишову, 1975)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
SO3
Sобщ.
CO2
H2O+
H2O–
CoO
NiO
Cr2O3
F
п.п.п.
Сумма
Типы разновидностей кимберлита, число анализов
I
II
III
n=5
n=7
n=5
2
3
4
30,25
14,72
8,34
1,99
2,62
2,22
1,23
2,54
2,42
8,38
7,62
5,53
3,72
4,09
1,99
0,22
0,103
0,10
29,30
14,51
5,30
6,94
27,96
38,64
0,106
0,14
0,17
0,098
0,058
0,109
0,42
0,93
0,81
0,04
н.обн.
0,036
0,016
0,026
0,014
7,52
19,88
26,80
7,77
3,30
2,09
1,09
н.обн.
0,198
0,017
0,03
0,0074
0,182
0,072
0,045
0,197
0,161
0,134
0,212
0,084
0,104
0,24
1,41
4,84
100,44
100,25
99,90
Трубка Победа открыта в 1963 г. при поисковом бурении. Находится на
водоразделе р. Сохсолоох-Мархинский и рч. Унга-Сохсолоох в 7 км от устья
ручья и в 3 км от его русла.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта
отложениями
каменноугольно-пермского
возраста,
интрудированными пластовыми телами долеритов, суммарная мощность
которых достигает 62,8 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму эллипса, вытянутого
в северо-восточном направлении. Размеры тела 230×100 м. Кровля рудного
тела имеет выпуклую, холмовидную форму с превышением до 5-7 м над
поверхностью карбонатного цоколя. Природа возвышенности трактуется, как
и на примере трубки, Восток, за счет увеличения объема кимберлитового тела
при массовой серпентинизации и последующего развития процессов
диапиризма (Харькив и др., 1995).
В зоне экзо- и эндоконтакта трубки установлено наличие зоны
брекчированных пород (2-4 м), сложенной обломками известняков силура
396
и сцементированной карбонатной массой. Отдельные участки цемента зоны
сложены исключительно карбонатизированным кимберлитом (Харькив,
1964).
В вертикальном разрезе трубки установлено наличие коры
выветривания мощностью 5-7 м.
Породы, слагающие тело, представлены, по определению Харькива А.Д.
(1964) кимберлитовыми туфами и туфобрекчиями.
Главной составной частью кимберлитовых туфов являются
серпентинизированные и карбонатизированные зерна оливина (от 30 до 50%),
размер которых от долей мм до 2,5-3 см. Псевдоморфозы по оливину
выполнены серпентином и кальцитом. Зерна пиропа встречаются редко в виде
округло-овальных вкраплений, нередко сохраняющих келифитовую оболочку
хлорит-серпентин-карбонатного состава. Цвет пиропов оранжево-красный,
фиолетово-красный.
Пикроильменит
имеет
также
ограниченное
распространение и выделяется в виде изометричных или неправильноугловатых зерен размером 0,5-1 см. Нередко зерна пикроильменита полностью
окружены плотными корочками лимонита. Флогопит встречается достаточно
часто и отмечается в виде сильно хлоритизированных пластинчатых
кристаллов с округленными углами размером 1-10 мм.
Кимберлитовый туф окрашен в грязно-зеленоватый и буровато-серый
цвет и характеризуется существенным серпентин-хлорит-карбонатным
составом. Сравнительно часто встречаются мелкие обломки пород, главным
образом, мелкокристаллических известняков и микросланцев. На отдельных
участках кимберлит содержит множество более крупных обломков
известняков и гранат-биотитовых кристаллических сланцев. При этом
характер цемента остается прежним, но с некоторым увеличением содержаний
кальцита.
Химический состав кимберлитовых пород трубки Победа, по данным
И.П. Илупина (1978), имеет следующий вид (%): SiO2 – 28,46; TiO2 – 0,98;
Al2O3 – 2,72; Cr2O3 – 0,117; Fe2O3 – 2,14; FeO – 3,55; MnO – 0,095; MgO – 21,38;
CaO – 16,20; Na2O – 0,15; K2O – 0,92; P2O5 – 0,32; S – 0,12; CO2 – 13,0; п.п.п. –
9,36; сумма – 99,512%.
Трубка Сувенир открыта в 1969 г. при заверке магнитной аномалии
и находится в долине р. Сохсолоох-Мархинский, южнее тр. Айхал, в 0,5 км на
восток от трубки Октябрьская. Трубка находится на левом склоне реки
и обнажена на уровне современного эрозионного среза.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
делювиально-элювиальными образованиями общей мощностью до 4,8-5 м.
В плане имеет форму эллипса, длинная ось которого вытянута в северовосточном направлении по азимуту 35-40°. Размеры тела в плане 80×90 м,
падение – на восток под углом 80°.
Трубка имеет простое строение и сложена кимберлитовой брекчией.
Породы плотные, голубовато-серого цвета. Обломочный материал
397
представлен ксенолитами осадочных пород и составляет 10-15% объема
породы.
Цементом брекчий является кимберлит порфировой структуры.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами по оливину, зернами
пиропов и пикроильменита. Псевдоморфозы по оливину занимают 20-30%
объема породы и представляют две генерации. Размер их варьирует от
0,5×0,5 мм до 10 мм. Псевдоморфозы сложены серпентином и кальцитом
в примерно равном соотношении и лишь иногда отмечается преобладание
серпентина над кальцитом. Кальцит, обычно, в виде мелкозернистого агрегата
слагает центральную часть псевдоморфоз. Серпентин бледно-зеленый,
анизотропный. Иногда в центре псевдоморфоз отмечаются выделения
магнетита. Для пород трубки характерно крайне низкое содержание
протоминералов кимберлитов (пиропа, пикроильменита, флогопита и др.).
Данные анализа протолочных проб показывают особенности состава
минералов тяжелой фракции: магнетит – 0,1%, пироп, пикроильменит,
хромдиопсид, оливин, циркон, барит – в знаковых количествах.
Химический состав кимберлитовых брекчий трубки, по данным
И.П. Илупина (1978), имеет следующий вид (%): SiO2 – 31,92; TiO2 – 2,01;
Al2O3 – 3,06; Cr2O3 – 0,148; Fe2O3 – 7,33; FeO – 2,27; MnO – 0,23; MgO – 30,60;
CaO – 5,48; Na2O – 0,08; K2O – 0,13; P2O5 – 0,49; S – следы; CO2 – 4,14; п.п.п. –
11,93; сумма – 99,818.
Трубка Октябрьская открыта в 1960 г. при заверке геофизической
аномалии и находится на левом склоне р. Сохсолоох-Мархинский в 2 км на юг
от п. Айхал.
Кимберлитовое тело прорывает карбонатные породы раннего палеозоя
и обнажено на уровне современного эрозионного среза.
В плане имеет неправильно-изометричную, грушевидную форму,
вытянутую в субширотном направлении и размеры, по геофизическим
данным, 200×120 м (Романов Н.Н. и др., 1961). Детальными работами
установлено, что на глубине 50 м размеры тела сокращаются от 140-150 м до
80×25 м. Слагающие трубку породы разбиты многочисленными трещинами,
наклоненными на северо-запад под углом 20-25° к горизонту. Ориентировка
зон дробления и направление трещиноватости в кимберлите совпадают
с падением вмещающих пород, но углы падения трещин в теле несколько
круче (на 3-5°), чем в околотрубочном пространстве.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией голубовато-серого цвета.
Обломочный материал занимает до 40-60% объема и представлен
пестроокрашенными обломками вмещающих осадочных пород, реже
темноцветными включениями сильно измененных биотит-гранатовых,
хлорит-серпентиновых кристаллических сланцев и гнейсов фундамента.
Отмечаются редкие обломки мраморизованных известняков. Текстура породы
брекчиевая, структура кластическая, ксенокристаллолитокластическая.
Псевдоморфозы по оливину I генерации имеют серпентин-карбонатмагнетитовый состав. Иногда в их строении принимают участие
398
в незначительных количествах хлорит и флогопит. Размеры от 0,2×0,5 до
4,0×1,2 мм. Форма обычно округло-овальная. Отмечаются единичные
обломки включений кимберлита (автолиты).
Цементирующий
брекчии
кимберлитовый
материал
имеет
микропорфировое строение. Порфировые выделения представлены
псевдоморфозами по оливину II генерации, зернами магнетита, изредка –
пластинками слюды-флогопита. Основная масса цементирующего материала
состоит из тонкозернистого агрегата серпентина и кальцита, в котором
рассеяна мельчайшая магнетитовая пыль.
Включения автолитов встречаются в объеме от единичных находок до
5% всего ксеногенного материала. Имеют округлую форму и размер от 0,5×0,5
до 7×2 мм. По составу и строению кимберлиты очень сходны
с цементирующим материалом брекчии. Отличаются более темной окраской
и более мелкозернистым серпентин-кальцитовым агрегатом, большими
количествами пылевидного магнетита. В них отмечаются обломки и целые
псевдоморфозы по оливину I генерации и редкие обломки-включения
карбонат-серпентиновых пород. Обломки осадочных пород имеют обычно
карбонатный, серпентин-карбонатный, хлорит-серпентиновый, хлориткарбонатный состав. Встречена карбонатная порода сферолитовой структуры,
состоящая из сферолитовых образований кальцита размером до 0,5 мм,
сцементированных мелкозернистым кальцитом. Отмечается единичная
находка членика криноидей размером 0,4×0,4 мм, выполненного
монокристаллическим кварцем.
Цемент кимберлитов на 20-60% состоит из псевдоморфоз по оливину
II генерации серпентин-кальцит-магнетитового состава. Кроме того,
в основной массе равномерно распределен пылевидный магнетит
с образованием редких выделений размером до 0,15×0,15 мм. Отмечаются
единичные пластинки слюды-флогопита удлиненной формы размером до
0,4×0,08 мм.
Содержание протоминералов в кимберлитовых породах трубки
незначительное (в %): пикроильменит – 0,002; пироп – 0,005; магнетит – 0,007;
хромшпинелиды – 0,007%.
Химический состав пород, по данным И.П. Илупина (1978), имеет
следующий вид (%): SiO2 – 26,47; TiO2 – 0,49; Al2O3 – 1,9; Cr2O3 – 0,16; Fe2O3
– 4,58; FeO – 1,67; MnO – 0,04; MgO – 23,12; CaO – 23,22; NiO – 0,19; Na2O –
0,08; K2O – 0,19; P2O5 – 0,14; H2O – 1,04; п.п.п. – 16,55; сумма – 99,79%.
Трубка Славутич открыта в 1977 г. при заверке геофизической
аномалии. Находится в левом борту рч. Девятиглавого, правого притока
рч. Черный (правый приток р. Алакит) в 280 м на юго-запад от трубки Нева.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза. Размеры тела 80×60 м. Форма
изометрично-овальная, вытянутая в северо-восточном направлении.
Трубка имеет простое строение и сложена кимберлитовой брекчией.
Породы светло-серого, серого цвета с желтовато-бурым оттенком. Внешне
399
имеет песчаникоподобный облик с относительно невысоким удельным весом
(пористые породы). Текстура брекчиевая, структура литокластическая,
кристаллолитокластическая. Основными минералами являются оливин,
пироп, пикроильменит, флогопит. Вкрапленники оливина нацело замещены
карбонатом, серпентином, минералами, развитыми по серпентину. Под
микроскопом псевдоморфозы по оливину трудно различимы и при подсчете
составляют порядка 15-20% объема породы. Размер их от 0,2 до 0,8 мм.
С глубиной количество измененного оливина увеличивается. Пироп
встречается редко, размер зерен 1-3 мм. Цветовая гамма – от оранжевокрасных (80-90%) до красных (10%). Редко встречаются зерна пиропа
с реликтами келифитовой оболочки. Пикроильменит преобладает над
пиропом. Представлен трещиноватыми зернами размером 1-5 мм.
Среди основных минералов доминирует флогопит. Встречается как
в виде мелких чешуек (до 1 мм), так и в виде крупных бочонкообразных
кристаллов бледно-зеленого цвета размером до 4-5 мм. Изредка отмечаются
лейстовидные кристаллики флогопита, интенсивно хлоритизированного,
размером до 0,15 мм.
Основная
масса
имеет
порфировую
структуру,
сложена
псевдоморфозами по оливину, включениями флогопита, пикроильменита
и пиропа. Состав серпентин-карбонатный с переходом на отдельных участках
в существенно глинистый. В основной массе встречается измененный
перовскит в виде выделений бурого цвета размером 0,02 мм. Рудные минералы
– ильменит и магнетит, составляющие порядка 5% основной массы, образуют
мелкокристаллические скопления размером до 0,2 мм округлой формы или
выполняют микротрещины. Основная масса насыщена флогопитом (до 80%)
бурого цвета в виде лейст размером до 0,2 мм. Нередко флогопит образует
радиально-лучистые агрегаты.
Характерной чертой кимберлитов трубки является развитие иддингсита
(до 2%), образующего гломеропорфировые выделения и отмечаемого как
в основной массе, так и в составе псевдоморфоз.
Обломочный материал брекчии представлен исключительно
ксенолитами вмещающих пород и составляет до 15-20% объема породы. Из
вторичных минералов характерно интенсивное развитие гидроокислов Fe,
отмечаются редкие кубики пирита, включения марказита и тонкие линзочки
и прожилки битума.
Трубка Нева открыта в 1969 г. при заверке магнитной аномалии
и находится в левом борту рч. Девятиглавого, правого притока рч. Черный
(правый приток р. Алакит).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза. В плане имеет форму искаженного
эллипса, вытянутого в северо-восточном направлении. Размеры тела 200×90 м.
Мощность перекрывающих элювио-делювиальных образований составляет до
8 м.
400
Породы, слагающие трубку, представлены относительно прочной
кимберлитовой брекчией, слабо пористой, голубовато-серого цвета. Текстура
брекчиевая,
структура
кристаллолитокластическая.
Основными
породообразующими минералами являются оливин, пироп, пикроильменит,
хромшпинелиды. Вкрапленники оливина полностью замещены серпентином
и карбонатом и редко отмечаются зерна неизмененного оливина (0,2-0,4 мм).
Псевдоморфозы по оливину (0,2-5,0 мм) составляют 30-40% объема породы,
форма овально-округлая, сложены серпентином, реже серпентином
с мелкоагрегатным кальцитом, с постоянным присутствием рассеянного
пылевидного магнетита; редко отмечаются шаровидные гнезда битума. Пироп
встречается в виде редких зерен, размер их 1-4 мм. Цветовая гамма от
фиолетово-красной (68%) до оранжево-красной (23%), красной (9%). По
трещинам пиропы замещаются вторичными минералами. Пикроильменит
встречается чаще пиропа. Имеет угловато-округлые формы. Поверхность
зерен ильменита мелкобугорчатая. Размер 1-5 мм. Еще реже встречается
хромшпинель в виде мелких (0,2-1 мм) зерен с октаэдрической огранкой и,
часто, с деформированными или оплавленными углами и ребрами кристаллов.
Структура основной массы брекчии мелкозернистая, сложена карбонатсерпентиновым агрегатом с рассеянным в нем пылевидным магнетитом.
В основной массе наблюдаются разноориентированные прожилки кальцитмагнетитового состава мощностью 1-3 мм. Кальцит иногда образует гнезда
размером 2×5 мм. В виде отдельных редких кристаллов отмечаются кубики
пирита размером до 1 мм. Обломочный материал колеблется в пределах от
нескольких мм до 30 см. Состав исключительно карбонатный, редко
серпентин-карбонатный.
В
ряде
случаев
участки
ксенолитов
кальцитизированы и окремнены. Ксенолиты пород фундамента и мантии не
обнаружены. Отмечаются редкие зерна вторичного магнетита размером от 0,2
до 10 мм. В виде редких мелких неправильных зерен и пластинчатых
кристаллов отмечается барит. Состав минералов тяжелой фракции, по данным
протолочного анализа, характеризует соотношения основных минералов
кимберлитовой брекчии как и в трубке Нева (%): пироп – 0,04; пикроильменит
– 0,31; хромшпинелиды – 0,005; магнетит – 0,004; в знаках – оливин, барит.
Трубка Искорка открыта в 1956 г. в процессе шлиховых поисков,
находится на левом склоне долины рч. Веселый, в 2 км к северо-западу от
группы трех трубок – Начальная, Смежная и Веселая, в 1,5 км от русла ручья
и в 3 км от устья рч. Светлый.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза. Первоначально, по геофизическим
данным, определены размеры в 40×15 м. Впоследствии уточнено, что трубка
состоит из двух, петрографически различающихся, частей и имеет общие
размеры 160×110 м.
Восточная часть (главное тело), не фиксируемая в магнитном поле,
имеет в плане форму неправильного овала, вытянутого в северо-восточном
направлении. Западная часть трубки представляет собой узкое ответвление –
401
апофизу. Тело перекрыто делювиально-элювиальными образованиями общей
мощностью 2,5-3,3 м.
Породы трубки представлены типичными кимберлитовыми брекчиями
коричневато-бурого (западная часть) и ярко-зеленого, зеленовато-серого цвета
с желтыми оттенками (восточная часть). Структура обломочная.
Преимущественно
литокристаллокластическая,
реже
кристаллолитокластическая. Доминирующая роль принадлежит обломкам, реже
фенокристаллам нацело замещенного оливина, содержание пикроильменита
от 5 до 8%. Флогопит, частично измененный вторичными процессами,
составляет до 3-4% объема. Гранат-пироп отмечается в виде отдельных
обломков или зерен округлой формы. Вторичные минералы представлены
серпентином и кальцитом, подчиненную роль играют магнетит, агрегаты
магнезита и сидерита. Из акцессориев установлены в единичных зернах
циркон, рутил, хромдиопсид.
На долю основной массы приходится 10-15%. Из обломков встречаются
в незначительном количестве апокимберлитовые породы (3-4%), чаще –
ксенолиты пород фундамента и глубинные включения.
Замещенные обломки, иногда фенокристаллы, оливина занимают около
60% объема породы. Относительно крупные из них (>1 мм) представлены
псевдоморфозами по оливину I генерации, мелкие (<1 мм) отнесены к оливину
II генерации. Сложены псевдоморфозы серпентином, кальцитом, магнетитом
и, очевидно, агрегатами марказита и сидерита. Наличие последних является
характерной особенностью состава пород данной трубки. Пикроильменит
встречается как в виде обломков, так и в изометричных зернах размером от
долей мм до 3-4 см. Слюда-флогопит частично или полностью замещена
хлоритом и серпентином, встречается в виде чешуек, редко в виде
бочонкообразных кристаллов размером от 1-2 мм до 2-3 см. Гранат-пироп
отмечается редко и чаще всего в виде обломков, реже – в виде изометричных
зерен размерами от долей мм до 1 см, в среднем 2-4 мм. Еще одной
отличительной чертой трубки является – отсутствие келифитовых оболочек
вокруг пиропа. Вместо ее образуется кальцитовая кайма. Редко, гранат-пироп
встречается в виде мелких обломков-включений в крупных псевдоморфозах
по оливину I генерации.
Связующая масса состоит из агрегатов серпентина, карбоната
и выделений магнетита, агрегатов марказита и сидерита. Отдельные участки
основной массы полностью пропитаны магнетитом. Ксенолиты представлены,
преимущественно, обломками вмещающих пород и, в среднем, занимают
около 20% объема породы. Включения обломков пород фундамента
представлены чаще всего полевошпатовыми кристаллическими сланцами
с гранатом-альмандином и незначительной примесью биотита, а также –
слюдисто-полевошпатовыми кристаллическими сланцами с гранатомпиропом. Отмечаются также редкие обломки эклогитоподобных пород со
шлировыми выделениями пиропа.
402
По данным В.Т. Изарова с соавторами (1963), в составе ксенолитов
архейских пород трубки (аналогично трубке Смежная) установлены обломки
плагиоклаз-двупироксеновых кристаллических сланцев (чарнокитов),
биотитовых, биотит-альмандиновых, гиперстен-альмандиновых, биотитгиперстен-плагиоклазовых гнейсов.
Химический состав пород трубки, по данным И.П. Илупина (1978),
имеет следующий вид (%): SiO2 – 19,94; TiO2 – 3,91; Al2O3 – 2,46; Cr2O3 – 0,07;
Fe2O3 – 9,66; FeO – 3,01; MnO – 0,175; MgO – 20,51; CaO – 17,12; Na2O – 0,10;
K2O – 0,09; P2O5 – 0,77; S – 0,03; CO2 – 13,0; п.п.п. – 8,87; сумма – 99,71.
Трубка Светлая открыта в 1957 г. при проведении шлиховых поисков
и находится в нижней части правого склона долины рч. Светлый, в 1,6 км от
его устья.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза. Мощность перекрывающих
элювиально-делювиальных образований колеблется от 1,4 до 8,8 м. В плане
трубка имеет форму правильного овала, вытянутого в северо-западном
направлении, размеры ее 80×50 м.
Трубка выполнена кимберлитовой брекчией, сравнительно слабой
плотности, рыхлой. Цвет серый с голубоватым оттенком. Структура
брекчиевая,
обломочная,
от
литокристаллокластической
до
кристаллолитокластической. В составе породы присутствуют включения
автолитов – кимберлитов «магматического облика». Среди ксенолитов
доминируют обломки осадочных пород неправильно-угловатой формы,
размером от 1-2 мм до 10 см.
Связующий кимберлит интенсивно карбонатизирован, отмечается
присутствие визуально пикроильменита и пиропа. При изучении под
микроскопом основную часть породы слагают псевдоморфозы серпентина
и карбоната по оливину (до 20-25%), размером от 0,1-0,2 мм до 1-2 см.
Замещенный оливин неправильно-угловатой (обломки) и овальной формы.
В псевдоморфозах по оливину часто присутствует магнетит. Основная масса
существенно карбонатная с присутствием в виде единичных зерен
пикроильменита флогопита, пиропа и перовскита.
Пикроильменит в породе образует зерна неправильной, редко
изометричной формы, размером 0,5-1,0 мм. Вокруг зерен пикроильменита
отмечаются прерывистые оторочки, сложенные мельчайшими кристалликами
перовскита, реже – каемки лейкоксена. Содержание минерала в породе
незначительное.
Пироп присутствует во всех разностях кимберлитов в виде единичных
зерен неправильной, реже угловато-овальной формы.
Флогопит отмечается в незначительных количествах в виде мелких
чешуек или, очень редко, бочонковидных кристаллов. Обычно он замещен
хлоритом.
Состав тяжелой фракции пород трубки, но данным Илупина И.П. (1964)
имеет следующий вид (в вес. %): ильменит – 0,37; пироп – 0,11;
403
хромшпинелиды – 0,002; пирит – 0,05; гидроокислы Fe – 0,04; в знаковых
количествах наблюдаются хромдиопсид и магнетит.
В шлифах породы встречены мелкие (0,2-0,3 мм) голубовато-серые
зерна монтичеллита. Из рудных минералов широко развит пирит.
Химический состав кимберлитов трубки следующий (%): SiO2 – 22,86;
TiO2 – 0,74; Al2O3 – 1,82; Cr2O3 – 0,085; Fe2O3 – 2,68; FeO – 1,82; MnO – 0,08;
MgO – 20,18; CaO – 22,24; Na2O – 0,12; K2O – 0,35; P2O5 – 0,41; S – 0,13; CO2 –
18,06; п.п.п. – 7,81; сумма – 99,385%.
Трубка Коллективная открыта в 1957 г. в процессе шлиховых поисков
и находится на водоразделе ручьев Светлый-Веселый, в 1,7 км к югу от места
их слияния.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза. Мощность элювиальноделювиального слоя составляет более 3,5 м. Контакты рудного тела
с вмещающими породами отчетливые, резкие. Угол падения плоскости
контактов – 55-60°, азимут падения – юго-восток 140°.
В плане трубка имеет изометричную форму и размеры 60×60 м.
Породы, слагающие тело, отличаются относительно небольшой
плотностью. Цвет серый с голубоватыми или зеленоватыми оттенками.
Структура породы обломочная, от литокристаллокластической (чаще) до
кристаллолитокластической. Соответственно со структурой, отмечается
резкое преобладание обломков осадочных пород. Отмечена большая степень
участия автолитов – кимберлитов "магматического облика" (до 20%).
Ксенолиты метаморфических и глубинных пород не обнаружены.
Цементирующий брекчии кимберлит сильно карбонатизирован. Из
основных минералов присутствуют, как правило, псевдоморфозы серпентина
и карбоната по оливину. Их среднее содержание достигает 40-50%. Размер
варьирует от 0,1-0,2 мм до 1-2 см, преобладающие размеры 0,3-0,5 мм. Форма
от неправильно-угловатой (обломки) до округлой (фенокристаллы).
В строении псевдоморфоз нередко отмечаются выделения магнетита.
Закономерностей в распределении вторичных минералов, развивающихся по
оливину, не выявлено.
В шлифах отмечаются единичные знаки пикроильменита, флогопита,
пиропа и перовскита. Такие минералы, как авгит и апатит нацело, вероятно,
замещены вторичными минералами и практически отсутствуют.
Пикроильменит образует зерна неправильной, реже изометричной, формы
размером, обычно, 0,5-1 мм. Вокруг зерен ильменита отмечаются
перовскитовые или (редко) лейкоксеновые каемки. Содержание минерала
в породе незначительное.
Флогопит также редок, наблюдается в виде мелких чешуек и очень редко
– в виде бочонкообразных кристаллов идиоморфных очертаний. Минерал
несет следы гидратации и часто замещен полностью, или частично, хлоритом.
Гранат-пироп присутствует в виде единичных, зерен круглой, овальноокруглой формы, а его обломки – остроугольной. Округлые зерна несут на
404
себе келифитовую "рубашку"; очень редко вокруг зерен пиропа отмечается
развитие псевдокелифитовой оболочки, состоящей из агрегата: кальцит +
гидроокислы железа. Как правило, зерна пиропа сильно трещиноватые
с развитием вторичных минералов: серпентина, магнетита, хлорита.
Перовскит отмечается в основной массе в виде редких мелких (0,05 мм)
неправильных, реже идиоморфных кристалликов. Значительная часть
минерала заключена в состав "рудной массы" и почти не отличима от зерен
магнетита. Отмечены и редкие находки, в породе мелких (0,2-0,3 мм) зерен
голубовато-серого монтичеллита с реликтовыми формами.
Основная масса кимберлитов трубки представлена агрегатом карбоната,
серпентина и хлорита с изменчивыми отношениями как плане, так и в разрезе
рудного тела.
Усредненный химический состав пород трубки имеет следующий вид
(%): SiO2 – 23,80, TiO2 – 0,255; Al2O3 – 1,16; Cr2O3 – 0,123; Fe2O3 – 3,435; FeO
– 1,115; MnO – 0,08; MgO – 21,27; CaO – 21,96; Na2O – 0,08; K2O – 0,16; P2O5 –
0,385, S – 0,305; CO2 – 16,92; п.п.п. – 8,98; сумма – 100,028 (Илупин и др.,
1978).
Трубка имени Меньшикова открыта при заверке электроразведочной
аномалии в 1975 г. Находится в 700 м северо-восточнее трубки Талисман на
продолжении тектонической рудовмещающей зоны цепочки тел НИИГАМаршрутная-Радиогеодезическая-Талисман на северном фланге Алакитского
рудного поля кимберлитов. Кимберлитовое тело прорывает карбонатные
породы раннего палеозоя и обнажено на уровне современного эрозионного
среза. Вскрыто одной заверочной скважиной глубиной 6 м. По геофизическим
данным, размер аномалии составляет 20-40×250 м. Форма неправильная,
вытянутая в северо-восточном направлении. При заверке аномалии
установлено наличие делювиального слоя (до 3 м) и элювия кимберлита
(интервал 3-5 м). С глубины 5,0 м вскрыты относительно плотные кимберлиты
в коренном залегании.
Породы, слагающие тело, представлены типичной кимберлитовой
брекчией серо-зеленого цвета. Текстура брекчиевая с обильными
псевдоморфозами по оливину I генерации размером до 5-7 мм (25%). Породы
трещиноватые, по трещинам развивается кальцит белого цвета
микрокристаллического строения. Отмечаются участки, где основная масса
породы "пропитана" темноцветными (бурыми) гидроокислами железа.
Под микроскопом структура породы кристаллолитокластическая.
Кластический материал представлен обломками псевдоморфоз по оливину
двух генераций.
Псевдоморфозы по оливину-I сложены пластинчатым и волокнистым
серпентином с выделениями кальцита и магнетита. Размеры от 1,8 до 5 мм.
Форма угловато-округлая, редко овальная.
Псевдоморфозы по оливину II генерации занимают до 15% объема
породы. Форма их округлая, близкая к идиоморфной, размеры 0,2-0,6 мм.
405
Псевдоморфозы сложены тонкочешуйчатым и пластинчатым слабо
анизотропным серпентином с выделениями кальцита.
Цементирующий брекчию материал состоит их сплошной слабо
анизотропной массы серпентина (серпофита), имеющей (под микроскопом)
однородное строение. В цементе отмечается присутствие выделений
незначительного количества микрозернистого кальцита, а также обильные
включения мелких (0,01-0,02 мм) зерен лейкоксенизированного ильменита
и магнетита. Характерной чертой породы тела является насыщенность
основной массы мельчайшими призматическими кристалликами апатита.
По данным изучения физических свойств породы, их магнитной
восприимчивости и особенностям строения магнитной аномалии,
предполагается, что часть тела сложена слабомагнитным кимберлитом
и, соответственно, размеры его могут быть больше площади аномалии
(Васильев А.А. и др., 1987).
Более полные сведения о составе, строении и химизме пород тела, из-за
его слабой изученности, отсутствуют.
Трубка Байтахская открыта в 1981 г. в процессе поискового бурения
и находится в 14 км на запад-юго-запад от п. Айхал.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
терригенными
осадками
каменноугольного-пермского
возраста,
интрудированных силлами долеритов общей мощностью до 90-91 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет изометрично-круглую
форму и размеры 240×250 м с вытянутостью в северо-восточном направлении.
Вмещающие породы в зоне экзоконтакта тела отличаются повышенной
трещиноватостью субвертикальной ориентации. По трещинам отмечается
интенсивное ожелезнение и развитие карбонат-сульфидной минерализации.
В вертикальном разрезе трубка имеет раструб в верхней части. Контакты
тела здесь падают к центру трубки под углом 50-60°. С глубины 100-120 м
наблюдается сужение тела и контакты имеют уже субвертикальное залегание
(75-80°).
Внутреннее строение простое. Трубка сложена автолитовой
кимберлитовой брекчией (преобладает) и порфировыми кимберлитами. По
характеру заполнения тела и особенностям взаимоотношений между
основными типами пород, геологами Айхальской экспедиции (1984 г.)
предполагается образование тела в два этапа. Порфировые кимберлиты,
слагающие юго-восточный фланг трубки и не выходящие к ее поверхности,
формируют штокоподобное тело в раннюю, интрузивную стадию,
а автолитовые кимберлитовые брекчии заполняют трубку во второй,
эксплозивный этап ее образования. Контакты между петрографическими
разностями пород резкие, трещиноватые с развитием вторичной
минерализации (кальцит, серпофит, пирит).
Порфировые кимберлиты характеризуются большей плотностью и более
темноокрашенными зелеными, зелено-серыми тонами окраски. Структура
порфировая с мелкокристаллической структурой основной массы.
406
Порфировые выделения представлены оливином двух генераций, полностью
замещенного серпентином, реже – серпентином и кальцитом, незначительным
количеством флогопита (до 0,1%), пиропа (0,1%), пикроильменита (0,5%).
Псевдоморфозы оливина-I округлые, овально-изометричные со средним
размером 3-5 мм, их содержание достигает 12,4%. Псевдоморфозы по оливину
II генерации составляют 22,3%, их размеры от 0,01-0,03 мм до 0,8-1 мм, форма
идиоморфная с "оплавленными" ребрами. Замещение псевдоморфоз обеих
генераций идентичное. Они выполнены серпентином, который представлен
различными комбинациями хризотила и серпофита. Флогопит отмечается
в виде кристаллов таблитчатой формы размерами от долей мм до 3-4 мм. Зерна
минерала частично хлоритизированы, по трещинам спайности флогопита
развиваются серпофит, кальцит, рудные минералы. Количество его
в порфировых кимберлитах 0,1%. Пироп (0,1%) наблюдается в виде редких
зерен округло-овальной фермы размером от 0,7-1,5 мм до 2,5-5 мм и,
практически постоянно, с келифитовой оболочкой хлорит-магнетитового,
реже с флогопитом, состава. Пикроильменит (0,5%) образует овальные зерна
(от 0,3-0,5 до 3-5 мм) с шероховатой поверхностью, обусловленной развитием
мелких кристалликов перовскита (<0,01 мм).
Основная масса, порфировых кимберлитов (54,7%) характеризуется
мелкокристаллическим строением, существенно серпентиновым составом
и содержит в себе кальцит (10%), перовскит (1,1%), магнетит (1,3%).
Содержание ксенолитов осадочных пород не превышает 5,2%, включения
обломков пород фундамента составляют 0,7% и глубинные породы – до 0,1%.
Обломки кристаллических пород представлены биотит-плагиоклазовыми
а амфибол-плагиоклазовыми гранатовыми и безгранатовыми гнейсами. Из
ультраосновных пород отмечены находки ксенолитов гранатовых
и безгранатовых серпентинитов.
Автолитовая кимберлитовая брекчия отличается более светлыми
зеленовато-серыми оттенками, меньшей плотностью и менее трещиноваты.
Для нее характерно большее количество ксеногенного материала (до 23,8%)
и наличие автолитовых включений.
Текстура породы автолитовая с порфировой структурой основной
массы. Автолиты (6,8% объема) представлены существенно ядерными
образованиями концентрически-зонального строения. Контакты автолитов со
связующей массой резкие, с формированием тонкой зоны закалки. Состав
автолитов серпентин-карбонатный с редкими и очень мелкими включениями
(до 0,05 мм) псевдоморфоз кальцита, серпентина по оливину, пиропа,
пикроильменита, различных ксенолитов.
Порфировые выделения связующих брекчии кимберлитов представлены
полными псевдоморфозами кальцита и серпентина по оливину двух генераций
(соответственно: 15,1 и 28,4%), пиропом (0,2%), пикроильменитом (0,6%),
флогопитом (0,8%), перовскитом (0,4%), магнетитом (1,2%), пиритом (1,1%).
Их характеристики, в целом, аналогичны таковым для порфировых
кимберлитов. Например, цветовые разновидности пиропов в обеих
407
разновидностях пород характеризуются единой гаммой оттенков: лиловые
и оранжевые преобладают, красные и розовые присутствуют в подчиненном
положении. Пикроильменит образует монокристаллические и агрегатные
выделения овальной или желвакообразной формы.
Основная масса автолитовой кимберлитовой брекчии имеет
существенно карбонатный состав. Кроме того, здесь отмечена высокая
степень участия магнетита (до 57,4 кг/т при средних значениях для
порфировых кимберлитов 6,55 кг/т и для брекчии – 8,64 кг/т). Сделаны
единичные находки сфалерита в ассоциации с кальцитом, пиритом на стенках
трещин и пустот в породе.
Отличием состава ксеногенного материала брекчии является резкое
увеличение обломков осадочных пород (16,5%), уменьшение – ксенолитов
пород фундамента и практическое отсутствие глубинных включений.
Особенности химического состава кимберлитовых пород трубки
отражены в табл. 25.
Таблица 25
Химический состав кимберлитов трубки Байтахская
(данные В.И. Устинова и др., 1984)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
Cr2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
H2O+
H2O–
п.п.п.
Sобщ.
Сумма
Порфировый кимберлит, n=4 Автолитовая кимберлитовая
брекчия, n=6
2
3
28,23
26,13
2,34
1,61
2,04
2,56
7,24
4,25
9,08
2,97
0,21
0,11
0,28
0,15
29,56
25,80
8,62
14,99
0,098
0,07
0,57
0,74
0,32
0,33
3,41
11,34
1,35
5,74
1,75
1,12
4,96
2,60
0,099
0,13
99,41
99,52
Кимберлитовая жила 213 открыта в 1972 г. при детализации
шлихового ореола горными выработками и находится на левом склоне
р. Сохсолоох-Мархинский в 550 м к юго-западу от кимберлитовой трубки
Подтрапповая.
408
Жила прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и обнажена на
уровне современного эрозионного среза (рис. 35-36).
Рис. 35. Схематический план участка жилы № 213
(по данным Айхальской экспедиции. Богатых и др., 1974).
Рис. 36. Схематический разрез жилы № 213 (по Богатых И.Я., 1984).
409
Канавой вскрыты на глубине 2,7 м сильно дезинтегрированные
кимберлитовые инъекции в карбонатных породах силура. Установлено
наличие двух мелких кимберлитовых жил, идущих параллельно друг другу.
Азимут простирания жил 67-70°. Жилы ориентированы по направлении
к трубке Подтрапповая-II. Мощность их составляет 0,2 и 0,4 м. Отмечаются
и маломощные кимберлитовые инъекции в известняках силура вблизи
контакта жил с вмещающими породами.
Оба рудных тела сложены кимберлитовой брекчией зеленовато-серого
цвета с голубыми оттенками. За счет интенсивного развития процессов
окисления гидроокислов Fe породы приобретают бурые и коричнево-бурые
оттенки. Обломочный материал брекчии представлен исключительно
ксенолитами вмещающих карбонатных пород и не имеют от них каких-либо
отличий. Содержание ксеногенного материала достигает 15%. Размеры
включений округлой, овальной и угловатой формы достигают 8 см
в поперечнике.
Цементирующая масса имеет мелкозернистую структуру и массивную
текстуру. Отмечается высокое содержание протоминералов кимберлитов –
пиропов и пикроильменита.
Другие сведения по морфологии, вещественному составу пород жилы
213 отсутствуют.
Трубка Заря открыта в 1973 г. в процессе поискового бурения
и находится в 2,1 км к юго-востоку от трубки Айхал.
Кимберлитовое тело прорывает карбонатные породы раннего палеозоя
и полностью перекрыто мощной толщей траппов, в основании которых
установлен маломощный прослой (2,6 м) каменноугольно-пермских осадков,
залегающих непосредственно на кимберлитах. Общая мощность
перекрывающих образований составляет в среднем 105 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет овальную форму, размеры
480×260 м с вытянутостью на северо-восток (67°). Контакты с вмещающими
породами резкие, четко субвертикальные. В пределах северо-восточного
фланга в экзоконтакте трубки вскрыта зона брекчирования карбонатных пород
силура с многочисленными инъекциями (жилы и прожилки) кимберлита.
Кимберлитовое тело сложено кимберлитовой брекчией серого цвета
с зелеными и лиловыми оттенками. Породы плотные, в верхней части разреза
– рыхлые. Брекчия содержит многочисленные ксенолиты осадочных (25-30%),
метаморфических (5-7%) пород и автолиты, включения ультраосновных пород
и их минералов. Ксенолиты осадочных пород представлены обломками
ордовикских и силурийских образований. Включения пород фундамента
сильно изменены и определены лишь биотитовые разности, иногда
содержащие гранаты (Богатых М.М., 1974). Глубинные ксенолиты
представлены редкими обломками овальной и угловато-овальной формы
размерами до 10×30 мм и имеют, вероятно, существенно Серпентинитовый (?)
состав, иногда с примесью слюды. В кимберлитовой брекчии определено
наличие обильных кальцитовых гнезд и прожилков кальцита, желваки
410
и жилки серпофита, гнезда и прожилки пирита. Отдельные пустоты (или их
стенки) выполнены кварцем, кальцитом и пиритом, изредка – в ассоциации
с миллеритом. По трещинам развиты магнетит и гидроокислы Fe.
По структурно-текстурным особенностям и вариациям состава среди
автолитов брекчии выделено четыре основных группы (типа, по
М.М. Богатых).
Автолиты типа "а" представляют собой обломки удлиненно-овальной
формы размерами до 3×3 мм. Автолиты сложены кимберлитом порфировой
структуры. Порфировые вкрапленники – это псевдоморфозы по оливину,
преимущественно, II генерации.
Оливин I генерации наблюдаются редко, размер до 1,9×1,9 мм.
Характеризуются наличием петельчато-волокнистых структур, сложены
тонкозернистым карбонатом и гидроокислами Fe, пространство между
волокнами выполнено мелко-среднезернистым кальцитом и изотропным
серпентином. Псевдоморфозы по оливину-II имеют идиоморфные очертания,
размеры до 1 мм и сложены изотропным и тонко-чешуйчатым серпентином
и зернистым кальцитом.
Основная масса автолитов типа "а" представляет собой агрегат
тонкочешуйчатого серпентина и тонкозернистого карбоната. Степень
карбонатизации достаточно изменчивая. В составе основной массы
установлены рудные минералы (до 7%), перовскит (до 2%), флогопит (5-10%).
Изредка отмечаются зерна апатита.
Автолиты типа "б" имеют овальную или удлиненно-овальную форму
и размеры до 10 мм. Сложены кимберлитом мелкопорфировой структуры. На
отдельных участках структура микролитовая. Псевдоморфозы оливина-I
редки. Обычно это угловатые зерна размером 3×2 мм и сложены аморфным
серпентином и серпентином волокнистого строения в ассоциации
о мелкозернистым карбонатом. Псевдоморфозы по оливину II генерации
отличаются идиоморфизмом выделения и мелкими размерами (до 0,6×0,5 мм).
Псевдоморфозы сложены изотропным серпентином с переменным
количеством мелкозернистого карбоната. Иногда псевдоморфозы оливина-II
нацело замещены карбонатом. Основная масса имеет существенно серпентинкарбонатный состав с примесью рудных минералов (1-2%), карбонатных
микролитов (до 25%), апатита (единичные зерне) и флогопита (редкие знаки).
Автолит типа "в" сложен кимберлитом, содержащим в себе включения
вышеописанных автолитов типа "а" и "б". Под микроскопом обнаруживает
кластическую и кластически-порфировую структуру. Оливин I генерации
в шлифах не установлен. Псевдоморфозы оливина II генерации имеют
угловатую форму, идиоморфные включения редки. Размер не превышает,
обычно, 1 мм. Псевдоморфозы сложены тонкочешуйчатым и изотропным
серпентином с редкими зернами карбоната. Основная масса также имеет
существенно серпентиновый состав с отдельными зернами или агрегатами
зерен карбоната. Серпентин тонкочешуйчатый, изотропный. Отличается
незначительным содержанием рудного минерала, который в основной массе
411
наблюдается в виде очень мелких (до 0,05 мм) идиоморфных зерен, но чаще
образует пылевидную вкрапленность. Также редко отмечаются идиоморфные
зерна апатита размером 0,01-0,07 мм, что отличает этот тип автолита от его
прочих разновидностей. Перовскит является не менее редким и наблюдается
в виде буро-коричневых изометричных зерен.
Отдельные участки основной массы породы содержат до 80-90%
деформированных и развальцованных чешуек флогопита величиной до 0,6 мм
с образованием "ослюденелых" пятен размером 2,6×1,6 мм.
Автолиты типа "г" сложены кимберлитом порфировой, участками
микролитовой, структуры, содержащим в себе включения автолитов типа "в".
Оливин I генерации занимает 15-20% площади шлифа, имеет угловатую
и удлиненно-овальную форму и размеры от 1 до 10 мм. Минерал полностью
замещен чешуйчато-пластинчатым и волокнистым серпентином. В центре
и по периферии псевдоморфоз развит мелкозернистый карбонат. Оливин
II генерации (60-70%) отличается идиоморфными очертаниями и малыми
размерами до 1 мм (чаще до 0,5 мм). Состав преимущественно карбонатный,
в ряде случаев серпентин-карбонатный, редко – серпентиновый. Для данных
псевдоморфоз характерны шнурообразная кайма серпентина с волнистыми
погасаниями и наличие в незначительном количестве мелкого (до 0,05 мм)
идиоморфного рудного минерала.
Основная масса (20-25%) представляет собой серпентин-карбонатный
тонко- и мелкозернистый агрегат с выраженным преобладанием карбоната.
Для основной массы характерны карбонатные микролиты (до 10%) и большие
содержания рудного минерала (до 10%).
Автолиты описанных типов цементируются кимберлитовым
субстратом, представляющим собой связующую массу кимберлитовой
брекчии трубки Заря (тип "д" по Богатых М.М., 1974).
Основная масса брекчии характеризуется порфировой и кластическипорфировой структурой. Псевдоморфозы по оливину I генерации (10%) имеют
размеры до 3 мм, овально-угловатую форму с редкими реликтами
кристаллографической огранки. Псевдоморфозы сложены изотропным
серпентином и мелко-среднезернистым карбонатом. Оливин II генерации
(30-40%) обладает четким идиоморфизмом, но очень часто встречается в виде
обломков. Размеры до 0,5 мм. Состав серпентиновый с переменным
количеством зернистого карбоната. Основная масса сложена тонкозернистым
карбонатом с незначительным количеством серпентина. Содержание рудного
минерала <1%. Обычно это редкие и единичные зерна размером до 0,05 мм,
замещающиеся по периферии Ti-содержащим минералом. В виде отдельных
лейст и овальных чешуек в породе присутствует флогопит. В основной массе
апатит не обнаружен.
Минералогический состав тяжелой фракции пород отличает трубку
повышенными содержаниями основных протоминералов – пиропа
и пикроильменита. Выход тяжелой фракции в среднем составляет 1,82%
и колеблется в пределах от 0,17 до 3,58%. В ее составе установлены пироп,
412
пикроильменит, магнетит, лимонит, пирит, хромит, хромдиопсид, перовскит,
апатит, моноклинный пироксен, циркон, рутил, сфен, хлоритоид. Содержание
пиропа колеблется от знаков до 0,83% (среднее – 0,33%). Встречается он
обычно в виде порфировых вкрапленников или в виде включений
в псевдоморфозах. Преобладают размеры в 1-2 мм; обычно трещиноватый
с наличием келифитовой оболочки. Цветовая окраска гранатов отличается
разнообразием: от фиолетовой до бледно-розовой, голубовато-зеленой.
Преобладают зерна фиолетовой (до 43%) и розовой (14%) окраски. Ильменит
встречается в виде овальных или угловато-овальных зерен или желваков
размером до 2,5×2 см. Часто лейкоксенизирован, с примазками магнетита.
Содержание ильменита колеблется от 0,06 до 1,44%, среднее – 0,7%.
Хромит отмечается в знаках в виде остроугольных обломков размером
до 0,3 мм. Также редким является и хромдиопсид, установленный в виде
угловато-мелких единичных обломков (0,2-0,5 мм) изумрудно-зеленого цвета.
Перовскит входит в состав основной массы кимберлита. Отличается
идиоморфизмом выделения. Апатит встречается в виде зерен неправильной
формы или обломков идиоморфных зерен. Магнетит характерен и для
основной массы кимберлитов и, как вторичный минерал, участвует в составе
и строении слагающих их пород и минералов.
Усредненный химический состав кимберлитовых пород тела имеет
следующий вид (%): SiO2 – 24,0; TiO2 – 1,51; Al2O3 – 2,35; Fe2O3 – 6,19; FeO –
1,70; MnO – 0,12; MgO – 21,09; CaO – 17,29; K2O – 0,12; Na2O – 0,10; H2O+ –
6,0; H2O– – 1,47; п.п.п. – 0,09; SO3 – сл.; P2O5 – 0,33; CO2 – 13,96; NiO – 0,114;
CoO – 0,008; Cr2O3 – 0,108; F – 0,145; сумма – 99,86.
Рис. 37. Схема взаимоотношения петрологических типов кимберлитовых пород
трубки Заря (по Богатых М.М., 1974).
413
Особенности взаимоотношений установленных типов пород в разрезе
рудного тела (рис. 37) и приведенные характеристики их состава позволяют
предположить, что трубка Заря образована в результате пятифазного процесса
внедрения кимберлитовой магмы: I – внедрение пород типа "a", II – типа "б",
III – тип "в", IV – тип "г" и в V фазу происходит завершение процесса
становления тела с цементацией всех ранее внедрившихся типов пород
и образованием кимберлитовой брекчии, слагающей трубку (Богатых, 1974).
Трубка Подтрапповая. В 1972 г. в процессе поискового бурения
открыто кимберлитовое тело, залегающее непосредственно под траппами на
глубине 115 м и получившее название "Подтрапповая-1". Находится оно
в 2,4 км юго-восточнее трубки Айхал.
В 1973 г., уже в процессе детализации участка, к юго-западу от трубки
Подтрапповая-1, вскрыто кимберлитовое тело, соединенное с первым дайкой
кимберлитов мощностью 40 м. Второе тело получило название
"Подтрапповая-2". Геологами Айхальской экспедиции (Богатых и др., 1974)
предполагается, что – это единое кимберлитовое тело, имеющее в своей
структуре две обособленные трубки, соединенные дайкой кимберлитов.
Общность их проявляется в условиях залегания и близости состава слагающих
пород. В частности, в плане погребенного рельефа Подтрапповая-1 имеет
форму овала, с простиранием длинной оси по азимуту 60-65° и размеры
100×180 м. Трубка Подтрапповая-2 также овальной формы размерами
120×70 м, ориентирована в том же направлении по азимуту 65-68°. Сведения
по условиям и особенностям залегания дайки кимберлитов, сочленяющейся
с трубками, отсутствуют.
Особенностью тела (Подтрапповая-1,2) является то, что она является
первым примером значительных горизонтальных перемещений блоков пород
раннего палеозоя и верхней части кимберлитового тела, зажатых между
пластовыми интрузиями долеритов. Установленное удаление перемещенных
блоков достигает 250 м.
Породы, слагающие оба тела, представлены кимберлитовой брекчией
серого цвета с зелеными, буро-коричневыми оттенками, плотного до рыхлого
строения. Сероцветная окраска присуща породам юго-западной части
(Подтрапповая-2). Содержание обломков осадочных пород колеблется от 2,7
до 12,9%. Размеры их от долей мм до 10 см, форма угловатая до округлой.
Ксенолиты метаморфических пород относительно редкие, размеры до 3 см,
форма овальная, удлиненно-овальная. Состав ксенолитов, сильно измененный
и отмечены лишь биотитовые разности. Включения ультраосновных пород
немногочисленны. Максимальный размер до 65×35 мм. Представлены
включения серпентинитами и слюдистыми серпентинитами.
Содержание автолитов колеблется от 5 до 30%. Форма овальная,
угловато-овальная, размер до 8 см, цвет серо-зеленый, коричневатый и более
темный, чем основная порода.
Выделено два типа кимберлитовых брекчий (Богатых, 1984).
414
Брекчии I типа слагают северо-восточную часть (Подтрапповая-1)
и имеют кристалло-литокластическую структуру. Содержат многочисленные
автолиты (30-40%), обломки осадочных и метаморфических пород,
родственные включения и зерна глубинных минералов (пироп,
пикроильменит, флогопит).
Автолиты здесь обычно неправильной формы, размеры (в шлифах) от
десятых долей до первых мм. Представлены кимберлитом порфировой
структуры. Псевдоморфозы оливина I генерации овальной формы с редкими
идиоморфными гранями. Сложены псевдоморфозы серпентином с каймой
чешуйчатых разностей серпентина. Псевдоморфозы по оливину II генерации
отличаются идиоморфизмом зерен, сложены аморфным серпентином
в ассоциации с карбонатом и мельчайшими выделениями рудного минерала.
Основная масса автолитов сложена нераскристаллизованным
серпентином или карбонат-серпентиновым тонко-, мелкозернистым агрегатом
с переменным количеством карбоната (до 80%). Содержит значительный
объем (до 2%) идиоморфных зерен рудного минерала размером 0,07-0,1 мм,
часто по периферии лейкоксенизированного.
Отмечается до 1,5-2% мелких изометричных и неправильных зерен
перовскита размером до 0,05 мм. Многочисленны чешуйки флогопита
(0,5 мм), хлоритизированного, бледно-зеленого цвета. Спорадически
встречаются карбонатные микролиты размером до 0,2 мм.
Связующая масса кимберлитовой брекчии I типа представлена
кимберлитом порфировой структуры. Псевдоморфозы по оливину
характеризуются
идиоморфизмом
выделений,
сложены
раскристаллизованным серпентином чешуйчато-волокнистого строения,
часто хлоритизированного. Основная масса кимберлита имеет карбонатсерпентиновый или серпентин-карбонатный состав. Рудный минерал
в основной массе встречается редко, размер его выделений до 0,02 мм.
Перовскит встречается в виде редких знаков размером до 0,2 мм. Флогопит
отмечается более часто в виде неправильно-удлиненное чешуй или табличек
размером до 1 мм. Зерна слюды часто деформированы, обесцвечены
и частично хлоритизированные.
Кимберлитовые брекчии II типа слагают юго-восточную часть тела
(Подтрапповая-2). Характеризуются кристаллолитокластической структурой.
Порода состоит из многочисленных автолитов, обломков осадочных,
метаморфических пород, ультраосновных включений, ксенокристаллов
минералов и связующей массы.
Автолиты овальной, угловато-овальной формы размером до 5×3,5 мм.
Сложены автолиты кимберлитом с ярко выраженной порфировой структурой.
Общее содержание псевдоморфоз по оливину достигает 60-70%.
Псевдоморфозы оливина I генерации (15%) имеют удлиненно-овальную или
угловатую форму и сложены раскристаллизованным чешуйчато-волокнистым
или пластинчатым серпентином и средне-крупнозернистым кальцитом.
Участками отмечается пылевидная рудная вкрапленность. Псевдоморфозы по
415
оливину II генерации (35%) отличаются идиоморфными очертаниями зерен,
размер их до 1 мм, сложены тонкочешуйчатым серпентином, образующим
«паркетные» структуры.
Основная масса кимберлита сложена тонкозернистым агрегатом
серпентин-карбонатного состава. Присутствуют оливин, перовскит, рудный
минерал, флогопит, апатит, карбонатные микролиты. Оливин основной массы
составляет 10-15% в виде идиоморфных зерен размером до 0,1 мм и менее
и замещен серпентином с точечной вкрапленностью рудного минерала.
Перовскит (2%) образует мелкие (до 0,03-0,05 мм) изометричные зерна, часто
в срастании с рудным минералом. Последний в основной массе имеет размеры
до 0,06-0,2 мм и отмечается в виде идиоморфных зерен в количестве до 15%.
Часто рудный минерал слабо лейкоксенизирован. Флогопит образует лейсты
или таблицы (до 0,1 мм). Апатит наблюдается в единичных идиоморфных
зернах размером до 0,02 мм. Карбонатные микролиты спорадически
распространены в виде редких скоплений и имеют размеры до 0,1 мм.
Кимберлит, слагающий автолиты брекчии I типа, по составу почти
идентичен таковому в породах II типа. Различия заключаются в степени
раскристаллизации основной массы – по наличию мелкого оливина в цементе
брекчии II типа.
Связующая масса брекчии II типа сложена кимберлитом афировой
структуры с элементами кластической. Состоит из тонкозернистого карбоната
с резко подчиненным количеством изотропного серпентина. Отмечаются
единичные чешуйки флогопита размером до 0,01 мм. Также редки
идиоморфные выделения рудного минерала (до 0,01 мм).
Минеральный состав тяжелой фракции показывает различия
в количественных соотношениях основных минералов обоих рудных столбов
трубки. Так, выход тяжелой фракции в кимберлитовой брекчии трубки
Подтрапповой-1 колеблется от 1,44 до 4,75%, а в породах трубки
Подтрапповой-2 от 0,56 до 2,56%. Определено наличие в вес. % таких
минералов, как пироп, пикроильменит, магнетит, редко – лимонит, в знаковых
количествах – хромит, оливин, хромдиопсид, апатит, моноклинный пироксен,
альмандин, графит, сфен, турмалин. Перовскит диагностируется только под
микроскопом.
Содержание пиропа изменяется от 0,23 до 0,86%, среднее – 0,36%. Имеет
угловато-овальную или овальную форму, размер 1-3 мм, редко до 9 мм.
В брекчии I типа количество пиропа до 0,28%, в породах II типа – до 0,45%.
Минерал часто трещиноватый, с наличием келифитовой оторочки толщиной
до 0,95 мм. Цветовая гамма: фиолетовые, розовые, красные, оранжевые,
оранжево-красные.
Пикроильменит заметно преобладает. Его среднее содержание для
Подтрапповой-1 составляет 0,35%, для Подтрапповой-2 – 1,05%.
Имеет вид овальных или овально-угловатых желваков размером до 2 мм
(I тип) и до 1 мм (тип II). Характерны шероховатые и мелкобугорчатые
416
поверхности, развитие по поверхности и трещинкам кристалликов перовскита
и лейкоксенизация.
Оливин в породах обоих типов полностью замещен серпентином
и карбонатом и только в брекчии Подтрапповая-1 отмечен в виде реликтовых
единичных знаков. Особенности химического состава пород трубки отражены
в табл. 26.
Таблица 26
Химический состав кимберлитовых пород
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
H2O–
H2O+
CO2
п.п.п.
P2O5
Cr2O3
SO3
NiO
CoO
F
Сумма
Подтрапповая-I
Брекчия I типа n=7
2
24,79
1,73
1,78
5,69
1,63
0,09
22,74
18,37
0,19
0,17
1,29
7,77
14,13
0,27
0,43
0,18
0,02
0,086
0,01
0,12
99,88
Подтрапповая-II
Брекчия II типа n=4
3
24,11
1,05
2,44
3,56
0,80
0,065
19,14
20,91
0,42
0,15
2,68
5,98
17,90
0,27
0,22
0,13
0,07
0,098
0,01
0,26
99,62
Трубка Моркока открыта в 1957 г. в процессе шлиховых поисков при
производстве геологосъемочных работ. Расположена в левом борту
р. Моркока в 3 км выше устья рч. Аллара-Ого-Юрэгэ.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего силура и обнажена на
уровне современного эрозионного среза и частично – в русле р. Моркока.
Северная часть тела перекрыта современными отложениями – делювием,
русловым и пойменным аллювием общей мощностью от 0,3-0,5 м до 13-14 м.
В плане трубка имеет дайкообразную форму с субширотным
простиранием длинной оси. Размеры 325×80 м. В плане вдоль длинной оси
ширина тела изменяется от 35-40 до 90-95 м с формированием "раздувов".
В вертикальном разрезе трубки происходит постепенное сужение площади
417
поперечного сечения тела и уже на глубине 140 м они составляют 275×15-20 м.
Приповерхностный раструб отсутствует. Углы падения контактов
с вмещающими породами – 75-87°.
На восточном фланге, в пределах ее суженной части, кимберлитовое
тело как бы "запечатано" крупными блоками карбонатных пород силура.
Собственно кимберлитовый материал среди этих блоков практически
отсутствует. Мощность "карбонатного козырька" здесь над кимберлитами
достигает
60,0-65,0
метров.
В
зоне
экзоконтакта
трубки
кимберлитовмещающие породы дислоцированы, с нарушением залегания
(углы падения от 5-10° до 60-70°, сильно трещиноватые с образованием зоны
интенсивного дробления, выполненных карбонатной брекчией. В составе
брекчии и в строении зоны присутствует инъекционный кимберлитовый
материал (серпентин, магнетит, редкие зерна пикроильменита). Для зоны
характерно интенсивное развитие вторичных процессов – наложенной
карбонатизации, доломитизации и перекристаллизации, хлоритизации,
сульфидизации и массового ожелезнения.
Трубка Моркока сложена двумя разновидностями пород: автолитовой
кимберлитовой брекчией и порфировым кимберлитом.
Автолитовые кимберлитовые брекчии доминируют в строении трубки;
Представляют собой темноокрашенные зеленовато-серые породы, сильно
трещиноватые. Содержание ксеногенного материала изменяется от 5-10 до
30-35%, увеличиваясь до 80-90% в эндоконтакте тела. Представлен он
преимущественно обломками вмещающих пород размером от долей мм до
5-6 см, редко до 20-30 см. Часто эти ксенолиты изменены,
перекристаллизованы
и,
как
правило,
серпентинизированы
и хлоритизированы. Ксенолиты метаморфических пород фундамента
и глубинных образований встречаются редко (до 1%). Характеризуются
исключительной измененностью состава и облика породы, что не позволяет
их диагностировать. Предположительно, среди них присутствуют
серпентиниты.
Текстура
породы
автолитовая,
брекчиевая,
структура
–
литокластическая и литокристаллокластическая. Содержание автолитов от
0-5% до 30-35%. Обычно имеют ядерное и концентрически-зональное
строение. Ядра сложены псевдоморфозами по оливину или обломками пород,
реже – пикроильменитом. Оболочки автолитов состоят из криптомелкозернистого микролитового агрегата карбонат-серпентинового состава,
с высокой степенью примесей магнетита, Ti-магнетита, ильменита и, иногда,
содержащими редкие и очень мелкие (до 0,15 мм) включения псевдоморфоз
по оливину.
Основная масса сложена карбонат-серпентиновым агрегатом
с порфировой структурой. Порфировые вкрапленники представлены
псевдоморфозами по оливину, реже – пикроильменитом и флогопитом, еще
реже – пиропом. Псевдоморфозы по оливину округло-овальной формы,
размером до 1-1,5 см составляют от 1-5 до 25-30%. Выполнены они
418
волокнистым и пластинчатым серпентином, разнозернистым кальцитом
и пылевидным магнетитом. В единичных случаях в составе псевдоморфоз
отмечаются реликты неизмененного оливина и рутил.
Порфировые кимберлиты установлены в западной и восточной частях
трубки. Здесь они слагают крупные блоки и "рифы" в автолитовой
кимберлитовой брекчии мощностью до 60 м.
Порфировые кимберлиты представляют собой плотные породы темносерого до черного цвета с зеленоватыми оттенками. Характерна порфировая
структура и брекчиевая текстура. Содержание обломочного материала не
превышает 15-20%. Порфировые выделения представлены псевдоморфозами
серпентина и кальцита по оливину, пикроильменитом, флогопитом, а также
редкими зернами оливина и пиропа. Среди ксенолитов резко доминируют
обломки осадочных пород (15-20% объема породы). Размер их <2-3 см, форма
обычно угловато-округлая. Весьма редки ксенолиты кристаллических пород
фундамента и мантии. Как и в автолитовых брекчиях, они сильно изменены
и интенсивно серпентинизированы. Среди них отмечаются гранатовые
и биотитовые разновидности пород.
Содержание псевдоморфоз серпентина и карбоната по оливину
составляет 20-35%. Форма обычно овально-угловатая, нередко – отмечаются
субидиоморфные и идиоморфные выделения. В отличие от брекчии, в составе
псевдоморфоз значительно чаще отмечаются реликты неизмененного
оливина.
Таблица 27
Химический состав кимберлитовых пород трубки Моркока
(Ягнышев к др., 1991)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
K2O
Na2O
P2O5
SO3
CO2
п.п.п.
Сумма
Порфировый
кимберлит
n=7
2
18,13
4,13
2,12
7,04
3,89
0,077
24,00
15,35
0,14
0,056
0,44
0,43
13,03
10,42
99,25
Кимберлитовая
брекчия
n=30
3
18,09
3,26
2,02
8,29
3,14
0,10
22,30
18,16
0,24
0,06
0,36
0,50
15,30
8,65
98,30
419
Среднее для
пород тела
n=37
4
18,11
3,42
2,04
6,43
3,28
0,095
22,62
17,63
0,21
0,06
0,37
0,46
15,03
8,99
98,75
Основная масса сложена крипто-микрозернистым агрегатом карбоната
и серпентина с различными соотношениями, с присутствием рассеянного
пылевидного магнетита.
Минеральный состав пород трубки отличается аномально высоким
содержанием пикроильменита (в среднем 17,74 кг/т). Пироп практически
отсутствует, его максимальное содержание, по отдельным пробам достигает
0,22 кг/т. Вторым минералом пород является оливин (1,32 кг/т). Содержание
хромшпинелидов достигает 0,09 кг/т.
Особенности химического состава пород трубки отражены в табл. 27.
Отмечается, что, по отношению к другим трубкам Алакитского поля,
рассматриваемое тело отличается меньшими концентрациями Si, Al, Mg, K,
Na, P при одновременно более высоком уровне содержаний Ti, Fe3+ и Fe2+, SO3.
Количества показательных породообразующих окислов – CaO, MgO и CO2
в кимберлитовых породах тела отвечают средним значениям для их аналогов
внутри Алакитского поля. Отмечается высокая степень корреляции
содержаний Ti и Fe с количеством пикроильменита и магнетита в породах
трубки.
Трубка Щукина открыта в 1989 г. в процессе поискового бурения.
Находится в правом борту верхнего течения р. Марха в 2-2,2 км на юго-запад
от трубки Озерная в пределах главной кимберлитовмещающей зоны северовосточного протирания в плане Алакитского поля.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными отложениями каменноугольного-пермского
возраста, которые с поверхности бронируются пластовой интрузией
долеритов. Общая мощность перекрывающих образований достигает
95-100 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет удлиненно-овальную
форму, размеры 242×117 м. Направление длинной оси трубки – СВ 70°.
Поверхность трубки ровная, со слегка выпуклой центральной частью.
В вертикальном разрезе установлено, что интрузии траппов (в основании
перекрывающего разреза) секут нижнюю часть каменноугольных осадков
и внедряются в кровлю кимберлитового тела, отделяя невыдержанный по
мощности блок кимберлитов.
Вблизи контакта с телом вмещающие породы изменены – сильно
трещиноватые, участками брекчированные, интенсивно переработаны
вторичными процессами.
Внутреннее строение простое. В юго-западной части тела вскрыт
порфировый кимберлит. В северо-восточной – автолитовая кимберлитовая
брекчия.
Порфировый кимберлит представлен весьма плотной, высокомагнитной
породой зеленовато-серого, темно-серого цвета с зеленоватыми и голубыми
оттенками. Текстура порфировая. Ксеногенный материал составляет от
3,5-13% до 25-30% на отдельных участках. Размер от 10 до 50 мм, редко до
25-30 см. Форма ксенолитов угловатая до округлой. Основная часть материала
420
представлена обломками осадочных пород. Ксенолиты кристаллических
пород фундамента редки (0,5-2,7%), размер их не превышает 5-7 мм,
представлены плагиоклаз-биотит-альмандиновыми, плагиоклаз-амфиболальмандиновыми, плагиоклаз-амфиболовыми гнейсами. Ультраосновные
включения встречаются исключительно редко.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами серпентина
и кальцита по оливину, флогопитом, пикроильменитом (редко).
Псевдоморфозы по оливину обеих генераций (18-22%) имеют размеры от
2-3 мм до 5-8 мм и могут достигать 15-20 мм, состав их серпентинкарбонатный с преобладанием серпентина. Флогопит встречается редко в виде
чешуек, или табличек размером до 2-4 мм, часто хлоритизирован.
Пикроильменит образует единичные округлые зерна до 2-7 мм. Пироп имеет
красно-лиловый цвет, практически всегда в келифитовой оболочке,
характерны округлые формы очень редких зерен и размеры до 3-5 мм.
Основная масса порфировых кимберлитов мелкозернистой или (редко)
микролитовой структуры, имеет карбонат-серпентиновый состав, сильно
изменена вторичными процессами и пронизана тонкими (2-3 мм) прожилками
молочно-белого кальцита.
Минеральный состав тяжелой фракции (%): магнетит – 5,86;
хромшпинелиды – 0,25; пикроильменит – 0,19; пирит – 1,52; пироп – до 0,01%.
Остальные минералы отмечаются в виде единичных знаков.
Автолитовая кимберлитовая брекчия представляет собой плотную
зеленовато-серую породу с содержанием ксеногенного материала от 10-20%
до 30-35%. Последний представлен обломками осадочных пород размером от
нескольких мм до 5-8 мм, редко до 10-15 см. Ксенолиты пород фундамента
редки и представлены биотит-гранатовыми гнейсами и кристаллическими
сланцами. В виде единичных находок отмечены включения глубинных пород
овальной формы, размером до 3 см, сильно измененных и представленных
существенно оливиновой гранатсодержащей породой. Отмечаются редкие
автолиты, сложенные порфировым кимберлитом, неправильно-угловатой
формы и размерами до 10-15 см. Автолиты преимущественно ядерные
с концентрически-зональным строением. Центром их являются, обычно,
псевдоморфозы по оливинам I–II генерации. Средний размер 1,5-2 см.
Связующая масса брекчии сложена серпентин-карбонатным агрегатом
с выраженной порфировой структурой. Порфировые выделения – это
псевдоморфозы по оливинам обеих генераций размером от долей мм до 1,5 см
с характерной петельчатой структурой. Псевдоморфозы по центру замещены
кальцитом, который к периферии сменяется серпентином; в последнем
наблюдаются образования хризотила и пироаурита и тонкая рудная
вкрапленность. Пироп в основной массе встречается в виде овальных зерен
красно-лилового цвета размером от 2-3 мм до 5-6 мм, сильно трещиноватых,
с келифитовой каймой. Пикроильменит образует редкие изометричные или
шестоватые зерна размером до 1-2 мм. Флогопит обнаружен в единичных
знаках – округлых чешуек размером до 2-3 мм или листоватых агрегатов.
421
Средний химический состав кимберлитов пород трубки Щукина имеет
следующий вид (%): SiO2 – 30,97; TiO2 – 2,07; Al2O3 – 2,68; Cr2O3 – 0,145;
FeOобщ. – 5,03; MnO – 0,192; MgO – 32,45; CaO – 7,47; Na2O – 0,05; K2O – 0,36;
P2O5 – 0,53; Sобщ. – 0,06; CO2 – 5,57; NiO – 0,114; п.п.п. – 12,83; сумма – 100,521.
Возраст пород трубки, по данным Ф.Ф. Брахфогеля, составляет 357-379
млн. лет.
Трубка Бобкова открыта в 1989 г. в процессе поискового бурения.
Расположена в 100 м на восток-северо-восток от трубки Радиоволновая,
в 14 км на северо-запад от п. Айхал, на левом склоне р. Марха (Устинов В.И.
и др., 1991).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными отложениями каменноугольного-пермского
возраста, пластовыми и секущими интрузиями долеритов разной мощности.
Общая мощность перекрывающих образований составляет 87-90 м. В зонах
внедрения интрузий осадочные породы раздроблены, отдельные блоки
смещены в вертикальном и горизонтальном направлениях.
Вмещающие породы на контакте с рудным телом дислоцированы,
сильно трещиноватые с образованием зоны интенсивного дробления (от
нескольких см до первых метров). Контактовые изменения выражены
в развитии зон закалки, кальцитизации, иногда битуминизации разреза.
В плане погребенного рельефа трубка имеет изометричную, близкую
к окружности, форму и размеры 220×197 с некоторой вытянутостью на северовосток.
Строение тела простое: сложено крупнообломочной автолитовой
кимберлитовой брекчией. В составе брекчии установлено наличие автолитов
порфирового кимберлита, который в коренном залегании, на данной стадии
изучения трубки, не вскрыт (до глубины 215 м от кровли тела).
Породы плотные, крепкие, участками трещиноватые, выветрелые, серые
и светло-серые с различными зелеными, желтоватыми и голубыми оттенками.
Содержание ксеногенного материала варьирует от 8-10 до 28-35%,
в эндоконтактах до 65-80% (среднее – 22,24%). Представлен он,
преимущественно, обломками осадочных пород карбонатного состава
и включениями метаморфических пород (до 4,9%). Последние представлены
угловато-неправильными до округлых обломками (от долей см до 4-5 см)
альмандин-амфибол-плагиоклазовых,
альмандин-биотит-плагиоклазовых
гнейсов, интенсивно измененных вторичными процессами хлоритизации
и серпентинизации (вплоть до полного замещения).
Вокруг большей части обломков отмечаются тонкие автолитовые
оболочки кимберлитового материала. Содержание автолитов, в том числе
и образованных вокруг псевдоморфоз по оливину, достигает 5,82%.
Связующей массой брекчии является кимберлит с порфирокластической
структурой. Порфировые выделения представлены псевдоморфозами (или их
обломками) серпентина и кальцита по оливинам двух генераций, редко
флогопитом, единичными зернами пиропа и пикроильменита. Псевдоморфозы
422
по оливину-I округло-овальной формы, размер их от 1 до 2-4 мм, занимают
10,38% объема породы. Псевдоморфозы по оливину II генерации (12,5%)
отличаются идиоморфизмом и более мелкими размерами зерен – до 1 мм.
Характер выполнения псевдоморфоз обеих генераций идентичный:
серпентин, хризотил и кальцит, занимающий, обычно, центральную часть
псевдоморфоз. По периферии выделений развита пылевидная вкрапленность
магнетита. Флогопит (0,8-0,9%) имеет размеры 0,1-0,6 мм и, часто, полностью
или частично замещен вторичными минералами.
Связующая
масса
кимберлита-цемента
имеет
стекловатое
и микрозернистое строение. В составе ее преобладает серпентин
с подчиненной ролью кальцита. Кроме них отмечаются лейсты и чешуйки
флогопита, тонкодисперсная рудная вкрапленность, перовскит и единичные
зерна апатита.
Химический состав пород следующий (%): SiO2 – 33,93; TiO2 – 1,22;
Al2O3 – 3,78; Fe2O3 – 4,34; FeO – 2,45; MnO – 0,05; MgO – 29,80; CaO – 8,87;
Na2O – 0,05; K2O – 0,01; H2O– – 0,39; H2O+ – 10,20; п.п.п. – 0,01; P2O5 – 0,31;
CO2 – 5,09; S – 0,20; F – н.обн.; NiO – 0,0798; Cr2O3 – 0,06; CoO – 0,0054; сумма
– 100,27%.
Возраст пород трубки, по данным Ф.Ф. Брахфогеля (1995), составляет
350 млн. лет.
Трубка Соболева открыта в 1989 г. в процессе поискового бурения.
Находится на левом берегу верхнего течения р. Марха, в 150 м на северовосток от трубки Щукина.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста,
которые интрудированы силлами долеритов. Суммарная мощность
перекрывающих образований до 100 м. В северо-западной части трубки, от
верхней мощной интрузии траппов ответвляется небольшая апофиза (до 6 м),
которая отсекает блок кимберлитового тела и сдвигает его вместе
с перекрывающими осадками.
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму удлиненного
эллипса с простиранием длинной оси по азимуту 50° и размеры 475×230 м.
В вертикальном разрезе, по предварительным данным (Устинов и др., 1991),
трубка имеет форму уплощенного конуса с незначительным расширением
(раструбом) в верхней части. Углы падения контактов вверху 60-65°, в нижней
части – до 80°. Значительного сужения тела на глубину не наблюдается.
В восточной части тело прорвано кимберлитами трубки Радиоволновая.
Вместе, они образуют, как бы сдвоенное тело и контакты между ними
проведены условно, т.к. существует относительно мощная зона смещения
пород.
В строении тела участвуют автолитовые кимберлитовые брекчии
и порфировый кимберлит. Основной объем трубки сложен брекчией,
в которой встречены обломки кимберлита. Этот же порфировый кимберлит
вскрыт на северо-восточном фланге до глубины 152 м, который далее по
423
разрезу сменяется автолитовой брекчией. Предполагается, что это останец
кимберлита ранних фаз внедрения, ассимилированный брекчиями более
поздней фазы.
Автолитовая кимберлитовая брекчия представляет собой плотную
(в верхней части выветрелую и трещиноватую) породу серого цвета
с зеленоватыми, голубыми и темными, до буро-желтых (зона выветривания)
оттенками. Содержание обломочного материала до 10-20%, редко до 30-40%.
Представлены угловато-округлыми разностями карбонатных пород размером
от 2-3 мм до 10-20 см. Большая доля обломков серпентинизирована.
Автолитовые включения порфировых кимберлитов выделяются более темным
цветом на фоне светло-серой основной массы. Размеры их 1-2 см. Изредка
отмечаются единичные включения пород фундамента округло-овальной
формы размером до 2-3 см, редко – 5 см. Представлены гранатовыми сланцами
и гнейсами. Включения глубинных пород крайне редки, имеют неправильноокруглую форму и размеры не превышают 3 см.
Автолитовая текстуры породы проявлена в трубке неравномерно. При
увеличении объема ксенолитов осадочных пород она выражена менее четко.
Автолиты составляют до 5-7% объема породы, имеют ядерное
и концентрически-зональное строение и размеры до 1-1,5 см.
Порфировые выделения представлены псевдоморфозами кальцита,
серпентина и пироаурита по оливину двух генераций и редкими лейстами
флогопита. Псевдоморфозы по оливину I генерации округлой формы и имеют
размеры от 0,8-1 мм до 4-8 мм. Преобладающий размер – 1-2 мм.
Псевдоморфозы оливина II генерации отличаются идиоморфизмом зерен
и размерами от 0,01-0,02 мм до 0,7-0,9 мм. Флогопит наблюдается в виде
таблитчатых и лейстовидных зерен размерами от 0,1-0,2 мм до 0,9-1,2 мм.
Флогопит частично или полностью хлоритизирован.
Основная масса кимберлит-цемента микро- и тонкозернистого строения,
сложена кальцитом и изотропным серпентином. В значимых количествах
присутствуют хлорит, пироаурит, рудные минералы, перовскит, единичные
зерна апатита. В зоне выветрелых пород связующая масса имеет карбонатглинистый (сапонитовый) состав и интенсивно ожелезнена.
Порфировый кимберлит представлен плотными и крепкими, слабо
трещиноватыми породами буровато- и темно-серого цвета. Объем
ксеногенного материала составляет от 3 до 10%. Представлен, в основном,
обломками осадочных пород карбонатного состава (70% от объема
ксенолитов) размером от 0,5 до 3,5 см. Ксенолиты метаморфических пород
(15%) представлены гранатовыми и безгранатовыми гнейсами и сланцами.
Глубинные включения составляют также около 15% от объема ксенолитов
и представлены сильно серпентинизированными обломками пород размером
от 2,5 до 5-7 см.
Порфировые выделения кимберлита представлены псевдоморфозами
серпентина по оливину II генерации, редко – пиропом. Распределение их
в породе неравномерное. Размер псевдоморфоз по оливину до 1-1,5 см.
424
Количество порфировых включении увеличивается с глубиной – от 5-7%
в верхней, до 20% в нижней части тела. Пироп отмечается в виде редких
мелких зерен и их обломков темно-красного, красно-лилового цвета, сильно
трещиноватых с тонкой келифитовой оторочкой.
Основная масса сложена серпентин-карбонатным микрозернистым
агрегатом, пропитанным гидроокислами Fe.
Основным минералом тяжелой фракции является магнетит (4,45 кг/т).
Содержания протоминералов кимберлитов более низкие (кг/т): пироп – 0,02;
пикроильменит – 0,04; хромшпинелиды – 0,07.
Химический состав кимберлитовых пород (усредненный) имеет
следующий вид (%): SiO2 – 34,49; TiO2 – 1,67; Al2O3 – 2,82; Cr2O3 – 0,147;
FeOобщ. – 7,61; MnO – 0,243; MgO – 35,33; CaO – 2,60; Na2O – н.обн.; K2O –
0,12; P2O5 – 0,43; Sобщ. – 0,02; CO2 – 1,58; NiO – 0,153; п.п.п. – 13,52; сумма –
100,71.
Трубка Радиоволновая открыта в 1989 г. при заверке аномалии
радиоволнового просвечивания. Своим западным флангом она примыкает
к трубке Соболева, образуя с ней сдвоенное тело, типа трубок Удачная,
Файнштейновская и т.д. Находится в 14 км на северо-запад от п. Айхал в левом
борту верхнего течения р. Марха.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста,
которые интрудированы интрузиями долеритов. На восточном фланге
в разрезе участвуют и туфогенно-осадочные породы раннего триаса.
Суммарная мощность перекрывающих образований достигает 85-90 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет округлую форму и размеры
200×218 м с вытянутостью на северо-восток.
Внутреннее строение простое. Сложена автолитовой кимберлитовой
брекчией, очень похожей на аналогичную ей брекчию трубки Соболева.
Незначительные отличия заключаются в содержании ксеногенного материала
и его размерности, а также в более высоком содержании обломков
порфировых кимберлитов.
Породы плотные, крепкие, слабо трещиноватые. Цвет преимущественно
зеленовато-серый с бурыми, темными и голубоватыми оттенками.
Содержание ксеногенного материала 5-10%, редко до 15-17% (среднее –
6,6%). Размеры от 0,5-1 см до 3-5 см. Доминирующее значение принадлежит
осадочным породам карбонатного состава. Содержание ксенолитов
метаморфических пород до 5% от объема обломочного материала
и представлены гранатовыми и безгранатовыми гнейсами и сланцами
размером до 1-3 см. Глубинные включения также редки, встречаются в виде
единичных обломков (1-2 см) сильно измененных серпентинизированных
пород. Распределение автолитов неравномерное: от полного отсутствия до
30% (в среднем 7,1%); размеры от 0,5 до 1,5-2 см, строение ядерное,
концентрически-зональное.
425
Кимберлит-цемент порфировой структуры с микрозернистой основной
массой. Порфировые выделения представлены в основном псевдоморфозами
по оливинам двух генераций (10-12% объема цемента), очень редко
флогопитом, хромшпинелидами, пиропом и пикроильменитом. Выполнение
псевдоморфоз идентичное: кальцит, серпентинит, очень редко с пироауритом.
В составе связующей массы доминируют кальцит и серпентин с широким
развитием вторичного хлорита, пироаурита, редко встречается флогопит
и апатит. Весь материал пропитан рудной пылью. Из кимберлитовых
минералов в составе тяжелой фракции на первом месте (без учета минералов
группы Fe и сульфидов) находятся хромшпинелиды (среднее для тела –
0,18 кг/т). Пироп преобладает (0,05 кг/т) над пикроильменитом (0,02 кг/т).
Кроме них, значимые содержания имеют (кг/т): магнетит – 0,69; альмандин –
0,23; сульфиды – 1,10; барит – 0,12.
Химический состав пород трубки характеризуется следующим образом
(%): SiO2 – 32,72; TiO2 – 1,29; Al2O3 – 2,49; Fe2O3 – 5,73; FeO – 1,34; MnO –
0,095; MgO – 35,24; CaO – 5,13; Na2O – 0,055; K2O – 0,42; H2O– – 0,80; H2O+ –
12,49; п.п.п. – 0,01; P2O5 – 0,39; CO2 – 2,67; S – 0,10; F – н.обн.; NiO – 0,137;
Cr2O3 – 0,08; CoO – 0,0088; сумма – 100,18.
Возраст пород трубки, по данным Ф.Ф. Брахфогеля (1995), составляет
204-272 млн. лет (K-Ar метод).
Трубка ЦНИГРИ открыта в 1989 г. при заверке аномалии РВП
и первоначально ее считали северным флангом трубки Боброва. Находится
в 125 м к север-северо-востоку от трубки Бобкова, в 1,5 км на юго-юго-запад
от трубки Юбилейная и в 14,5 км на северо-запад от п. Айхал, в левом борту
верхнего течения р. Марха.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста,
интрудированных пластовыми и секущими телами долеритов. Мощность
перекрывающих образований над трубкой (общая) составляет 85-93 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет удлиненную линзовидную
форму, вытянутую в северо-восточном направлении (70°). Размеры ее
270×102 м. Кровля тела имеет ровную поверхность с незначительным углом
(3°) на юго-запад.
В вертикальном разрезе трубка представляет собой уплощенноконическое тело, сужающееся на глубину. Углы падения контактов
с вмещающими породами 70-80°.
Внутреннее строение простое. Сложена трубка автолитовой
кимберлитовой брекчией, весьма плотной, участками выветрелой
и трещиноватой, преимущественно серого цвета с бурыми, зелеными
и голубоватыми оттенками. Содержание обломочного материала в среднем
составляет 23,55%, в эндоконтактах до 80-85%. Представлен он в основном
ксенолитами осадочных пород размером от нескольких мм до 5-10 см округлоугловатой формы. Обломки метаморфических пород составляют всего 0,21%,
имеют округло-овальную форму и размеры 2-8 мм (редко несколько см).
426
Представлены породами амфиболовой фации метаморфизма (альмандинамфибол-плагиоклазовые,
альмандин-биотит-плагиоклазовые
и
безгранатовых гнейсы). Часто ксенолиты пород фундамента полностью
замещены вторичными минералами.
Автолиты выделяются отчетливо, занимают до 4-11% объема породы,
имеют ядерное и концентрически-зональное строение. Центром автолитов
(ядром) часто выступают ксенолиты глубинных пород и минералы
кимберлитов.
Основная
масса
(кимберлит-цемент)
представляет
собой
мелкозернистый агрегат с порфирокластической структурой. Порфировые
выделения представлены зернами оливина двух генераций, частично или
полностью замещенных серпентином, кальцитом и флогопитом.
Псевдоморфозы оливина I генерации – округлой или овально-угловатой
формы размером 0,8-1 мм до 1,5-2 см составляют 7-11% от массы цемента.
Псевдоморфозы по оливину II генерации отличаются изометричностью
и идиоморфизмом зерен и их размер колеблется в пределах 0,2-0,3 мм.
Флогопит образует лейстовидные, реже таблитчатые формы и размер их
составляет 0,1-0,5 мм. Содержание незначительное (0,5% от массы). Зерна
минерала часто полностью хлоритизированы или серпентинизированы.
Основная масса кимберлит-цемента имеет стекловатую или
микрозернистую структуру и состоит из изотропного серпентина,
тонкозернистого кальцита, флогопита, тонкой рудной вкрапленности
и перовскита. Кальцит резко преобладает.
Химический состав пород трубки ЦНИГРИ имеет следующий вид (%):
SiO2 – 26,57; TiO2 – 1,21; Al2O3 – 2,32; Cr2O3 – 0,12; FeOобщ. – 5,00; MnO – 0,11;
MgO – 27,98; CaO – 14,25; Na2O – не обн.; K2O – 0,26; P2O5 – 0,41; Sобщ. – 0,14;
CO2 – 11,30; NiO – 0,14; п.п.п. – 8,90; сумма – 98,71.
Трубка Амакинская открыта в 1991 г. при заверке аномалии РВИ
и расположена на правобережье р. Марха, в 1,7 км к юго-западу от тр. Щукина,
в 16 км на северо-запад от п. Айхал.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и частично
перекрыта маломощными терригенными осадками каменноугольногопермского возраста и мощным трапповым силлом. В северо-восточной части
трубки траппы залегают непосредственно на кимберлитах. Общая мощность
перекрывающих образований достигает 120-150 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет эллипсовидную форму
с ориентировкой длинной оси на северо-восток по азимуту 55°. Поверхность
кровли рудного тела ровная с наклоном на северо-восток под углом 7°. В зоне
экзоконтакта вмещающие породы трещиноватые, иногда брекчированные,
ожелезненные, участками закарстованные. В вертикальном разрезе тело имеет
типичную форму трубки с наличием незначительного расширения (раструба)
в верхней части.
Строение трубки простое. Сложена она кимберлитовой брекчией серого,
желтовато-серого, темно-серого цвета с брекчиевой текстурой. Характерной
427
чертой пород данного тела является перенасыщенность ксеногенным
материалом, количество которого варьирует от 30 до 50-60%, редко до 70%.
Включения представлены, преимущественно, обломками осадочных пород
карбонатного состава размером от нескольких мм до 5-3 см угловато-округлой
форда. Ксенолиты метаморфических пород фундамента и мантии не
установлены. Очень редко отмечаются автолиты концентрически-зонального
строения, трудно различимые на фоне измененной основной массы.
Установлены единичные обломки-включения порфировых кимберлитов.
Основная масса (кимберлит-цемент) представлена агрегатом
мелкопорфировой структуры. Порфировые выделения образованы
псевдоморфозами или их обломками по оливину двух генераций, зернами
пикроильменита или редкими чешуйками флогопита.
Псевдоморфозы по оливину I и II генерации обнаружены
в незначительных количествах. Имеют округло-овальную и изометричную
формы, размер до 2-3 мм и выполнены мелкозернистым кальцитом
с незначительной примесью серпентина и пылевидной рассеянной
вкрапленностью гидроокислов Fe. Флогопит образует мелкие лейсты или
таблички, почти полностью замещенные хлоритом размером до 3-5 мм. Очень
редко отмечаются мелкие (до 1 мм) изометричные и шестоватые зерна
пикроильменита. В породе установлено наличие примеси терригенного
материала: в отдельных шлифах содержание зерен кварца и полевых шпатов
составляет до 1,5% объема породы.
Связующая масса кимберлит-цемента имеет сложный гибридный
состав. Преобладают карбонатный и глинистый материал; объем терригенной
примеси достигает 3% алевролитовой размерности, а также рудная
вкрапленность, замещенная гидроокислами Fe. Серпентин практически
полностью отсутствуют и лишь в редких случаях фиксируются участки,
выполненные изотропным бурым серпофитом. Содержание минералов
тяжелой фракции в породе незначительное (до 0,6-0,78 кг/т). Данные по
химизму пород трубки отсутствуют.
Трубка Надежда открыта в 1990 г. в процессе поискового бурения на
участке геохимической аномалия. Трубка расположена на правобережье
р. Сохсолоох-Мархинский, в 2,5 км к северо-востоку от трубки Сувенир.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста,
траппами и туфогенно-осадочными породами раннего триаса. Суммарная
мощность перекрывающих образований составляет 105-113 м. В зоне
экзоконтакта трубки вмещающее породы раннего-среднего ордовика
трещиноватые, иногда пиритизированные.
В плане погребенного рельефа трубка имеет округло-овальную форму,
слегка вытянутую в северо-восточном направлении. Размеры 170×130 м.
Морфология тела в вертикальном разрезе типичная для трубок: форма
несколько
уплощенного
конуса
с
незначительно
расширенной
приповерхностной частью. В верхней части углы падения контактов трубки
428
с вмещающими породами составляют 55-60°, далее на глубину они стремятся
к субвертикальному залеганию до 80-85°.
Трубка сложена автолитовой кимберлитовой брекчией зеленоватосерого цвета с темно-зелеными и бурыми оттенками. Текстура породы
брекчиевая, автолитовая. Отмечено большое количество ксеногенного
материала (от 25-30 до 50-60%, в среднем – 40-45%). Представлен,
преимущественно, обломками осадочных пород карбонатного состава
размером от первых мм до 2-3 см (редко до 10-20 см). Ксенолиты пород
фундамента встречаются редко и сложены сильно измененными обломками
кристаллических сланцев и гнейсов (до 2%) размером 1-2 см округлой
и овальной формы. Глубинные включения не обнаружены.
Автолитовая
текстура
отчетливая.
Автолиты
ядерного
и концентрически-зонального строения. Центром их выступают ксенолиты
и минералы кимберлитов. Содержание варьирует от 3 до 9% (среднее – 6%).
Микрозернистая масса автолитовых оболочек менее изменена и не содержит
глинистых и терригенных примесей, характерных для связующей массы
кимберлит-цемента.
В автолитах иногда отмечаются пироп и пикроильменит, которые
составляют 2-3% объема автолитов. Пироп мелкий (1-3 мм), трещиноватый
розовато-фиолетового и красно-лилового цвета, с келифитовой каймой
серицит-хлоритового состава. Пикроильменит образует округлые или
шестоватые зерна. Помимо автолитов, в брекчии установлены редкие обломки
порфировых кимберлитов.
Структура кимберлита
порфировая. Порфировые выделения
представлены псевдоморфозами серпентина и кальцита по оливину двух
генераций, а также – единичными лейстами флогопита. Содержание
порфировых включений не превышает 3-7% от общей массы. Характер
выполнения
псевдоморфоз
идентичный:
изотропный
серпентин
и тонкозернистый кальцит (в центре псевдоморфоз). В редких случаях
отмечается замещение серпентина сапонитом. Связующая масса породы имеет
тонко- и микрозернистое строение и сложный гибридный состав за счет
присутствия глинистого и карбонатного материала. Содержание серпентина
здесь до 3%. Кроме него характерна тонкодисперсная рудная вкрапленность
(магнитит, гидроокислы Fe) и перовскит. Наблюдается довольно значительная
примесь зерен кварца и полевых шпатов (до 0,5%).
Данные по химизму пород трубки отсутствуют.
Трубка 30 лет Айхалу открыта в 1992 г. при заверке аномалии
радиоволнового просвечивания и расположена на левом берегу р. Марха
в 230 м и северо-востоку трубки Байтахская, в 13 км на юго-запад от п. Айхал.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и полностью
перекрыта терригенными осадками каменноугольного-пермского возраста
и маломощными силлами траппов. Суммарная мощность образований 60 м.
В плане погребенного рельефа трубка имеет форму удаленного эллипса,
ориентированного на северо-восток по азимуту 50°. Размеры 170×93 м. По
429
данным бурения предполагается, что в вертикальном разрезе трубка имеет
асимметричные контакты с вмещающими породами, падающими в югозападном направлении. Падение северо-восточного фланга тела более
пологое, а в верхней части трубки угол более крутой (80°), затем он
выполаживается до 60°. Угол падения других контактов тела – 80°. С глубиной
происходит резкое уменьшение площади горизонтального сечения тела.
Трубка имеет простое строение и сложена порфировым кимберлитом
базальтоидного облика. Цвет породы темно-серый до темного с зеленоватосерыми оттенками. Кимберлит плотный, крепкий, слабо трещиноватый.
Содержание ксеногенного материала изменяется от 1 до 5%, составляя
в среднем 2,32%. Ксенолиты представлены, преимущественно, обломками
осадочных пород карбонатного состава, относительно равномерно
распределенных в объеме рудного тела. Размер от нескольких мм до 2-2,5 см,
редко до 4,5 см. Форма округло-угловатая. На отдельных участках встречены
крупные блоки-«рифы» осадочных пород (до 2-3 м), которые сильно
трещиноваты, инъекцированы кимберлитом и сильно изменены наложенными
процессами.
Отмечаются
единичные
обломки-включения
пород
ультраосновного состава размером до 1,5-4,5 см, четко выделяющиеся на
общем фоне измененной кимберлитовой породы.
Порфировые выделения кимберлита представлены псевдоморфозами по
оливину двух генераций, частично или полностью замещенных кальцитом,
серпентином и пироауритом, очень редко пиропом, пикроильменитом
и флогопитом. Зерна оливина I генерации составляют 10-15%, имеют округлоугловатые формы, размер их от 0,8-1 мм до 8-16 мм. Оливины обычно
полностью замещены вторичными минералами и лишь в редких случаях
отмечается неизмененный оливин в центральной части крупных
псевдоморфоз, периферия которых сложена среднезернистым кальцитом.
Псевдоморфозы по оливину II генерации отличаются идиоморфизмом
с "оплавленными" ребрами и мелкими размерами (0,2-0,4 мм). Выполнение
псевдоморфоз обеих генераций одинаковое: центральная часть обычно
выполнена кальцитом, а по периферии развивается слабо анизотропный
серпентин и пластинчатый пироаурит. Во всех зернах отмечается волокнистый
хризотил, тонкозернистые присыпки рудного минерала (магнетит, сульфиды).
Во всех пробах встречены пироп и пикроильменит в виде округлых,
овальных зерен, пикроильменит иногда образует желваки, размером от
долей мм до 4-6 мм. Зерна пиропа окружены келифитовой оторочкой (0,01 мм)
сложенной хлоритом, серпентином, реже флогопитом и рудными минералами.
Зерна пикроильменита окружены тонкой реакционной оболочкой, сложенной
мелкими кристалликами перовскита. Флогопит встречается редко в виде
таблитчатых кристаллов размером от 0,2-0,4 мм до 1,5-2,0 см частично или
полностью замещенных хлоритом.
Основная масса мелкозернистого и микролитового строения и состоит
из кальцита (80%), серпентина (30%), пироаурита (5%), флогопита и хлорита
(0,5%), тонкодисперсного магнетита (5%), перовскита (1,5%).
430
Вся порода разбита многочисленными трещинами, выполненными
гидромагнезитом, магнетитом и кальцитом, реже серпофитом.
Химический состав породы трубки следующий (в %): SiO2 – 27,41; TiO2
– 2,13; Al2O3 – 2,32; Fe2O3 – 6,31; FeO – 2,22; MnO – 0,05; MgO – 27,24; CaO –
12,95; Na2O – 0,20; K2O – 0,28; H2O– – 0,95; H2O+ – 9,48; п.п.п. 0,01; P2O5 – 0,70;
CO2 – 8,37; S – 0,36; F – не обн; NiO – 0,0,895; Cr2O3 – 0,06; CoO – 0,0052;
Сумма – 100,11.
Возраст пород трубки, по определению Ф.Ф. Брахфогеля (1995)
составляет 385 млн. лет (Pb/Sr метод).
Кимберлитовая жила Фабричная открыта в 1991 г. в процессе
поискового бурения и находится в 1,5 км к юго-западу от трубки Липа, в 11 км
на северо-запад от п. Айхал.
Жила мощностью 3,5-4,0 м вскрыта в интервале 76,0-76,5 м. при
проходке скважины в разрезе силурийских известняков на глубине 38,6 м
ниже контакта их с перекрывающими терригенными осадками
каменноугольного-пермского возраста. Во вмещающих жилу известняках
характерны трещины субвертикальной ориентации (0-15° к оси керна),
относительно ровные или слабоизвилистые. Трещины открытого типа,
выполнены льдом. По стенкам трещин развиты гидроокислы железа. В виде
линз и гнезд по всему разрезу карбонатных пород развит белый,
полупрозрачный мелкокристаллический кальцит.
Кимберлитовая жила выдержана по мощности, крутопадающая. Зеркал
скольжения не отмечено. Жила сложена кимберлитовой брекчией, сильно
выветрелой, карбонатизированной, светло-зеленоватого цвета с включениями
мелких обломков кимберлитовых пород (автолитов). Из основных минералов
присутствуют
видимые
вкрапленники
пикроильменита,
пиропа.
Пикроильменит явно преобладает над пиропом (3:1). Пироп имеет красную
(80-86%), фиолетовую (12-20%), оранжевую (до 2%) окраску. Пикроильменит
отмечается, как правило, с корочками лейкоксен-анатаз-перовскита.
Прочие сведения по характеристике жилы отсутствуют.
Кимберлитовая жила Межозерная открыта в 1990 г. в процессе
поискового бурения и находится в 2,4 км от восточного фланга кимберлитовой
трубки Юбилейная по азимуту 30°.
Разрез скважины, вскрывшей жилу, имеет следующее строение
(по Устинову В.И. и др., 1991).
С поверхности до 33,5 м залегает пластовая интрузия долеритов. Ниже,
до глубины 68,4 м – терригенные осадки каменноугольного возраста. На
глубине 88,4 м вскрыт контакт с карбонатными породами раннего палеозоя,
представленными мраморизованными известняками серого цвета, сильно
трещиноватыми с обилием налетов, пленочек и прожилков с гидроокислами
Fe и гипса. В известняках, в 5,1 м от поверхности карбонатного цоколя,
в интервале 93,5-95,6 м, вскрыта кимберлитовая брекчия, выветрелая,
трещиноватая. Ксеногенный материал представлен обломками известняков
(10-20%) размером от 1 т до 5-10 см. Породы серого, бледно-зеленого цвета.
431
Характерны зеркала скольжения под углом 60-70°. Под таким же углом
залегает контакт кимберлитового тела с вмещающими породами.
В приконтактовой зоне отмечаются гнезда кальцита и битум по трещинам
в виде мелких капель.
Ниже по разрезу в известняках, в интервале 101,3-107,0 м вскрыта
межпластовая интрузия долеритов. Внутри ее, в интервале 103-104,4 м, вскрыт
блок известняков в контакте с кимберлитом. Известняки и кимберлиты
в отторгнутом блоке по своим характеристикам аналогичны вышеописанным.
Контакт неровный, наклонный – под углом 60-70°.
Более полные сведения по характеристике жилы отсутствуют.
За последние годы в пределах Алакит-Мархинского кимберлитового
поля выявлен еще ряд кимберлитовых тел, в том числе и трубка Чукукская
(1996 г.), сведений по которым нет.
Рис. 38. Геологическая карта Далдынского кимберлитового поля, масштаб 1:200000
432
Далдынское кимберлитовое поле
Расположено в бассейне рр. Далдын-Марха-Сытыкан на удалении до 1520 км от Алакит-Мархинского поля в северо-восточном направлении.
Регистрационные размеры составляют 30×26 км и включает в себя более 80
кимберлитовых тел трубочного, жильного и даечного типа.
В геологическом строении района принимают участие карбонатные
породы раннего палеозоя, обнаженные на уровне современного эрозионного
среза с реликтовыми останцами пластовых интрузий пород трапповой
формации. Кимберлитовые тела выведены к дневной поверхности и по
условиям своего залегания все относятся к вскрытым (рис. 38).
Структурный план Далдынского кимберлитового поля в настоящее
время рассматривается в неразрывной связи с Алакит-Мархинским полем. По
данным Амакинской экспедиции, в пределах рассматриваемого района
выделяются разломы, принадлежащие Далдыно-Оленекской структурноминерагенической зоне, контролирующей размещение Алакит-Мархинского
и собственно Далдынского полей. По этим нарушениям отмечаются сдвиги
блоков позднеархейских комплексов кристаллического фундамента, а также –
нарушения сплошности разломов этого же возраста. Внутри Далдынского
поля разломы – ориентированы в северо-восточном направлении с азимутом
50-60°. В строении платформенного чехла указанные разломы практически не
выражены.
К
позднеархейским
тектоническим
нарушениям
отнесены
и субмеридиональные разломы, развитые в западной и северо-западной частях
поля. Наиболее крупный и протяженный из них проходит по западной границе
поля и четко фиксируется в магнитном поле. В осадочном чехле эта система
разломов сопровождается тектоническими нарушениями по поверхности KB,
контролирующих положение выступов фундамента с амплитудой до 50 м
(Подмогов и др., 1987). В сейсмо- и гравимагнитных полях выделена система
субширотных разломов рифейского возраста. Унаследованное их развитие
в фанерозое подтверждается нарушениями осадочного чехла.
Общий ортогональный план системы разломов Далдынского поля
осложнен мощной (0,8-1,5 км) зоной Октябрьского разлома северо-западного
простирания. Структура зоны представляет собой сброс из серии разрывных
нарушений, погружающихся кулисообразно на юго-запад. Внутри зоны
выделено большое количество разломов, принадлежащих ВилюйскоКотуйской системе.
Большинство кимберлитовых тел приурочено к тектоническим
нарушениям субширотной ориентации или к узлам пересечения этих разломов
с нарушениями северо-западного или субмеридионального простираний.
В плане структуры поля кимберлитовые тела имеют цепочечное или кустовое
расположение. Часть тел представляют собой одиночные объекты. При этом,
практическое большинство кимберлитовых тел в плане локализовано
в пределах пространственно разобщенных "кимберлитовмещающих" зон
северо-восточного простирания, прослеживаемых от Алакит-Мархинского
поля.
433
Рис. 39. Морфогенетические особенности кимберлитовых тел Далдынского поля
(по Ф.Ф. Брахфогелю, 1979). 1 – тела с установленными размерами и формой: а – трубки,
штоки; б – дайки, жилы; 2 – то же, но с предполагаемыми размерами и формой; 3 –
магнитовозмущающие объекты неустановленной природы (трубки?); 4 – кимберлиты
(штоки, дайки); 5 – кимберлитовые брекчии: а – с массивной текстурой кимберлитацемента; б – с автолитовой текстурой кимберлита-цемента; в – нерасчлененные по
текстуре цемента.
Рис. 40. Геологическое строение трубки Удачная (по данным В.М. Зуева,
В.В. Заборовского, Т.Х. Насурдинова – геологическая служба комбината).
Типы кимберлитов: 1-6 – I; 2-7 – II; 3-8 – III; 4-9 – IV; 5 – ксенолиты карбонатных пород
– «рифы». Слева – западное тело, справа – восточное.
434
Рис. 41. Дайки (1) и раздувы (2) кимберлитов, сопровождающие трубку Удачная
(по Харькиву и др., 1995).
Морфогенетические особенности состава и строения кимберлитовых
тел Далдынского поля (рис. 39) обнаруживают их большое сходство
с трубками Алакит-Мархинского поля.
Трубка Удачная открыта в 1955 г. при производстве шлиховых поисков
и находится на левом борту рч. Пиропового, в 2,5 км выше места его впадения
в р. Далдын. Трубка представляет собой сложнопостроенное тело, состоящее
из двух самостоятельных трубок – Удачной-Западной и Удачной-Восточной,
соприкасающихся в верхних частях. Контакт между ними магматический,
интрузивный. Западное тело по размеру значительно больше восточного.
Трубки, контактируют в верхней части своего разреза до глубины 250-270 м.
Глубже – тела разобщены и характеризуются собственными элементами
залегания (рис. 40).
Трубка Удачная-Западная на поверхности имеет удлиненную
эллипсовидную форму. Отношение короткой и длинной осей составляет 0,62
(коэффициент изометричности). Длинная ось трубки ориентирована в северозападном направлении под углом 318-320°.
В разрезе трубка Удачная-Западная представляет собой конусообразное
трубчатое тело, слабо погружающееся на юго-запад. Углы падения контактов
трубки до глубины 130-160 м колеблются от 10-12 до 40-50° в сторону
вмещающих пород и с глубины 160 м – углы падения составляют 85-90° во
внутрь трубки. Наиболее пологим падением характеризуется северовосточный, где углы не превышают 25°. Наклон трубки по осевой линии
составляет 40-45°. С отметки 200 м трубка резко меняет направление на
субвертикальное. Углы падения контактов приближаются к вертикальным. На
глубинах 500-600 м кимберлитовая трубка представляет собой правильную
симметричную воронку с вертикальной осью. Углы падения контактов
колеблются в пределах 75-82°. В горизонтальном сечении тело приобретает
округло-изометричную форму.
Трубка Удачная-Восточная характеризуется на поверхности округлоовальной, несколько удлиненной в северо-восточном направлении (56-70°)
формой (коэффициент изометричности 0,80). В разрезе трубка представляет
собой субвертикальное ассиметричное тело трубчатой формы, закономерно
435
сужающееся на глубину. Характер залегания контактов различный в разных
сечениях. До глубины порядка 180-200 м трубка имеет юго-западное падение
с углами наклона контактов от 50 до 70°. Наиболее пологим залеганием
характеризуется северо-восточный контакт. Глубже наблюдается плавный
перегиб, вследствие чего трубка приобретает северо-восточное падение. Углы
наклона стенок близки к субвертикальному и колеблются в пределах 83-87°.
В вертикальном разрезе трубка обладает более или менее правильной
формой, падение контактов близко к субвертикальному. При этом до глубины
180-300 м отмечается некоторое расширение юго-восточного фланга тела.
Ниже наблюдается субвертикальное падение трубки с закономерным
сужением. Углы падения для северо-западного контакта варьируют в пределах
84-89°; юго-восточного – 78-85°. На глубине горизонтальное сечение трубки
постепенно приобретает форму, близкую к изометричной.
Рис. 42. Геологический разрез трубки Удачная.
По данным Е.Д. Черного, А.И. Крючкова, Г.М. Музыки (Амакинская экспедиция).
Западное тело: 1 – кимберлитовая брекчия I фазы внедрения; 2 – то же, II фазы
с первичными текстурами течения; 3 – то же, с массивной текстурой связующей
массы; 4 – жильные кимберлиты заключительной фазы.
Восточное тело: 5 – кимберлитовая брекчия I фазы с массивной текстурой связующей
массы; 6 – то же, II фазы; 7 – то же, III фазы; 8 – жильные кимберлиты;
9 – кимберлиты IV фазы (несерпентинизированный кимберлит); 10 – крупные ксенолиты
карбонатных пород; 11 – вмещающие терригенно-карбонатные породы;
12 – разведочные скважины; 13 – линии контактов между фазами.
436
Рис. 43. Характер взаимоотношения жилы № 2 с телом 1, зарисовка стенки канавы (а)
и с жилой № 5 (б) (по В.К. Маршинцеву и др., 1989):
1 – вмещающие породы; 2 – жила № 2; 3 – тело № 1; 4 – зона ожелезнения; 5 – жила
№ 5; 6 – углы падения.
Зона проявления дизъюнктивных нарушений вмещающих пород
раннего палеозоя (ордовик, кембрий) кольцом охватывает трубку. По
свидетельству Л.А. Зимина, трубка Удачная окружена системой разрывных
нарушений, образующих подобие кольцевой структуры. Степень
нарушенности осадочных пород зависит, главным образом, от удаленности от
контактов с кимберлитами и направления падения тел. Над пологопадающим
западным и юго-западным контактами породы наиболее сильно разрушены
и мощность зоны нарушения составляет до 200-250 м. В большинстве случаев
отмечается задир пластов осадочных пород, углы падения которых варьируют
от 20 до 85°. С удалением от контактов углы падения уменьшаются.
Установлены
блоковые
нарушения
сбросо-взбросового
характера
с амплитудой от 5 до 30 м и более. Участок пликативных дислокации
прослежен на 0,5-1 км к северу от трубки. Дислокации меридионального
простирания с шириной 700 м. Углы падения пластов варьируют от 6-10° до
45-55°. Контакты восточного тела на глубоких горизонтах отличаются от
контактов западного меньшей степенью дробленности кимберлитов
и вмещающих пород и меньшей степенью развития вторичных процессов.
На контакте с трубкой Удачная-Восточная с поверхности,
кимберлитовые породы западного тела в значительной степени изменены:
карбонатизированы, ожелезнены. В зоне непосредственного контакта,
составляющего 2-3 м, кимберлитовые породы превращены в рыхлую массу
сине-зеленого цвета. Далее они постепенно переходят в сильно
рассланцованные породы буровато-серого цвета, в которых с трудом
угадывается первичная текстура кимберлита. Мощность этой зоны составляет
15-17 м. На удалении от контакта породы приобретают уже более отчетливые,
характерные для кимберлита, текстурные особенности, сохраняя при этом
сильную измененность и буровато-серую окраску. Общая зона изменения
кимберлитовых пород западного тела составляет 35-40 м. Кимберлитовые
породы разбиты системой трещин, большинство из которых имеет северозападное простирание (310-342°). Угол падения трещин в сторону западного
437
тела колеблется от 22 до 54°. Произошел своеобразный «задир»
кимберлитовых пород, аналогичный описываемым для пластов осадочных
пород.
Характер
трещиноватости
и
сильная
рассланцованность
кимберлитовых пород западного тела позволяет предполагать, что после
консолидации они испытали значительное физическое воздействие,
вызванное, вероятнее всего, внедрением и становлением восточного тела
трубки Удачная. И, наконец, сильное изменение пород, обусловленное
термальным воздействием кимберлитовой магмы и, прежде всего, летучими.
Кимберлитовые породы восточного тела на границе с западным не несут
следов изменения, аналогичные для пород западного тела. Отмечается лишь
слабое ожелезнение. Порода сохраняет свой массивный облик. Окраска
темная, зеленовато-темная. В то же время наблюдаемая зона изменения на
контакте с вмещающими осадочными породами для пород этой трубки более
значительна. Это является существенным свидетельством в пользу
последовательного формирования этих тел: первым формируется западное
тело и в последующем, с определенным перерывом, – восточное тело трубки
Удачная (наблюдения и описания В.К. Маршинцева).
В восточной части трубки Удачная-Западная, в приповерхностных
горизонтах и на глубинах 100-140 м находятся крупные блоки осадочных
пород. Верхняя зона этих образований, прослеженная параллельно контакту
с восточным телом, имеет северо-западное простирание (340°). Ее
протяженность составляет 75-80 м, мощность – 20 м. Нижняя зона залегает
в виде изогнутой серповидной линзы. Она примыкает верхней частью
к контакту двух тел. Мощность линзы колеблется от 10 до 20 м. По всей
вероятности, это единая зона «рифов» осадочных пород большой
протяженности. Сложены блоки осадочных пород переслаиванием доломитов,
известняков, аргиллитов с признаками сильного дробления и смятия. Нередко
они инъецированы кимберлитовым материалом, мощность которого может
достигать 2,0 м.
«Перемычка» между двумя трубками, вскрытая на глубине, сложена
карбонатными породами, интенсивно перемятыми и раздробленными,
особенно вблизи непосредственного контакта двух тел.
Внутреннее строение и состав тел трубки Удачная существенно
отличается друг от друга (рис. 42).
Удачная-Западная на горизонте 295-275 м (поверхность) сложена
автолитовой кимберлитовой брекчией. Цвет породы серый с зелеными
оттенками. Структура кристалло-литокластическая, автолитовая. Текстура –
брекчиевая.
Ксеногенный материал (от 16 до 30%) состоит в основном из обломков
вмещающих карбонатных пород, в меньшей степени присутствуют обломки
метаморфических и ультраосновных пород. Характер распределения
ксенолитов в породах трубки контролируется геометрическими формами
и размерами трубки, удаленностью от контактов и, безусловно, скоростью
заполнения канала. Детальное исследование распределения ксенолитов
438
в породах трубки Удачная показывает (Маршинцев и др., 1975), что
в западном теле наибольшие содержания ксенолитов тяготеют к восточной
половине трубочного тела. Это обусловлено наличием раструба,
расширяющегося не только вверх, но и к востоку. Данный факт, возможно
объясняется тем, что в процессе заполнения канала трубки кимберлитовая
магма на участках, прилегающих к контакту трубки (сильнее наклоненному
в сторону вмещающих пород) захватывала больше осадочного материала.
Обрушенные и менее раздробленные ксенолиты осадочных пород не успевали
транспортироваться вверх по каналу трубки. Здесь же отмечаются наиболее
крупные блоки или «рифы» осадочных пород. Вероятнее всего,
в приконтактовых участках вязкость магмы увеличивалась значительно
быстрее, что и обусловило здесь более интенсивную по времени
консолидацию вещества.
В составе кимберлита, цементирующего брекчию выделяются
псевдоморфозы серпентина по оливину (20-25%), ксенолиты осадочных
и метаморфических пород, глубинные включения и автолиты ранних фаз
внедрения. Повышенные содержания оливина (псевдоморфоз серпентина по
оливину) (от 13,3 до 43%, в среднем 30,4%) тяготеют к центральной части
трубки, пониженные (18-36%) – к ее верхним и эндоконтактовым частям.
Среди включений кимберлитов выделяется группа слюдистых
кимберлитов. Другая группа включений (до 26%) – сегрегационные
образования с микролитовой структурой с концентрически-зональным
строением (Маршинцев, 1986). С глубиной состав кимберлитовой брекчии
заметно видоизменяется и характеризуется повышенным содержанием
псевдоморфоз по оливину (15-30%), появляются реликты неизмененного
оливина; автолитов (до 20%), ксенолитов осадочных пород (10-20%).
Автолиты образуют разновидности с микролитами карбонатов и без них.
Основная масса брекчии имеет серпентиновый и серпентин-карбонатный
состав. С глубины 294-409 м в западном теле вскрыты порфировые
кимберлиты пепельно-серого цвета с низким количеством ксенолитов
осадочных пород (3-5%). Псевдоморфозы серпентина по оливину имеют
преобладающие размеры 2-3 мм (редко до 5 мм). Автолиты различаются
между собой по объему содержаний флогопита: с большим его количеством и
с единичными чешуйками.
Основная масса породы микро- мелкозернистая, имеет серпентинкарбонатный состав с повышенным содержанием флогопита. Присутствуют
зерна магнетита, перовскита, разноориентированные чешуйки слюды.
Карбонат представлен микрозернистым агрегатом или микролитовыми
формами кальцита размером 0,1-0,2 мм. В участках большого скопления их
основная масса приобретает трахитоидный облик.
Характерной чертой пород западного тела является повышенное
количество ксенолитов глубинных пород ультраосновного состава (0,1-0,3%).
Представлены они катаклазированными гранатовыми серпентинитами
(57,1%),
гранатовыми
серпентинитами
(31,1%),
шпинелевыми
439
и безшпинелевыми аполерцолитами (6%). Определено наличие (6%)
ксенолитов эклогитов и пироксенитов.
По данным Харькива А.Д. с соавторами (1983), в верхних горизонтах
тела содержание пиропа преобладает над пикроильменитом. С глубиной, при
общем падении средних количеств этих минералов, уже доминирует
пикроильменит. С глубины 400 м появляются зерна хромдиопсида.
Удачная-Восточная имеет более сложное строение. По текстурноструктурным признакам и вариациям состава пород, разными авторами
выделяется от 2-3 до 5 типов кимберлитов. Однако, в основном, эти различия
несущественные и указывают, скорее, на их фациальную принадлежность.
Например, геологами Амакинской экспедиции (Черный Е.Д. и др., 1972)
выделяется пять разновидностей кимберлитов трубки, образовавшихся, по их
мнению, в 4 этапа внедрения: а – кимберлитовая брекчия с массивной
текстурой цемента, слагающая верхние горизонты до глубины 350-400 м; б –
автолитовая кимберлитовая брекчия, выполняющая краевые части ниже 350
м; в – кимберлитовая брекчия в виде субвертикального штоковидного тела
в центральной части трубки; г – кимберлит приконтактовых участков,
образующий серии мелких субвертикальных параллельных инъекций; д –
жильный кимберлит (рис. 42).
Признание получило петрологическое картирование тела по
структурно-текстурным особенностям пород.
Кимберлитовые породы выполняющие трубку Удачная-Восточная
характеризуются нами как кимберлитовые брекчии с массивной текстурой
цемента.
Они
отличаются
значительно
меньшим
присутствием
кимберлитовых включений. Последние присутствуют, главным образом,
в эндоконтактовой части трубки. В основном объеме кимберлитов количество
ксенолитов осадочных пород уменьшается (в пределах 10-16%),
а в эндоконтактовой части повышается – до 16-30%. Количество обломков
метаморфических пород в восточном теле ниже, а включений
ультраосновного состава выше, чем в породах трубки Удачная-Западная.
В кимберлитах восточного тела оливин подвергся частичной
серпентинизации. Реликты неизмененного оливина располагаются в центре
серпентиновых псевдорморфоз. С глубиной содержание неизмененного
оливина увеличивается. С глубины 340-350 м наблюдается разновидность
кимберлитовой породы, в которой оливин порфировых выделений
и глубинных ультраосновных включений не несут следов серпентинизации.
На рис. 42 – это кимберлит IV «фазы», формирующий штокообразное тело.
Эта разновидность кимберлитовой породы охарактеризована нами как
«неизмененный аналог кимберлита» (Маршинцев и др., 1976). Содержание
оливина в тяжелой фракции достигает максимального значения (в среднем
174,6 кг/т). Здесь также отмечаются высокие содержания граната и ильменита.
Характер распределения оливина (имеется виду весь оливин – псевдоморфозы
по оливину и неизмененный) в породах трубки Удачная-Восточная обратный
по отношению к распределению его в западном теле – пониженные
440
содержание оливина приурочены к центральным частям трубки. В отличие от
западного тела здесь не выделяются отдельные участки с повышенной
концентрацией оливина, хотя в целом экзоконтактовая зона восточного тела
характеризуется более высокими содержаниями вкрапленников оливина.
Среднее содержание этого минерала по поверхности трубки равно
29,9%, при колебаниях – от 23,8 до 39,7%. В разрезе центральной части трубки
с возрастанием глубины наблюдается повышение концентрации оливина,
которая колеблется от 36 до 56%, при этом четко выделяется разновидность
с очень высоким содержанием оливина. Границы разновидностей
кимберлитов и зон, различающихся по содержанию оливина, естественно, не
совпадают, поскольку они проведены на основании разных признаков, но
качественное сходство одной из разновидностей с областью повышенных
содержаний оливина проявляется несомненно. Распределение оливина как по
поверхности, так и на глубину для каждой из трубок прекрасно согласуются
между собой. Полученные картины характеризуют динамику выполнения
полости трубок кимберлитовой магмой. Подобная «дифференциация»
оливина могла произойти при внедрении магматического, существенно
раскристаллизованного вещества в полость трубки (Маршинцев, 1986).
Основная масса в кимберлитах – серпентиновая; серпентинкарбонатная; в несерпентинизированных кимберлитах – кальцитовая.
Этот минерал является исходным для основной массы кимберлитов. Здесь
встречен шортит – редкий двойной карбонат натрия и кальция, впервые
описанный в кимберлитах Якутии (Корнилова и др., 1981). Помимо этого
в основной массе кимберлитов трубки Удачная-Восточная присутствуют
монтичеллит и мелилит.
Содержание граната в трубке Удачная-Восточная достигает 0,1-0,4%.
Понижение его количеств определено вдоль северного контакта тела, а резкое
повышение содержаний граната (особенно фиолетово-красных его
разновидностей) выявлено на локальном участке южного фланга тела.
Пикроильменит обнаруживает постоянное преобладание над пиропом
в вертикальном разрезе и плане тела и количество его здесь больше, чем
в западном. Максимальные концентрации (0,6%) установлены на южном
фланге, а вдоль восточного фланга и вдоль контакта с западным телом
содержание минерала снижается до 0,2%.
Ксенолиты глубинных пород составляют от 0,3-0,6% от объема породы
и отличаются исключительным разнообразием как по неравномерности
распределения и количественным соотношениям, так и по размерности
и составу (до гигантских весом около 100 кг). Среди них преобладают
катаклазированные лерцолиты (62,9%) с гранатом разного состава; отмечены
разновидности с пикроильменитом. Ксенолиты равномернозернистого
строения, включая обломки дунитов, гарцбургитов и лерцолитов, составляют
17% от объема включений. Безгранатовые парагенезисы в составе ксенолитов
не превышают 14,7%.
441
Включения пород основного состава – эклогитов и пироксенитов –
также отличаются и в количественном объеме (до 6%), и в разнообразии:
дистеновые, коэситовые, хромпироповые, пикроильменитовые и обычные
двуминеральные эклогиты; пироксениты с первичным флогопитом,
хромпироповые, пироп-альмандиновые и т.д.
По данным Н.Н. Зинчука с соавторами (1992), главными отличиями
кимберлитовых тел Удачная-Западная и Удачная-Восточная являются:
- кимберлиты западного тела более серпентинизированы и в верхних
и в нижних горизонтах тела;
- кимберлиты западного тела содержат более высокие концентрации
CaO, CO2, K2O и меньшие SiO2, TiO2, MgO, Fe2O3. Различия в первичном
составе кимберлитового расплава обоих тел определяются по поведению TiO2
и K2O. Поведение других окислов характеризует неодинаковую степень
постмагматических изменений первичного состава кимберлитовых пород;
- в верхних горизонтах западного тела (до 360 м) пироп преобладает над
пикроильменитом, тогда как для восточного тела характерно постоянное
преобладание пикроильменита над пиропом; количество пикроильменита
в восточном теле значительно больше, чем в западном;
- распределение содержаний ведущих породообразующих окислов
и компонентов (обломки осадочных пород, кальцит, серпентин) западного
тела предопределено влиянием вмещающего разреза, тогда как в восточном
теле оно зависит от особенностей внедрения и первичного состава
кимберлитового расплава.
Особенности химического состава кимберлитовых пород трубки
Удачная отражены в табл. 28.
По нашим данным (Маршинцев, 1986), выделенные разновидности
кимберлитовых пород трубки Удачная, по химическому составу существенно
не различаются. Некоторые различия по содержанию SiO2, MgO, CaO, Fe2O3,
FeO обусловлены степенью изменения их постмагматическими процессами,
наибольшее значение среди которых принадлежит карбонатизации. Для пород
восточного тела решающую роль при выделении разновидностей кимберлитов
имела степень серпентинизации основного компонента – оливина. Процесс
карбонатизации кимберлитов в наибольшей степени проявляется в верхних
горизонтах и приконтактовых участках трубок за счет привноса кальция из
вмещающих карбонатных пород. Обычно этот процесс сопровождается
уменьшением MgO и SiO2. Хотя и существует четкая обратная зависимость
между содержаниями CaO, SiO2 и MgO, тем не менее при довольно высоких
содержаниях SiO2 и MgO часто отмечаются повышенные концентрации CaO.
Это можно объяснить изначально повышенным содержанием кальция
в кимберлитовой магме.
Тем не менее кимберлиты восточного тела трубки Удачная имеют
четкую тенденцию к обогащению MgO и менее – Fe2O3 и FeO. В них
наблюдаются более высокие содержания TiO2 и Al2O3. Породы западного тела,
наоборот, богаче CaO. С глубиной в обеих трубках уменьшаются содержания
442
SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO и увеличиваются – CaO, K2O и Na2O.
Наиболее четкие тенденции проявляются в кимберлитах западного тела, менее
– восточного.
В кимберлитах трубки Удачная-Западная отмечаются повышенные
содержания Ni, V, Sc, Cu, Sr, Li, Rb, Sn, B; в породах восточного тела трубки
Удачная – Ni, Co, Cr, Mn, V, Sn, Li, Nb, Pb. Содержания Ga, Ba, Zn, Mo, Ta, La,
U, Th характеризуются меньшими значениями по сравнению со средними
показателями для кимберлитов.
Таблица 28
Химический состав кимберлитовых пород трубки Удачная
(по данным Н.Н. Зинчука, 1987)
Окислы,
%
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
п.п.п.
Сумма
I
n=7
2
24,86
0,80
2,29
0,10
3,15
2,29
23,28
16,82
0,09
0,45
0,28
14,36
11,00
99,77
Тело, тип породы, число анализов
Западное тело
Восточное тело
II
III
I
II
III
IV
IV
n=61
n=62
n=6
n=6
n=35
n=43
3
4
5
6
7
8
9
26,43 28,17
29,10 26,10 26,83 26,42 25,73
0,88
0,86
0,91
1,42
1,28
1,23
1,54
2,63
2,25
2,19
1,90
1,86
1,88
1,73
0,11
0,10
0,12
0,14
0,11
0,13
0,14
3,53
4,10
4,09
5,25
5,19
5,42
4,93
2,14
2,42
2,44
2,04
2,50
2,54
2,10
24,89 26,78
27,22 27,59 28,42 28,04 27,77
14,86 13,23
12,90 12,97 12,81 12,99 13,55
0,10
0,09
0,08
0,07
0,09
0,07
0,10
0,52
0,53
0,47
0,28
0,36
0,22
0,19
0,26
0,31
0,30
0,43
0,33
0,30
0,33
12,87 10,61
9,53
8,46
9,77
9,78
9,91
10,60 10,27
10,32 13,00 10,02 10,53 11,61
99,82 99,72
99,67 99,65 99,63 99,53 99,63
V
n=13
10
26,47
0,41
2,05
0,12
6,02
2,01
27,38
12,59
0,12
0,40
0,48
9,74
10,90
99,69
Кимберлитовые жилы и сателлитные тела трубки Удачная.
В процессе разработки карьера трубки Удачная в приповерхностной части
выявлено несколько кимберлитовых жил, примыкающих к рудным телам,
а также сателлитные тела, приуроченные в виде раздувов к этим жилам
(рис. 41). По данным В.К. Маршинцева (1987) их характеристика сводится
к следующему
Жила № 1 подсечена в 10-15 м от восточного контакта трубки. Азимут
простирания – северо-запад 355°, азимут падения – юго-запад 265°, угол
падения 85°. Взаимоотношение жилы с трубкой и жилой № 2 не выяснено.
Мощность жилы 0,5-0,7 м. Контакты с вмещающими породами четкие,
в зальбандах по трещинам, параллельным простиранию жилы, отмечается
слабое ожелезнение.
443
Жила № 2 расположена также к востоку от трубки. Прослежена на
расстоянии 2 км. Азимут простирания – северо-восток 75°, угол падения 85°
на юго-восток. Непосредственный контакт с трубкой не наблюдается. По
простиранию жилы на ней находятся два сателлитных тела № № 1 и 2. Вблизи
южного контакта с телом № 2, на удалении 1-2 м, мощность жилы составляет
до 1,5 м. На удалении 15 м в сторону трубки Удачная мощность уменьшается
до 0,9-1 м и на расстоянии уже в 450-500 м она составляет 0,05 м. Жила по
простиранию часто расщепляется на несколько прожилков мощностью от 0,05
до 0,25 м, имеющих кулисообразное строение в плане. Непосредственный
контакт жилы с телом № 2 не наблюдался, т.к. по мере приближения к телу
кимберлитов материал жилы превращен в дресву. Предполагается, что жила
сечется телом № 2, т.к. обломки ее в виде ксенолитов установлены в составе
пород тела. Отмечается смещение жилы в горизонтальной плоскости (рис. 43).
Контакты с вмещающими карбонатными породами четкие. Признаки
гидротермальных изменений не установлены. Участками, в эндоконтакте
жилы происходит увеличение количества обломков осадочных пород. Вдоль
контакта в кимберлитах жилы развита зона ожелезнения пород мощностью
3-4 см с прожилками магнетита или же со скоплением сульфидов.
В северо-восточной части жилы № 2 вскрыто ее пересечение с жилой
№ 5. Жила № 2 прорвана ею и смещена на 0,4 м. На контакте породы жилы
№ 2 превращены в дресву и изменения эти в северной части больше (0,8 м),
чем южнее места пересечения (0,3-0,35 м). Очевидно, что в висячем боку жилы
№ 5 породы жилы № 2 этим изменениям подвержены еще больше.
По данным А.Д. Харькива с соавторами (1991), основное тело жилы
сложено массивной породой порфировой структуры с редкими ксенолитами
осадочных пород. Порфировые выделения представлены псевдоморфозами по
оливину, зернами пиропа и пикроильменита.
Жила № 3 вскрыта в западной части трубки Удачная. Азимут
простирания – юго-запад 255°, падение субвертикальное. Мощность 0,150,16 м. Участками смещена вдоль горизонтального залегания пластов
осадочных пород. В зоне смещения наблюдается тектоническое
брекчирование. Амплитуда смещения 20 см. Контакт с вмещающими
карбонатными породами четкий, без видимых изменений. Характер
взаимоотношений с породами трубки не установлен.
Жила
сложена
кимберлитовым
карбонатитом,
сильно
лимонитизированным, массивного облика, бурого цвета. Псевдоморфозы по
оливину (20% объема породы) овальной формы имеют размеры 2-8 мм
и выполнены бурым и кремовым серпентином. Присутствуют единичные
ксенолиты сильно измененных биотитсодержащих кристаллических сланцев.
Основная масса имеет агрегатное строение и кальцит-серпентиновый состав.
Отмечаются лейстовидные зерна кальцита. Значительный объем основной
массы приходится на гипс, наблюдаемый в виде сетки тонких прожилков
и мелкоагрегатной массы. По содержанию глубинных минералов
кимберлитовый карбонатит резко отличается от прочих жил трубки Удачная.
444
Это видно по количеству пиропа (0,06%), хромшпинелей (0,01%),
хромдиопсида (0,008%), пикроильменита (0,9%). Для пиропа жилы характерна
только одна – фиолетовая разновидность.
Жила № 4 расположена параллельно жиле № 3 в 10 м к югу от нее.
Азимут простирания также 255°. Мощность жилы вблизи контакта с трубкой
достигает 4-5 м. С удалением от трубки она расщепляется на множество
прожилков, имеющих кулисообразное строение. Породы жилы срезаны
кимберлитами трубки Удачная-Западная. Проведенными исследованиями
установлено, что на расстоянии 120-130 м от трубки, в уступе карьера видимая
мощность жилы в верхней части достигает 0,15-0,16 см. Ниже она
уменьшается до 12-13 мм. Наблюдаются участки пережима и смещения тела
жилы с амплитудой до 18 мм. По плоскости смещения наблюдается
интенсивное перетирание вещества жилы и вмещающих осадочных пород
в тектоническую глинку.
На втором уступе, ниже на 15-20 м и ближе к телу трубки на 30-40 м,
мощность жилы сохраняется, хотя в раздувах отмечается повышение ее до
25 см. Происходит расщепление жилы на апофизы мощностью до 2,5-5 см.
Разрывы и смещения с формированием относительно мощной зоны
брекчирования здесь достигают уже 2,5-3 м. Контакт жилы с вмещающими
карбонатными породами четкий, без видимых признаков изменений.
Наблюдается лишь зона ожелезнения желтовато-бурого цвета с образованием
кальцитовых прожилков.
По данным А.Д. Харькива с соавторами (1991), жила 4 состоит из двух
субпараллельных тел. Тело 1 сложено породами зонального строения –
большая часть представлена массивными кимберлитами порфировой
структуры и меньшая – кимберлитовой брекчией.
Массивный кимберлит сложен псевдоморфозами по оливину (2-8 мм),
сцементированных мелкоагрегатной основной массой. Содержание
псевдоморфоз оливина I генерации достигает 20% объема породы.
Отмечаются зерна пиропа (до 8 мм) с каймой келифита хлоритового или
хлорит-слюдистого состава. Пикроильменит преобладает над пиропом
и имеет размеры до 2 см.
Кимберлитовая брекчия представляет собой плотную породу бурого
и пепельно-серого цвета, состоящую на 30-40% из обломков осадочных
образований, сцементированных сильно карбонатизированным кимберлитом.
Основная масса кимберлитовой брекчии и массивного кимберлита
сложена серпентин-карбонатным агрегатом, на фоне которого выделяются
псевдоморфозы по оливину II генерации, чешуйки флогопита
и призматические зерна кальцита.
Тело 2 жилы № 4 сложено грубообломочной кимберлитовой брекчией.
В ее объеме 40% приходится на ксенолиты вмещающих пород карбонатного
состава, редких сильно измененных обломков кристаллических сланцев
и глубинных пород. Кимберлит-цемент брекчии имеет порфировую
структуру, обусловленную псевдоморфозами кальцита по оливину
445
I генерации, единичными зернами пиропа и пикроильменита. Основная масса
имеет кальцит-серпентиновый состав мелкоагрегатного строения.
Характерной чертой (отличием) жилы № 4 является повышенное
содержание
и
разнообразие
ксенолитов
ультраосновного
(серпентинизированные гранатовые и шпинелевые аполерцолиты, гранатовые
серпентиниты) и основного (эклогиты) состава.
Жила № 5 расположена в 450 м к востоку от трубки Удачная. Азимут
простирания – северо-запад 300°, азимут падения – юго-запад 210°, углы
падения 87-90°. Прослежена на 160 м. На вскрытых участках зафиксировано
горизонтальное смещение отдельных блоков жилы на расстояние до 0,5 м
в северо-восточном направлении. Мощность жилы 20-25 см.
В отличие от вышеописанных, породы жилы представлены
калишпатизированным трахитом. Структура породы пойкилоофитовая
и интерсертальная и сложена она мелкими (0,1-0,2 мм) микролитами
калишпата, залегающими в стекловатом базисе. В большинстве случаев
калишпат представлен монокристаллами; в сдвойникованных индивидах
часто швы размыты, нечеткие, зерна могут иметь волнистое угасание. Редко
встречаются относительно крупные (1-1,5 мм) лейсты калишпата, интенсивно
пелитизированные. Порода пропитана гидроокислами железа. Процесс
калишпатизации следует рассматривать как автометасоматический,
протекающий еще в магматической стадии. Изученное тело характеризует
корни меловых вулканических аппаратов, практически неизвестных ранее
в данном районе, что и обуславливает необходимость их более полной
характеристики. Возраст пород, определенный K-Ar и Rb-Sr методами,
показывает значения, соответственно, 108 и 106 млн. лет (Егоров и др., 1988).
Химический состав трахитов, по сравнению с составом базитовых даек
Далдыно-Алакитского района, отличается пониженным содержанием
большинства ведущих окислов – Si, Ti, Fe2+, Mg, Ca и Na при одновременном
более высоком значении Al, K, SO3. В этих породах установлены повышенные
содержания Sc и Ba.
Жила № 6 вскрыта на горизонте 295 м к северу от трубки УдачнаяВосточная на расстоянии 80-100 м, мощность 20 см, падение субвертикальное.
Сложена жила кимберлитом пепельного и темно-серого цвета, очень
плотным, массивного облика. Содержание кластического материала не
превышает 5% и представлен он тонкоагрегатными алевритистыми
разностями осадочных пород размером от долей мм до 2 см.
Порода жилы сильно карбонатизирована и пиритизирована. Это привело
к высокой ее прочности и повышению объемного веса с одной стороны,
и "смазыванию и затушевыванию" текстурных особенностей: псевдоморфозы
слились с карбонатной основной массой и порода в целом представляет собой
мелкозернистый агрегат кальцит-пиритового состава, в котором сохранились
пластинки и чешуйки флогопита, зерна пиропа и пикроильменита. По
содержанию флогопита кимберлит жилы № 6 отличается от пород других
жильных тел и самой трубки Удачная.
446
Помимо вышеописанных жил, в карьере трубки установлены на разных
горизонтах и другие тела жильного типа. Пространственное сопоставление их
с вышележащими провести невозможно и предполагается, что в своем
большинстве, они представляют собой апофизы самих кимберлитах тел.
Общее их направление совпадает и приурочено к главному направлению
вертикальной трещиноватости кимберлитовмещающих пород трубки
Удачная. В общей сложности, карьером вскрыто более 10 кимберлитовых жил,
расположенных на разных гипсометрических уровнях и указывающих на
сложность и многократность процессов образования трубки в пределах ее
западного и восточного тел.
В северном и северо-восточном бортах карьера вскрыты и три
небольших кимберлитовых тела (рис. 41).
Кимберлитовое тело I вскрыто при изучении канавами жилы № 2.
Расположено в 300 м к северо-востоку от трубки и представляет собой
дайкообразное тело сложной морфологии, вытянутое на северо-восток
и крутопадающее на юг. Размеры его в приповерхностных горизонтах
составляют 50-55×6-10 м. Скважинами изучено на глубину 40 м. В карьере
(горизонт 250 м) обнаружена часть этого тела, где оно имеет видимую
мощность 5-6 м и постепенно выклинивается к поверхности.
Породы, слагающие тело I, представлены кимберлитовой брекчией,
содержащей значительное количество (50-60%) обломков осадочных
образований размером от долей мм до 5-6 см. Ксенолиты фундамента
отмечены в виде сильно измененных биотитсодержащих кристаллических
сланцев. Описаны две находки ксенолитов гранатовых серпентинитов с ярко
зеленым пироауритом (?) и фиолетово-красным безкелифитовым пиропом.
Цементом брекчии выступает кимберлитовая порода, сложенная
псевдоморфозами по оливину, зернами пикроильменита и пиропа
и карбонатной массой с небольшой примесью серпентина и, возможно,
пироаурита.
Тело прорывает жилу № 2. Жильный кимберлит, сохраняя свое
первоначальное строение (мощность и падение), как бы "плавает" в ней
и растащен в виде отдельных микроблоков на расстояние до 4 м. Контакты
жилы интенсивно ожелезнены, а вокруг обломков жильного кимберлита
наблюдаются корочки гидроокислов железа.
Контакты с вмещающими породами четкие, отмечается тектоническое
брекчирование. Верхний контакт имеет горизонтально-ступенчатое строение
с высотой ступенек до 20-30 см при ширине 0,5-2 м. Залегание
перекрывающих карбонатных пород не нарушено, горизонтальное, но
с интенсивной трещиноватостью. Преобладают трещины, субпараллельные
простиранию жилы и залеченные гидроокислами железа. В 15-20 м к югу от
тела обнаружены еще два маломощных прожилка кимберлита,
расположенных параллельно жиле № 2.
Кимберлитовое тело 2 вскрыто в 200 м от трубки Удачная в подошве
горизонта 295 м. Прослежено на глубину 90 м. Представляет собой овальное
447
тело (20×40 м), вытянутое по длинной оси в северо-восточном направлении.
Падение тела юго-западное, угол наклона осевой линии составляет 40-45°.
Тело рассекает жилу № 2.
Кимберлитовое тело 3 расположено в 80 м на север от трубки Удачная
на кимберлитовой жиле № 5 и имеет в плане удлиненно-овальную форму
размером 20×6 м. Морфология тела на глубину и взаимоотношения с жилой
не выяснены.
Состав пород тел 2 и 3 аналогичен таковому, описанному
в кимберлитовом теле I.
Большинством исследователей определено дотрубочное становление
кимберлитовых жил, а формирование сателлитных тел происходило,
вероятно, синхронно с процессами образования трубки Удачная.
Особенности химического состава пород жильных и сателлитных тел
трубки Удачная приведены в табл. 29.
Таблица 29
Химический состав кимберлитовых пород дотрубочных жил и сателлитных
тел трубки Удачная (по А.Д. Харькиву и др., 1991)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
CO2
Sобщ.
H2O+
п.п.п.
F
Сумма
H2O–
1
2
5,62
1,21
1,50
н. опр.
1,18
1,03
0,09
6,02
41,36
0,034
0,69
0,34
37,95
1,53
0,30
н. обн.
0,17
99,02
0,28
2
3
6,02
2,19
2,04
н. опр.
0,23
1,65
0,06
7,20
40,40
0,08
1,01
0,65
35,31
0,85
1,12
н. обн.
0,28
99,09
0,30
3
4
6,02
1,36
1,75
н. опр.
2,01
1,01
0,10
8,47
37,78
0,068
0,80
0,37
35,89
1,93
1,16
0,34
0,20
99,36
0,36
4
5
7,73
1,99
2,66
н. опр.
3,48
1,17
0,12
3,62
40,57
0,097
0,98
0,53
31,48
3,28
1,35
0,54
0,29
99,89
0,42
5
6
8,68
3,51
3,16
н. опр.
4,84
0,82
0,07
5,16
38,95
0,14
0,28
1,22
28,66
0,03
3,24
0,34
0,18
99,48
0,90
6
7
6,38
1,92
2,10
н. опр.
3,48
0,97
0,17
3,76
42,37
0,072
1,08
0,90
31,19
3,37
1,58
н. обн.
0,14
99,48
1,24
7
8
8,47
1,81
2,40
0,33
7,25
1,15
0,12
4,50
38,65
0,24
1,14
1,04
25,47
5,28
0,30
1,91
н.опр.
100,06
1,14
Примечание: 1 – жила № 2; 2 – автолит жилы № 2; 3 – сателлитное тело I жилы
№ 2; 4 – автолит сателлитного тела I; 5 – жила № 4; 6,7 – жила № 6.
Трубка Синильга открыта в 1975 г. при заверке шлиховой аномалии
к расположена в 300 м на восток от трубки Сибирская, на правом склоне
р. Сытыкан, в 5-7 км южнее его устья.
448
В плане трубка, имеет форму овала, размеры 150×80 м, длинная ось
ориентирована на северо-восток. Мощность элювиально-делювиальных
образований составляет 2,8 м. Далее идет выветрелая дезинтегрированная
кимберлитовая порода и на глубине 5 м вскрыт кимберлит в коренном
залегании.
Породы, слагающие трубку, сложены кимберлитовой брекчией, очень
плотной, зеленовато-серого цвета. Из кимберлитовых минералов в породе
присутствуют хромит (36,4%), пикроильменит (7,9%), пироп (1,5%),
единичные знаки хромдиопсида и оливина. Характерным отличием пород
данной трубки является высокое содержание хромита и очень низкое –
пикроильменита. Размер минералов-спутников алмаза не превышает 1 мм. Для
пикроильменита
свойственно
также
преобладание
зерен
с лейкоксенизированной оболочкой серого цвета.
Химический состав (среднее из 6 анализов, по Ю.А. Осипову, 1976)
пород трубки имеет следующий вид (%): SiO2 – 23,58; TiO2 – 1,85; Al2O3 – 3,62;
Cr2O3 – 0,08; Fe2O3 – 4,24; FeO – 1,91; MnO – 0,098; MgO – 20,29; CaO – 14,73;
Na2O – 0,15; K2O – 1,032; P2O5 – 0,41; Sобщ. – н.обн.; CO2 – 10,74; H2O – 1,38;
п.п.п. – 10,80; сумма – 99,84%.
Породы трубки не магнитные.
Трубка Сибирская открыта в 1957 г. при заверке геофизической
аномалий. Находится на правобережье р. Сытыкан, правого притока
р. Далдын, в 5 км на запад от трубки Удачная и имеет абсолютные отметки
412-420 м.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего ордовика и перекрыта
чехлом элювиально-делювиальных образовании мощностью до 2,7-3 м.
В плане трубка представляет собой сдвоенное тело неправильной,
вытянутой формы (СВ 66°). Фактически, в строении трубки участвуют два
самостоятельных тела, отличающихся между собой по форме, размерам
и сочленяющихся по касательной, несколько перекрывая друг друга. Эти тела
резко отличаются друг от друга по характеру отражения в магнитном поле
(рис. 44), но имеют одинаковую эллипсовидную форму с плавными
контактами с вмещающими породами.
Восточное тело (Сибирская-II) имеет размеры 155×70 м, западное
(Сибирская-I) – 120×80 м. Оба тела сложены кимберлитовой брекчией
с выраженными петрографическими отличиями.
Трубка Сибирская-I выполнена кимберлитовой брекчией голубоватосерого цвета. Структура основной массы порфировая, текстура массивная,
брекчиевая и имеет скрытокристаллическое строение. Содержание
классического материала осадочных пород достигает 45-50% всего объема,
размеры его от долей мм до 0,5-1,0 см., редко до 5-10 см. Форма округлая,
угловато-округлая. Для пород тела характерны крайне низкие содержания
кимберлитовых минералов (пиропа, пикроильменита, флогопита). Ильменит
вкраплен в основную массу в воде редких угловатых зерен размером до 1-2 мм.
Пироп отмечается только в виде редких знаков в протолочных и шлиховых
пробах. Вторичные минералы выполняют псевдоморфозы по оливину,
кальцитом и, редко, магнетитом.
449
Сибирская
Полуночная
Полярная
Рис. 44. План изодинам и форма в плане кимберлитовых трубок
Сибирская, Полуночная, Полярная (по Ф.Ф. Брахфогелю, 1979).
450
Псевдоморфозы по оливину составляют до 25%, имеют размеры до
0,5 см и отмечаются в виде изометричных или неправильно-округлых зерен.
Характерно равномерное распределение псевдоморфоз в основной массе.
Состав псевдоморфоз по оливину, преимущественно, серпентиновый
с типичной петельчатой структурой. Магнетит, часто, выполняет трещинки
в породе или образует мелкие шлировидные выделения. Кальцит
распространен широко в составе пор и пустот в породе, образует тонкие
прожилки и жеоды.
Для породы характерно наличие автолитовых включений, сложенных
кимберлитом порфировидного облика. По форме выделения автолиты могут
быть подразделены на: шлировидные округлые размером до 1,5 см ядерного
строения; мелкие (до 1 мм) порфировидные выделения, входящие в составную
часть породы и автолиты, сложенные брекчиевидным кимберлитом,
насыщенным (до 80-85%) обломками осадочных пород.
Ксенолиты метаморфических пород и глубинные включения не
обнаружены.
В центральной части тела, не затронутой процессами дезинтеграции,
кимберлит рассечен крутопадающими и пологими трещинами трех основных
систем: I – аз. простирания 230°, аз. падения 320°, угол падения 55°; II – аз.
простирания 295°, аз. падения 25°, угол падения 40°; III – аз. простирания 45°,
аз. падения 135°, угол падения 34°.
Для пород тела характерен постоянно присутствующий запах нефти.
Химический состав пород тела имеет следующий вид (%): SiO2 – 23,77;
TiO2 – 1,81; Al2O3 – 3,05; Cr2O3 – 0,11; Fe2O3 – 4,74; FeO – 1,85; MnO – 0,07;
MgO – 20,72; CaO – 19,00; Na2O – 0,08; K2O – 0,88; P2O5 – 0,42; S – сл.; CO2 –
14,70; п.п.п. – 11,67; сумма – 100,18% (по Илупину, 1978).
Трубка Сибирская-II сложена кимберлитовой брекчией светло-,
сиренево-коричневого цвета. Содержание обломочного материала осадочных
пород составляет от 5 до 10-15%. Отмечены единичные включения
гранатового перидотита. Ксенолитов пород фундамента не обнаружено.
Структура кимберлита, цементирующего брекчию порфировая, текстура
массивная,
имеет
скрытокристаллическое
строение.
Равномерно
распространены (до 25%) крупные ксенокристаллы оливина I генерации
размером 0,2-1 мм до 2 см. Оливин полностью или частично замещен
серпентином. Отмечаются реликты неизмененного оливина, обычно в центре
крупных псевдоморфоз. Крайне редки находки пиропа и пикроильменита.
Постоянно присутствуют кальцит и магнетит.
Породы трещиноватые. Трещины группируются в четыре системы,
заметно отличающиеся от таковых в теле Сибирской-I: I – аз. простирания 45°,
угол падения 80°; II – аз. простирания 120°, аз. падения 210°, угол падения 75°;
III – аз. простирания 35°, аз. падения 305°, угол падения 85°; IV – аз.
простирания 130°, аз. падения 220°, угол падения 80°.
Химический состав пород тела следующий (%): SiO2 – 27,02; TiO2 – 2,91;
Al2O3 – 3,32; Cr2O3 – 0,185; Fe2O3 – 9,26; FeO – 0,97; MnO – 0,265; MgO – 24,12;
451
CaO – 10,71; Na2O – 0,10; K2O – 0,55; P2O5 – 0,6; S – 0,03; CO2 – 8,16; п.п.п. –
11,67; сумма – 99,93% (по Илупину, 1978).
Трубка Полуночная открыта в 1957 г. в процессе шлиховых поисков.
Расположена на юго-западном склоне р. Сытыкан, в 4 км на юго-запад от
трубки Удачная. Абс. отм. – 420-445 м. В рельефе выражена слабой
возвышенностью с густыми зарослями ольховника.
Трубка в плане имеет округлую форму с вытянутостью на северо-запад
и размеры 90×30-50 м. Строение трубки осложнено примыкающей с югозапада кимберлитовой жилой (рис. 44). Мощность ее около 8 м, длина по
простиранию (азимут 240°) – 220 м.
Трубка и жила прорывают карбонатные породы раннего ордовика
и перекрыты делювиально-элювиальными образованиями. Строение
делювиального профиля двучленное: верхняя часть сложена продуктами
выветривания карбонатных пород, нижняя – продуктами дезинтеграции
кимберлитов с примесью карбонатного делювия. Суммарная мощность
перекрывающих образований, с учетом элювиального (около 1,5-2 м) слоя,
составляет до 3,0 м.
Трубочное тело сложено кимберлитовой брекчией серого цвета
с голубыми оттенками, с порфировой структурой кимберлита, массивной
текстурой скрытокристаллического строения. Ксеногенный материал
(до 50%;) представлен, преимущественно, обломками осадочных пород
и редкими находками включений кристаллических пород фундамента
(эклогиты). Довольно часто отмечаются автолитовые включения размером до
5-8 см, сложенные слюдистым кимберлитом жилы.
Для минералогического состава пород трубки отмечается почти полное
отсутствие пиропа и пикроильменита, но довольно частое наличие табличек
флогопита и вермикулита. Широко распространены ксенокристаллы оливина,
обычно серпентинизированные, нередко полностью выщелоченные. Из
других минералов постоянно наблюдаются кальцит и магнетит, но,
в сравнении с другими трубками поля, они имеют ограниченное
распространение.
В породе отмечаются плоскости слияния и скольжения, обычно
с примазками и тонкими корочками гидроокислов Fe и кальцита (редко).
Породы, слагающие жилу представлены слюдистым кимберлитом
(по Щукину, 1958), который в приповерхностной части сильно разрушен
и имеет вид рыхлой глинистой мелкозернистой массы с ксенолитами
осадочных пород и включениями – обломками более плотных, слабо
измененных кимберлитов с глубоких горизонтов. Вниз по разрезу,
дезинтегрированные породы сменяются относительно плотным слюдистым
кимберлитом. Структура порфировая, а основная масса имеет
скрытокристаллическое строение. Содержание ксенолитов до 20-25%.
Ксенолиты представлены исключительно осадочными породами. Характерны
их мелкие размеры от долей мм до 1-2 см и угловатые формы.
452
Содержание слюды до 20-25%. Выделено две генерации: I – слюда
светло-бурого или бурого цвета в виде чешуек (от 0,5 до 2-3 см) и в объеме
около 5-8% породы с равномерным распределением; II – генерация слюды
также равномерно распределенная слюда мелкочешуйчатая, светлая до
бесцветной, насыщающая основную массу породы в объеме до 15-20%
с размерностью в доли мм.
Псевдоморфозы по оливину имеют размеры до 0,5 см, форма округлоовальная, содержание 10-15%.
Из вторичных минералов наиболее характерными являются кальцит
и гидроокислы Fe, отмечены также находки рыхлого сажистого минерала
черного цвета. На юго-западном «фланге, в корреляции с находками этого
минерала, наблюдается повышение естественной радиоактивности пород на
15 гамм выше фона.
Контактовые взаимоотношения трубки и жилы не изучены.
Отсутствуют сведения и о химическом составе пород.
Трубка имени Поповой (Ан. Д-56) открыта в 1986 г. при заверке
магнитной аномалии на участке трубки Буковинская в 250 м на север-северовосток от нее (рис. 45).
По данным Айхальской экспедиции (Чернов М.К., 1987) трубка
представляет собой дайкообразное тело размерами 80×20 м. Сложено
кимберлитовой брекчией. Породы плотные, участками выветрелые,
в основном серого цвета с разнообразными зеленоватыми, желтыми
и коричневыми оттенками. Темноокрашенные разности обычно интенсивно
ожелезнены.
Рис. 45. Форма в плане и вертикальные геологические разрезы кимберлитовой трубки
имени Поповой (Ан. Д-56) (по данным Айхальской экспедиции).
453
Характерной чертой пород тела является крайняя неравномерность
распределения ксеногенного материала. Во-первых, представлен он
исключительно обломками осадочных пород. Ксенолиты фундамента
и глубинных пород не обнаружены. Во-вторых, отмечаются участки,
практически лишенные (всего 1-3%) ксенолитов.
Наряду с этим, в эндоконтакте тела и в приповерхностных частях
содержание обломочного материала достигает 25-55%. Размер от 4-5 мм до 812 см. Форма ксенолитов обычно угловатая, реже – округлая до угловатоокруглой.
Структура кимберлита микролитовая. Порфировые выделения
представлены полными псевдоморфозами серпентина по оливину двух
генераций, флогопитом и пиропом. Псевдоморфозы оливина I генерации
составляют 15% объема, округлой или овальной формы, реже обломочноугловатой, размеры, в среднем, 2,5-3 мм. Псевдоморфозы по оливину
II генерации (17%) отличаются идиоморфизмом зерен с "оплавленными"
ребрами и имеют размеры от 0,05-0,1 до 0,7-0,8 мм. Характер замещения
псевдоморфоз обеих генераций весьма близкий. Основная часть псевдоморфоз
выполнена изотропным серпофитом и анизотропным лизардитом. По
периферии псевдоморфоз развивается петельчатый и волокнистый хризотил.
Около 10% приходится на псевдоморфозы серпентин-кальцитового состава.
Флогопит, как и оливин, образует две генерации. Первая генерация составляет
до 0,6% объема породы и наблюдается в виде таблитчатых
и короткостолбчатых кристаллов (от 0,3-0,5 до 1-1,5 мм). ФлогопитII генерации (6%) образует лейстовидные выделения (0,01-0,03 мм) в основной
массе. Зерна флогопита частично хлоритизированы.
Пироп (0,3-0,5%) наблюдается в виде округлых зерен размером от
0,5-1,5 мм до 3-4 мм нередко с келифитовой оболочкой. Часто пироп
трещиноватый, по трещинкам отмечается развитие кальцита и гидроокислов
железа.
Основная масса имеет микролитовое строение и существенно
карбонатный состав. Лейсты кальцита имеют размер 0,005-0,01 мм. Помимо
кальцита, в основной массе отмечается флогопит (6%), изотропный серпофит
(до 3%), перовскит (0,5%), рудные минералы (до 1%). Из кимберлитовых
минералов преобладает пироп (1,5 кг/т). Присутствуют фиолетовые, красные
и оранжевые разности.
Характерной чертой минерального состава пород тела является наличие
хромдиопсида (0,1 кг/т) в виде угловатых зерен или обломков
короткопризматических кристаллов (0,25-0,6 мм) травяно-зеленого цвета.
Пикроильменит наблюдается в виде редких угловатых обломков. Также редки
находки октаэдрических кристалликов (0,5 мм) хромшпинелидов
с корродированными ребрами и вершинами граней.
Данные по химизму пород отсутствуют.
454
Кимберлитовая жила-75 открыта в процессе детальных шлиховых
поисков на участке трубки Буковинская на водоразделе рч. Улахан-Бысыттах
и рч. Дьяха, левобережных притоков р. Далдын.
Имеет субширотное простирание, мощность 1 м, по простиранию не
прослежена, в магнитном поле не выражена. Мощность перекрывающих
элювио-делювиальных образований достигает 2,9-3 м.
Сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета.
Из минералов кимберлитов преобладает пироп (43,8%), в подчиненном
количестве присутствуют хромшпинелиды (11,6%) и хромдиопсид (до 1,8%).
Пикроильменит имеет знаковые содержания. Зерна пиропа имеют размеры до
4 мм, трещиноватые, с разнообразной цветовой гаммой.
Химический состав породы, по данным Ю.А. Осипова (1976), имеет
следующий вид (%): SiO2 – 14,96; TiO2 – следы; Al2O3 – 2,12; Cr2O3 – 0,07;
Fe2O3 – 6,30; FeO – 0,57; MnO – 0,05; MgO – 5,46; CaO – 34,90; Na2O – 0,15;
K2O – 0,25; P2O5 – 1,15; S – не обн.; CO2 – 18,58; H2O – 2,86; п.п.п. – 12,44;
сумма – 99,86%.
Трубка Горняцкая открыта в процессе шлиховых поисков и находится
на водоразделе рч.рч. Дьяха-Улахан-Бысыттах, левобережных притоков
р. Далдын, в 600 м от трубки Буковинская по азимуту 200°.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего ордовика и перекрыта
с поверхности элювио-делювиальными образованиями общей мощностью до
7,2 м.
Форма в плане овальная, размеры 130×100 м, длинная ось
ориентирована на северо-восток 70°. Выполнена кимберлитовой брекчией
серого цвета.
Из минералов кимберлитов присутствуют: пироп (90,9%),
хромшпинелиды (7,6%), хромдиопсид (0,6%). Пикроильменит отмечается
в виде единичных знаков в протолочных пробах и имеет размеры 1-2 мм. Зерна
пиропа, в основном, колотые, трещиноватые; среди цветовых разновидностей
преобладают зерна лиловой окраски (93,8%).
Породы тела немагнитные, характеризуются следующим химическим
составом (%): SiO2 – 24,27; TiO2 – 0,028; Al2O3 – 3,52; Cr2O3 – 0,071; Fe2O3 –
3,25; FeO – 0,95; MnO – 0,098; MgO – 22,28; CaO – 16,60; Na2O – 0,133; K2O –
0,43; P2O5 – 0,78; S – 0,051; CO2 – 12,70; H2O – 1,99; п.п.п. – 12,95; сумма –
100,053% (среднее из 7 анализов; по Осипову, 1976).
Трубка Полярная открыта в 1955 г. при заверке магнитной аномалии.
Расположена на водоразделе рч.рч. Дьяха-Улахан-Бысыттах и р. Далдын,
в 4,5 км к северо-востоку от п. Новый (правый берег р. Далдын).
В рельефе трубка образует слабую возвышенность: абс. отм. – 430 м.
В плане трубка имеет вытянутую овальную форму с пережимом в северовосточной части. Размеры 185×90 м. Азимут простирания длинной оси СВ 60°.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями общей мощностью до 1 м.
455
Выполнена кимберлитовой брекчией, подразделяемая на две
разновидности. Западная часть трубки сложена кимберлитовой брекчией
светло-серого, коричнево-серого цвета с порфировой структурой кимберлита
с незначительным количеством ксенолитов. Ксенолиты представлены
обломками вмещающих пород и автолитовыми включениями порфирового
кимберлита. Основная масса порфировых выделений представлена
включениями полностью серпентинизированного оливина, встречаются
мелкие кристаллы перовскита, отдельные круглые зерна пикроильменита
и очень редко – пиропа.
Основная масса образована тонкозернистым агрегатом карбоната
и серпентина с равномерно рассеянным пылевидным магнетитом. На
отдельных участках содержание магнетита достигает до 60-70% всей
связующей массы. Структура породы реликтовая, порфировая, отмечаются
участки флюидальной текстуры. По данным протолочного анализа состав
тяжелой фракции показывает преобладание магнетита (74,9%), перовскит
составляет 0,6%, пикроильменит – 0,1%. В виде редких знаков наблюдаются
пироп, альмандин, хромдиопсид и лимонит. Около 25% приходится на мелкие
срастания кимберлита с магнетитом.
Восточная часть трубки сложена грубообломочной кимберлитовой
брекчией светло-серого цвета. Содержание кластического компонента здесь
достигает 90-95% объема породы. Ксенолиты представлены обломками
осадочных пород карбонатного состава. Размер их от 1-2 см до 3 см. Форма
преимущественно угловатая.
Связующий кимберлит имеет карбонат-серпентиновый состав.
Магнетит присутствует в незначительном количестве. Структура породы
реликтовая, порфировая, образованная полностью серпентинизированными
вкрапленниками оливина. Характерно практически полное отсутствие
пикроильменита, пиропа, других протоминералов кимберлитов. Из вторичных
минералов, в качестве индивидуального признака, следует выделить
присутствие барита.
По особенностям строения магнитного поля участка трубки и вариациям
состава кимберлитовых брекчий, предполагается, что в ее строении
принимают участие две сближенных трубки Полярная-1 и Полярная-2
(рис. 44).
Химический состав порфировых разностей пород трубки, по данным
И.П. Илупина (1978), имеет следующий вид (%): SiO2 – 28,97; TiO2 – 2,09;
Al2O3 – 3,87; Cr2O3 – 0,178; Fe2O3 – 8,36; FeO – 2,23; MnO – 0,17; MgO – 27,40;
CaO – 8,65; Na2O – 0,10; K2O – 0,62; P2O5 – 0,51; S – 0,09; CO2 – 6,56; п.п.п. –
10,53; сумма – 100,328 (среднее из 3-х анализов).
Трубка Студенческая открыта в процессе шлиховых поисков
и находится в верховьях нижнего левого притока рч. Улахан-Бысыттах,
к северу от трубки Полярная.
456
Трубка в плане имеет форму неправильного овала, вытянутого в северовосточном направлении и размеры 110×155 м. Мощность перекрывающих
делювиально-элювиальных отложений достигает 2,7 м.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией голубовато-зеленовато-серого
цвета. Из основных минералов присутствуют пикроильменит, пироп
и хромшпинель. Для пикроильменита характерно высокое содержание зерен
с оболочкой коричневого цвета (47%) и значительное число зерен с зернистым
изломом (14%). Среди гранатов преобладают пиропы лилового цвета (67%).
Содержание хромита достигает 1,2% и отмечается практическое отсутствие
оливина и хромдиопсида. В целом для пород трубки отличительным
признаком является очень низкое содержание минералов тяжелой фракции
(0,012 кг/т).
Породы трубки немагнитные, характеризуются следующим химическим
составом (%): SiO2 – 27,80; TiO2 – 1,90; Al2O3 – 3,12; Cr2O3 – 0,14; Fe2O3 – 4,57;
FeO – 1,15; MnO – 0,06; MgO – 23,49; CaO – 14,41; Na2O – 0,10; K2O – 0,20;
P2O5 – 0,31; S – н.обн.; CO2 – 11,55; H2O– – 2,28; H2O+ – 8,29; NiO – 0,065; CoO
– 0,007; F – 0,16; SO3 – н.обн.; п.п.п. – 0,12; сумма – 99,72%.
Трубка Фестивальная открыта в 1957 г. при шлиховых поисках
и находится на водоразделе рч.рч. Дьяха-Улахан-Бысыттах, левых притоков
р. Далдын.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и выведена
к дневной поверхности. Делювий развит незначительно и имеет островное
(реликтовое) распространение с малой мощностью. В плане тело неправильноовальной формы, размеры 155×25×85 м и длинная ось ориентирована на
северо-восток (65°).
Трубка сложена кимберлитовой брекчией серо-голубого цвета
с большим количеством обломков карбонатных пород. Наряду с осадочными
ксенолитами отмечаются редкие автолиты округлой формы кимберлита
порфировой структуры. Ксенолиты пород фундамента и глубинные
включения не обнаружены. Содержание цементирующего кимберлита
колеблется от 34,8 до 43,17%. Среднее содержание псевдоморфоз по оливину
I генерации составляет 4,6%, оливина II генерации – 30,7%,
магнетит+перовскит – 4,0%. Среднее содержание ксенолитов карбонатных
пород достигает 5,5%, автолитов – 17,3%. Пироп и неизмененный оливин не
обнаружены. Ильменит наблюдается в связующей массе в виде мелких (не
более 2 мм) овальных и очень редких зерен. Из вторичных минералов
доминируют кальцит и лимонит.
Установлен следующий химический состав породы (%): SiO2 – 25,04;
TiO2 – 1,75; Al2O3 – 3,37; Cr2O3 – 0,08; Fe2O3 – 5,58; FeO – 1,72; MnO – 0,07; Mg
– 21,64; CaO – 17,30; Na2O – 0,09; K2O – 0,08; P2O5 – 0,22; S – 0,02; CO2 – 16,39;
H2O – 1,61; п.п.п. – 4,70; сумма – 99,64 (среднее из 6-ти анализов по
Карякину И.М., 1974).
457
Трубка Любимая открыта при производстве шлиховых поисков
и находится на левом склоне долины р. Далдын, в 3 км ниже устья
рч. Пиропового.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и мощность
перекрывающих делювиально-элювиальных образований над ней составляет
до 12,1 м. В плане имеет изометричную форму, размеры 170×170 м. Сложена
типичной кимберлитовой брекчией.
Из минералов – спутников алмазов в породах трубки присутствуют (%):
пикроильменит – 85,6; пироп – 7,1 и хромшпинель в виде редких знаков.
По данным Э.А. Шамшиной (1979), установлено, что трубка, среди
других тел Далдынского поля, выделяется по степени гипергенного изменения
первичных кимберлитовых пород. Выветрелые образования кимберлитов
охарактеризованы до глубины 4,2 м от кровли тела и макроскопически
представляют собой рыхлую глинисто-карбонатную массу, включающую
крупные и мелкие выделения кристаллического кальцита, многочисленные
мелкие чешуйки флогопита, отдельные зерна ильменита и красно-коричневые,
черные желваки гетита. Отмечается отсутствие серпентина и основу
тонкодисперсного материала составляет диоктаэдрический монтмориллонит
(нонтронит) в ассоциаций с гидрослюдисто-смешанослойной фазой и гетитом.
Предполагается и присутствие вермикулита. Наблюдаемые продукты
гипергенеза кимберлитов относятся к зоне гидролиза. Сильная
карбонатизация материала в сочетании с интенсивным изменением
серпентина свидетельствует о своей гипергенной природе.
Породы трубки немагнитные (верхние горизонты) и имеют следующий
химический состав (выветрелые разности, %): SiO2 – 23,17; TiO2 – 1,47; Al2O3
– 3,36; Fe2O3 – 7,81; FeO – 0,51; MnO – 0,10; MgO – 12,16; CaO – 20,97; Na2O –
0,18; K2O – 0,87; H2O+ – 3,88; CO2 – 24,60; F – 0,59; P2O5 – 0,41; NiO – 0,06; CoO
– 0,01; Cr2O3 – 0,009; H2O– – 2,22; сумма – 100,27%. Значения объемного веса
– 1,8 г/см3.
Трубка Волжанка открыта при детализации участка трубки Любимая
и находится в 60 м северо-восточнее от нее.
Трубка имеет в плане овальную форму, размеры 90×70 м, длинная ось
ориентирована в северо-восточном направлении по азимуту 31°. Мощность
элювиально-делювиального чехла составляет до 11,5-12 м.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета. Из
основных минералов кимберлитов в породах тела установлены лишь
пикроильменит и пироп. Количественные их соотношения идентичны
таковым в трубке Любимой (50:1), но отличаются наличием всего одной
цветовой разновидности пиропа – оранжевой. Состав минералов тяжелой
фракции (%) следующий: выход тяжелой фракции – 0,02 кг/м3; лимонит – 11,9;
барит – 1,1; пикроильменит – 87,0; пироп – 9 знаков; в виде единичных знаков
отмечены пироксен моноклинный, циркон и рутил.
Как и породы трубки Любимая, кимберлиты трубки Волжанка сильно
выветрелые. Данные исследований Э.А. Шамшиной (1979) показывают, что
458
наблюдаемая здесь остаточная кора выветривания относится к зоне
выщелачивания с переходом к зоне начального гидролиза, где начинается
разложение серпентина и развитие по нему различных гипергенных
новообразований.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
в (%): SiO2 – 27,73; TiO2 – 1,76; Al2O3 – 2,45; Fe2O3 – 7,02; FeO – 1,86; MnO –
0,123; MgO – 19,71; CaO – 16,16; Na2O – 0,10; K2O – 0,51; H2O+ – 7,69; CO2 –
13,87; F – 0,127; P2O5 – 0,427; NiO – 0,093; CoO – 0,013; Cr2O3 – 0,108; H2O– –
1,77; сумма – 99,751 (среднее из 3-х анализов).
Кимберлитовая дайка Мастахская (рис. 46) открыта в процессе
шлиховых поисков и находится на правом склоне рч. Дьяха (левого притока
р. Далдын).
Дайка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта делювиально-элювиальными образованиями мощностью до 77,2 м. Мощность дайки изменяется от 12 до 40 м, составляя в среднем 25 м
и установленная ее длина 450 м, и имеет северо-восточное простирание (73°).
Сложена кимберлитовой брекчией серого цвета. Из основных минералов
в составе пород дайки присутствуют (%): выход тяжелой фракции от 0,08 до
1,44 кг/м3; магнетит – знаки; лимонит – редкие знаки; альмандин – 0,6;
моноклинный пироксен – редкие знаки; циркон – знаки; рутил – единичные
знаки; барит – 37,57; пикроильменит – 29,4; пироп – 32,2; хромдиопсид – 0,125;
хромшпинель – 0,1. Оливин не обнаружен.
Средний химический состав пород дайки (по 5 образцам) имеет
следующий вид (%): SiO2 – 21,12; TiO2 – 0,95; Al2O3 – 3,23; Cr2O3 – 0,069; Fe2O3
– 2,83; FeO – 0,88; MnO – 0,074; MgO – 12,97; CaO – 25,39; Na2O – 0,11; K2O –
0,93; P2O5 – 0,19; Sобщ. – 0,05; CO2 – 24,77; H2O– – 1,39; H2O+ – 2,13; NiO – 0,036;
CoO – 0,045; F – 0,102; SO3 – 0,042; BaO – 0,078; п.п.п. – 2,37, сумма – 99,715.
Трубка Мастахская открыта в процессе детализационного изучения
дайки Мастахская, расположена в ее восточной части в виде раздува
и представляет собой самостоятельное рудное тело, отличающееся и по форме
проявления и собственными параметрами состава.
Форма в плане овальная, вытянутая в широтном направлении.
Мощность делювия над телом достигает 3 м. Взаимоотношения с дайкой не
изучены. Размеры трубки 180×140 м (по Осипову, 1976). Сложена
кимберлитовой брекчией, в составе которой установлены пироп (19,9% от
объема тяжелой фракции), пикроильменит (40%), редкие знаки оливина,
хромдиопсида и хромшпинелиды. Выход тяжелой фракции составляет
1,2 кг/м3. Весовые значения имеют магнетит (0,3%), лимонит (29,7%),
альмандин (9,9%) и рутил (0,2%). В знаках среди минералов отмечены
моноклинный пироксен, роговая обманка, циркон, апатит, барит,
В отличие от пород дайки здесь пикроильменит преобладает над
пиропом. До 30% зерен граната содержат включения хромита.
Кимберлитовая брекчия преимущественно серого цвета, относительно
плотная, сильно измененная вторичными процессами, что обуславливает
459
наличие частых белесо-желтых и желтых оттенков. В результате интенсивной
карбонатизации псевдоморфозы по оливину и ксенолиты карбонатных пород
сливаются по цвету с основной массой, и кимберлитовый материал
распознается в ней по наличию зерен ильменита, пиропа и флогопита.
Отмечается частое развитие пор и пустот выщелачивания, по стенкам которых
развиваются кристаллики кальцита и гетита. Местами на стенках наблюдается
развитие черной блестящей пленки, образованной серпентиноподобным гелем
(Шамшина, 1979).
В строении трубки установлено наличие коры выветривания (до 9,1 м).
Химический состав пород трубки (в скобках, средние значения для
измененных кимберлитовых брекчий коры выветривания) имеет следующий
вид (%): SiO2 – 25,39 (24,37); TiO2 – 0,95 (0,83); Al2O3 – 2,45 (2,16); Cr2O3 –
0,112 (0,069), Fe2O3 – 3,0 (3,78); FeO – 1,98 (1,87); MnO – 0,08 (0,086); MgO –
18,12 (17,88); CaO – 19,66 (20,94); Na2O – 0,128 (0,06); K2O – 0,47 (0,75); P2O5
– 0,19 (0,215); Sобщ. – н.обн. (н.опр.); CO2 – 17,60 (20,15); H2O– – 1,66 (1,40);
H2O+ – 4,80 (6,38); NiO – 0,042 (0,08); CoO – 0,069 (0,011); F – 0,136 (0,145);
п.п.п. – 3,0 (н.опр.); сумма – 99,70 (99,77).
Трубка Эндир открыта в 1975 г. при шлиховых поисках и находится на
левом склоне долины рч. Полярный, левого притока р. Далдын, в 400 м северовосточнее трубки Эврика.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и мощность
перекрывающих элювиально-делювиальных образований составляет 2,7 м.
В плане трубка имеет овальную форму, размеры 90×34-45 м и длинная ось тела
ориентирована на северо-восток по азимуту 46°. На северо-восточном фланге
к ней примыкает жила 73 (рис. 46).
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета,
в составе минералов, которой установлены пироп (52,1%), пикроильменит
(40%), хромшпинель (0,6%). Отмечается, что в крупном классе
минералогических фракций пикроильменит резко преобладает над пиропом,
тогда как в мелких классах наблюдается обратная картина. Среди цветовых
разновидностей пиропа характерны розовые (31%) и красные (40%) зерна.
Породы немагнитные и характеризуются следующим химическим
составом (%): SiO2 – 22,70; TiO2 – 0,94; Al2O3 – 6,16; Cr2O3 – 0,058; Fe2O3 – 2,92;
FeO – 1,42; MnO – 0,065; MgO – 8,67; CaO – 24,80; Na2O – 0,175; K2O – 3,07;
P2O5 – 0,16; CO2 – 26,40; H2O– – 0,46; H2O+ – 1,70; NiO – 0,01; CoO – 0,003; F –
0,092; SO3 – н.обн.; п.п.п. – 0,46; сумма – 99,803.
Кимберлитовая жила 73 открыта при детализации участка трубки
Эндир. Взаимоотношения с трубкой не изучены. Простирание тела востоксеверо-восточное 75°.
Установленные размеры 200×0,7-1,25 м. Элювий кимберлита
представлен сильно выветрелой кимберлитовой брекчией ржаво-бурого цвета.
В составе породы установлено наличие пикроильменита (60%), пиропа
(34,2%) и циркона (0,05%).
460
А. Кимберлитовая дайка (I) и трубка (II) Мастахская
Б. Кимберлитовая трубка Эндир и жила 73
Рис. 46. Особенности взаимоотношений кимберлитовых тел трубочного, даечного
и жильного типа Далдынского поля.
Пикроильменит жилы отличается от ильменита трубки полным
отсутствием зерен в коричневой оболочке и высоким содержанием (14%)
зерен с зернистым изломом. Циркон встречается в мелких (0,3-0,8 мм)
колотых зернах с шероховатой поверхностью в виде бледно-желтых и светлорозовых разностей.
Породы жилы немагнитные и характеризуются следующим химическим
составом (%): SiO2 – 9,36; TiO2 – 1,81; Al2O3 – 4,12; Cr2O3 – 0,20; Fe2O3 – 3,84;
FeO – 0,35; MnO – 0,10; MgO – 1,38; CaO – 43,62; Na2O – 0,22; K2O – 1,20; P2O5
– 0,43; Sобщ. – н.обн.; CO2 – 21,38; H2O – 1,20; п.п.п. – 12,10; сумма – 101,31
(по Осипову, 1976).
461
Трубка Эврика открыта в процессе шлиховых поисков и расположена
в пределах левого склона приустьевой части рч. Полярного, левого притока
р. Далдын.
Трубка прорывает карбонатные породы: раннего палеозоя, мощность
элювио-делювиальных образований составляет 2,8 м.
В плане имеет изометричную форму, размеры до 90×100 м
и субмеридиональную ориентацию тела с незначительным уклоном к северозападу.
Сложена кимберлитовой брекчией голубовато-серого цвета, в составе
которой, по данным Осипова Ю.A. (1978), присутствуют пикроильмениты
(42,3%), пироп (45,7), единичные зерна хромдиопсида и хромшпинелидов. Для
пород трубки характерно высокое содержание пиропа, значительное
количество зерен пикроильменита с зернистым изломом (11%) и почти полное
отсутствие его лейкоксенизированных разностей.
Породы трубки немагнитные и характеризуется следующим
усредненным химическим составом (среднее из 7 анализов, по Осипову Ю.А.,
1973; в %): SiO2 – 27,54; TiO2 – 1,91; Al2O3 – 2,41; Cr2O3 – 0,157; Fe2O3 – 5,61;
FeO – 1,88; MnO – 0,098; MgO – 20,06; CaO – 14,92; Na2O – 0,091; K2O – 0,53;
P2O5 – 0,356; CO2 – 15,17; H2O– – 1,27; H2O+ – 5,64; NiO – 0,115; CoO – 0,0111;
F – 0,102; SO3 – 0,024; п.п.п. – 1,52; сумма – 99,424.
Верхние горизонты трубки сложены корой выветривания.
Исследованиями Э.А. Шамшиной (1979) установлено, что до глубины 10 м
порода представляют собой крепкую кимберлитовую брекчию светло-серого
цвета, местами выщелоченную до ячеистого состояния. Процессам
выщелачивания наиболее подвержены крупные псевдоморфозы по оливину,
в которых иногда наблюдаются мелкие щеточки кристалликов кальцита или
пленки черного смолянистого серпентиноподобного геля. Серпентин
в псевдоморфозах присутствует в трех разновидностях. В породе в изобилии
находятся зерна пиропа в келифите, зерна ильменита, чешуйки коричневого
флогопита без признаков изменений. Наблюдается точечное ожелезнение
породы, участками гетит с кальцитом и серпентином выполняют
псевдоморфозы по оливину. Выщелачивание имеет неравномерный характер.
Результаты изучения химического состава выветрелых кимберлитов
и рентгеноструктурного анализа показывают, что на трубке Эврика
присутствует остаточная кора выветривания, представленная зоной
выщелачивания, для которой типично присутствие значительных количеств
серпентина в гипергенных образованиях и продуктов его разложения –
талькоподобной и разбухающей фаз. Химический состав выветрелых
кимберлитов имеет следующий вид (%): SiO2 – 27,30; TiO2 – 1,84; Al2O3 – 2,02;
Fe2O3 – 6,31; FeO – 1,96; MnO – 0,117; MgO – 20,29; CaO – 15,80; Na2O – 0,053;
K2O – 0,56; H2O+ – 7,35; CO2 – 15,17; F – 0,127; P2O5 – 0,37; NiO – 0,14; CoO –
0,0137; Cr2O3 – 0,15; H2O– – 2,08; сумма – 99,57 (среднее из 3-х анализов, по
Шамшиной, 1979).
462
Трубка Невидимка открыта в 1955 г. при заверке магнитной аномалии
на левобережье р. Далдын, в направлении на северо-запад от тр. Зарница
в русле рч. Яки.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
современными образованиями общей мощностью 2,5-3 м. Форма в плане
неправильно-овальная, размеры 220×90-100 м, длинная ось вытянута на
северо-восток по азимуту 62°.
Сложена светлой зеленовато-серой кимберлитовой брекчией, сильно
карбонатизированной. Содержание ксеногенного материала достигает 4060%, в котором, помимо преобладающих обломков осадочных пород,
отмечаются включения округлых ксенолитов кристаллических сланцев (в т.ч.
и гранатсодержащих). В большом количестве присутствуют кимберлитовые
минералы – пироп, ильменит, лейсты и пластинки сильно измененного
флогопита. Связующая масса порфировой структуры и существенно
серпентинового состава (40-65%).
Отмечается большое внешнее сходство пород трубки с кимберлитами
трубки Зарница.
Породы магнитные (+690 гамм) и характеризуются следующим
химическим составом (%): SiO2 – 27,18; TiO2 – 1,82; Al2O3 – 2,72; Fe2O3 – 4,95;
FeO – 2,74; MnO – 0,08; Cr2O3 – 0,14; MgO – 26,23; CaO – 13,80; Na2O – 0,07;
K2O – 0,27; CO2 – 10,78; S – 0,07; P2O5 – н.опр.; п.п.п. – 9,11; сумма – 100,22
(по И.П. Илупину, 1964).
Трубка Веснушка открыта в процессе шлиховых поисков и находится
в 300 м севернее дайки Мастахская.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
современными образованиями общей мощностью до 5,4 м. В плане имеет
овальную форму и размеры 40×20 м с широтной ориентацией длинной оси
тела.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета,
сильно выветрелой с содержанием основных минералов (%): пироп – 81,6;
пикроильменит – 3,7; хромшпинелиды – 0,8. В виде единичных знаков
отмечается наличие хромдиопсида. В целом, для пород трубки характерен
крайне низкий выход минералов тяжелой фракции (до 0,02 кг/м3).
Отличительным признаком является резкое преобладание пиропа над
пикроильменитом (22:1).
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 26,02; TiO2 – 1,06; Al2O3 – 2,34; Cr2O3 – 0,14; Fe2O3 – 4,80; FeO –
1,07; MnO – 0,047; MgO – 16,62; CaO – 20,48; Na2O – 0,12; K2O – 0,20; P2O5 –
0,60; S – 0,007; H2O– – 2,61; H2O+ – 4,09; CO2 – 15,39; NiO – 0,056; CoO – 0,0058;
F – 0,147; SO3 – н.обн.; п.п.п. – 4,32; сумма – 100,12 (по Осипову, 1976).
Трубка Аэромагнитная открыта в 1956 при заверке геофизической
аномалии. Расположена на западном склоне водораздела рч. Дьяха–р. Далдын.
Абс. отм. – 390-400 м.
463
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 4 м;
В плане трубка имеет неправильно-овальную форму осложненного
строения и размеры 200×90 м. По геофизическим данным, трубка состоит из
двух самостоятельных рудных тел: Аэромагнитная-1 слагает западную часть
трубки, имеет неправильно-овальную форму, размеры 150×85 м и вытянута на
северо-запад по азимуту 318°. Отличается высокой степенью
намагниченности пород (+1180 гамм). Аэромагнитная-2 слагает северовосточный фланг, образована рудным телом неправильно-овальной формы,
имеет размеры 80×40-50 м и простирание длинной оси на северо-восток 44°
(рис. 47).
Рис. 47. План изодинам и морфология в плане
кимберлитовой трубки Аэромагнитная – I и II (по Брахфогелю, 1979).
Рис. 48. Пространственные взаимоотношения кимберлитовой трубки Промежуточная,
жилы Дайковой и жилы имени Барыгина (по Брахфогелю, 1979).
464
В строении трубки А.П. Бобриевич с соавторами (1959, 1964) выделяет
две разновидности кимберлитов – брекчиевидный кимберлит и кимберлит
пикрит-порфирового облика. Последующими исследованиями Ю.А. Осипова
(1976), Г.В. Зольникова (1989) определено сложное строение трубки и участие
в ее структуре четырех разновидностей пород, из которых три
пространственно разобщены.
В северо-восточной и юго-западной частях трубки – вскрыт массивный
плотный кимберлит серо-коричневого цвета. Большую часть породы занимает
связующая масса серпентин-карбонатного состава. На ее фоне выделяются
грязно-зеленые и буроватые псевдоморфозы серпентина по оливину среднего
размера в 3 мм (до 1,5 см) овально-округлых форм. Изредка в центре
псевдоморфоз отмечаются реликты неизмененного оливина. Кроме этого
наблюдаются мелкие (до 3 см) редкие ксенолиты осадочных пород, еще более
редкие обломки кристаллических пород фундамента размером до 1,5 см
(сланцы, эклогиты). Отмечаются редкие включения автолитов. Степень
брекчированности слабая (20-35%). Текстура брекчиевая, структура
порфировая. В основной массе, кроме серпентина и карбоната, наблюдается
пылевидный равномерно рассеянный магнетит и редкие мелкие чешуйки
слюды. Пироп отмечается в виде единичных зерен.
По данным И.М. Карякина (1974), компонентный состав породы имеет
следующий вид (%): содержание основной массы от 43,3 до 52,5 (среднее –
47,9); оливин II генерации – 27,1; оливин I генерации – 5,8;
магнетит+перовскит – 8,5; апатит – 0,8; ксенолиты осадочных пород – 4,8;
автолиты – 5,0. Включений родственных глубинных пород и гранат-пиропа не
установлено.
В породе развиты извилистые прожилки арагонита, кальцита
и магнетита, иногда они выполнены только кальцитом и магнетитом.
Северо-западную часть трубки слагает автолитовая кимберлитовая
брекчия. Породы плотные, голубовато-серого цвета и на 50% состоят из
связующей массы и такого же количества обломков различных пород,
большая часть которых представлена автолитами. Здесь же установлены и так
называемые "полосчатые кимберлиты".
Кимберлит с полосчатой текстурой внешне напоминает слоистый туф.
Полосчатость обусловлена чередованием широких полос (до 4 мм) тонкои грубообломочного материала. Он состоит из автолитовых включений
порфирового кимберлита и псевдоморфоз воскоподобного серпентина по
оливину. Г.В. Зольников (1989) отмечает, что между полосами можно
выделить непрерывный ряд со всеми промежуточными размерами обломков
и включений кимберлита от долей мм до 5 мм. Породы не раскалываются по
"полосчатости". Включения автолитов имеют округлую форму и легко
вылущиваются из породы и имеют четко выраженную поверхность.
Кимберлит, цементирующий брекчию, образует порфировую структуру.
Порфировые выделения представлены серпентинизированным оливином
и редкими зернами граната и ильменита. Микрозернистая основная масса
465
кимберлита состоит, в основном, из серпентина и карбоната, в меньшей
степени – из лейст флогопита, мелких зерен рудного минерала и перовскита.
Обломочный материал в брекчии представлен обломками осадочных пород
и автолитов. Последние преобладают, достигая 70% в отдельных полосах от
всего объема породы.
По мнению Г.В. Зольникова, образование "полосатых" кимберлитов
связано с заключительным этапом становления трубки при относительно
"медленном" и растянутом во времени поступлении порций кимберлитового
расплава в ослабленные зоны пород ранних фаз внедрения в условиях
меняющихся тектонических напряжений.
Компонентный состав брекчии, по И.М. Карякину (1974),
характеризуется следующими количественными соотношениями (%):
содержание связующего кимберлита – 47,2; оливин-II генерации – 8,7; оливинI генерации – 2,5; магнетит+перовскит – 0,2; ксенолиты осадочных пород – 27;
автолиты – 14,3. Включений родственных глубинных пород не установлено.
Ксенолиты метаморфических пород исключительно редки и представлены
кристаллическими сланцами и эклогитоподобными породами. Ильменит
встречается в единичных мелких (до 0,2 мм) округлых зернах.
Таблица 30
Химический состав кимберлитовых пород трубки Аэромагнитная
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
S
CO2
H2O
п.п.п.
Сумма
Аэромагнитная-1
Прочный кимберлит
Илупин, 1978
2
27,99
2,52
3,23
0,18
7,49
1,69
0,22
25,94
9,82
0,19
0,42
0,55
н. опр.
7,53
н. опр.
11,81
99,63
Аэромагнитная-2
Кимберлитовая брекчия
Карякин, 1974
3
20,78
1,20
3,23
следы
4,31
1,87
0,06
16,49
22,64
0,12
0,52
0,07
следы
25,96
2,10
0,40
99,75
Центральную часть трубки слагает темно-серая кимберлитовая брекчия,
состоящая из большого количества округлых автолитовых включений
порфирового кимберлита и угловатых обломков осадочных пород,
466
сцементированных серпентин-карбонатной массой. Количество цемента
незначительное и порода, по внешнему облику, напоминает туфо-конгломерат
(по Осипову, 1976).
А.П. Бобриевичем с соавторами (1959,1964) описаны жилы порфирового
кимберлита в строении Аэромагнитной-1, сложенные породой буроватосерого цвета с карбонат-серпентиновой основной массой и порфировыми
вкрапленниками полностью серпентинизированного оливина и редких зерен
пикроильменита. Азимут падения жилы 190°, угол падения 68° средняя
мощность 4-6 см, с раздувами до 12 см. Химический состав пород трубки
приведен в табл. 30.
Трубка Овал открыта при заверке аэрофотоаномалии, подтвержденной
шлиховыми ореолами рассеяния минералов-спутников алмаза.
Находится в левом борту р. Далдын, в 5 км на северо-запад от устья
рч. Киенг-Юрях.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
современными образованиями общей мощностью до 5 м. В плане имеет
округлую форму, размеры 45×30 м с вытянутостью длинной оси на северозапад по азимуту 317°.
Сложена кимберлитовой брекчией серого цвета, в составе которой
отмечены
парагенетические
минералы-спутники
алмаза.
Полный
минералогический анализ показал следующий состав тяжелой фракции
(выход – 0,4 кг/м3): пикроильменит – 99,5%; барит – 0,3%; рутил – 0,2%, пироп
– 21 знак, хромит – 4 знака, в знаках отмечено присутствие магнетита,
лимонита, альмандина, в единичных знаках – моноклинный пироксен, циркон,
лейкоксен. Пироп присутствует, преимущественно, в мелком классе
и характерным для него является присутствие только одной цветовой
разновидности – розовой.
Породы трубки немагнитные и характеризуются следующим
химическим составом (%): SiO2 – 24,13; TiO2 – 1,94; Al2O3 – 3,75; Cr2O3 – 0,123;
Fe2O3 – 5,75; FeO – 0,8; MnO – 0,077; MgO – 19,23; CaO – 19,02; Na2O – 0,123;
K2O – 0,247; P2O5 – 0,49; Sобщ. – следы; H2O– – 1,29; H2O+ – 2,40; NiO – 0,048;
CoO – 0,0037; F – 0,1; SO3 – 0,04; п.п.п. – 7,06; сумма – 99,76.
Трубка Малютка открыта в 1955 г. в процессе шлиховых поисков.
Расположена на водоразделе рч. Улахан-Бысыттах-Дьяха – р. Далдын в 3 км
на северо-запад от тр. Зарница.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и выведена
к дневной поверхности с незначительным чехлом (до 1,5 м) делювиальных
образований.
В плане трубка имеет несколько удлиненную форму с плавными, слегка
извилистыми контурами. Размеры тела 65×35-45 м, длинная ось тела
ориентирована на северо-запад по азимуту 300°.
Трубка сложена очень плотной кимберлитовой брекчией, сильно
кальцитизированной, голубовато-зеленого цвета с серыми оттенками.
467
Содержание ксеногенного материала достигает 30-40% объема породы
и представлен обломками осадочных пород.
Связующая
масса
кимберлит-цемента
существенно
хлоритсерпентинового состава, объем ее составляет 60-70%. Цвет голубоватозеленый. В составе породы отмечаются мелкие зерна пиропа, ильменита
и магнетита. В редких случаях наблюдается хромдиопсид в виде единичных
знаков.
Породы трубки отличаются сильной намагниченностью (+1970 гамм)
и характеризуются следующим химическим составом (%): SiO2 – 26,44; TiO2 –
2,08; Al2O3 – 1,02; Fe2O3 – 5,98; FeO – 0,99; Cr2O3 – 0,20;
MnO – 0,12; MgO – 26,16; CaO – 14,40; Na2O – 0,08; K2O – 0,25; CO2 –
10,75; S – 0,03; P2O5 – 0,47; п.п.п. – 10,07; сумма – 99,92 (по Илупину, 1978).
Трубка Зарница является первым кимберлитовым телом открытым
в Якутии в 1954 г. Л. Попугаевой с применением поисков по шлихоминералогическим ореолам рассеяния минералов-спутников алмаза.
Трубка расположена в левом борту верхнего течения рч. Дьяха, левого
притока р. Далдын.
Прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью свыше 5-6 м. Форма
в плане изометричная, близкая к округлой, размеры 535×480-490 м,
с ориентацией длинной оси тела на северо-восток по азимуту 38°.
В приконтактовых частях залегание осадочных пород нарушено
пликативными к дизъюнктивными дислокациями, развитием зон
тектонического
дробления
и
брекчирования,
сопровождающихся
изменениями гидротермального и гипергенного характера.
Трубка сложена кимберлитовыми брекчиями зеленовато-серого
и голубовато-зеленого цвета, содержащими небольшое количество (2-18%)
псевдоморфоз по оливину I генерации. Псевдоморфозы выполнены
пластинчатым, чешуйчатым и волокнистым серпентином и тонкокрупнозернистым кальцитом.
Основная масса состоит из переменного количества серпентина
и карбоната, иногда с хлоритом в незначительных количествах. В агрегате
основной массы выделяются псевдоморфозы по оливину II генерации, мелкие
зерна перовскита, магнетита и чешуйки флогопита.
Внутренняя структура трубки осложнена наличием жилоподобного тела
мощностью 30 см, рассекающего плотный кимберлит по азимуту СВ 50-60°
и имеющего падение на юго-восток под углом 80°. Тело сложено плотным
мелкообломочным кимберлитом, пропитанным гидроокислами железа.
Ксенолиты осадочных пород присутствуют повсеместно в количестве до
15-25% с тенденцией увеличения объема и размеров в приконтактовых частях
тела. В ксенолитах известняков обнаружена фауна брахиопод, кораллов,
гастропод, трилобитов. В их составе присутствуют типичные формы ордовика
и силура. Отложения последнего в пределах Далдынского поля полностью
уничтожены эрозионно-денудационными процессами.
468
Кимберлиты трубки характеризуются повышенными содержаниями
основных минералов: пикроильменит до 0,72%, пироп до 0,18%;
концентрации хромшпинелидов и хромдиопсида невелики. Для трубки
характерно присутствие автолитов, иногда содержание их составляет более
50% породы. Размеры автолитов исключительно разные: от мельчайших до
очень крупных (до 25-30 см в диаметре). Крупные автолиты как правило
многослойные с концентрически-зональным строением (Маршинцев, 1985).
Ксенолиты
метаморфических
пород
пользуются
широким
распространением. Они, как правило, окружены плотной темно-зеленой
хлорит-серпентиновой оболочкой и предоставлены гранатсодержащими
кристаллическими сланцами, эклогитоподобными породами, амфиболитами.
Включения глубинных пород редки. Из изученной коллекции (95 нодулей),
Ю.А. Осиповым (1976) показано преобладание ультраосновных пород (95%),
из которых гранатовые разновидности составляют до 80%, а безгранатовые –
9%. Отмечены находки катаклазированных разновидностей (12%). Среди
гранатовых ультрабазитов преобладают породы коэситовой (32%)
и гроспидитовой (37%) фаций. Гранатовые пироксениты составляют 4%;
эклогиты не обнаружены.
Гидротермальные минералы отмечаются, преимущественно, в верхних
горизонтах (до 100 м) в виде прожилков магнетита, кальцита, реже – арагонита
и серпентина.
Кора выветривания кимберлитов трубки изучена Э.А. Шамшиной
(1979). В составе тонкодисперсного материала породы коры выветривания
преобладает серпентин. В незначительном количестве присутствуют
монтмориллонит и вермикулит, гидроокислы Fe и в глинистых фракциях –
тонкодисперсный кремнезем в форме кварца. Отсюда определяется, что
верхние горизонты трубки представляют собой остаточную кору
выветривания и относятся к зоне выщелачивания – начального гидролиза.
Средний химический состав пород трубки, по данным И.П. Илупина
(1978), имеет следующий вид (%): SiO2 – 27,57; TiO2 – 1,90; Al2O3 – 3,04; Cr2O3
– 0,12; Fe2O3 – 5,96; FeO – 2,12; MnO – 0,13; MgO – 25,38; CaO – 13,31; Na2O –
0,08; K2O – 0,28; P2O5 – 0,30; S – 0,04; CO2 – 10,22; п.п.п. – 9,39; сумма – 99,84.
Трубка имени Попугаевой (названа в честь первооткрывателя
кимберлитовых трубок в Якутии) открыта при заверке электроразведочной
аномалии, выделенной на участке ранее известной геохимической аномалии
в 1973 г.
Расположена в 700 м северо-восточнее от центра трубки Зарница на
вершине водораздела рч. Дьяха – рч. Улахан-Бысыттах, левых притоков
р. Далдын.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта современными образованиями общей мощностью до 4,0 м.
В плане трубка имеет почти изометричную форму, размеры ее 100×90 м
с ориентацией длинной оси по азимуту СВ 41°.
469
Сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета. Из
основных минералов в кимберлите присутствуют пикроильменит (58,7%),
пироп до 25,0% и в виде единичных знаков – хромдиопсид и хромшпинелиды.
Из минералов в весовых значениях в тяжелой фракции отмечены: магнетит
(0,5), роговая обманка (8,9), апатит (0,4), рутил (0,3), арагонит+стронцианит
(4,3), слюда – 0,1%. В знаках отмечаются лимонит, пироксен, циркон, дистен.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 32,45; TiO2 – 1,45; Al2O3 – 5,80; Cr2O3 – 0,08; Fe2O3 – 4,29; FeO –
2,28; MnO – 0,06; MgO – 17,47; CaO – 11,32; Na2O – 0,155; K2O – 1,84; P2O5 –
0,29; S – не обн.; CO2 – 15,10; H2O– – 3,10; H2O+ – 3,76; NiO – 0,0375; CoO –
0,0055; F – 0,14; SO3 – н. обн.; п.п.п. – 0,23; сумма – 100,37 (по Илупину, 1978).
Трубка Электра открыта в 1972 г. при заверке электроразведочной
аномалии, выделенной на участке ранее известной аэрофотоаномалии.
Трубка расположена на водоразделе рч.рч. Дьяха-Загадочный в 1,0 км
северо-восточнее от центра трубки Зарница и в 300 м по азимуту 70° от трубки
им. Попугаевой.
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы раннего палеозоя
и перекрыта делювиально-элювиальными образованиями общей мощностью
до 5 м. В плане имеет овальную форму, размеры 90×50 м, с ориентацией
длинной оси на северо-запад по азимуту 287°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета,
в составе которой отмечаются следующие основные минералы (%):
пикроильменит – 67,47; пироп – 31,8; хромшпинелиды – 0,3. Отмечаются
единичные знаки хромдиопсида.
Отмечается
общее
сходство
внешнего
облика
пород
и минералогического состава кимберлитов трубок имени Попугаевой
и Электра.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 28,62; TiO2 – 1,56; Al2O3 – 4,69; Cr2O3 – 0,107; Fe2O3 – 5,08; FeO –
2,06; MnO – 0,065; MgO – 15,25; CaO – 16,65; Na2O – 0,14; K2O – 1,33; P2O5 –
0,32; S – н.обн.; CO2 – 16,22; H2O– – 3,35; H2O+ – 4,38; NiO – 0,0535; CoO –
0,0065; F – 0,165; SO3 – н.обн.; п.п.п. – 0,225; сумма – 100,27 (по Осипову,
1976).
Трубка Аргыс открыта при заверке электроразведочной аномалии,
выделенной в пределах ранее известного шлихового ореола. Расположена на
водоразделе рч. Дьяха и рч. Орто-Бысыттах, в 1,4 км по азимуту 245° от трубки
Иксовая (Немагнитная).
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями общей мощностью
до 3,5 м. В плане имеет изометрично-неправильную форму, размеры 35×25 м,
длинная ось тела ориентирована на северо-восток по азимуту 50°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией светло-серого цвета,
затронутой процессами выветривания до глубины 10 м. В составе пород
470
отмечены пикроильменит (82,8%), пироп (14,2%), в виде единичных знаков –
хромдиопсид и хромшпинелиды.
Породы трубки немагнитные и характеризуются следующим
химическим составом (%): SiO2 – 29,69; TiO2 – 2,04; Al2O3 – 4,28; Cr2O3 –
0,0875; Fe2O3 – 3,80; FeO – 0,80; MnO – 0,0825; MgO – 13,22; CaO – 20,08; Na2O
– 0,142; K2O – 0,92; P2O5 – 0,61; Sобщ. – 0,01; CO2 – 11,79; H2O – 3,36; п.п.п. –
0,46; сумма – 100,18 (по Осипову, 1976).
Трубка Чебурашка открыта при заверке электроразведочной аномалии
в контурах ранее известной аэрофотоаномалии в 1973 г.
Расположена на правом склоне долины рч. Загадочный, левого притока
р. Далдын, в 1,2 км по азимуту 65° от центральной части трубка Зарница.
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями общей мощностью
до 3,7 м. В плане трубка имеет овальную форму, несколько вытянутую на
северо-запад по азимуту 320°.
Трубка сложена типичной кимберлитовой брекчией серого цвета
и характеризуется крайне низкими содержаниями основных минералов: пироп
до 0,32, пикроильменит до 1,1% с относительно высоким уровнем
концентрации хромита (до 2%). Размеры зерен пиропа и пикроильменита не
превышает 1 мм.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 24,18; TiO2 – 0,70; Al2O3 – 2,73; Cr2O3 – 0,05; Fe2O3 – 3,38; FeO –
0,80; MnO – 0,07; MgO – 14,61; CaO – 22,61; Na2O – 0,14; K2O – 0,53; P2O5 –
0,32; Sобщ. – 0,073; CO2 – 14,82; H2O – 2,28; п.п.п. – 12,56; сумма – 99,82
(по Осипову, 1976).
Трубка Рот-Фронт открыта в 1971 г., при заверке магнитной аномалии.
Трубка расположена на правом склоне долины р. Далдын, в 5 км на северозапад от устья рч. Киенг-Юрях, правого притока р. Далдын.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
аллювиальными осадками второй террасы р. Далдын общей мощностью до
12 м. В плане трубка образует дайкообразную форму, неправильно-вытянутых
очертаний с ориентацией длинной оси на северо-восток по азимуту 80°.
Размеры тела 300×40-75 м. В восточном направлении тело выклинивается
(рис. 49).
Вдоль северного контакта тела с вмещающими породами вскрыта зона
рассланцевания и дробления пород (сильно пиритизированных), которая
в равной степени развита как в кимберлитах эндоконтакта, так и во
вмещающих породах.
Трубка сложена слабосцементированной кимберлитовой брекчией
крупнообломочной структуры. Цвет породы темно-серый с коричневатым
оттенком. Связующая масса имеет серпентин-карбонатный состав, на фоне
которого выделяются ксенолиты осадочных пород, кристаллических сланцев
и гнейсов, кремнистых образований, зерна пикроильменита размером от 0,3 до
1-1,5 см. Размеры ксенолитов от 1-3 см до 20-30 см. Содержание кластического
материала до 70-80%.
471
Рис. 49. Морфологические особенности трубки Рот-Фронт.
Структура породы в шлифах метакристаллическая и кристаллокластическая, текстура брекчиевая. Псевдоморфозы по оливину I генерации
имеют размеры 0,5-2,5 мм, округло-овальную и слегка вытянутую форму
и сложены двумя разновидностями серпентина: изотропный минерал
выполняет собственно псевдоморфозы и анизотропный – волокнистого
строения серпентин выполняет трещины. Внутри псевдоморфоз наблюдаются
разноориентированные зерна кальцита, нередко – отмечаются зерна пирита
с равномерным распределением. Псевдоморфозы оливина II генерации имеют
размеры не более 0,5-0,7 мм, форма округлая, редко – субидиоморфная. Состав
и строение этих псевдоморфоз идентичный оливину I генерации.
Пикроильменит наблюдается в зернах округлой или неправильной
формы, размер от 0,4-0,5 мм до 1,5-2 см. Часто пикроильменит имеет
лейкоксеновую оболочку. Пироп отмечается в редких мелких (0,1-0,4 мм)
зернах фиолетовой или бледно-лиловой окраски. Хромдиопсид образует не
менее редкие удлиненные зерна размером не более 0,3 мм и выделяется своей
ярко-зеленой окраской.
Пирит образует агрегаты размером 0,5-1 мм или встречается в виде
тонкой равномерно рассеянной рудной вкрапленности, или выполняет
прожилки в породе.
472
Абсолютный возраст, определенный для связующей массы кимберлитов
трубки, показывает интервал в 330 и 385 млн. лет.
Химический состав породы трубки (%): SiO2 – 27,20; TiO2 – 2,14; Al2O3
– 4,69; Cr2O3 – 0,10; Fe2O3 – 4,78; FeO – 1,82; MnO – 0,15; MgO – 25,02; CaO –
12,98; Na2O – 0,085; K2O – 1,41; P2O5 – 0,265; Sобщ. – 0,055; CO2 – 10,04; п.п.п.
– 8,10; H2O – 0,72; сумма – 99,55% (по Горяшину В.А., 1972).
Трубка Летняя открыта при заверке шлихового ореола на участке ранее
известной аэрофотоаномалии. Расположена в бассейне рч. Загадочный, левого
притока р. Далдын. Рядом расположены трубки Зарница, Зимняя, Осенняя.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями переменной мощности от 5,5 до
15,7 м. При детализации горными выработками установлено, что аномалии
образованы двумя самостоятельными трубками.
Трубка Летняя-Западная. Имеет в плане неправильную удлиненную
форму, размеры ее 190×70 м, вытянута в широтном направлении (восток, 90°).
Мощность делювия – 3,7 м, элювия – до 12 м. Сложена кимберлитовой
брекчией серого цвета. В составе брекчии пироп преобладает над
пикроильменитом. Породы немагнитные.
Химический состав породы (%): SiO2 – 24,02; TiO2 – 0,92; Al2O3 – 2,91;
Cr2O3 – 0,0635; Fe2O3 – 3,34; FeO – 1,06; MnO – 0,11; MgO – 16,65; CaO – 20,82;
Na2O – 0,152; K2O – 0,84; P2O5 – 0,60; Sобщ. – 0,027; CO2 – 17,81; H2O– – 2,57;
H2O+ – 2,39; NiO – 0,0325; CoO – 0,0035; F – 0,11; п.п.п. – 5,73; сумма – 100,16
(по Осипову, 1976).
Трубка Летняя-Восточная расположена в 50 м на восток от западного
тела и имеет в плане овальную форму, размеры 60×40 м и длинная ось тела
ориентирована на северо-запад по азимуту 355°. Мощность делювия до 4,5 м,
элювия-до 2,0 м. Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленого цвета.
По данным Осипова Ю.А. (1976) из основных минералов в кимберлитах
обеих трубок присутствуют пикроильменит, пироп, хромдиопсид, хромит.
Породы немагнитные и имеют следующий химический состав (%): SiO2
– 26,57; TiO2 – 0,31; Al2O3 – 5,70; Cr2O3 – 0,055; Fe2O3 – 3,29; FeO – 0,81; MnO
– 0,125; MgO – 14,12; CaO – 20,62; Na2O – 0,22; K2O – 1,10; P2O5 – 0,43; Sобщ. –
0,03; CO2 – 13,64; H2O– – 2,23; п.п.п. – 10,66; сумма – 99,91 (по Осипову, 1976).
Трубка Осенняя открыта в 1955 г. при заверке магнитной аномалии
и расположена на левобережье рч. Загадочный, левого притока р. Далдын,
в 3 км выше его устья. В рельефе трубка не выражена. Абс. отм. 310-315 м
(нижняя часть пологого склона долины).
Трубка прорывает карбонатно-терригенные породы раннего палеозоя
и перекрыта делювиально-элювиальными образованиями общей мощностью
до 4,7-5,0 м. В плане трубка неправильно-округлой формы и имеет размеры
190×140 м. Длинная ось тела ориентирована на северо-восток по азимуту 53°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией светло-серого, желтоватосерого цвета с легкими голубовато-зелеными оттенками. Содержание
кластического материала колеблется от 40 до 80%. Структура брекчиевая,
473
кристаллолитокластическая.
Включения
представлены
автолитами,
осадочными породами, кристаллическими хлоритовыми и хлоритсерпентиновыми сланцами, эклогитами. Из минералов-включений
присутствуют ильменит, пироп, псевдоморфозы по оливину, слюда.
Неизмененный оливин встречается очень редко. Форма включений угловатая,
угловато-сглаженная, овальная. Размеры от долей мм до 10-20 см. Размер
псевдоморфоз по оливину достигает 1 см, а другие минералы не превышают
2 мм. Псевдоморфозы по оливину имеют существенно серпентиновый, реже
серпентин-карбонатный состав и их содержание достигает 50% от всех
включений. Связующая масса породы состоит из тонкозернистого агрегата
карбоната и серпентина с незначительным количеством рассеянного
пылевидного магнетита.
Намагниченность пород отражается в наличии аномалии со значениями
+980 гамм. Химический состав породы (%): SiO2 – 26,26; TiO2 – 1,12; Al2O3 –
2,40; Fe2O3 – 4,96; FeO – 1,30; Cr2O3 – 0,127; MnO – 0,12; MgO – 25,83; CaO –
15,90; Na2O – 0,07; K2O – 0,40; CO2 – 12,06; S – 0,04; P2O5 – 0,45; п.п.п. – 9,10;
сумма – 100,137 (по Илупину, 1978).
Трубка Зимняя открыта в 1957 г. при заверке магнитной аномалии
и находится на левобережном склоне долины рч. Загадочный, левого притока
р. Далдын, в 700 м на северо-восток от трубки Осенняя.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 4,3 м. Абс. отм. –
340-350 м. В плане имеет неправильно-вытянутую форму, размер 155×70100 м с ориентацией длинной оси на северо-запад по азимуту 292°.
Сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета с бурыми
оттенками. Степень брекчированности средняя; текстура брекчиевая;
структура порфировая, реликтовая.
Кимберлит цементирующий брекчию характеризуется серпентинкарбонатным составом, с включениями магнетита и равномерно рассеянной
мелкой
слюды.
Порфировые
выделения
образованы
пиропом,
пикроильменитом, слюдой, псевдоморфозами серпентина по оливину. Пироп
отмечается в виде угловатых или округлых зерен светло-красного, кровавокрасного цвета, размер до 2 мм, обычно без келифитовой оболочки. Округлые
зерна пиропа имеют больший размер (до 10 мм), трещиноватые, в келифовой
кайме, цвет кроваво-красный. Ильменит, как и пироп, отмечается, в целом,
редко; в виде угловато-сглаженных зерен размером от 0,5-2 мм до 4-5 мм.
Слюда-флогопит образует таблитчатые выделения величиной до 10×6×3 мм.
Слюда основной массы наблюдается в виде мелких (до 0,5 мм) чешуек.
Псевдоморфозы по оливину нередко имеют в центре реликты
неизмененного оливина. Размер псевдоморфоз до 5 мм. Обычно, имеют
серпентиновый состав.
Для пород трубки характерно широкое развитие вторичных минералов:
магнетита, кальцита, серпентина, Ca-стронцианита.
474
Ксеногенный материал брекчии представлен, преимущественно,
обломками осадочных пород, реже – кристаллическими сланцами
фундамента. Из числа последних выделены слюдисто-пироксеновые,
слюдисто-пироксен-полевошпатовые и плагиоклаз-пироксеновые сланцы
с размером от 1 до 5 см. Аналогичны им и ксенолиты эклогитов
и эклогитоподобных пород. Представители глубинных включений не
обнаружены, но наблюдались редкие находки автолитов, сложенных
кимберлитом порфировой структуры размером от 1,5 до 5 см, округлой
формы.
Химический состав породы (%): SiO2 – 28,90; TiO2 – 1,00; Al2O3 – 3,30;
Cr2O3 – 0,27; Fe2O3 – 4,76; FeO – 1,06; MnO – 0,10; MgO – 26,79; CaO – 13,56;
Na2O – 0,06; K2O – 0,52; P2O5 – 0,33; S – 0,12; CO2 – 11,06; п.п.п. – 8,80; сумма
– 100,63 (по Илупину, 1978).
Трубка Прогнозная открыта в 1975 г. при заверке шлихового ореола на
участке ранее выделенной аэрофотоаномалии. Трубка расположена на правом
склоне долины рч. Загадочный, левого притока р. Далдын, в 2 км южнее
трубки Зарница.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 3,34 м. В плане трубка имеет овальную форму и размеры 250×150 м. Длинная ось
тела ориентирована на восток (90°).
Трубка сложена типичной кимберлитовой брекчией серого цвета.
В составе породы установлено наличие пикроильменита, пиропа
и хромшпинелидов. Соотношение пикроильменит: пироп=40:1.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 25,49; TiO2 – 1,33; Al2O3 – 2,58; Cr2O3 – 0,07; Fe2O3 – 3,73; FeO –
1,61; MnO – 0,11; MgO – 17,670; CaO – 20,01; Na2O – 0,16; K2O – 1,09; P2O5 –
0,32; S – н.обн.; CO2 – 14,23; H2O– – 1,40; H2O+ – 2,57; NiO – 0,035; CoO – 0,004;
F – 0,07; SO3 – н.обн.; п.п.п. – 6,21; сумма – 99,62 (по Осипову, 1976).
Трубка Якутская открыта в 1956 г. при заверке магнитной аномалии
и расположена на водоразделе р. Далдын – рч. Киенг-Юрях, в верховьях
рч. Ильменитовый.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными и ложковыми отложениями общей
мощностью от 3,5 до 7-7,2 м. В плане трубка имеет вытянутую, неправильноизометричную форму размерами 820×120-200 м (рис. 50). Азимут
простираний длинной оси северо-восток 68°. В экзоконтакте рудного тела
наблюдаются отчетливые зоны дробления вмещающих пород мощностью до
1-1,5 м с незначительным брекчированием, а общая повышенная
трещиноватость прослежена на удалении до 10 м от контактов (Щукин, 1953).
Направление трещиноватости отвечает простиранию трубки.
475
Рис. 50. Морфологические особенности трубки "Якутская".
Трубка сложена кимберлитовой брекчией, в составе которой, разными
авторами выделяются от 2 до 3-х разновидностей. Различия, наблюдаемые по
текстурно-структурным признакам, в общем незначительные и являются
отражением двух основных этапов формирования трубки.
Кимберлитовые брекчии имеют преобладающую серовато-зеленую
окраску, которая в восточной части тела приобретает бурые оттенки. Породы
сложены псевдоморфозами по оливину I генерации (6,4-15,6%),
выполненными
мелкочешуйчатым
и
пластинчатым
серпентином
и мелкозернистым карбонатом, иногда в сростках с магнетитом. Основная
масса состоит из агрегатов серпентина, хлорита и карбоната, в которой
выделяются псевдоморфозы по оливину II генерации, редкие зерна
перовскита, апатита, магнетита и чешуйки хлоритизированного флогопита.
Автолиты кимберлитов ранних фаз внедрения отмечаются довольно часто.
Ксенолиты осадочных пород занимают от 9,7 до 19,7% объема породы
с тенденцией возрастания их содержаний и размеров в направлении
к эндоконтактам трубки. Количество пиропа варьирует от 0,003 до 0,001%
в восточной и западной участках тела, а пикроильменита (соответственно) от
0,16 до 0,18%. Содержание последнего в центре трубки составляет всего
0,05%. Хромшпинелид отмечается в виде редких знаков.
В верхних горизонтах трубки описано развитие жил и прожилков
кальцита и арагонита.
Ксенолиты метаморфических пород в строении трубки исключительно
редки и, в силу сильной измененности, ксенолиты трудно определимы.
476
По данным Щукина В.Н. с соавторами (1958), среди них отмечаются
пироксен-полевошпатовые, слюдисто-полевошпатовые и гранат-слюдистополевошпатовые кристаллические сланцы с размером обломков до 15 см.
Относительно редки и включения глубинных пород. Среди них
преобладающей разновидностью являются ультрабазиты с гранатом (61%)
и их безгранатовые разности (32,8%). Пироксениты составляют 3,2%,
ильменитовые гипербазиты – 2,3%.
По мнению В.Н. Щукина (1958) отличительными признаками западной
и восточной частей трубки являются следующие особенности. Западная
и центральная части представляют собой дайкообразное тело, сложенные
кимберлитовой брекчией с очень низким содержанием первичных минералов.
Восточная часть сложена более плотными кимберлитовыми брекчиями,
несущими в своем составе большие количества первичных минералов, в том
числе и оливин, хромдиопсид. В корреляции с кимберлитовыми минералами
отмечается и возрастание находок ксенолитов метаморфических пород. На
основании этих признаков автор приходит к выводу, что в первый этап
внедрения сформировано западное дайкообразное тело с более развитыми
процессами изменений. Во второй этап происходит становление восточной
части трубки, сложенной более сохранившимися относительно плотными
брекчиями. Особенности химического состава пород трубки приведены
в табл. 31.
Таблица 31
Химический состав кимберлитовых пород трубки Якутская
(по Илупину, 1978)
Окислы, %
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
Cr2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
CO2
S
P2O5
п.п.п.
Сумма
Западная
2
26,24
2,02
3,36
4,66
1,94
0,07
0,065
21,22
16,76
0,11
0,45
13,26
0,01
0,30
9,05
99,535
Положение в плане трубки
Центральная
3
30,46
1,72
3,00
5,48
1,61
0,097
0,11
28,25
9,94
0,08
0,18
7,12
0,04
0,35
11,23
99,667
477
Восточная
4
32,31
1,76
2,61
7,48
1,83
0,12
0,16
32,14
4,72
0,13
0,06
3,74
0,07
0,30
12,16
99,64
Трубка Академическая открыта 1956 г. при шлиховых поисках
и находится в 1,5 км на юг-юго-запад от трубки Якутская.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породе раннего палеозоя
и перекрыта делювиально-элювиальными образованиями мощностью до 4 м.
В рельефе местности трубка не выражена. Абс. отм. 445-455 м. В плане имеет
неправильно-овальную форму и размеры 290×80-100 м. Длинная ось тела
ориентирована на северо-восток по азимуту 84°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией серовато-зеленого цвета
с бурыми оттенками. Основная масса кимберлита тонкозернистого строения
карбонат-серпентинового состава с порфировыми вкрапленниками
ильменита, псевдоморфоз по оливину, редкой слюды. Минералогический
состав: первичные минералы – ильменит, флогопит, серпентинизированный
оливин; вторичные минералы – серпентин, кальцит, магнетит.
Пикроильменит встречается редко в виде небольших (3 мм)
фенокристаллов. Слюда также редкая, имеет черный цвет и образует
пластинки размерам до 1,5 мм.
Вторичные минералы слагают основную массу кимберлита.
Псевдоморфозы по оливину серпентинизированы, и имеют овальную или
овоидную формы, размер до 10 мм. Нередко серпентин в псевдоморфозах
образует петельчатые структуры.
Ксенолиты осадочных пород округло-угловатые, размер до 1-5 см.
Включения метаморфических пород представлены обломками (2-5 см)
слюдистых, слюдисто-пироксеновых и реже – пироксен-полевошпатовых
сланцев. Из ксенолитов магматических пород встречены обломки долеритов
угловатой формы, размером до 3 см. Отмечаются также редкие включения
автолитов, сложенные кимберлитом с порфировой структурой.
Химический состав породы (%): SiO2 – 28,95; TiO2 – 1,83; Al2O3 – 3,01;
Cr2O3 – 0,12; Fe2O3 – 5,44; FeO – 1,66; MnO – 0,10; MgO – 26,64; CaO – 11,34;
Na2O – 0,10; K2O – 0,27; P2O5 – 0,34; S – 0,05; CO2 – 9,01; п.п.п. – 10,65; сумма
– 99,51 (по Илупину, 1978).
Трубка Аэросъемочная открыта в 1956 г. при заверке магнитной
аномалии и находится на водоразделе рч.рч. Киенг-Юрях-Ильменитовый,
в 1 км к юго-западу от трубки Академическая.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальным образованиями мощностью до 3,53,6 м. В рельефе трубка образует заметную возвышенность с превышениями
до 1-1,5 м в центральной части тела.
В плане трубка имеет эллипсовидную форму размером 100×70 м
и длинная ось тела ориентирована на северо-запад по азимуту 329°.
Породы, слагающее трубку, представлены кимберлитовой брекчией
светло-серого, зеленовато-серого цвета. Текстура брекчиевая, структура
основной массы порфировая. Строение кимберлит-цемента тонкозернистое.
Основная масса породы изменена и сложена карбонат-серпентиновым
агрегатом, на фоне которого выделяются порфировые выделения
478
псевдоморфоз серпентина по оливину, зерен пикроильменита, редко –
оливина, слюды. Ильменит встречается по всему телу в виде крупных
(до 5-10 м) и мелких (1-2 мм) зерен. Неизмененный оливин наблюдается редко
и только в центральной части трубки. Зерна его округлой формы, размер
1-5 мм, обычно имеют буроватый оттенок. Слюда-флогопит отмечается в виде
единичных листочков размером не более 1 мм. Цвет слюды черный.
Псевдоморфозы по оливину имеют существенно серпентиновый состав,
округлые формы и размеры до 20 мм. Часто в строении псевдоморфоз
в составе серпентина встречается сростки зерен ильменита.
В породе наблюдаются тонкие (1-2 мм, редко 5 мм), не выдержанные по
простирание и мощности, ветвящиеся кальцитовые, магнетитовые и кальцитмагнетитовые прожилки. Часто они слабо наклонены под углом 20-40°, реже
отмечается случаи и более крутого падения. Кимберлит по краям прожилков
осветлен с формированием зоны изменения мощностью до 2 см. Магнетит
в прожилках нередко окисленный.
Характерной чертой пород трубки является практическое отсутствие
граната-пиропа.
Обломочный материал брекчии представлен преимущественно
осадочными породами, редко – кристаллическими сланцами и автолитами.
Последние представлены округлыми обломками кимберлитов порфировой
структуры.
Химический состав породы (%): SiO2 – 30,15; TiO2 – 2,50; Al2O3 – 3,50;
Cr2O3 – 0,173; Fe2O3 – 6,98; FeO – 1,58; MnO – 0,11; MgO – 27,90, CaO – 8,24;
Na2O – 0,07; K2O – 0,06; P2O5 – 0,38; S – 0,015; CO2 – 6,42; п.п.п. – 11,06; сумма
– 99,138 (по Илупину, 1978).
Трубка Ильменитовая открыта в 1975 г. при заверке комплексной
аэрофотоаномалии и шлихового ореола. Находится на левом склоне долины
рч. Киенг-Юрях, правого притока р. Далдын, в 5 км от его устья на запад-югозапад.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями мощностью до
2,7-3 м. В плане она имеет неправильно-овальную форму, размеры 190(?)×100
с простиранием длинной оси тела на северо-восток по азимуту 68°.
Трубка сложена типичной кимберлитовой брекчией зеленовато-серого
цвета. Из основных минералов в породе присутствуют: пикроильменит (94,2%
от
веса
тяжелой
фракции),
единичные
зерна
хромдиопсида
и хромшпинелидов. Пикроильменит – пироповое соотношение составляет
1000:1 по весу и 400:1 по количеству зерен, что резко выделяет трубку среди
других тел Далдынского поля. Характерным для пикроильменита является
высокое содержание зерен класса +1 мм (79,2% по весу и около 15% по
количеству
зерен).
Много
зерен
этого
минерала
встречается
и в классе -8+4 мм. В отличие от близ расположенных трубок Якутская
и Академическая, пикроильменит трубки Ильменитовая в частых случаях
покрыт коричневой оболочкой.
479
Пироп встречается в виде мелких (<1 мм) колотых зерен
преимущественно лиловой окраски.
Породы трубки немагнитные и имеют следующий химический состав
(в %): SiO2 – 25,70; TiO2 – 1,99; Al2O3 – 3,34; Cr2O3 – 0,09; Fe2O3 – 3,87; FeO –
2,11; MnO – 0,055; MgO – 17,33; CaO – 20,28; Na2O – 0,13; K2O – 0,765; P2O5 –
0,345; CO2 – 16,41; H2O– – 1,87; H2O+ – 4,33; NiO – 0,042; CoO – 0,006; F – 0,19;
SO3 – н.обн.; п.п.п. – 0,595; сумма – 100,05 (по Осипову, 1976).
Трубка Украинская открыта в 1956 г. в процессе шлиховых поисков
и расположена в верховьях рч. Киенг-Юрях, правого притока р. Далдын.
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта элювиально-делювиальными образованиями до 3-3,1 м.
В рельефе на местности не выражена. Абс. отм. – 370-375 м. Форма
в плане неправильно-овальная, размеры 155×55-70 м, направление длинной
оси тела на северо-восток по азимуту 56°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета.
Текстура брекчиевая, структура порфировая. Основная масса
тонкозернистого строения. Степень брекчированности средняя. Характерной
особенностью пород трубки является значительное содержание в брекчии
крупных угловатых ксенолитов осадочных пород, имеющих круто наклонную
ориентировку.
Цементирующий брекчию кимберлит сложен карбонатом, серпентином
и магнетитом, вкрапленниками псевдоморфоз серпентина по оливину, пиропа,
ильменита, слюды.
Компонентный состав породы, по данным И.М. Корякина (1974) имеет
следующий вид. Среднее содержание основной массы 32,8%, оливин
II генераций – 22,8%, оливин I генерации – 2,8%, магнетит+перовскит – 2,4%,
пироп – 0,2%. Содержание ксенолитов осадочных пород 15,6%, автолитов –
25,2%.
Ксенолиты метаморфических пород редки и представлены
амфиболитами, кристаллическими сланцами и гнейсами. Включения
глубинных пород не обнаружены.
Химический состав (%): SiO2 – 26,37; TiO2 – 2,28; Al2O3 – 2,47; Cr2O3 –
0,18; Fe2O3 – 4,78; FeO – 2,01; MnO – 0,11; MgO – 24,91; CaO – 14,74; Na2O –
0,08; K2O – 0,28; P2O5 – 0,26; S – 0,02; CO2 – 11,60; п.п.п. – 0,04; сумма – 99,88
(по Илупину, 1978).
Трубка Геофизическая открыта в 1955 г. при заверке магнитной
аномалии и расположена на северном склоне рч.рч. Ленинградский-ЭимЮрях в 130 м на запад от тр. Ленинградская (рис. 51).
Трубка прорывает терригенно-карбонатные породы раннего палеозоя
и перекрыта делювиальными образованиями мощностью до 1,6 м. Переход
элювиального слоя в коренные кимберлиты постепенный и его мощность
колеблется в пределах трубки от 1,5 до 2 м.
480
I. Трубка Геофизическая
II. Трубка Ленинградская
Рис. 51. План изодинам и форма в плане кимберлитовых трубок Геофизическая (I)
и Ленинградская (II) (по Брахфогелю, 1979).
В рельефе трубка выражена слабым возвышением. Абс. отм. трубки –
475 м. Общий уклон местности на северо-запад. Форма трубки в плане
эллипсовидная, неправильно-овальная, размеры 180×125 м и длинная ось тела
ориентирована на северо-восток по азимуту 48°.
Во вмещающих породах околотрубочного пространства наблюдается
серия дизъюнктивных и пликативных нарушений, прослеженных вдоль
восточного контакта на расстоянии 2-1 м от него. Выделяется система
481
микросбросов с азимутами простирания 250, 290 и 315°, азимутам падения 1020-45-80°, углами падения 10-20-30-40-45-78°.
Трубка имеет сложное строение и сложена кимберлитовыми брекчиями
и порфировым кимберлитом базальтоидного облика (рис. 53).
Порфировые кимберлиты выполняют тело неправильной формы,
внедрившееся на северо-восточном фланге трубки и составляют порядка
12,5% ее общего объема и отличаются внешним эффузивным обликом.
Порфировые кимберлиты постепенно переходят в кимберлитовые брекчии.
Породы светло-коричневой окраски, структура порфировая, текстура
массивная. Основная масса скрытокристаллического строения, серпентинкарбонатного состава, нередко с магнетитом и редкими ксенолитами
осадочных пород размером до 0,5-1 см. Из основных минералов присутствуют
оливин, пикроильменит, пироп, хромдиопсид, слюда-флогопит. Из вторичных
минералов преобладающее значение имеют серпентин, образующий
псевдоморфозы по оливину, кальцит и магнетит.
Неизмененный оливин чаще всего представляет собой реликтовые
фрагменты более крупных зерен, размерами от долей мм до 0,5 см.
Содержание достигает 15-20%. Нередко зерна минерала окружены рыхлой
охристой оболочкой светло-бурого цвета. Чаще всего мы наблюдаем
псевдоморфозы серпентина по оливину зеленовато-коричневые, имеющие
петельчатое строение, нередко полностью выщелоченные. Иногда в центре
псевдоморфоз отмечаются мелкие обломки неизмененного оливина, редко –
зерна пиропа или (еще реже) хромдиопсида. Ильменит в основной массе
образует округло-угловатые зерна или желваки размерами от долей мм до 45 см. Распределение его неравномерное, средние содержания до 5-8%. Пироп
красной или кроваво-красной окраски широко распространен в породе,
встречается в виде изометричных зерен в келифите и отличается
неравномерностью распределения. Слюда представлена флогопитом в виде
чешуек размером 1-2 мм.
Химический состав порфирового кимберлита (%): SiO2 – 31,98; TiO2 –
1,99; Al2O3 – 4,14; Fe2O3 – 8,78; FeO – 1,98; Cr2O3 – 0,114; MnO – 0,15; MgO –
31,46; CaO – 2,57; Na2O – 0,08; K2O – 0,05; CO2 – 2,24; P2O5 – 0,55; S – 0,08;
п.п.п. – 13,65; сумма – 99,814 (по Илупину, 1978).
Переход порфировых кимберлитов в кимберлитовые брекчии
отмечается осветлением кимберлитовой породы и большей степенью ее
серпентинизации, карбонатизации и развитием гидротермальных минералов.
Кимберлитовые брекчии занимают больший объем трубки
и характеризуются светло-серой окраской с зеленоватым оттенком.
На отдельных участках имеют массивное строение, но иногда они
выветрелые, при этом они разрушенные до землисто-глинистого состояния.
В целом, степень брекчированности средняя, содержание ксенолитов
осадочных пород до 40-50%. В шлифах структура кристаллолитокластическая
или кристаллокластическая. Цементирующий кимберлит состоит из
тонкозернистого карбоната, аморфного серпентина и рудного минерала.
482
Псевдоморфозы серпентина по оливину занимают около 50-60% и вкраплены
в основную массу в виде включений размером в доли мм и до 3-3,5 см.
Структура их петельчатая, нередко по периферии окружены тонкой каймой
кимберлита
порфирового строения.
Пироп
имеет
ограниченное
распространение в виде округлых изометричных зерен в келифите, размером
0,5-0,8 см. Цвет кроваво-красный или темно-красный. Пикроильменит
является характерным минералом, образует вкрапления в основной массе
в виде изометричных или неправильных зерен размером от долей мм до 1 см
и распределен неравномерно в породе. Флогопит наблюдается в виде мелких
чешуек (от долей мм до 1-3 мм) или их скоплений.
Химический состав кимберлитовой брекчии (%): SiO2 – 26,04; TiO2 –
1,47; Al2O3 – 2,80; Fe2O3 – 4,57; FeO – 2,04; Cr2O3 – 0,116; MnO – 0,106; MgO –
25,22; CaO – 15,32; Na2O – 0,16; K2O – 0,48; CO2 – 13,32; S – 0,07; P2O5 – 0,30;
п.п.п. – 7,74; сумма – 99,752 (по Илупину, 1978).
Ксенолиты метаморфических пород встречаются в породах трубки
редко. Включения глубинных пород представлены порфировыми
перидотитами, в которых отмечаются фенокристаллы пиропа. Очень редко
отмечаются находки обломков серпентинизированных дунитов. Размер
ксенолитов родственных пород до 2-3 см.
По
характеру
взаимоотношений
порфирового
кимберлита
и кимберлитовых брекчий с постепенными выраженными переходами,
структура трубки Геофизическая отличается от других сложнопостроенных
тел (Удачная, Сибирская) Далдынского поля, что является одним из ее
отличительных признаков.
Трубка Долгожданная открыта в 1955 г. при заверке магнитной
аномалии.
Расположена
на
западном
склоне
водораздела
рч.рч. Ленинградский и Болотный, в 2 км на запад от трубки Ленинградская.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 2,5 м.
В рельефе не выражена, но отчетливо выделяется на аэрофотоснимках
по изменению фототона. В плане трубка имеет неправильно-овальную форму,
размеры 245×170 м и вытянута на северо-восток по азимуту 60° (рис. 52).
Трубка сложена кимберлитовой брекчией голубовато-серого цвета.
Структура кимберлита порфировая. Компонентный состав, породы
показывает, что содержание ксенолитов осадочных пород достигает,
в среднем, 14,2%, автолитовых включений – 20,5%, ксенолитов родственных
пород – 3,6%. Содержание основной массы составляет 32,7%, оливина
I генерации – 10,5%, оливина II генерации – 17,8%, граната – 0,3%,
магнетита+перовскита – 4%.
Пироп широко распространен в породе и образует либо единичные зерна
размером от долей мм до 1 см, либо – образует агрегатные формы (часто
с хромдиопсидом) размером 1-2 см. Форма округлая, удлиненно-овальная
(агрегаты), часто – в келифитовой оторочке. Цвет минерала от кроваво- до
розово-красного.
Распределение
пиропа
в
породе равномерное.
483
Пикроильменит отмечается редко в виде округло-угловатых зерен размером
от долей мм до 0,5-1 см. Слюда представлена флогопитом и вермикулитом,
образующих в основной массе чешуйки (до 1 см) округлой или таблитчатой
формы. Флогопит темно-бурого цвета, нередко хлоритизирован. Вермикулит
наблюдается редко, имеет темную буровато-зеленую окраску и образует
таблитчатые выделения размером до 0,5 см. Хромдиопсид выделяется своей
ярко-зеленой окраской и встречается либо в агрегатах с пиропом или в виде
угловато-удлиненных единичных зерен.
I. Трубка Долгожданная
II. Трубка Молодежная
Рис. 52. План изодинам и форма в плане кимберлитовых трубок Долгожданная (I)
и Молодежная (II) (по Брахфогелю, 1979).
484
Псевдоморфозы серпентина по оливину занимают до 25% объема
породы, имеют петельчатое строение, форма их изометричная до овальной,
неправильно-угловатой. Размер от долей мм до 1-1,5 см. Отмечаются желваки
аморфного серпентина в основной массе размером до 5 см. Кальцит участвует
в составе основной массы породы, выполняет поры и пустоты, где образует
жеоды четких ромбоэдрических кристаллов.
По данным В.Н. Щукина (1958), в восточной части трубки вскрыта жила
кимберлита, секущая брекчию. Форма жилы неправильная, с раздувами
и пережимами, мощность ее на отдельных участках достигает 1 м. В этом
интервале порода обесцвечена. Жильный кимберлит имеет голубовато-серую
окраску, структура породы порфировая, текстура массивная. Основная масса
имеет стекловатое строение.
Отмечаются редкие ксенолиты осадочных пород. Ксенолиты
метаморфических пород представлены обломками разных кристаллических
сланцев зеленого и черного цвета, а также – мелкими включениями сильно
выветрелых гранатсодержащих пород. Размеры ксенолитов пород фундамента
от 0,3 до 30-40 см., формы округлые, со сглаженными поверхностями. По
данным В.Н. Щукина, среди этих пород присутствуют эклогиты, пироксенплагиоклазовые сланцы, гранулиты и амфиболиты. Родственные включения
представлены обломками гранатовых перидотитов размером до 2-3 см.
По отношению к близрасположенным телам куста трубки
Ленинградская, трубка Долгожданная выделяется большими содержаниями
пиропа и ксенолитов метаморфических пород.
В составе ксенолитов осадочных пород описана находка хорошо
сохранившегося трилобита.
Химический состав кимберлитов трубки (%): SiO2 – 27,58; TiO2 – 1,54;
Al2O3 – 2,49; Cr2O3 – 0,14; Fe2O3 – 4,66; FeO – 1,86; MnO – 0,05; MgO – 26,10;
CaO – 14,62; Na2O – 0,08; K2O – 0,37; P2O5 – 0,26; S – 0,04; CO2 – 11,02; п.п.п.
– 9,32; сумма – 100,13 (по Илупину, 1978).
Трубка Нюрбинская открыта в 1974 г. при заверке электроразведочной
аномалии и расположена в 250 м по азимуту 240° от трубки Долгожданная на
водоразделе рч. Киенг-Юрях, рч. Кюель-Юрэх (правые притоки р. Далдын)
и рч. Верхний Эим-Юрэх (левый приток р. Марха).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и пере – крыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 2,7 м. В плане
трубка имеет овальную форму с ориентацией длинной оси на север по азимуту
0° и размеры 60×40 м.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета.
Из основных минералов в составе породы присутствуют пикроильменит
(50,3%), пироп (43,9%), редкие знаки хромдиопсида и хром – шпинелидов. Для
пород трубки характерно относительно высокое содержание пиропа.
В качестве отличительной особенности данной трубки выделяется
морфологическое разнообразие пикроильменита: округлые зерна (31%),
485
большое количество целых зерен (54%), зерна в оболочке вторичных
минералов – 95% (по Осипову, 1976).
Породы тела слабомагнитные и имеют следующий химический состав
(%): SiO2 – 28,32; TiO2 – 1,24; Al2O3 – 2,27; Cr2O3 – 0,146; Fe2O3 – 3,77; FeO –
2,05; MnO – 0,065; MgO – 23,22; CaO – 15,93; Na2O – 0,115; K2O – 0,585; CO2 –
12,63; H2O– – 1,78; H2O+ – 7,20; NiO – 0,055; CoO – 0,0078; F – 0,14; SO3 –
н.обн.; п.п.п. – 0,22; сумма – 100,10 (по Осипову, 1976).
Трубка Молодежная открыта в 1955 г. при заверке магнитной
аномалии. Трубка расположена на северном склоне водораздела
рч. Ленинградский и рч. Эим-Юрях, в 1 км на восток от трубки Ленинградская.
В рельефе не выражена. Абс. отм. – 450 м.
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью до 2,7 м. В плане
имеет неправильно-вытянутую форму с ориентацией длинной оси на северовосток по азимуту 47° (рис. 52).
Вмещающие карбонатные породы в зоне экзоконтакта характеризуются
повышенной трещиноватостью с образованием двух доминирующих систем
трещин: I – аз. простирания 260°, аз. падения 350° угол падения 86°; II – аз.
простирания 167°, аз. падения 257°, угол падения 80°.
Трубка сложена кимберлитовой брекчией зеленовато-серого цвета
с голубыми оттенками, в которой до 60% приходится на ксенолиты осадочных
пород. Ксенолиты метаморфических пород редки и представлены эклогитами,
пироксен – плагиоклазовыми породами.
Кимберлит-цемент состоит из тонкозернистого карбоната, аморфного
серпентина и рудного минерала. Характерно незначительное содержание
первичных минералов. Гранат-пироп отсутствует вообще. Широко развиты
псевдоморфозы серпентина по оливину, пикроильменит, слюда, образующие
порфировые вкрапления в породе. Из вторичных минералов наблюдаются
кальцит, магнетит и слюда.
В центральной части трубки, с тяготением к восточному флангу,
в строении тела установлена жила кимберлита мощностью от 1 до 15 см,
неправильной формы с пережимами и раздувами. Сложена жила кимберлитом
темно-серого цвета с бурыми оттенками. Структура порфировая, структура
основной массы – скрытокристаллическая; породы плотные. Содержит мелкие
включения – обломки осадочных и метаморфических пород в количестве до
5%. Порфировые выделения представлены пиропом, ильменитом и слюдой.
Наибольшим распространением пользуются псевдоморфозы серпентина по
оливину размером до 2 см и, изредка, в них встречаются мелкие зерна пиропа
(Щукин, 1958).
Химический состав пород трубки (%): SiO2 – 25,69; TiO2 – 1,85; Al2O3 –
2,93; Cr2O3 – 0,125; Fe2O3 – 4,68; FeO – 1,51; MnO – 0,06; MgO – 22,36; CaO –
17,46; Na2O – 0,09; K2O – 0,33; P2O5 – 0,42; S – 0,05; CO2 – 13,06; п.п.п. – 9,28;
сумма – 99,895 (по Илупину, 1978).
486
Трубка Ленинградская открыта в 1955 г. при заверке магнитной
аномалии. Расположена на северном склоне водораздела рч. Ленинградский
и рч. Эим-Юрэх, в 8,5 км на юго-восток от тр. Удачная. В рельефе не
выражена, абс. отм. – 434-470 м.
Прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и перекрыта
делювиальными образованиями мощностью 1,5-1,7 м. В плане имеет
неправильно-овальную форму, размеры 580×80-260 м и вытянута на северовосток по азимуту 70°. По геофизическим данным тело имеет падение на юг
под углом 70-75°.
Трубка сложена мелкообломочной кимберлитовой брекчией светлосерого, серого цвета с голубыми оттенками разной тональности. На 80-90%
брекчия состоит из ксенолитов осадочных и метаморфических пород.
Связующая масса занимает до 10% объема породы.
Исследованиями В.Н. Щукина (1958) показано сложное строение трубки
(рис. 51).
Кимберлиты и вмещающие их породы, примыкающие к южному
контакту, прорываются крутопадающей дайкой долеритов северо-восточного
простирания. Дайка представляет собой единое пластообразное тело
с параллельными друг другу плоскостями контактов. Мощность, в среднем,
достигает 1 м, азимут простирания 35°, азимут падения 125°, угол падения 70°.
Контакты с вмещающими породами извилистые, неровные. Породы дайки
представлены мелкокристаллическими долеритами черного цвета офитовой
структуры с признаками зонального внутреннего строения: от центра
к эндоконтактам дайки структура от мелкой переходит к тонкозернистой и на
контакте – к афанитовой. В пределах северного фланга дайка выклинивается.
Дайка выступает в качестве разделяющей границы между восточной
и западной частями трубки, характеризующихся собственными отличиями. По
мнению В.Н. Щукина (1958), они представляют собой два самостоятельных
тела, различающихся между собой не только по форме и размерам, но и по
характеру их выполнения.
Восточная часть трубки выполнена кимберлитовой брекчией средней
степени брекчированности и образует тело эллипсовидной формы, размерами
430×250 м с вытянутостью в широтном направлении. Породы светло-серого,
серого цвета с голубыми оттенками. Содержат ксенолиты осадочных
и метаморфических пород в количестве от 25 до 50%. В шлифах, структура
породы
кристаллолитокластическая.
Основная
масса
сложена
тонкозернистым карбонатом, аморфным серпентином и рудным минералом.
Из кимберлитовых минералов отмечаются пикроильменит, слюда и пироп. Из
вторичных образований резко выделяются псевдоморфозы серпентина по
оливину, кальцит, кварц (аметист), пирит, магнетит и железистые
новообразования.
Ксенолиты метаморфических пород представлены обломками
эклогитов, измененных гиперстеновых гнейсов и слюдистых кристаллических
сланцев. Размер эклогитовых ксенолитов до 3-4 см.
487
Западная часть представляет собой тело овальной формы размером
150×100 м и сложена кимберлитовой брекчией сильной степени
брекчированности,
голубовато-серого
цвета,
массивной
текстуры
и порфировой структуры основной массы. Ксенолиты представлены только
осадочными породами, и их содержание достигает 75-80% объема породы.
Отличия западного тела от восточного – заключаются в более высокой степени
брекчированности, отсутствии ксенолитов метаморфических пород и более
высокой алмазоносности.
Кроме того, структура трубки осложнена (по Щукину, 1958) наличием
жильных тел в строении западного тела, имеющих пластообразную форму.
Строение жилы слоистое, представлено двумя разновидностями жильного
кимберлита: I разновидность – центр жилы сложен кимберлитом,
обогащенным псевдоморфозами серпентина по оливину, формирующих
оолитоподобную
мелкозернистую
структуру
основной
массы.
II разновидность – кимберлит периферии жилы массивной текстуры, меньшей
степенью брекчирования и более высокой плотности, с более низким
содержанием ксенолитов. Цвет жильного кимберлита серый. Элементы его
залегания: азимут простирания 220°, азимут падения 310°, угол падения 70°.
Становление жилы происходило, вероятно, в поздние этапы формирования
трубки после становления восточного тела.
Химический состав пород трубки Ленинградская имеет следующий вид
(табл. 32).
Таблица 32
Химический состав кимберлитовых пород трубки Ленинградская
(по И.П. Илупину, 1978).
Окислы, %
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
S
CO2
п.п.п.
сумма
Положение в плане трубки, число анализов
Центральная часть
Западная часть
Восточная часть
N=3
N=1
N=1
26,82
26,66
23,54
2,05
1,69
2,15
2,56
3,82
1,89
0,168
0,06
0,08
5,18
4,58
4,97
1,52
1,36
1,08
0,13
0,05
0,04
24,96
20,78
18,98
14,48
16,80
20,86
0,05
0,16
0,19
0,27
1,49
0,32
0,39
0,67
0,54
0,02
следы
следы
11,30
12,78
16,06
9,97
8,66
9,00
99,868
99,54
99,70
488
По данным Ю.А. Осипова (1976), при изучении особенностей состава
и строения трубки, В.И. Михеенко описал в шлифах ксенолиты кимберлита
в стекловатом диабазе из дайки долеритов.
Э.А. Шамшиной изучены выветрелые образования кимберлитов трубки
(1979). Определен объем тонкодисперсного материала (фракция <0,01 мм),
содержание которого колеблется от 4 до 42%. Валовый химический состав
выветрелых пород характеризуется высокой карбонатностью и пониженной
магнезиальностью. В глинистой фракции карбонатов почти нет и в ней,
происходит накопление кремнезема, глинозема и закисного железа.
В минеральном составе отмечается преобладание серпентина лизардитового
типа с примесью монтмориллонита и кварца. Выветренная часть верхних
горизонтов трубки представляет собой остаточную кору выветривания,
в которой выделяется зона выщелачивания – начального гидролиза.
Трубка Дальняя открыта в 1955 г. при шлиховых поисках
и расположена на юго-западном склоне водораздела рч. Киенг-Юрях (правый
приток р. Далдын) и рч. Онхой-Юрэх (левый приток р. Марха).
Трубка прорывает карбонатные породы раннего палеозоя и пере – крыта
элювиально-делювиальными образованиями мощностью 1,7-2,2 м. В плане
трубка имеет неправильно-овальную форму, размеры 375×300 м и длинная ось
тела ориентирована на северо-восток 55°.
Характеризуется сложным строением. В ее составе принимают участие
кимберлитовые брекчии и порфировые кимберлиты (рис. 53-54).
Кимберлитовые брекчии слагают основную (2/3) часть трубки
и представляют собой плотные массивные породы зеленовато-серого цвета
с голубыми оттенками. Сложены псевдоморфозами вторичных минералов по
оливину I генерации (9,1%), единичными зернами пиропа и пикроильменита.
Компонентный состав породы имеет следующий вид (%): среднее содержание
основной массы – 43; оливин I генерации – 6,9; оливин II генерации – 8,1;
магнетит – 7,1; ксенолиты осадочных пород – 18,4; автолиты – 19,0%.
Ксенолиты пород фундамента представлены эклогитами и слюдистыми
сланцами, автолиты – порфировым кимберлитом. Отмечаются ксенолиты
серпентин-карбонатных пород. Находки глубинных включений очень редки.
Основная
масса
существенно
карбонат-серпентиновая.
Сложена
псевдоморфозами по оливину II генерации, перовскитом и магнетитом.
Химический состав (%): SiO2 – 28,57; TiO2 – 2,32; Al2O3 – 2,87; Cr2O3 –
0,157; Fe2O3 – 5,82; FeO – 2,32; MnO – 0,14; MgO – 26,83; CaO – 11,34; Na2O –
0,09; K2O – 1,12; P2O5 – 0,33; S – 0,013; CO2 – 8,83; п.п.п. – 9,11; сумма – 99,87
(по Илупину, 1978).
Порфировый кимберлит вскрыт в северной и восточной частях трубки
и представляет собой плотные коричневато-серые породы массивного
строения. Компонентный состав кимберлитов (%): содержание основной
массы – 44,5; оливин 1 генерации – 24,7; оливин II генерации – 27,7;
магнетит+перовскит – 12,2; ксенолиты осадочных пород – 1%.
489
Рис. 53. Расположение разновидностей кимберлитовых брекчий
в трубках Геофизическая (I) и Дальняя (II) (по Никишову, 1984):
1 – автолитовая кимберлитовая брекчия с серпентиновой (а) и карбонатной (б)
связующей массой; 2 – массивная кимберлитовая брекчия с монтичеллитовой (а),
флогопит-серпентиновой (б) и серпентин-апатитовой (в) основной массой.
Рис. 54. План изодинам и форма в плане кимберлитовой трубки Дальняя
(по Брахфогелю, 1979).
По данным А.Д. Харькива (1984), порфировый кимберлит сложен
реликтами неизмененного оливина и псевдоморфозами серпентина по
оливину, зернами пикроильменита, пластинчатыми кристаллами флогопита.
Основная масса карбонат-серпентинового состава и содержит в себе
кристаллы неизмененного оливина, псевдоморфозы по оливину II генерации,
пластинки и чешуйки флогопита, кристаллы перовскита (0,02-0,05 мм),
апатита и магнетита, псевдоморфозы по монтичеллиту и редкие неизмененные
зерна этого минерала. Включения глубинных пород встречаются здесь чаще,
чем в кимберлитовой брекчии.
490
Химический состав порфирового кимберлита (%): SiO2 – 29,42; TiO2 –
2,86; Al2O3 – 2:59; Cr2O3 – 0,18; Fe2O3 – 9,01; FeO – 1,30; MnO – 0,17; MgO –
31,55; CaO2 – 4,73; Na2O – 0,27; K2O – 0,26; P2O5 – 0,46; SO3 – 0,01; CO2 – 3,30;
п.п.п. – 13,08; сумма – 99,69 (по Илупину, 1978).
И.П. Илупиным в строении трубки выделены кимберлиты
промежуточного этапа, несущие в себе признаки двух основных типов
кимберлитовых пород. Эти породы содержат в себе 13,2% псевдоморфоз по
оливину I генерации. Содержания ксенолитов осадочных пород – 6,1%, что
больше чем в порфировом кимберлите, но меньше, чем в брекчии. Отличием
от брекчии является и большее количество реликтов неизмене
