CC BY
71
МИНЕРАЛЫ-ИНДИКАТОРЫ АЛМАЗНННСННГН МАГМАТИЗМА ИЗ ШЛИХОВЫХ ПОТОКОВ НИЖНЕГО ТЕЧЕНИЯ РЕКИ ОЛЕНЕК (СЕВЕРО-ВОСТОК ЯКУТИИ]
Студент ЮФУ*А. Ю. Коваль [email protected]
М. н. с. Б. А. Макеев
Проблема коренных источников алмазов на северо-востоке Якутской алмазоносной провинции (ЯАП), включая вопросы природы, возраста и местоположения соответствующих объектов, не только сохраняет свою актуальность, но и, более того, обостряется от года к году в связи с непрерывным наращиванием здесь уникального потенциала фактически «безадресных» алмазоносных россыпей [1]. К настоящему времени результатом многочисленных исследований стала лишь внешне безупречная, но весьма неконкретная идея образования упомянутых россыпей вследствие размыва либо разновозрастных коренных источников кимберлитового или не совсем кимберлитового генезиса, либо не менее гипотетичных «промежуточных» коллекторов [2, 3]. Вопросы, где именно и какие собственно «коренные» источники россыпных алмазов следует искать на северо-востоке Сибирской платформы, остается открытым. Трудность этих вопросов усугубляется еще и тем, что россыпные алмазы в рассматриваемом регионе характеризуются во многом нетипичными для кимберлитовых месторождений ЯАП свойствами [4].
Очередная попытка выхода в северо-восточном регионе Сибирской платформы на первоисточники россыпных алмазов, в которой принимал участие один из авторов настоящей статьи, была предпринята геологами Амакинской ГРЭ АК «АЛРОСА». В рамках минералогического картирования было осуществлено шлиховое опробование русловых отложений по притокам второго и третьего порядков на левобережье нижнего течения р. Оленёк в зоне развития терриген-ных пород юрского и мелового возраста. В соответствии с принятой в настоящее время схемой районирования ЯАП [5, 6] район наших исследований располагается в Нижнеоленёкском алмазоносном районе Кютюнгдин-
ской алмазоносной области, захватывая Келимерское и Беенчиме-Куойс-кое поля алмазных россыпей (Кели-мер, Никабыт, Хорбосуонка, Буур и др.). Для отмывки шлихов из аллювиальных осадков на протяжении около 100 км были отобраны мелкообъемные (2 м3) пробы. Монофракции минералов-индикаторов — граната и ильменита — выделялись для исследований из шлихов с повышенной концентрацией последних. Всего было отобрано 23 пробы. В ходе изучения этих проб при активном содействии д. г.-м. н. В. И. Силаева нами были получены данные по минералогии алмазоносных аллювиальных отложений для района, изученность которого в этом отношении оставалась долгие годы на крайне низком уровне.
На всем протяжении изученного нами потока аллювиального рассеяния обломочного материала в тяжелой фракции шлихов установлены гранат и ильменит (при значительном преобладании последнего), которые в Якутии традиционно относят к спутникам алмазов. Концентрация этих минералов в наших пробах варьируется в зависимости от морфологических особенностей речной долины.
Гранаты.
Среди гранатов по окраске преобладают фиолетовая и лиловая разности, достигающие в совокупности 63.4 %.
Доли красного и оранжевого гранатов составляют соответственно 25.2 и 11.4 %. Гранулометрический состав зерен этих минералов в изученных пробах в ос-
новном обусловливается крупными классами: —4+2 мм (41.9 %) и —2+1 мм (56.8 %). Средний размер гранатовых зерен по длинной оси определяется в 2 мм. По форме эти зерна (рис. 1) — преимущественно угловато-округлые (55.3 %) и угловатые (20.1 %), реже встречаются округлые (13.9 %) и остроугольные (10.7 %). В некоторых пробах установлены зерна граната с элементами первичной морф ологии и скульптурой поверхности, отражающей условия глубинного магматического минерало-образования. Реликты кристаллографических граней (рис. 2, а) наблюдаются
Рис. 1. Типичные обломочные зерна гранатов из исследованных шлиховых проб
Рис. 2. Морфология зерен граната: а — с реликтами первичной кристаллографической огранки; б—г — оплавленные зерна со следами магматической коррозии
*Южный федеральный университет, Ростов-на-Дону
очень редко вследствие плохой сохранности из-за воздействия эпигенетических процессов. Встречаемость соответствующих зерен единичная. Гораздо чаще (до 5 %) отмечаются зерна округлой формы, поверхности которых имеют контрастный неровно-бугорчатый рельеф (рис. 2, б—г). Такая морфология, вероятно, обусловлена магматической коррозией.
По степени механического износа преобладают зерна сильно- и среднеизношенные в соотношении 54.3 и 29.2 %. В подчиненном количестве наблюдаются слабоизношенные зерна (16.5 %). На угловато-округлых и округлых индивидах износ проявился в виде форм обивания и истирания вершин и ребер, в результате чего образовались зерна эллипсоидного облика. Последние чаще всего имеют матированные и шероховатые поверхности. Однако встречаются и зерна с блестящей, идеально полированной («леденцовой»?) поверхностью, возникающей, как считается, в прибрежно-морской обстановке со слабоабразивными свойствами среды [7].
Большинство изученных гранатов характеризуется развитием форм гипергенной коррозии (рис. 3). При этом исходная морфология зерен могла быть осложнена магматической коррозией. Наложенное на такого рода поверхности гипергенное растворение впоследствии сменялось истиранием в ходе переот-ложения зерен гранатов с пер-
вичных субстратов в более молодой осадочный коллектор. На это указывает развитие форм истирания на уже образовавшийся рельеф гипергенно-го изменения.
Согласно рентгеноструктурным данным, параметр элементарной ячейки подавляющего числа лиловых и красных зерен исследуемых гранатов варьируется в узких пределах 1.15219—1.15521 нм (табл. 1), что может отвечать магнезиальным гранатам со значительной примесью других, более «рыхлых», миналов. Исключение из этой картины представляют единичные зерна желтовато-оранжевого цвета с относительно большой — «спессартиновой» — величиной параметра 1.164 нм.
Состав гранатов определялся рентгенофлюоресцентным методом (табл. 2). Полученные результаты
вполне подтверждают вышеупомянутые рентгенометрические данные. Подавляющее число исследуемых зерен отвечают магнезиальным и железисто-магнезиальным, относительно малокальциевым, малотитанистым и мало-умеренно-хромистым гранатам. На диаграмме Н. В. Соболева фигуративные точки этих минералов ложатся в поля лерцоли-тового и неалмазоносного дунит-гарцбургитового парагенезисов (рис. 4). На этой же диаграмме показаны границы полей состава гранатов по С. И. Костровицкому [8], в соответствии с которыми изученные минералы могут быть в равной пропорции подразделены на три парагенезиса: 1) мантийно-эклогитовый с умеренно-хромистым пиропом; 2) дунит-гарцбургитовый с малохромистым пиропом; 3) пироксенит-вебстеритовый с нехромистым альмандин-пиропом. Гранаты, отвечающие алмазоносному ду-нит-гарцбургитовому парагенезису, в наших пробах не обнаружены.
Кроме охарактеризованных зерен хромсодержащего пиропа, в наших объектах установлены единичные желтовато-оранжевые зерна сильномарганцевого граната (МпО до 23 мас. %). Именно этим зернам отвечают приведенные выше наиболее высокие значения параметра э. я. Совершенно очевидно, что гранаты такого состава имеют иное происхождение, нежели хромисто-магнезиальные.
Рис. 3. Зерна граната с признаками гипергенного растворения: а, б — округлые с бугорчатым каплевидным рельефом; в, г — кубоиды!
Таблица 1
Химический состав гранатов из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района, мае. %
Компо- ненты ПР- 10 1/1 ПР- 102,-1а ПР- 102/16 ПР- 102/: а ПР- 102/26 пр-:оз ПРИМ/1 ПР-L 04-2 ПР- 105а ПР- 1056 301а 3016
sa П.62 37.25 29.72 38.65 39.37 41.7^ -1.S9 43.27 42.65 42.17 41.5S 41.77
ТІСЬ Не обн. (1.27 Не обн. Не обн. Не обн. 0.66 Не обн. Не с«н. Не обн. Не обн. 0.19 0.19
лі 15.61 20.90 22.06 19.84 20.93 20.4і 19.89 19.76 19.34 19.99 18.74 18.99
Fe:03 6. ЕЙ 10.10 15.« 26.82 10.35 6.36 5.92 5.51 7.81 8.11 8.07
Cr,03 3.23 Не обн. Не обн. Не обн. 0.16 0.36 2.36 2.50 3.69 3.6 7
MnO 0.35 22.91 0.30 0.46 0.29 0.25 0.32 0.27 3.32 0.35 Не оон- Не обн.
MgO 22.40 3.53 12.53 13.12 К.58 'ii 23.05 25.13 24.61 22.39 22.0& 20.98
CaO ^.53 ¿.iS 6.15 0.80 1.98 3.16 3.31 3.65 3.59 4.73 4.67 5.31
К О 0.15 Не обн. Не оон. Не обн. Не обн. Не оон. 0.19 0.11 Не обн. Не обн. 0.35 Не обн.
Сумма 98.58 99.64 99.83 99.67 99.63 99-20 98.37 101.40 99.26 99.91 99.41 99.48
Примечание. Анализ проведен старшим инженером С. Т. Неверовым на энергодисперсионном спектрометре MESA-500W фирмы Horiba. Эмпирические формулы: ПР-101/1 (Mg2 42Cao35Feo2iMnoo2)3(Ali 66Croi9Feoi5)2[Si3Oi2];
ПР-102/la (Mg0.43Ca0.40Fe0.61 Mn1.56)3(Al1.98Ti0.02)2[Si3O12]; ПР-102/16 ('Mgi.46Ca0.50Fe1.02Mn0.02)3(Al1.979Fe0.03)2[Si3O12];
ПР-102/2а (Mgi.53Ca0.07Fei.37Mn0.03)3(Al1.81Fe0.19)2[Si3O12]; ПР-102/26 (Mgi.67Ca0.16Fe1.15Mn0.02)3(Al1.87Fe0.13)2[Si3O12];
ПР-1°3 (Mg2.40Ca0.29 Fe0.29Mn0.02)3(Al1.69Cr0.02Ti0.03Fe0.26)2[Si3O12]; ПР-104/1 (Mg2.48Ca0.27Fe0.22Mn0.03)3(Al1.72Cr0.16Fe0.12)2[Si3O12]; ПР-104/2 (Mg2.61Ca0.27Fe0.10Mn0.02)3(Al1.61Cr0.18Fe0.21)2[Si3O12]; ПР-105а (Mg2.60Ca0.28Fe0.10)3(Al1.67Cr0.12Fe0.21)2[Si3O12];
ПР-105б (Mg2.39Ca0.36Fe0.23Mn0.02)3(Al1.67Cr0.14Fe0.19)2[Si3O12]; 301 (Mg2.39Ca0.36 Fe0.25)3(Al1.59Ti0.01Cr0.21Fe0.19)2[Si3O12];
302 (Mg2.38Ca0.36Fe0.26)3( 1.60Ti0.01Cr0.21Fe0.18)2[Si3O12].
Таблица 2
Содержание элементов-примесей в минералах-индикаторах из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района (ПР-301, 302) в сопоставлении с типичными минералами-спутниками алмазов из продуктивных кимберлитовых трубок (Лап-4, 50/75-17, 50/43-45) Далдынского поля, г/т
■'.'лемептм ПР лш, грштлт ПР .102, шткмсипгт Ллп 4, грпгглт 5(1/75 17, И1ГМС1ШТ 50/41 45, ИТТЬМЛИИТ
1.1 0.629 1.170 0 .К 29 2.727 2.022
Пе 0 0.0112 0.0.17 0.15.1 0.140
Ыл [00Я. 14.? 155.1(11 к;к;4?4 4Л7.ГДЧ 140.(105
V 1 / 4й; (¡1 07 1 42 У/0 ш г> 1 ■.?. 14“\ Л'/С
К В07.1Ш .120.1)1.17 ЮНО, (№4 444.УН 21)2.840
¡и: 66.634 21.226 52,321 45.545 26.316
V Н17.49К 1452.251 139.469 1511.664 1531.769
Си 19.7,4(1 11.1.149 25.1Ж2 117.255 119.776
№ >7 551 :И11.522 40.117 449.775 441..19(1
Г11 1 1Я4 4.118 17(гА:11 17.1.'>Я0
¡¿И ¡¡.364 265,6!>4 12.1)0!) 3(10.653 270.34!)
гь 0.830 2.283 [УП 1.007 1.216
(.13 ¡5.116 12.901 6.127 15.96-1 1 '1.761
Се 1.155 0..1К6 1.1.1.1 0.707 0.62-1
Л;; .1.01 й 2.644 1.706 2.562 .1.Я75
1) 1.(114 0 4.Я'И; 2.74.1
К! 1> > 1М (") 801 УК 1 о о ■.>[.; С) 888
!>| 2.783 У072 .44^ [У.к ив 17.01)3
Ъ1 :и.об7 110,123 23.%7 6ЯК: 17-1 1116.К17
N1? 0.277 1115.Ш 0.290 2520.241 159«.2.11
Ми 0.014 (1.НП 0.(ИЯ 3.141 2.227
ЛГ, Л.Д1Я 17.fi ¿Я ().ЯЛЙ м.ои 40.141
СЛ 0.074 (1.4 <цад> 0.80«; (1,4(11
ш о.|.ч:1 и.™ 0.0:>6 и. 13!) 0.138
:-,и 0.756 12.У61 0.2 К! 17М6 12Л72
м 0.225 0.256 0.66.1 0. .5.1.1 0.27.1
Те 0 (1.120 0 (1152« (1.241
С;; 0.020 (1.017 0.013 0.054 0.0.70
Ил К.;.047 ■?.! 84(1 4^ 104 074 Л (¡(Л
нг 0.744 16.2!)3 0.804 17,151 17.055
1а 0.027 134.557 0.027 286.477 17В,!>(П
№ 0.001 0.217 0.(120 2.6»!» |.:ио
11 0.121 0.056 2/1.16 0.0К6 0.017
0 0.016 0 1.11(16 <¡1.021
ть 0.165 0.1115 0.1(11 0.211 1.116
п о.гк; Я 0.080 0.005 0..745 0.001
V 8 44Я (1 88 *1 (¡18 1 .1(17 1)40
Ьа О.^ЗО 1.!)8:- 0.611 ¡¡.¡ж 26.284
Сс. 1.506 2.6'1У 1.8 ¡¡У и. т 50.712
IV 0.27'1 0.20К 0..12!< 1.1.1.1 5.079
N(1 1.9КК 0.717 2.000 1.76.1 1 7.К0Г1
Чгп 119 0.109 0.771 0.5ЯЯ ■2.144
ГСн 0 40Я 0.010 О № 0 410 |').(к;^
ы 1.У 41 (.1.1 М) 1.227 1.1.44 1 1 .зво
1Ь 0.31М 0.031 0.2?'1 0.06? 0.132
1)у 1.952 0.190 2.0:11 0..Т19 0.6Н5
По 0..191 (1.(М 1 0/165 0.067 0.1 (И
Пг 1.091 0.122 1.410 0.174 0.250
Тт 0 174 О.ОМ о..по 0 014 0.014
У|> 1.1 !)4 0.134 1.604 0.174 (.1.107
Ьи 0.1 ‘)8 0.023 0.267 0.02!) 0.02‘.)
Примечание. Определено к. г.-м. н. Д. В. Киселёвой в Институте геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург) методом 1СР-М8. Шрифтом выделены элементы, содержания которых существенно превышают кларки для земной коры
Пересчет химического состава на эмпирические кристаллохимические формулы указывает на вероятность присутствия в хромисто-магнезиальных гранатах существенной примеси трехвалентного железа (в количестве 0.03—0.26 формульной единиц). Объективным доказательством этого могут служить данные мёссбауэровской спектроскопии, полученные к. г.-м. н. В. П. Лютоевым на ЯГР-спектрометре М8-1104Бш, 57Бе. Спектры, характеризующие типичный гранат из якутских алмазоносных кимберлитов (Лап-4) и пробы исследуемых нами россыпных гранатов (ПР-301), оказались однотипными, почти не различающимися количественно (рис. 5). Эти спектры хорошо аппроксимируются суммой двух дублетов, главный из которых с большой величиной квадруполь-ного расщепления (ОБ = 3.5 мм/с) отвечает двухвалентным ионам железа в додекаэдрических позициях кристаллической структуры граната (ушре2+), а дополнительный с малым расщеплением (ОБ = 0.26 мм/с) может быть уверенно приписан трехвалентным ионам железа в октаэдрических позициях (¥1Ре3+). Таким образом, в обоих образцах действительно обнаруживаются ионы железа как в двухвалентном (около 90 %), так и трехвалентном (10 %) состояниях.
Спектроскопическое подтверждение правдоподобности рассчитанных эмпирических формул открывает путь для пересчета химического состава исследуемых гранатов на ми-нальные пропорции. При этом как всегда возникает проблема, на какой именно минал — уваровит или кнор-рингит — пересчитывать содержание хрома. В нашем случае, учитывая невысокое значение параметра э. я. в сочетании с очевидной примесью альмандина, а также с доказанной примесью очень «рыхлого» андради-тового минала, мы приходим к выводу о вхождении хрома в форме кнор-рингитовой молекулы. В ином случае следовало бы ожидать гораздо большей величины параметра э. я.
По результатам соответствующего пересчета гранаты из опробованных нами россыпей могут быть подразделены на следующие разновидности (в скобках частота встречаемости в %): пироп (50), кноррингито-пироп (17), альмандино-пироп, грос-суляро-альмандино-пироп и пиропо-альмандин (по 8), гроссуляро-пиро-по-спессартин (8). Среди наиболее
Рис. 4. Положение точек состава россыпных гранатов на диаграмме Н. В. Соболева. Поля гранатсодержащих парагенезисов: А — алмазоносного дунит-гарцбургитового; Б — неалмазоносного дунит-гарцбургитового; В — лерцолитового; Г — верлитового. Области состава хромсодержащих гранатов по С. И. Костровицкому (содержание Сг203, масс. %): 1 — менее 0.2; 2 — от 0.2 до 2; 3 — от 2 до 5;
4 — более 5
важных примесных миналов в исследуемых гранатах отмечаются (в последовательности снижения частоты встречаемости, %): андрадит (92), кноррингит и гроссуляр (по 67), хо-гарит (42), шорломит (33). В целом получается, что россыпные гранаты по частоте встречаемости более чем на 83 % представлены существенно пироповыми разновидностями, в которых примесь кноррингитового минала колеблется в интервале 0 — 10.5 мол. %.
Анализ содержания элементов-примесей показал, что относительно кларков для земной коры исследуемые россыпные гранаты так же, как и типичные трубочные гранаты коренных месторождений ЯАП, обогащены Бс, V, Со, Ag, Сё, Бп, Аз, но резко обеднены редкими землями. При этом нормированные на хондрит тренды ЯБЕ свидетельствуют о преимущественной специализации гранатов на тяжелые лантаноиды (рис. 6), что, как известно, вообще свойственно этим минералам. С другой стороны, россыпные гранаты отличаются от кимберлитовых более высоким содержанием серебра, но гораздо более низким (в 20 раз) содержанием таллия, вероятно впервые выявленного В. И. Силаевым и его коллегами в составе мантийных минералов.
Ильменит для исследований отбирался из наиболее крупных грану-
лометрических классов +1—2 мм (7.4 %) и +2 мм (92.6 %). Состояние всех изученных зерен — монокрис-тальное, сростки не выявлены. По своей форме (рис. 7) зерна подразделяются (в скобках частота встречаемости, %) на овальные (22.1), уплощенно-оваль-ные (39.2), угловатоокруглые (25.2) и угловатые (13.5). Их подавляющее большинство (> 80 %) обнаруживают сильную изношенность, вплоть до образования лепешковидных форм истирания, характерных для прибрежно-морских условий. Механогенное происхождение формы зерен подтверждено методом сканирующей электронной микроскопии (рис. 8). В ходе соответствующих исследований на поверхности зерен выявлены микровыкол-ки, мелкие трещины, примазки шамозита и Бп-РЬ-металлических сплавов. В некоторых случаях наблюдается микрорельеф, который может быть следствием наложения на поверхность истирания результатов
Рис. 5. Мёссбауэровские спектры, полученные от кимберли-тового (ЛАП-4) и россыпного (ПР-301) гранатов
♦ Лап-4 _ -А-Пр-302 Пр-301 -♦-50/75-17
^ я # ♦
—±-
1-а Се Рг Ыс1 5т Ей Ссі ТЬ Оу Но Є г Тт УЬ 1и
Рис. 6. Тренды относительных содержаний лантаноидов в гранатах (ЛАП-4, ПР-301) и ильменитах (ПР-302, 5075-17). Первичные данные приведены в табл. 2
Рис. 7. Типичные обломочные зерна ильменита из исследованных шлиховых проб
Рис. 8. Экзогенные микровыколки и сколы на механически изношенной поверхности зерна россыпного ильменита. СЭМ-изображение в режиме вторичных электронов
слабого растворения. Все это, вероятно, указывает на многократное чередование актов химического изменения зерен в экзогенно-гиперген-ных условиях и механической денудации.
Состав россыпного ильменита исследован рентгенофлюоресцентным и рентгенспектральным микро-зондовым методами (табл. 3). Полученные данные свидетельствуют о значительной его магнезиальности, вполне отвечающей пикроильмени-товой разновидности. Отмечается также примесь Сг, V и №э, типомор-фных для минералов-спутников ким-берлитовых алмазов (табл. 2). Кроме того, в составе исследуемого ильменита выявлено сверхкларковое содержание и других характерных для мантийных минералов малых элементов — Бс, Со, N1, Си, гп, Ag, Мо, Сё, Бп, В1, Аб, Бе, Те, гг, Щ Та. Ус-
тановленные в этом минерале редкие земли характеризуются трендом, отражающим специализацию не на тяжелые лантаноиды, как в случае гранатов, а на легкие (рис. 6). От пикро-ильменита из трубки Зарница исследуемый ильменит отличается меньшим содержанием молибдена и висмута, а также европиевым минимумом на кривой ЯБЕ. Последнее может свидетельствовать о более окислительных условиях образования ко -ренных источников россыпного ильменита по сравнению с обстановкой кристаллизации, например, зарни-цынского пикроильменита.
На бинарной диаграмме ТЮ2— MgO распределение фигуративных
точек состава исследуемого ильменита хорошо согласуется с закономерностями химизма ильменита в ЯАП, выявленными А. М. Хмельковым [9]. На соответствующем графике (рис. 9) подавляющая часть точек состава изученного нами пикроильменита вполне укладывается в «кимберлито-вый» гейкилит-ильменитовый тренд. Две точки приходятся на среднюю часть «пикритового» гейкилит-иль-менит-гематитового тренда. Как известно, проявление последнего тренда состава у обломочных ильменитов трактуется в пользу вывода о неким-берлитовой природе их коренного источника. Обращает также на себя внимание, что среди исследованных
ТЮ2, мас.%
Рис. 9. Диаграмма типохимизма ильменита по А. М. Хмелькову [2005]. Тренды химизма: А — кимберлитовый, Б — пикритовый, В — базальтоидный. Точки — состав россыпного ильменита по данным автора
Таблица 3
Химический состав (мае. %) и эмпирические формулы ильменита из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района
.У'г ибр т» РеА 0,0, М-0 \1пО \;:о5 N11,0;. Сум ча Эмпирические фюр'цнулм
ПР-101 50.65 40.42 Неогш. 7-01 Не обп. 0.^8 Нг обп. 98.96 ■ :■ НТ' Члт Ух). X) 95>Оз
<( 51.24 40.7: а. 7.42 0.37 0.72 ■К 100.50 СМб|.:яРе:,.7-- Млп.щ >ГТ1,:.95Ге;,..:^Л-'п.т^1 .гп Оя
48.24 ЗЗ.УК «: 1О.ЯЗ 0.31 0.98 99.34 С\1й.эч1 :£з.5-,М пи.И] X 15,:.ки1 е:,,:)п Оэ
ИР-201 47.96 33.82 12.^4 0-40 105 <■: 100.77 С-И=М^Сз р;МП(; (и >11 ](: 80;, сх:.) | .;ч О3
ПР-202 52.CS 35.13 0.47 13.05 0.34 Не обн. 101.07 (\fgil 1К-1Т'^,-1 :.|МЛ|; II1 ?(Т]|^ д 1 Б ь.СГ|.|)| :||0:
5.1.13 34.60 0.70 11.11 Не обн. 0.68 100.22 (\1^Ы|;Ре:|^ ,ХТ1И ,,7Ге, , , Г;СГ, Ц | V,,, О,
<< 11.23 34.31 Не о5 и. 11.23 0.38 1.14 ■:( 99.74 У 41 Ке, ■г-.Мп,; || 1 >1 Т],- | 'ЦОз
51.43 37.16 «; 10.21 Не оон. 1.04 -:н! 99.34 (-'■'1.-0.3 7 3. 1” 1ц иТе1ш=\ з.з^Юз
51.35 36.36 £< 12.01 « Не обн. •А. 95.92 , Л(Ю-.
<< 50.69 36.36 с< 12,77 0.39 0.72 100.93 | п,: И| )|. П,С, |X
* 47.96 35.32 « 12.: 4 0.40 1.05 100.77 СМ&|.1ЧРе:,.5:Мп,:.|пХТ1,:.КйГе:,.1.Л,',:.,:^(>!
52.н::8 35.13 0.47 13.05 0.34 Не обн. ■!( 101.07 М Лс.ш >11 ¡с.9 (1 С;. -за&Ъ ■; 1 К-*"
■О: 50. 19 36.00 «: 12.65 0.39 0.7С 99.93 ПС.(И Я..Т5|;:.ас.Гв;, . ^Л' сх | )Оз
50.86 36.97 11.&9 Не обн. Не обн. 99.72 С^|^зР&1л-ХТИ'“1Ге".'^)0^
<< 51 .¿12 37.1" с<_ 10.21 <С 1.1М •:( 99.84 1. ^^117 М пс.„ | Н F. г V т:;!' | ;п1) н
52.68 34.31 11.23 1.15 1.15 99.74 i:\fg,). 41 Fe3.HMnn.rn X Т5.-.5?Г eri.-MVn.nj'>1.31 Оз
<■: 53.13 34.60 0.71 11.11 11с обн. 0.67 100.22 1.-Л £(. ц:1'--|.:,“| Я 1ки,--;! См гг] \- || СГ,31' ^
ПР-302 48.24 40.78 0.56 Не: об м. 0.20 Не обп. 0.13 99.24 (^Й.З ^3.3: Х'ТГ„Сп.ггЯСтДЪУ;, с. )п..::|Оз
у 47.94 39-56 0.60 11.08 0.22 0.11 99.51 1 Л1п,: 1П ДСг,!'! Ь>.:,1 ■О-,
Примечание. Анализ проведен С. Т. Неверовым на энергодисперсионном спектрометре MESA-500W фирмы НопЪа и
В. Н. Филипповым на аналитическом СЭМ ^М-6400 фирмы 1ео1.
г® ЗесмАии, июнь, 2009 г., □ 6
нами зерен ильменита не оказалось ни одного, состав которого соответствовал бы базальтоидному (траппо-вому) тренду.
Пересчет химического состава зерен обломочного ильменита на ми-налы показал, что среди них преобладают гейкилито-ильменит и гема-тито-гейкилито-ильменит (суммарная частота встречаемости 84 %), значительно реже отмечается гематито-ильменито-гейкилит. На тройной диаграмме минального состава все точки изученных образцов лежат вблизи области состава ильменита из алмазоносных кимберлитов Якутии и включений ильменита в алмазах (рис. 10). При этом обнаруживается, с одной стороны, сильная обратная корреляция между гейкилитовым и иль-менитовым, ильменитовым и гемати-товым миналами, а с другой стороны
— прямая корреляция между гейки-литовым и гематитовым миналами. По таким особенностям химизма исследуемый минерал действительно похож на неизмененный пикроиль-менит из алмазоносных кимберлито-вых трубок [10], но резко отличается от измененного кимберлитового ильменита, в котором содержание гематитового минала растет на ф оне сни-
жения содержания гейкилита [11]. Как показали исследования пикро-ильменита с келифитовыми каймами из трубки Зарница [12], такого рода обратная корреляция обусловлена изоморфным замещением 2Бе3+ а М^2+Ті4+. Таким образом, обнаруживающаяся в исследуемом россыпном ильмените прямая корреляция между гейкилитовым и гематитовым ми-налами может рассматриваться как признак первичности его состава.
Результаты газового пирохроматограф ическо го анализа свидетельствуют о присутствии в изученных гранатах и пикроильмените поли-компонентных флюидных включений (табл. 4). При этом установлено, что значительную роль в составе таких включений играет угарный газ, появление которого, по данным В. И. Силаева, служит признаком мантийного происхождения минералов [13]. Кроме того, в составе включений выявлен широкий набор тяжелых углеводородов, что в значительной степени согласуется с данными, полученными академиком Э. М. Галимовым при изучении оливина и граната из кимберлитовой трубки Удачная [14]. Выявляющееся относительное обогащение флюидных включений тяже-
лыми углеводородами не характерно ни для коровых образований, ни для минеральных продуктов мантийно-корового взаимодействия. В целом можно констатировать, что по составу флюидных включений исследованные нами россыпные минералы довольно близки к типичным минералам мантийного происхождения
[15].
На основании полученных данных и с учетом некоторых уже выдвинутых сибирскими специалистами-россыпниками идей [16] мы приходим к следующим выводам.
Непосредственным источником хромисто-магнезиальных гранатов и пикроильменита в изученных нами современных аллювиальных россыпях, вероятно, послужили вторичные коллекторы, в роли которых могли выступать континентальные и прибрежно-морские терригенные толщи. Судя по морфологическим особенностям, изученные минералы-индикаторы претерпели неоднократное переотложение по цепи: коренные источники ^ древние осадочные коллекторы ^ современный русловой аллювий.
Состав и свойства минералов-индикаторов свидетельствуют о том, что их коренным источником могли выступить магматогенные породы мантийного происхождения, имеющие черты сходства с алмазоносными кимберлитами центральных районов ЯАП, но, скорее всего, не вполне тождественные им как по минералогогеохимическим, так и геологическим свойствам.
Авторы выражают глубокую признательность за помощь и сотрудничество специалистам-аналитикам С. Т. Неверову, В. Н. Филиппову, кандидатам г.-м. н. Н. В. Грановской, Д. В. Киселёвой, С. Н. Шаниной, А. М. Хмелько-ву, В. П. Лютоеву, д. г.-м. н. В. И. Силаеву.
РсРсОз
Рис. 10. Диаграмма минального состава ильменита. Поля І—ІУ — группы минералов по В. К. Гаранину, пунктиром оконтурена область состава пикроильменита из кимберлитов ЯАП. Точки на залитом поле — состав россыпного ильменита по данным автора
Таблица 4
Результаты хроматографического анализа пиролизатов, полученных нагреванием минеральных монофракций
Проба Т, °С К Г'НПОНСНТЫ, МХГ.'Г Итого
Н2 К; СО СО: Н;0 он* С2Н4 с,нй СзН* ед сл3 гнС|Н|„
ПР-301 20-500 0.24 0.95 0.53 11.45 365.00 0.430 0.395 0.2-3 0.357 0.221 0.005 0.164 0.032 380.052
Г ранах 500-1000 3.10 1.41 17.50 14.40 Не убн. 0.234 0.078 0.023 0.014 0.005 Нераді еле-:щя часть 36.764
20-1000 3.24 2.36 15.03 25.88 365.00 0.664 0.473 0.271 0.371 0.226 0.005 0.169 0.032 416&21
ПР-302 2(1-500 0 0.23 (Ш 11.75 406.000 0.081 0.058 0.019 0.073 0.007 0.002 0.02: 0.006 419.127
ИльМОН 500-1000 0.5* 0.13 7,03 15.20 54.000 0.044 0.01? 0.004 0.007 0.003 3 и. £ елехнаа часть 77.117
20-1000 0.:-Я 0.41 7.96 26.45 460 .МО 0.125 0.077 0.023 0.0-30 0.010 0.002 0.02: 0.006 446-244
Примечание. Результаты получены к. г.-м. н. С. Н. Шаниной на газовом хроматографе «Цвет-800», соединенном с пиролитической приставкой.
Литература
1. Граханов С. А. Геологическое строение и алмазоносность россыпей севера Якутской алмазоносной провинции. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2000. 2. Зинчук Н. Н., Сав-ко А. Д., ШевыревЛ. Т. Тектоника и алмазоносный магматизм. Воронеж, ВГУ, 2004. 282 с. 3. Граханов С. А. Особенности формирования и закономерности размещения россыпей алмазов северо-востока Сибирской платформы // Автореферат дис. док. геол.-мин. наук. Якутск, 2007. 40 с. 4. Зинчук Н. Н, Коптилъ В. И. Типо-морфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с. 5. Зинчук Н. Н, Коптилъ В. И. Особенности алмазов из кимберлитовых тел Сибирской платформы // Геология алмазов
— настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2005. С. 1000—1020. 6. ЗинчукН. Н., Коптилъ
B. И. Особенности алмазов из россыпей Сибирской платформы в связи с проблемой прогнозирования их коренных источников // Г еология алмаза — настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2005.
C. 1020—1050. 7. АфанасъевВ. П., Зин-
чук Н. Н, Похиленко Н. П. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. Новосибирск, филиал «Гео»: Изд. СО РАН, 2001. 276 с. 8. Костровицкий С. И., Алымова Н. В., Яковлев Д. А. и др. Минералогическая паспортизация разных таксонов кимберлитового магматизма — методическая основа поисковых работ на алмазы // Руды и металлы, 2006. № 4. С. 27—37. 9. Хмелъков А. М. Особенности состава ильменита из кимберлитов и конвергентных им пород // Геология алмазов — настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2005. С. 721—724. 10. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Марфу-нин А. С., Михайличенко О. А. Включения в алмазе и алмазоносные породы. М.: Изд-во МГУ, 1991. 240 с. 11. Ена-лиева М. А., Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Бовкун А. В. Типохимизм ильменита из кимберлитов и родственных им пород Архангельской алмазоносной провинции // Г еология алмазов — настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2005.
С. 650—667. 12. Силаев В. И., Тарских О. В., Сухарев А. Е., Филиппов В. Н. Ке-лифитизация мантийного пикроиль-
менита на примере алмазоносной трубки Зарница // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2008. № 5. С. 5—10. 13. Петровский В. А., Силаев В. И., Сухарев А. Е. и др. Флюидные фазы в карбонадо и их генетическая информативность // Геохимия, 2008. № 7. С. 748—756. 14. Галимов Э. М., Боткунов А. И., Гаранин В. К. и др. Углеводородсодержащие флюидные включения в оливине и гранате из кимберлитовой трубки Удачная // Геохимия, 1989. № 7. С. 1011—1014. 15. Силаев В. И., Шанина С. Н., Петровский В. А., Плоскова С. И. Минералогическая коллекция Л. А. Попугаевой как культурно-исторический феномен и актуальный объект исследований // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2009. № 1. С. 13— 21. 16. Акулов Н. Н., Владимиров Б. М. Минералы-спутники алмаза из различных генетических типов нижнекаменноугольных промежуточных коллекторов и их роль при прогнозе коренных источников алмазов (на примере Сибирской платформы) // Геология алмаза — настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского унта, 2005. С. 215—222.
Российское минералогическое общество
Институт геологии | Коми научного центра УрО РАН
Геологический факультет Санкт-Петербургского государственного университета
III РОССИЙСКОЕ СООЕЩАНИЕ 00 ОРГАНИЧЕСКОЙ МИНЕРАЛОГИИ
Сыктывкар, 10—12 ноября 2009 г. V- —.
Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской академии наук, Комиссия по органической минералогии Российского минералогического общества под эгидой Международной минералогической ассоциации проводят III Российское совещание по органической минералогии, которое будет проходить в г. Сыктывкаре 10—12 ноября 2009 г.
АДРЕС ОРГКОМИТЕТА:
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, ул. Первомайская, д. 54, Сыктывкар, Республика Коми, 167982 Ковалевой Ольге Владимировне
Телефоны:
(8212) 44-85-63 — Ковалева Ольга Владимировна (ответственный ученый секретарь совещания)
(8212) 24-53-53 — приемная директора ИГ Коми НЦ УрО РАН (8212) 24-56-98 — Котова Ольга Борисовна (ученый секретарь ИГ Коми НЦ УрО РАН)
Факсы: (8212) 24-09-70, 24-53-46 E-mail: [email protected]
N
НАУЧНАЯ ПРОГРАММА | СОВЕЩАНИЯ
• Минералогия и кристаллохимия природных органических соединений
• Углеводороды как важнейшие компоненты нефтей и нафтидов
• Кристаллические и некристаллические формы углерода
• Биоминералы как продукты жизнедеятельности ископаемых и современных организмов
• Генезис органических минералов и углеродсодержащих пород
• Органические минералы и углеродсодержащие породы в минерально-сырьевом потенциале и в современных технологиях.
КОНТРОЛЬНЫЕ СРОКИ
Регистрация и прием текстов докла-1 дов будет осуществляться: на элект-1 ронный адрес [email protected] | или почтовый адрес Института геологии до 15 августа. _______________________________*
