Національна академія наук України Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення

ім. М.П. Семененка Інститут надтвердих матеріалів ім. В.М. Бакуля

Українське мінералогічне товариство Державна служба геології та надр України

ДП “Українська геологічна компанія” КП “Південукргеологія”

Державний гемологічний центр України Міністерства фінансів України

НАК “Надра України”

МОДЕЛІ УТВОРЕННЯ АЛМАЗУ ТА ЙОГО КОРІННИХ ДЖЕРЕЛ.

ПЕРСПЕКТИВИ АЛМАЗОНОСНОСТІ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА І СУМІЖНИХ ТЕРИТОРІЙ

Збірник тез Міжнародної наукової конференції м. Київ, 11–13 вересня 2012 р

Відповідальний редактор В.М. Квасниця

Київ–2012

2

Национальная академия наук Украины Институт геохимии, минералогии и рудообразования

имени Н.П. Семененко Институт сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля

Украинское минералогическое общество Государственная служба геологии и недр Украины

ГП “Украинская геологическая компания” КП “Южукргеология”

Государственный геммологический центр Украины Министерства финансов Украины

НАК “Надра Украины”

МОДЕЛИ ОБРАЗОВАНИЯ АЛМАЗА И ЕГО КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ.

ПЕРСПЕКТИВЫ АЛМАЗОНОСНОСТИ УКРАИНСКОГО ЩИТА И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ТЕРРИТОРИЙ

Сборник тезисов Международной научной конференции

г. Киев, 11–13 сентября 2012 г.

The National Academy of Sciences of Ukraine M.P. Semenenko Institute of Geochemistry, Mineralogy and Ore Formation

V.N. Bakul Institute for Superhard Materials Ukrainian Mineralogical Society

State service of geology and mineral resources of Ukraine Enterprise “Ukrainian geological company”

Enterprise “Pivdenukrgeologia” State Gemmological Centre of Ukraine Ministry of Finance of Ukraine

National Joint Stock Company “Nadra Ukrayny”

MODELS OF DIAMOND FORMATION AND ITS NATIVE SOURCES.

PROSPECTS OF DIAMOND DEPOSITS IN THE UKRAINIAN SHIELD AND CONTIGUOUS TERRITORIES

Abstracts of International scientific conference

Kyiv, 11–13 September 2012

3

УДК 549.211 Моделі утворення алмазу та його корінних джерел. Перспективи алмазоносності Українського щита і суміжних територій: Збірник тез Міжнародної наукової конференції. – Київ : Видавництво «ТОВ «ЦПКОМПРИНТ» , 2012. – 247 с. ISBN 978-966-02-6507-3

У збірнику представлено тези доповідей Міжнародної наукової конференції, присвячені загальним питанням природного та експериментального алмазоутворення, а також перспективам алмазоносності окремих регіонів Східноєвропейської та Сибірської платформ. Розглянуто стан прогнозно-пошукових робіт на алмази в Україні та дана оцінка перспектив корінної алмазоносності Українського щита. Особливу увагу приділено результатам дослідження алмазів і його мінералів-супутників сучасними методами.

Збірник розрахований на геологів, які займаються питаннями алмазоутворення, складу і будови мантії Землі, прогнозу і пошуків алмазних родовищ. Тези доповідей відтворено в авторській редакції з незначною редакторською і технічною правкою УДК 549.211 Модели образования алмаза и его коренных источников. Перспективы алмазоносности Украинского щита и сопредельных территорий: Сборник тезисов Международной научной конференции. – Киев: Издательство «ТОВ «ЦПКОМПРИНТ», 2012. – 247 с. ISBN 978-966-02-6507-3

В сборнике изложены тезисы докладов Международной научной конференции, посвященные общим вопросам природного и экспериментального алмазообразования, а также перспективам алмазоносности отдельных регионов Восточноевропейской и Сибирской платформ. Рассматривается состояние прогнозно-поисковых работ на алмазы в Украине и дана оценка перспектив коренной алмазоносности Украинского щита. Отдельное внимание уделено результатам исследования алмазов и его минералов-спутников современными методами.

Сборник представляет интерес для геологов, занимающихся вопросами алмазообразования, состава и строения мантии Земли, прогноза и поисков алмазных месторождений.

Тезисы докладов воспроизведены в авторской редакции с незначительной редакторской и технической правкой

4

УДК 549.211 Models of diamond formation and its native sources. Prospects of diamond deposits in the Ukrainian Shield and contiguous territories: Abstracts of International scientific conference. – Kyiv: Published by «ТОВ «ЦПКОМПРИНТ», 2012. – 247 p. ISBN 978-966-02-6507-3

Abstracts of International scientific conference are devoted to general questions of natural and experimental diamond formation as well as to diamond prospects of the separate regions of the East European and Siberian platforms. The state of forecasting and prospecting of diamonds in Ukraine and the estimation of the prospects of native diamond formation in the Ukrainian Shield are considered. Special attention is paid to results of research of diamonds and satellite minerals by modern methods.

The issue is interesting to geologists concerned with the diamond formation, composition and structure of the Earth's mantle, prediction and search of diamond deposits.

Abstracts are reproduced in the author's version with minor editorial and technical corrections

ISBN 978-966-02-6507-3

© Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України, 2012

5

АЛМАЗЫ В АВТОЛИТАХ И КИМБЕРЛИТОВЫХ БРЕКЧИЯХ ТРУБКИ УДАЧНАЯ З.А. Алтухова Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия Altukhova2003@mail.ru

Автолиты, согласно определению Голланда [1], являются производными той же магмы, что и вмещающая порода, но, по сравнению с последней, их образование происходило либо раньше, либо позже. Критерием классификации автолитов являются алмазы и минералы тяжелой фракции. В кимберлитовых брекчиях выделяются афировые автолиты, образование которых связано с застыванием гомогенного расплава на локальных участках, автолиты порфировые – результат плавления включений мантийных пород в магматической колонне и автолиты – реликты породы с массивной текстурой среди интенсивно карбонатизированной кимберлитовой брекчии [2]. Анализ распределения алмазов в различных типах автолитов и вмещающей брекчии интересен с точки зрения генезиса алмазов и различия их качества во взаимосвязи с составом породы.

Алмазоносность серпентинизированного перидотита. Среди алмазов, извлеченных из пробы гранатового серпентинита весом 22 и 42 кг (трубка Удачная-Западная) не обнаружено кристаллов с протомагматическими сколами, что свидетельствует об их образовании in situ (Таблица). Ромбододекаэдры, кристаллы округлой и переходной форм в серпентините присутствуют в примерно равных количествах, октаэдры не отмечены (рис.).

Ядерные автолиты с убогой степенью алмазоносности распространены преимущественно в приповерхностных и приконтактовых участках трубки. Их отличает наличие в центральной части ядра, вокруг которого образуются афировые оболочки, иногда с концентрической или слоистой текстурой. Чаще всего они имеют округлую форму и размер их обычно не превышают 3–5 см, но нередки находки афировых автолитов овальной формы диаметром 50–70 см (трубки Удачная, Зарница, Юбилейная). Концентрические структуры являются следствием турбулентного движения жидкой фазы на локальных участках, а слоистость чаще всего обусловлена неравномерной более поздней карбонатизацией. Для афировых автолитовых оболочек и более крупных афировых автолитов характерно ураганное содержание магнетита, отсутствие гранатов в составе тяжелой фракции, убогая и низкая алмазоносность. Алмазы в оболочках представлены мелкими октаэдрами или ромбододекаэдрами. В крупном автолите трубки Удачная-Западная диаметром 70 см (масса

6

106 кг) присутствуют ромбододекаэдры и октаэдры, размером от 1 до 0,5 и от 0,5 до 0,25 мм (Таблица). Их содержание составило 0,04 к/т. Образование ядерных и более крупных афировых автолитов связано с быстрым охлаждением гомогенного расплава кимберлитовой магмы в приповерхностных и приконтактовых частях трубок вследствие резкого уменьшения давления и потери летучих.

Автолиты безъядерные представляют собой обломки кимберлитового состава чаще всего овальной формы размером 5×7 см; 9×12 см и 12×15 см. По степени алмазоносности среди безъядерных автолитов выделены высоко-, средне- и низкоалмазоносные.

Оливинсодержащие высокоалмазоносные автолиты трубки Удачная-Восточная (масса пробы 840 кг) представляют собой реликты некарбонатизированной массивной породы округло-овальной формы. В их составе обнаружены алмазы класса -16 +8 мм. По сравнению с вмещающей карбонатизированной брекчией, в автолитах в 3 раза выше содержание алмазов класса -2+1 и в 7 раз – классов 0,5+0,25 и 0,25+0,12 мм. В составе автолитов в 2 раза выше количество октаэдров и соответственно в 2 раза меньше округлых кристаллов, двойников и сростков (рис.). По содержанию целых кристаллов высокоалмазоносные автолиты занимают 2 место после серпентинизированного перидотита, в составе которого отсутствуют алмазы с протомагматическими сколами. Для вмещающей автолитовой брекчии характерно высокое содержание сростков, двойников, псевдоромбододекаэдров и додекаэдроидов, а также присутствие комбинационных кристаллов.

Среди безъядерных автолитов в трубке Удачная-Западная выделены высоко-, средне- и низкоалмазоносные разности.

В алмазоносных темно-серых порфировых автолитах преобладают кристаллы переходной формы и октаэдры, ромбододекаэдры встречаются редко, кубы – единичны (рис.). Все алмазы бесцветны. Октаэдры прозрачны или “чистой воды”, алмазы переходной формы нередко представлены полупрозрачными и непрозрачными параллельными или поликристаллическими сростками. Ромбододекаэдры округлые с занозистой штриховкой.

Автолиты крупнопорфировые отнесены к среднеалмазоносным. Среди алмазов преобладают (60 %) кристаллы с протомагматическими сколами. Особенностью минерального состава тяжелой фракции является высокое содержание обломочных зерен оливина, гранатов, ильменита. Возможно, образование автолитов связано с плавлением катаклазированных лерцолитов. Среди алмазов примерно две трети представлены ромбододекаэдрами, одна треть от общего количества приходится на долю октаэдров, кристаллов переходной формы и кубов. Большинство кристаллов бесцветны,

7

прозрачны. Однако, в отличие от других автолитов здесь отмечено повышенное содержание кристаллов алмаза коричневого цвета.

В афировых автолитах алмазы класса –1 +0,5 составляют 83 % и лишь 10 % кристаллов более крупных размеров (от 2 до 1 мм), три четверти из которых составляют обломки. Среди мелких алмазов (-1+0,5) на целые кристаллы приходится 40 % из них половина ― октаэдры. Около 20 % составляют ромбододекаэдры, алмазы переходной формы, кубы, сростки и двойники. Сростки представляют собой сильно графитизированный технический борт. Преимущественное количество алмазов (35 %) – бесцветные, остальные – серого, темно-серого цвета, редко табачного цвета.

Таким образом, обогащение проб из различных типов автолитов показало, что алмазы приурочены к твердой фазе кимберлитовой магмы. Различная степень алмазоносности включений ультраосновных пород, эклогитов и автолитов определяет неравномерное распределение алмаза в пределах алмазоносных трубок. Качество алмаза во многом определяется агрессивным влиянием расплава, процессов серпентинизации и карбонатизации.

Удачная-Восточная Удачная-Западная

Рис. Распределение морфотипов алмазов в автолитах трубки Удачная: 1 – октаэдры; 2 – переходные; 3 – округлые; 4 – ромбододекаэдры; 5 – двойники; 6 – сростки. тр. Удачная-Восточная: 2ол – автолиты порфировые, оливин не серпентинизирован; 3ол – автолитовая кимберлитовая брекчия, оливин частично серпентинизирован; 2а, 2б – автолиты порфировые серпентинизированные темно-серые (2а) и карбонатизированные светло-серые (2б). тр. Удачная–Западная: 6с – гранатовый серпентинит; 2а, 2б – автолиты порфировые серпентинизированные темно-серые (2а) и карбонатизированные светло-серые (2б); 2в – автолиты афировые; 3в – кимберлитовая брекчия с мелкопорфировой структурой

8

Распределение морфологических типов алмаза в автолитах и кимберлитовых брекчиях трубки Удачная (кар/т)

Петрогра фическ ие разновиднос ти

Индек с Мас са проб (кг)

-8 +4

-4 +2

-2 +1

-1 +0,5

Всего -0,5

Удачн ая -Восточн ая горизонт +265

Автолиты порфировые с оливином

2ол 837 0,20 0,30 1,70 0,20 2,40 8,30

Автолитовая ки мберли товая брекчия с оливино м

3ол 1435 Не обн.

0,70 0,80 0,10 1,60 1,10

Мас сивная ки мберл итовая брекчия с оливино м

5ол 3925 0,40 0,60 0,30 0,10 1,40 0,80

Автолиты порфировые серпе нти низирова нны е

2а 894 0 0,20 0,75 0,05 1,00 1,80

Те же карбо нат изирован ные 2б 1008 0,40 0,30 0,10 0,80 1,50

Удачная–Западная горизонт +265

Автолиты порфировые серпе нти низирова нны е

2а 691 4,61 0,78 1,09 0,23 6,71 7,26

Те же с сульфидной мин ерализ аци ей

2сф 939 0 1,03 1,09 0,09 2,21 2,32

Автолитовая ки мберли товая брекчия , вмеща ющая автолиты

3а 4075 0,56 0,71 0,24 0,13 1,64 2,37

Мас сивная ки мберл итовая брекчия

5 4164 0,57 0,86 1,14 0,10 2,67 2,22

Автолитовая ки мберли товая брекчия с высоким содержа ние м ядерных автолитов

3в 4013 0 0,85 1,10 0,08 2,03 2,22

Автолит ядер ный φ – 50 см 1 56 0 0 0 0,17 0,17 0,17

Серпен ти низирован ный гранатовый пери дотит

6п 22 0 00 0 1,20 1,20 1,20

1. Петрографический словарь. – Москва, 1989. – 589 с. 2. Алтухова З.А. Автолитовые кимберлитовые брекчии Якутии. –

Якутск: Якутский научный центр СО РАН, 1990. – 218 с.

9

ПОЛИГЕНЕЗ АЛМАЗОВ И КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ АЛМАЗОВ СИБИРСКОЙ И ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМ В.П. Афанасьев Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения РАН, пр-т Коптюга, 3, г. Новосибирск, 630090, Россия avp-diamond@mail.ru

Полигенез алмазов рассматривается нами с двух позиций: а) полигенез, связанный с условиями и механизмами образования алмазов, отражающимися в их типоморфизме; б) полигенез, связанный с типами коренных источников. Оба аспекта взаимосвязаны, но второй имеет более прикладное значение.

Полигенез алмазов по условиям образования был отмечен Ю.Л. Орловым на примере алмазов из кимберлитов и с позиций типоморфизма может рассматриваться с разных сторон: парагенетической принадлежности (перидотитовые и эклогитовые), изотопного состава углерода (мантийный резервуар или коровые источники), морфологии и т.д. Эти частные аспекты полигенеза могут быть генерализованы по условиям кристаллизации в два типа: а) мантийные, кристаллизующиеся в основании литосферы и имеющие, соответственно, перидотитовый парагенезис, мантийный состав углерода и ряд других особенностей, отражающих относительно спокойные условия кристаллизации; б) субдукционные, формирующиеся за счет корового углерода в условиях погружающегося слэба при достижении параметров стабильности алмаза, имеющие преимущественно эклогитовый парагенезис, широкий диапазон изотопного состава углерода – от легкого органического до тяжелого из морских карбонатов и максимальное разнообразие ростовых морфологических особенностей, обусловленных разнообразием условий кристаллизации как отражения индивидуальности слэбов. Если перидотитовые алмазы достаточно однотипны по всему миру, то эклогитовые субдукционные обеспечивают максимальное разнообразие с точки зрения полигенеза; к ним относятся и эндемичные разновидности типа карбонадо, алмазов V–VII разновидности по Ю.Л. Орлову, характерные только для ограниченных ареалов.

Полигенез алмазов по типам коренных источников актуален в том плане, что алмазы установлены не только в кимберлитах, но и в лампроитах и иных типах магматических и метаморфических пород. Причем только для кимберлитов разработана достаточно широкая прогнозно-поисковая система, находки остальных типов алмазоносных

10

магматитов имели случайный характер и для них не выработано каких либо надежных критериев прогноза.

Так, в Бразилии известны докембрийские алмазоносные филлиты, распространенные в штате Минас-Жерайс на площади Диамантина. На северо-востоке Канады обнаружены алмазоносные лампрофиры с возрастом 1832±28 млн лет. В районе Дачин (Французская Гвиана, Гвианский щит) установлены докембрийские алмазоносные вулканокластические коматииты, в структурном плане являющиеся частью зеленокаменного пояса Инини. Необычное сочетание ультраосновной породы-транспортера (кимберлита) и эклогитовых алмазов имеет место в районе Гуаньямо (Венесуэла, Гвианский щит); возраст кимберлитов оценен в 710 млн лет. В южно-африканской кимберлитовой трубке Премьер (возраст 1250 млн лет) выявлен знаменитый алмаз “Куллинан”. Высокоалмазоносная лампроитовая трубка Аргайл (Западная Австралия) имеет возраст 1150 млн лет. Протерозойской является и лампроитовая трубка Маджгаван (Индия, штат Мадхья-Прадеш, округ Панна), возраст которой составляет 1067±31 млн лет. На Сибирской платформе известны алмазоносные лампроиты Ингашинского поля возрастом 1268±12 млн лет. Докембрийские алмазоносные породы развиты и на Восточно-Европейской платформе.

Анализ алмазоносного магматизма в целом показывает, что в докембрии были распространены разнообразные типы коренных источников алмазов, тогда как в фанерозое остались практически только кимберлиты (исключение – миоценовое лампроитовое поле Эллендэйл в Австралии). Для большинства некимберлитовых докембрийских источников характерны алмазы эклогитового типа с облегченным изотопным составом, формирующиеся, вероятно, в процессах субдукции, тогда как фанерозойские кимберлиты содержат главным образом перидотитовые алмазы, но с переменной примесью эклогитовых. В целом развитие алмазоносного магматизма в геологической истории идет по пути сокращения типов алмазоносных пород, при этом экзотические типы пород в докембрии содержат главным образом также экзотические, часто эклогитовые, типы алмазов с признаками субдукционного генезиса.

Таким образом, полигенез алмазов следует рассматривать в рамках триады “типоморфизм алмазов – геосфера – геодинамика”, развернутой во времени.

11

ПАРАСТЕРЕЗИС ПРИРОДНИХ АЛМАЗІВ С.М. Бекеша Львівський національний університет ім. Івана Франка 79005, вул. Грушевського, 4, м. Львів, Україна sbekesha@rambler.ru

В корінних родовищах алмазів Світу спостерігається широкий морфологічний спектр кристалів цього мінералу, серед яких обов’язково є один або два домінуючих типи із підпорядкованими іншими різновидами, що свідчить про численність факторів морфогенезу алмазів, які спричинені широким діапазоном термодинамічних параметрів і швидкостей кристалізації. Морфологія індивідів є відображенням особливості структури на макрорівні. Кожен із морфологічних типів кристалів алмазу володіє своїми типоморфними фізичними особливостями (рентгено- та фотолюмінесценцією, забарвленням та ін.), які визначаються причинами на мікрорівні (домішковий азот, оптично активні центри та ін.). Розчинення і корозія є накладеними факторами, які видозмінюють початкову форму кристалів.

Полігенність природних алмазів свідчить [3], що морфологічний спектр кристалів цього мінералу, який спостерігається у корінних родовищах, є не парагенетичною їхньою асоціацією, а парастеричною, тобто пов’язаною спільністю знаходження, а не певних умов кристалізації. Звідси виникає потреба перенесення розгляду основних типоморфних особливостей природних алмазів з метою характеристики окремого рудного поля або окремого родовища з генетичної площини на парастерезис.

Тип парастеричної асоціації визначається домінуванням морфологічного типу кристалів алмазу. Для окремо взятого родовища він може формуватися із невеликої кількості джерел кімберлітової або лампроїтової магми, тоді як для рудного поля і провінції число типів парастеричних асоціацій буде більшим в залежності від ступеня диференціації мантійних мас і кількості джерел магматичного розплаву.

Розглянемо деякі особливості алмазів кімберлітових трубок родовища ім. Ломоносова Золотицького рудного поля Архангельської алмазоносної провінції. Якщо виходити із єдиного джерела формування алмазів цих трубок, то воно повинно бути достатньо диференційованим як за петрохімічним складом, так і за температурою.

Очевидним є те, що алмази трубок Піонерська та ім. Ломоносова є продуктами однієї “точки” цього джерела і представлені найбільш “високотемпературними” індивідами та ультраосновним парагенезисом сингенетичних включень. Найбільш розповсюджені тут напівокруглі та округлі алмази, які світяться в ультрафіолетових променях синьо-голубим та рожево-фіолетовим кольорами. До них відносяться індивіди

12

I, III та VI груп за класифікацією [2]. Механізм росту кристалів таких алмазів пошаровий, антискелетний. Підпорядковане значення у парастеричній асоціації алмазів цих діатрем має “низькотемпературна” генерація – кристали кубічного та тетрагексаедричного габітусу (VIII група).

Остання генерація кристалів визначає специфіку алмазів у трубках Поморська та ім. Карпінського-1: тут домінують тетрагексаедроїди з волокнистим механізмом росту, які мають жовту, жовто-зелену і зелену фотолюмінесценцію зі специфічним набором домішкових азотних центрів. Парастерична асоціація алмазів свідчить про те, що вони є найбільш “низькотемпературними” серед алмазів кімберлітових трубок Золотицького рудного поля.

Специфікою алмазів трубки Архангельська є високий вміст “високотемпературних” октаедрів і підвищена концентрація “низькотемпературних” кривогранних тетрагексаедрів, які визначають морфологічний парастеричний тип кристалів цього корінного тіла.

У перерахованих кімберлітових трубках спільною рисою є присутність в алмазах включень мінералів еклогітового парагенезису (оранжевий гранат, омфацит, коесит). Водночас характерною особливістю трубки ім. Карпінського-2, яка розташована лише в 100 м від трубки ім. Карпінського-1, є ультраосновний парагенезис мінералів-включень в алмазах.

Все вище сказане відноситься до індивідів розміром понад 0,5 мм, які представлені, здебільшого, кривогранними алмазами. Водночас генерація кристалів розміром до 0,5 мм – це, переважно, алмазні багатогранники октаедричної форми. Дрібні розміри кристалів та підвищена кількість серед них сплощених зростків свідчать про швидку кристалізацію речовини в умовах одностороннього (стресового) тиску. Ці алмази відрізняються високою ступінню збереженості та високою прозорістю, відсутністю каналів травлення, смуг пластичної деформації та деякими іншими особливостями. Для них характерні індивіди з корозійними скульптурами на гранях октаедра, які не притаманні кривогранним алмазам. Скоріш за все, ці дрібні гострореберні октаедри є “супутниками” більших за розміром округлих алмазів і представляють собою зовсім іншу за місцем і часом утворення сукупність.

Ще однією характерною особливістю алмазів із трубок Золотицького поля є підвищена доля індивідів V групи (за класифікаціями З.В. Бартошинського і Ю.Л. Орлова). Зокрема, в трубках ім. Карпінського-1 та ім. Ломоносова вони складають відповідно 18,3 % і 17,8 % за масою від усієї кількості алмазів розміром понад 1 мм. Це темнозабарвлені, майже чорні округлі та напівкруглі індивіди, сильно тріщинуваті, з великою кількістю сингенетичних включень графіту у зовнішній частині кристалів; центральна частина переважно прозора і

13

безбарвна. Аналогічний морфологічний тип кристалів алмазу відомий у розсипищах північного сходу Сибірської платформи.

У цьому відношенні заслуговує уваги субдукційна гіпотеза утворення певних морфологічних типів кристалів алмазу, запропонована авторами [4]. Ціла низка типоморфних особливостей алмазів V групи із родовищ Архангельської провінції і розсипищ північного сходу Якутії, на думку цих авторів, свідчить про їхнє утворення в зоні субдукції з корової речовини, яка містила велику кількість вуглецьвмісних сполук і зазнала занурення на великі глибини. Фізико-хімічні умови формування таких алмазів дуже різноманітні, що знайшло відображення у морфології та фізичних особливостях кристалів. Окрім кривогранних алмазів V групи, утворюються індивіди кубічного габітусу з волокнистим механізмом росту, формується багато центрів кристалізації та, відповідно, відбувається ріст великої кількості дрібних кристалів. Свої припущення автори підтвердили визначенням ізотопного складу таких “субдукційних” алмазів: він різко відрізняється від мантійного.

Викладене вище коротко можна звести до наступного. Дослідження типоморфних особливостей алмазів (як морфологічних, так і фізичних) в окремих родовищах і кімберлітових полях потрібно проводити з позицій парастеричного аналізу, як радять автори стосовно індикаторних мінералів кімберлітів [1]. За типами парастеричних асоціацій природних алмазів можна з великою впевненістю судити про ступінь продуктивності кімберлітової (лампроїтової) трубки і навіть окремих її стовпів, а також, враховуючи парастерезис мінералів-індикаторів, здійснювати прогнозні побудови під час проведення мінералогічних пошуків корінних джерел.

1. Афанасьев В.П., Зинчук Н.Н. Минералогические поиски

месторождений алмазов: развитие, состояние, перспективы // Геология алмаза – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности России) – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 1291–1318.

2. Бартошинский З.В. Минералогическая классификация природных алмазов // Минерал. журн. – 1983. – 5, № 5. – С. 84–93.

3. Бартошинский З.В. Парастерические ассоциации алмазов Якутии // Минерал. сборник Львов. ун-та. – 1984. – № 38, вып. 1. – С. 3–6.

4. Зинчук Н.Н., Афанасьев В.П. Поисковая минералогия алмаза: история, состояние, перспективы // Геология алмаза – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности России) – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 1217–1231.

14

МИНЕРАЛЬНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В ГРАНАТЕ ИЗ АЛМАЗОНОСНЫХ РОССЫПЕЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЯКУТСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ А.Я. Биллер Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия n-biller@ya.ru

Северо-восточная часть Якутской кимберлитовой провинции характеризуется наличием россыпей алмазов, связь которых с коренными источниками неустановлена.

Важную информацию об особенностях среды, в которой происходило образование того или иного минерала, дает изучение включений в нем. В данной работе представлены результаты исследования гранатов и минеральных включений в них из этих россыпей.

Состав гранатов был определен на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM 6480 LV. Исследование включений проводилось с помощью оптического микроскопа, а выведенные на поверхность минеральные фазы были проанализированы на микрозонде.

Гранаты с включениями относятся к пироп-альмандиновому ряду. В некоторых из них содержание гроссуляровой компоненты достигает 20 мол %. На диаграмме составов [по 1] гранаты соответствуют таковым из биминеральных эклогитов.

Во включениях диагностированы следующие фазы: рутил, ильменит, апатит, кварц, кианит (?), шриланкит, мэйджорит.

Наиболее распространены ориентированные включения рутила (рис. 1). В рутиле отмечается незначительная примесь железа, а в некоторых зернах ― циркония (до 1,5 мас. % ZrO2). Кварц встречается в виде отдельных зерен (размер которых от 5 до 15 микрон) и в сростках с рутилом (рис. 2, А, Б). Апатит образует сростки с рутилом, редко ― самостоятельные включения. Размер включений апатита не превышает 5-6 микрон (рис. 2 В). Кианит (?) обнаружен лишь в одном гранате в виде включения размером 5-15 микрон.

Интересным является обнаружение шриланкита (оксид циркония и титана). Впервые он был диагностирован в россыпях Шри Ланки [5]. Шриланкит в исследуемых гранатах имеет очень мелкие размеры (обычно не превышающие 5 микрон). Встречается, обычно, в виде выделений в рутиле (рис. 2 Г), иногда образует отдельные включения округлой или изометричной формы. Обогащен Nb и Ta.

15

В работе [3] ориентированные иглы рутила и других минералов (ильменит, апатит, сульфиды) рассматриваются как структуры распада, образовавшиеся в результате декомпрессии граната аномального состава, который может быть стабилен в породах, субдуцированных на значительные глубины. Некоторые исследователи рассматривают ориентированные включения как эпитаксиальные срастания [4].

Обнаружено и изучено полиминеральное включение, состоящее из мэйджорита, рутила и шриланкита. Мэйджорит высокожелезистый, низкокальциевый, содержит постоянную примесь Na2O (0,04 мас. %).

В работе [2] описаны гранаты с различными оксидными включениями из лампрофировой трубки Ягодка (Тобук-Хатыстырское поле, Южная Якутия). В них также установлены ориентированные включения рутила с выделениями шриланкита. Это позволяет предположить, что источником гранатов, а возможно и алмазов в россыпи северной части Якутской кимберлитовой провинции могут быть породы лампроитовой серии. Обнаружение мейджорита указывает на глубинное происхождение граната.

Рис. 1. Ориентированные включения рутила в гранате. Фото в проходящем свете.

16

Рис. 2. Наиболее типичные минеральные включения в гранате: А – включение кварца, Б – сросток кварца и рутила, В – сросток рутила и апатита, Г – рутил с выделениями шриланкита. Изображения в обратнорассеянных электронах.

1. Афанасьев В.П., Зинчук Н.Н., Похиленко Н.П. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал “Гео”, 2001. – 276 с.

2. Костровицкий С.И., Гаранин В.К., Варламов Д.А. Шриланкит – вторая находка в мире // Докл. РАН. – 1993. – 328, № 5. – С. 601–604.

3. Barron B.J., Barron L.M., Duncan G. Eclogitic and Ultrahigh-Pressure crustal garnets and their relationship to Phanerozoic subduction diamond, Bingara Area, New England Fold Belt, Eastern Australia // Economic Geology. – 100. – P. 1565–1582.

4. Wang L, Essene E. J., Zhang Y. Mineral inclusions in pyrope crystals from Garnet Ridge, Arizona, USA: implications for processes in the upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. – 1999. – 135. – P. 164–178.

5. Willgallis A., Siegmann E., Hettiaratchi T. Srilankite, a new Zr-Ti-oxide mineral // Neues Jahrb Mineral Monatsh. – 1983. – P. 151–157.

17

ХАРАКТЕРИСТИКИ АЛМАЗОВ ПЕРИДОТИТОВОГО И ЭКЛОГИТОВОГО ГЕНЕЗИСА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И.Н. Богуш, З.В. Специус, О.Е. Ковальчук Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие АК АЛРОСА, г. Мирный, Россия NIGP@alrosa.ru

Изучение алмазов известного парагенезиса, минералов алмазоносных ксенолитов и включений в алмазах предоставляет уникальную возможность для понимания процессов образования и причин вариаций морфологии и дефектно-примесного состава алмазов в мантийных породах и кимберлитовых телах. В НИГП АК “АЛРОСА” комплексом методов изучено около 2500 кристаллов из 100 эклогитовых и 14 алмазов из трех перидотитовых ксенолитов из кимберлитовых трубок Удачная, Комсомольская, Айхал, Юбилейная, Мир, Нюрбинская. Для увеличения данных по алмазам перидотитового парагенезиса методами ИК-профилирования исследовано 20 алмазных пластинок со вскрытыми включениями ультраосновного типа из коренных месторождений Сибирской платформы. Несмотря на преобладание ксенолитов перидотитовых пород и почти на порядок большую их встречаемость в кимберлитах Якутии, среди алмазоносных ксенолитов – эклогиты более распространены.

Алмазы в изученных эклогитовых ксенолитах содержатся в количестве от одного до нескольких десятков кристаллов. Их размер в основном варьирует от долей до 5 мм, встречены также кристаллы размером более 10 мм. Расположение алмазов обычно незакономерное, но в отдельных образцах фиксируется их направленное распределение, соответствующее зонам интенсивного развития частичного плавления. Среди алмазов доминируют октаэдры и кристаллы переходного от октаэдрического к ромбододекаэдрическому габитусу (ПФ). Ромбододекаэдры, кубы I, кристаллы II и VIII разновидностей по Ю.Л. Орлову [1] единичны. Редко в ксенолитах из кимберлитов Далдыно-Алакитского района и трубки Нюрбинская присутствуют индивиды IV разновидности. Обычно в одном ксенолите алмазы представлены одной разновидностью, но при этом они могут различаться гранной морфологией, цветом и размером. Исследованные нами алмазы имеют широкий диапазон общего содержания азота (от 10 до 1500 at.ppm), его агрегации (рис.), концентрации и размера В2-центров, причем как в целом среди изученных алмазов, так и для большинства ксенолитов в отдельности. В кристаллах ПФ концентрация азота обычно небольшая (до 700 at.ppm), тогда как

18

октаэдры больше обогащены этой примесью (500–1500 at.ppm), но содержат несколько меньше агрегированного азота. В трех из 21-го ксенолита из трубки Мир совместно с алмазами типа IаАВ с небольшой агрегацией примеси встречены “высокотемпературные” индивиды IаВ1. Во многих ксенолитах наблюдается некоторое повышение концентрации водорода и одновременно уменьшение азота в алмазах. Установлен небольшой диапазон изотопного состава углерода (от –1 до –7 ‰) алмазов I разновидности, а кристаллы II и оболочка IV разновидности имеют в основном облегченный изотопный состав (от –7 до –18 ‰). Среди изученных алмазов доминируют кристаллы с розово-сиреневой фотолюминесценцией, в заметном количестве присутствуют индивиды с зональным свечением. Отмечается специфика характеристик кристаллов эклогитовых алмазов из коренных источников разных полей. Так, в эклогитах из трубок Мир и Нюрбинская доминируют кристаллы с небольшой агрегацией азота, причем этот параметр несколько выше для трубки Нюрбинская. В ксенолитах эклогитов из кимберлитов Далдынского поля резко преобладают алмазы с высокой степенью агрегации примеси (рис.). Среди алмазов из трубки Юбилейная отмечается повышенное содержание кристаллов, обогащенных азотом с малой (10–30 % в В-форме) агрегацией I и IV разновидности.

Алмазы из изученных перидотитовых ксенолитов трубок Мир и Нюрбинская представлены бесцветными октаэдрами I разновидности (класс -1+0,5) с содержанием азота 260–670 at.ppm и агрегацией примеси 40-50 % и 20-40 % соответственно (рис.). Среди кристаллов размером 2–6 мм с включениями Р-типа из кимберлитов Якутии преобладают бесцветные разновидности и лишь небольшое количество их имеет коричневый оттенок. ИК-профилирование пластинок из этих кристаллов выявило в них небольшие концентрации азота (< 500 at.ppm). Алмазы этого типа из разных источников отличаются рядом специфических особенностей. Среди алмазов из трубки Мир много ПФ и октаэдров, единичны ромбододекаэдры; агрегация примеси азота в них небольшая – в основном до 40 % в В-форме (рис.). Алмазы из кимберлитовых тел Далдыно-Алакитского района в основном представлены ромбододекаэдрами. Для этого района характерны кристаллы и области с 40–80 % содержанием азота в В-форме, с большими коэффициентами поглощения и размерами В2-центров. Среди кристаллов Р-типа доминируют разновидности с синей фотолюминесценцией, в заметном количестве присутствуют индивиды с желто-зеленым свечением. Для перидотитовых алмазов характерен небольшой диапазон изотопного состава углерода (от –1 до –7 ‰).

19

Рис. Концентрация азота и его процентное содержание в В-форме в алмазах Р-типа (а) и Е-типа (б) из коренных месторождений Сибирской платформы

Таким образом, проведенными исследованиями установлены

заметные морфологические и оптико-спектроскопические отличия кристаллов алмазов Р- и Е-типов из среднепалеозойских коренных месторождений Сибирской платформы. Среди перидотитовых алмазов встречены только индивиды I разновидности с малыми и средними концентрациями азота, синей или желто-зеленой ФЛ и с изотопно-тяжелым составом углерода. Алмазы IV, II и VIII разновидностей, индивиды с В2-центрами малых размеров, а также кристаллы и зоны с С-центром и облегченным изотопным составом углерода встречены только среди алмазов эклогитового генезиса. Для алмазов Е-типа характерны большие концентрации примеси азота и более высокая частота встречаемости камней с розово-сиреневой фотолюминесценцией по сравнению с Р-типом. Разнообразие морфологических и структурных особенностей алмазов даже в пределах одного ксенолита, а также зональность кристаллов свидетельствуют о многостадийном и прерывистом формировании алмазов, особенно эклогитового парагенезиса. Эти данные, распространённость и расположение кристаллов алмазов в ксенолитах

20

указывают на продолжительное формирование алмазов в процессе метасоматоза из флюида или флюид-расплава. Особенности метасоматических процессов и флюидного режима в отдельных сегментах литосферы Сибирской платформы в различные геологические периоды, по нашему мнению, усилили петрографическую и геохимическую неоднородность верхней мантии, и, вероятно, обусловили неодинаковую распространенность алмазов с определенными характеристиками и концентрацией примесей в разных мантийных породах и районах. Сравнение изученных кристаллов установленного генезиса с выборками из геологических коллекций показало, что для трубок Мир и Нюрбинская типичны кристаллы эклогитового генезиса, а алмазоносность кимберлитов Далдыно-Алакитского района определяется в основном наличием алмазов ультраосновного парагенезиса. Типоморфизм алмазов и продуктивность коренных источников определяются как концентрацией кристаллов и их спецификой в мантийных породах, так и количеством захваченного мантийного вещества, что отражается в процентном содержании кристаллов Р- и Е-типа. Полученные результаты позволяют реконструировать процессы образования алмазов эклогитового и перидотитового парагенезиса для различных районов Сибирской платформы и детализировать поисковые критерии.

1. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. М.: Наука, 1984. – 264 с.

21

ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ЛОКАЛИЗАЦИИ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ И ИХ РОЛЬ В ОЦЕНКЕ ПЕРСПЕКТИВ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ Н.А. Божко Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова 119992, Воробьевы Горы, г. Москва, Россия dynamo@geol.msu.ru 1. Палеогеодинамические критерии А. Приуроченность алмазоносных кимберлитов к древним кратонам – “правило Клиффорда”

В настоящее время исходной предпосылкой при оценке перспектив алмазоносности обычно считается приуроченность продуктивных кимберлитов исключительно к архейским кратонам, что соответствует модернизированному “правилу Клиффорда” [3, 4]. Архейские кратоны, структурно отвечающие гранит-зеленокаменным областям, действительно остаются важнейшим тектоническим критерием алмазоносности. Несмотря на отсутствие теории размещения алмазоносных кимберлитов внутри архейских кратонов, последние представляют собой тектонические структуры, вмещающие подавляющие большинство алмазоносных кимберлитов в мире. На Восточно-Европейской платформе (ВЕП) этим структурам соответствуют Карельский и Приднепровско-Сумский кратоны. Вместе с тем имеются отступления от “правила Клиффорда”. В. Палеотектонические обстановки за пределами архейских кратонов, в которых установлено присутствие алмазоносных кимберлитов [1].

Внешние зоны орогенических поясов: а) Древние пассивные окраины (миогеосинклинали) – алмазоносные кимберлиты Еурела в рифейской системе Аделаида Восточной Австралии; кимберлиты Британской Колумбии Канады в пределах внешней мегазоны Северо-Американских Кордильер; в) Аллохтонные перекрытия окраин архейских кратонов породами смежных орогенических поясов: кимберлиты Лесото Южной Африки; слабоалмазоносные кимберлиты Финляндии; алмазоносные кимберлиты, прорывающие пояс Бразилиа, надвинутый на край кратона Сан Франсиску; с) Участки орогенических поясов, расположенные над ответвлениями корней литосферной мантии, отходящие от кратонов – алмазоносные кимберлиты Летлхакейн, интрудированные в протерозойский складчатый пояс Магонди на территории Ботсваны.

22

Во всех указанных случаях размещение кимберлитов контролируется кратонными мантийными килями, хотя в поверхностной структуре этот контроль не просматривается. В этом плане не исключается присутствие алмазоносных кимберлитов внутри энсиалических палеопротерозойских поясов Сарматии.

Гранулито-гнейсовые коллизионные пояса – пояс Лимпопо Южной Африки, вмещающий связанные с кимберлитами месторождения алмазов — Венеция, Ривер-Рэнг, Марнитц и Орапа. Алмазоносность гранулитовых поясов определяется РТ-трендом метаморфизма: алмазоносные кимберлиты не характерны для поясов низкобарических гранулитов. На щитах ВЕП к этому типу структур относятся пояса Лапландско-Беломорский, Приазовский, Побужский.

Аккреционно-коллизионные протерозойские орогенические пояса – пояс алмазоносных кимберлитов Форт а ля Корн центрального Саскачевана в Трансгудзонском складчатом поясе и кимберлиты одновозрастного пояса Торнгат Восточной провинции Черчилл.

Краевые aккреционные орогенические пояса – кимберлиты нижнепротерозойского Бирримского пояса Западной Африки; кимберлитовая провинция северной Альберты Канады; алмазоносная провинция Колорадо-Вайоминг с крупным полем Стейт Лайн в краевой части аккреционного орогенического пояса Центральных равнин США. Не исключено наличие алмазоносных кимберлитов внутри свекофеннид, имеющих близкую тектоническую природу.

Протерозойские вулкано-плутонические пояса и ареалы: Кимберлитовая провинция Рондония СЗ Бразилии; провинция алмазоносных кимберлитов Гуанимо Гвианского щита; кимберлитовое поле Мерлин в троге Баттен Северо-Австралийской платформы. Возможно, в близкой обстановке происходило формирование Коростенского и Новомиргородского плутонов на Украинском щите.

Кимберлитовый магматизм за пределами архейских кратонов, не являясь доминирующим, расширяет общие перспективы алмазоносности, в том числе и ВЕП. 2. Структурный контроль разломной тектоникой. Прямая связь между локализацией кимберлитов и зонами разломов практически отсутствует, однако в настоящее время установлен контроль размещения алмазоносных кимберлитов скрытыми трансконтинентальными литосферными структурами-коридорами [5]. Наиболее интересными для алмазопрогнозирования являются места пересечения направлений кимберлитовых коридоров. 3. Кимберлиты и траппы. Пространственная сопряженность кимберлитового и траппового магматизма общеизвестна. Влияние траппового магматизма на алмазоносность литосферы двойственное и зависит от степени базификации нормальной коры кратонов и положения кимберлитов относительно траппового поля. Трапповый

23

магматизм, возникающий под действием плюмов, оказывает деструктивное действие на кратонную литосферу, снижает алмазоносность кимберлитов. И вместе с тем, траппы являются фактором контроля кимберлитового магматизма. 4. Осадочный чехол на кратонах как благоприятный фактор кимберлитообразования. Мощный чехол подчеркивает консервативность, стабильность развития территории, способствует сохранению соответствующих условий в литосферной мантии, препятствует фильтрации летучих компонентов магмы. Наиболее крупные алмазоносные кимберлитовые провинции характеризуются развитием платформенного чехла, возможно, играющего роль экрана, способствующего локальному сосредоточению тепловой энергии. 5. Приуроченность кимберлитов к флангам рифтов и авлакогенов. Рифты и палеорифты осуществляют локализационный контроль, непосредственно не являясь вместилищами алмазоносных кимберлитов. Алмазоносные кимберлиты внутри авлакогенов отсутствуют, но встречаются по их периферии. Непосредственно в рифтовых зонах возникают неблагоприятные условия для сохранения алмазов, которые размещаются на определенном расстоянии от осей рифтов, в когерентной литосфере.

Оценка перспектив коренной алмазоносности ВЕП в значительной степени зависит от представлений об эволюции формирования ее фундамента. Автор придерживается ранее опубликованной геодинамической модели, которая отличается от распространенных в настоящее время [2]. Ключевым положением предлагаемой модели является объединение одновозрастных образований ладожской серии Балтийского щита и воронцовской серии Воронежского массива в состав единой пассивной окраины эпиархейского Волго-Карельского кратона, граничащего с палеопротерозойским Свеко-Воронежским аккреционным орогеном. Внутренняя зона этого орогена включает свекофенниды Финляндии, Швеции, Белоруссии и Прибалтики (Свеко-Белорусский террейн) и Сарматский макротеррейн, объединяющий Воронежский кристаллический массив и Украинский щит, ныне разделенные Днепровско-Донецким авлакогеном.

В тектонической эволюции фундамента ВЕП выделяются следующие главные этапы: 1. Аккреция ранне- и среднеархейских террейнов и образование позднеархейского суперконтинента (около 2,7–2,65 млрд лет тому назад); 2. Деструкция сегмента архейской коры, обособление Волго-Карельского кратона, заложение пассивной окраины и океанического бассейна к западу от него (около 2,45 млрд лет тому назад); 3. Аккреция террейнов в пределах океанического бассейна, причленение островных дуг, микроконтинентов, Сарматского композитного макроконтинента к эпиархейскому Волго-

24

Карельскому кратону и превращение его пассивной окраины в активную (около 2,0–1,8 млрд лет тому назад); 4. Общая кратонизация и становление массивов габбро-анортозитов и рапакиви (около 1,8–1,6 млрд лет тому назад).

Указанная геодинамическая модель предполагает “инородность” Украинско-Воронежского щита по отношению к структуре Волго-Карельского кратона, что подтверждается различием в возрасте гранит-зеленокаменных областей, строении и развитии гранулито-гнейсовых поясов, складчатых систем палеопротерозоя и т.д. Это следует учитывать и при проведении сравнительного анализа перспектив алмазоносности данных территорий.

1. Божко Н.А. Тектонические обстановки локализации алмазоносных кимберлитов за пределами архейских кратонов // Руды и металлы. –2006. – № 1. – С. 31–41.

2. Божко Н.А., Постников А.В., Щипанский А.А. Геодинамическая модель формирования фундамента Восточно-Европейской платформы // Докл. РАН. – 2002. – 386, № 5. – С. 651–655.

3. Clifford, T.N. Tectono-magmatic-units metallogenic provinces of Africa // Earth Planet. Sci. Lett. – 1966. – P. 421–434.

4. Jance, A.J.A., Sheahan P.A. Catalogue of world wide diamond, kimberlite occurences: a selective, annotative approach. In: W. Griffin (editor), Diwnond Exploration: Into the 21st Century // J. Geochem. Explor. – 1995. – 53. – Р. 73–111.

5. Jelsma H. A., de Wit M.J., Thiart C., Dirks P. H.G.M., Viola G., Basson I.J. and Anckar E. Preferential distribution along transcontinental corridors of kimberlites and related rocks of Southern Africa // South African Journal of Geology. – 2004. – 107, N. 1–2. – Р. 301–324.

25

СВОЙСТВА НИЗКОПРОЧНЫХ АЛМАЗОВ, СИНТЕЗИРОВАННЫХ В СИСТЕМАХ Ni-Mn-C и Fe-Si-C А.И. Боримский, Г.Д. Ильницкая, В.И. Лавриненко, В.Н. Ткач, В.В. Смоквина Институт сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины 04074, ул. Автозаводская, 2, г. Киев, Украина kybor@ism.kiev.ua

В промышленности при обработке изделий из твердого сплава,

керамики, стекла и других хрупких материалов широко применяются порошки синтетического алмаза низкопрочных марок АС4 и АС6. Алмаз при синтезе в системе Ме-С получают в специальных аппаратах при высоких РТ–условиях. Синтез порошков алмаза низкопрочных марок, как правило, кратковременный и происходит при больших скоростях роста. Растущий кристалл алмаза при своем росте захватывает все побочные фазы, присутствующие в реакционной камере. При этом включения и примеси являются объемными дефектами кристаллов алмаза, которые оказывают очень сильное влияние на эксплуатационные свойства порошков алмаза.

Для снижения необходимых высоких параметров синтеза применяют катализаторы в виде сплавов-растворителей. Как правило, в состав сплава-растворителя входят металлы переходной группы, типа Co, Ni, которые являются дорогостоящими материалами. Проведенные исследования показали возможность производить синтез алмаза с использованием сплавов системы железо-углерод в качестве растворителей углерода. При этом синтез алмаза в присутствии более дешевого сплава Fe-Si обеспечивает степень превращения углерода в алмаз на уровне 30–36 %. Поэтому целью данной работы было изучение свойств алмазов, полученных в системах Ni-Mn-C и Fe-Si-C.

Алмазы зернистости 160/125, синтезированные в системах Ni-Mn-C и Fe-Si-С, исследованы по комплексной методике. Прежде всего они были разделены в магнитном поле различной напряженности на магнитные фракции, для которых были измерены прочность при статической нагрузке (Р, Н) по методике ДСТУ 3292-95 и удельная магнитная восприимчивость. Измерения магнитной восприимчивости производились по методике, разработанной в ИСМ НАН Украины (χисх). С помощью растровой электронной микроскопии (РЭМ) произведена оценка содержания в алмазах с различной магнитной восприимчивостью примесей и включений (βвкл). Выполненные измерения χисх и определения элементного состава примесей и включений (βвкл) позволили рассчитать магнитную восприимчивость включений (χвкл). Результаты измерений и расчетов физико-

26

механических характеристик алмазов после разделения в магнитном поле крайних фракций магнитной и немагнитной представлены в таблице.

Физико-механические характеристики алмазов зернистости 160/125

Ростовая система

Наименование фракции

разделения

Удельная магнитная

восприимчивость, χ . 10-8, м3/кг

Содержание примесей и включений βвкл, мас. %

Прочность при

статическом сжатии,

Н алмаза вклю-чений

общее сплава-растворителя

в алмазе

во вкл.

в алмазе

во вкл.

Ni-Mn-C магнитная 90,3 2635 3,427 94,5 3,337 91,9 7,2 немагнитная 8,8 437 2,014 77,9 1,569 77,4 6,0

Fe-Si-С магнитная 1211 16458 6,866 93,1 6,828 93,0 12,7 немагнитная 123 5777 1,794 84,0 1,794 81,0 3,1

Проведенные исследования показывают, что алмазы магнитных

и немагнитных фракций, синтезированные в системах Ni-Mn-C и Fe-Si-С, различаются между собой по магнитным и прочностным свойствам, а также по содержанию в зернах алмаза примесей и включений. Алмазы магнитной и немагнитной фракций обеих систем отличаются по величине удельной магнитной восприимчивости примерно в 10 раз. Как следует из таблицы, прочность алмазов магнитных фракций обеих систем выше по сравнению с прочностью немагнитных фракций. При этом прочность алмазов магнитной фракции, полученных в системе Ni-Mn-C, увеличивается в 1,2 раза, а прочность алмазов магнитной фракции, синтезированных в системе Fe-Si-С – 4,1 раза.

Алмазы, полученные в системе Fe-Si-С, обладают хорошо выраженными магнитными свойствами, что находит отражение в значении величины удельной магнитной восприимчивости (χ = 1211.10-8, м3/кг) и значении величины удельной магнитной восприимчивости включений (χ = 16458.10-8, м3/кг).

Из таблицы следует, что элементы сплава-растворителя во включениях преобладают и составляют 77,9–84,0 % от общего количества имеющихся включений в порошках алмаза немагнитной фракции, а в магнитной фракции несколько выше — 94,5–95,1 %.

Проведенными экспериментами установлено, что содержание элементов сплава-растворителя во включениях и примесях: Ni и Mn для алмазов, синтезированных в системе Ni-Mn-C и Fe для алмазов, полученных в системе Fe-Si-С, в магнитной фракции выше, чем в немагнитной. Это обеспечивается разделением зерен алмаза в магнитном поле по содержанию в алмазе элементов сплава-растворителя.

27

Из полученных шлифпорошков алмазов магнитной и немагнитной фракций, синтезированных в системах Ni-Mn-C и Fe-Si-С, были изготовлены шлифовальные круги формы 12А2-45 100×5×3×32 на металлической связке М1-10. Производительность обработки составляла 200 мм3/мин. Испытания проводили на базе модернизированного универсального-заточного станка модели 3В642. Шлифовали образцы из твердого сплава ВК8 размером 63×15×7. Оценку износостойкости инструмента производили по относительному расходу алмаза круга qP, мг/г. Результаты испытаний показаны на рис.

0

0,4

0,8

1,2

1,6

2

2,4

2,8

магнитная не магнитнаяФракция разделения

qр, м

г/г

Рис. Износостойкость кругов с алмазами, синтезированными в системе: – Ni-Mn-C; – Fe-Si-С

Результаты испытаний показали, что износостойкость кругов с алмазами магнитной фракции, синтезированными в системе Fe-Si-С, в 1,3 раза больше по сравнению с алмазами немагнитной фракции этой же системы, и в 2 раза больше по сравнению с алмазами, синтезированными в системе Ni-Mn-C. Широкий диапазон значений удельной магнитной восприимчивости алмазов, синтезированных в ростовых системах Fe-Si-С и Ni-Mn-C, дает возможность исследовать износостойкость шлифовальных кругов при разной производительности процесса обработки.

28

ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ СРЕДНЕПРИДНЕПРОВСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА В СВЕТЕ ОБЩИХ ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ ФОРМИРОВАНИЯ ПРОМЫШЛЕННО АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ А.А. Бурмистров Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, 119991, ГСП-1, Ленинские горы, г. Москва, Российская Федерация

В последние годы обобщение и анализ факторов локализации и критериев прогноза промышленно алмазоносных кимберлитов мира были произведены, в частности, в работах [1, 3, 5, 10], а по Украинскому щиту – в [2]. Для основных кимберлитовых провинций, полей и месторождений мира подтверждено известное правило Клиффорда. При этом показана пространственно-временная сопряженность их образования с различными (более щелочными) членами кимберлит-карбонатитового и кимберлит-лампроитового рядов в смежных с архейскими блоках протерозойского возраста в областях проявления рифтогенной активизации. Для краевых частей “архонов” и для “протонов” характерно широкое развитие эклогитов в мантии, что не является благоприятным фактором кимберлитовой алмазоносности. Эклогитовые (в основном мелкие) алмазы характерны для трубки Аргайл. Ксенолиты эклогитов нередко более алмазоносны, чем ультраосновные, но образование их происходило с ростом щелочности при более интенсивном преобразовании мантии и относительно более высоком потенциале кислорода. Это приводило к снижению алмазоносности самих лампроитовых тел (Эллендейл и др.) [1, 3, 5].

К еще одному важному фактору отнесен контроль известных месторождений и полей фрагментами субмеридиональных архейских линеаментов (часто кулисно расположенных). Они трассируются линейными элементами гравимагнитных, сейсмических, магнитотеллурических, а также космофотоаномалий [7, 8]. Наиболее продуктивные алмазоносные поля приурочены к узлам пересечения этих структур с поперечными зонами разломов. Примеры этого многочисленны: в Южной Африке – 2 меридиональных «линии» кимберлитовых месторождений протяженностью в несколько сотен км: Орапа-ДК1,2-Джваненг-Кимберли-Монастери и Венеция-Премьер-Летсенг; в Анголе – Мбужи-Майи-Камутуэ и Камачия-Камаджико-Катока; на кратоне Слейв в Канаде: Джерико-Тузо-Диавик-Снэп Лейк и Мизери-А154-А21-Каннеди Лейк; в Якутии (районы и поля): вдоль

29

западного борта Уджино-Вилюйского палеорифта – Мало-Ботуобинский – Далдын-Алакитский-Куонапский, а вдоль его восточного борта – Средне-Мархинский-Верхнемунский-Оленекский. В полях четко выделяются субмеридионально “ограниченные” гравимагнитные (Мирнинское поле, поля ЮАР), а иногда и электроаномалии (зоны пониженного сопротивления в мантии по данным МТЗ – поле Лак-де-Гра на кратоне Слейв и Золотицкое поле в Архангельской провинции). Широко развиты базиты (траппы, трубки, пояса даек). На кратоне Слейв таких поясов – 3, причем меридиональный представлен докембрийскими субщелочными базитами, а продуктивные кимберлиты (кембрий-ордовикские, юрские и палеогеновые) расположены вдоль изотопно-геохимических границ в мантии (по неодиму и свинцу) [11]. Важен и возраст кимберлитов, продуктивность которых резко снижается после палеозоя, а число возрастает (например, выявлено 148 трубок в основном палеогенового возраста на кратоне Слейв).

В свете этих закономерностей Среднеприднепровский архейский мегаблок (СПМБ) представляется наиболее перспективным фрагментом Украинского щита, прежде всего в своей СВ-ной части (на склоне щита от Кременчуга до Павлограда). Это определяется близостью его к области рифтогенной палеозойской активизации, проявлением базитового магматизма, а в бортовой части Днепрово-Донецкого авлакогена (ДДА) – и щелочных ультрабазитов (в т.ч. девонско-каменноугольного возраста). Известны находки гранатов пиропового ряда, магнезиального ильменита, алмазов в каменноугольных и др. отложениях [2, 4]. В перекрывающих фундамент нижнекаменоугольных отложениях широко проявлена хлорит-карбонат-пиритовая гидротермальная минерализация, что связывается с каменноугольной фазой магматизма [2]. Выявлены глубинные ССВ-ные, а также СЗ-ные, широтные региональные разломы, часть из которых фиксируется по изменениям состава мантии по гравиметрии (блоки перидотитового, лерцолитового, эклогитового состава), по сейсмике (меридиональные и широтные зоны немного восточнее Днепропетровска и Запорожья), по рельефу (русла левых притоков и самого Днепра) [9]. Эта часть СПМБ находилась в палеозое под наибольшим влиянием Полтавского рифтогенного центра центральной части ДДА, где фиксируется резкий подъем границы Мохо, глубинных изотерм и максимум проявления девонского вулканизма и интрузивного магматизма – на пересечении ДДА с Восточно-Европейско-Мозамбикским планетарным гранит-зеленокаменным поясом [7]. Имеется определенное сходство этой части СПМБ с районом Зимнего Берега: развитие в последнем девонского кимберлитового и базитового магматизма в области пересечения меридиональных глубинных зон с СЗ-ными ветвями

30

Керекско-Лешуковского (также изначально рифейского), активизированного в девоне авлакогена. Алмазоносные кимберлиты выявлены только в пределах горстов архейского (перекрытого рифеем) фундамента. Они перекрыты карбоном или четвертичными отложениями. Однако экономические перспективы СВ-ной части СПМБ территориально ограничиваются из-за быстрого погружения фундамента под карбон и мезокайнозойские отложения по мере приближения к ДДА. Но алмазоносные кимберлиты обычно и находятся на удалении от авлакогенов. Мирнинское поле отстоит на десятки км от пересечения Уджино-Вилюйского линеамента с Байкало-Вилюйской рифтогенной зоной. Сходство рассматриваемой площади с кратоном Слейв также может иметь место. Главное поле Лак-де-Гра там находится в узле пересечения зон разломов (трассируемых дайками базитов) на удалении многих десятков км от основных палеорифтовых структур [2, 5, 10, 11].

Недостаточная изученность СПМБ [2, 4] может быть восполнена геофизическими исследованиями, особенно электрическими и магнитными 3-D-методами для выявления аномалий т.н. “трубочного” типа [6], а также изучением погребенной поверхности фундамента и низов карбона (поиски древних кимберлитовых кор выветривания, спутников алмаза, особенно по палеодолинам, трассирующим разломы). Интерес могут представлять и оперяющие разломы Криворожско-Кременчугской и Орехово-Павлоградской шовных зон, если они находятся в пределах СПМБ (прежде всего ультраосновных мантийных его блоков). Есть основания предполагать проявление на СПМБ и более поздних кимберлитов каменноугольного возраста, что может сократить глубинность проведения поисков. 1. Ваганов В.И. Алмазные месторождения России и Мира. – М.:

Геоинформмарк, 2000. – 371 с. 2. Гейко Ю.В., Гурский Д.С., Лыков Л.И., Приходько В.Л., Цымбал С.Н.,

Шимкив Л.М. Перспективы коренной алмазоносности Украины. – Издательство “Центр Европы”, Львов, 2006. – 223 с.

3. Геология и генезис алмазных месторождений. – М.: ЦНИГРИ, 1989. – Кн. 1 – 242 с., кн. 2. – 424 с.

4. Квасница В.Н. Алмазы юго-западной части Восточно-Европейской платформы // Геология алмаза – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности) – Воронеж: ВГУ. – 2005. – С. 667–674.

5. Зинчук Н.Н., Харькив А.Д. Коренные месторождения алмазов мира. – М.: Мир, 1998. – 555 с.

6. Жандалинов В.М. Эволюция электроразведочных методов ВП и ЗСБ в Западной Якутии // Геология алмаза – настоящее и будущее

31

(геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности) – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 1361–1369.

7. Коболев В.П., Оровецкий Ю.П. Эндогенные углеводороды Антарктиды (прогностическая оценка) // УАЖ. – 2005.– № 3.

8. Линеаментная минерагения СССР. – М.: Недра, 1990. – 78 с. 9. Пигулевский П.И. Вещественный состав верхней мантии юго-восточной

части Украинского щита по геолого-геофизическим данным // Науков. вісник НГУ, 2011. – № 1. – С. 5–10.

10. Фролов А.А., Лапин А.В., Толстов А.В. и др. Карбонатиты и кимберлиты (взаимоотношения, минерагения, прогноз). – М.: НИА “Природа”, 2005. –540 с.

11. Hetman C.M. et al. Geology of the Gahcho Kue kimberlite pipes, NWT, Canada. Root to diatreme transitional zones // Ext. Abs. 8th Int. Kimberlite Conf. Victoria, BC. Canada, 2003.

32

ПЕРВОМАЙСКАЯ ТРУБКА ВЗРЫВА В СЕВЕРНОМ КРИВОРОЖЬЕ Ю.Ф. Великанов, О.Ю. Великанова Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины 03680, пр-т Акад. Палладина, 34, г. Киев, Украина

В последние годы многие исследователи проявляют

повышенный интерес к изучению алмазоносности и возможности выявления месторождений алмазов в Украине. В геолого-тектоническом отношении ее территория имеет много общего с алмазоносными провинциями Африканской и Сибирской платформ. Особое внимание исследователей привлекают районы, неоднократно испытавшие тектономагматическую активизацию. Находки алмазов давно известны в осадочном чехле Украинского щита (УЩ) и за его пределами, что указывает на возможность обнаружения здесь алмазоносных кимберлитовых трубок. В пределах Кривбасса также обнаружены алмазы в терригенных отложениях неогена.

На УЩ развиты многочисленные проявления позднепалеозойского вулканизма, связанного с активизацией вулканической деятельности на платформенном этапе его развития. Есть такие проявления и в Кривбассе.

Образования типа вулканических аппаратов и трубок взрыва установлены в пределах Криворожской структуры и Западно-Ингулецкой полосы на Первомайском, Родионовском участках, а по геофизическим данным – на Златопольском, Миролюбовском и других.

Первомайская трубка взрыва расположена в Северном Криворожье, в пределах Первомайского рудного месторождения, и приурочена к узлу пересечения региональных Девладовской субширотной и субмеридиональной Криворожско-Кременчугской зон глубинных долгоживущих разломов.

Район характеризуется наличием многочисленных разноориентированных тектонических нарушений, обусловивших сильное брекчирование вмещающих пород, в результате чего он приобрел мозаично-блоковое строение, напоминающее по своим очертаниям типичную кольцевую структуру, что собственно и послужило предпосылкой для поисков здесь трубки взрыва или астроблемы.

На происхождение этой структуры существуют различные точки зрения. Так, В.А. Тихонов с соавторами [8] впервые выделил здесь брекчиевую трубку, сложенную тектонической и эруптивной брекчией. А.Н. Никольский [5], В.Л. Масайтис и др. [4], А.А. Вальтер и др. [1], Е.П. Гуров [2] и Г.К. Еременко [3] рассматривали ее как

33

структуру, образовавшуюся в результате метеоритного удара. Н.П. Семененко и др. [6, 7] считали эту структуру трубкой взрыва.

Сложена Первомайская трубка взрыва эксплозивными брекчиями, лавами и лавобрекчиями.

Эксплозивные брекчии, в отличие от тектонических, характеризующихся выдержанностью обломочного материала, обусловленного составом вмещающих пород, сложены различным по составу и возрасту обломочным материалом нижележащих по разрезу пород, вклиненным в метапесчаники, сланцы и микрогнейсы гданцевской свиты в результате взрыва.

Цемент эксплозивных брекчий состоит из тонко перетертого материала этих же пород и в разной степени раскристаллизованного вулканического стекла.

По величине и распределению обломочного материала намечается вертикальная дифференциация – на нижних горизонтах горных выработок обломки пород более крупные, а ближе к поверхности их размер уменьшается.

В зависимости от соотношения лавового и обломочного материала выделены лавы и лавобрекчии. Содержание в лавобрекчиях обломочного материала различных по составу вмещающих пород составляет до 30–40 %.

По минеральному и химическому составу среди лав установлены обломки пород ультраосновного, основного и субщелочного состава, что свидетельствует, видимо, о неоднократном внедрении глубинной магмы.

Размеры площадей развития лав и лавобрекчий на различных горизонтах горных выработок не превышают нескольких сотен метров. По подземным горным выработкам Первомайского РУ они прослежены от 108 до 920 м.

Эти породы слагают пространственно разобщенные тела, выполняющие полости, образовавшиеся при взрыве. Тела крутопадающие, сложной формы; морфология и размеры их меняются с глубиной.

Изотопный возраст лав, определенный по породе калий-аргоновым методом, составляет 250 ± 10 млн лет, возраст лавобрекчий, в зависимости от количества обломочного материала вмещающих пород изменяется от 265 до 360 млн лет [8].

Алмазы в Первомайской трубке взрыва не установлены, но определены коэсит, муассанит, оливин, пироксены, хромит, ильменит, магнетит и другие минералы.

Анализ имеющегося материала позволяет предложить следующую модель образования трубки взрыва. На этапе платформенной активизации региона, на рубеже палеозоя и мезозоя, в основании подготовленного разломной тектоникой участка, на

34

больших глубинах, судя по наличию в эксплозивных брекчиях обломков ультраосновных пород и плагиогранитоидов фундамента, произошел взрыв. Образовавшийся при этом материал вместе с насыщенной газами магмой и высокобарическими минералами под большим давлением проникал в тектонические трещины и заполнял возникшие при взрыве полости. На заключительных этапах эксплозивного процесса произошло излияние лав пикритов, базальтов, трахибазальтов и трахилипаритов. Наличие вдавленных в породы гданцевской свиты оплавленных обломков ультраосновных пород и плагиогранитоидов архейского фундамента, обломков метабазитов новокриворожской свиты, обломков кварцитов и аркозов скелеватской свиты, обломков безрудных и железистых кварцитов саксаганской свиты можно объяснить только перемещением этих пород из глубин в результате взрыва.

1. Вальтер А.А., Рябенко В.А., Котловская Ф.И. Терновская астроблема

– новый наиболее глубоко эродированный кратер УЩ // Докл. АН УССР. Сер. Б. – 1981. – № 2. – С. 3–7.

2. Гуров Е.П. Стишовит из Терновской астроблемы // Минерал. журнал. – 1982. – 4. – № 2. – С. 75–76.

3. Еременко Г.К. Терновская астроблема в Северном Криворожье // Докл. АН СССР. – 1980. – 253. – № 2. – С. 449–451.

4. Масайтис В.Л., Мащак М.С., Соколова И.Ю. Гипербарические фазы кремнезема в Терновской астроблеме // Докл. АН СССР. – 1980. – 255. – № 3. – С. 709–713.

5. Никольский А.Н. Геология Первомайского железорудного месторождения и преобразование его структуры метеоритным ударом – М.: Наука, 1973. – 197 с.

6. Семененко Н.П., Ярощук Э.А., Великанов Ю.Ф. и др. Связь мезозойского платформенного вулканизма с зонами активизации в докембрии Северного Криворожья // Геохимия и рудообразование. – 1985. – № 13. – С. 3–13.

7. Семененко Н.П., Великанов Ю.Ф., Гладких В.И. и др. Позднепалеозойский вулканизм в Среднем Приднепровье // Геол. журнал. – 1995. – № 2. – С. 9–13.

8. Тихонов В.А., Карпенко В.С., Кудлает А.Р. и др. Брекчиевая трубка в Северном Криворожье // Геология рудных месторождений. – 1968. –10. – № 3. – С. 17–28.

35

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ПОИСКОВОЕ ЗНАЧЕНИЕ ПИРОПОВ ИЗ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ПОБУЖЬЯ (УКРАИНА) А.А. Вишневский Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины 03680, пр-т Акад. Палладина, 34, г. Киев, Украина vyshnevskyy@igmof.gov.ua

Пиропы из терригенных отложений Побужья являются

объектом пристального внимания исследователей не одно десятилетие. За это время они были достаточно детально и всесторонне изучены. Тем не менее, остается нерешенным вопрос об их происхождении, что весьма негативно сказывается на эффективности поисков их коренных источников, которые, как известно, так до сих пор и не обнаружены.

Ряд геологов считает, что материнскими породами побужских пиропов могли быть лишь кимберлиты, аргументируя это их сходством с пиропами из кимберлитов Якутии, Южной Африки и других регионов мира, а также находками в осадочных образованиях Побужья микрокристаллов алмаза. Автор, как и некоторые другие исследователи [3 и др.], не так категоричен в своих суждениях и в качестве возможных коренных источников этих гранатов допускает не только кимберлиты, но и иные пиропсодержащие породы. Рассмотрим, на чем основывается данная точка зрения.

В пределах рассматриваемого региона пиропы известны в палеогеновых, неогеновых и четвертичных осадочных породах, а также в современном речном аллювии, в которых они образуют ореолы рассеивания и отдельные аномалии с содержанием от первых десятков до тысячи и более знаков в пересчете на 20-литровую пробу. Подавляющее их большинство (~ 70–80 %) имеет размер 0,3–0,6 мм. В основном это различной формы обломки и осколки более крупных зерен с гладкой блестящей, либо скульптированной поверхностью. Соотношение пиропов с признаками механического износа и без таковых примерно 1:4. Как показывает сравнительный анализ, пиропы из отложений разного возраста, равно как и из разных одновозрастных ореолов, в целом сходны между собой по морфологическим особенностям. Это позволяет допускать, что они являются продуктами разрушения одних и тех же, или же подобных, по всей видимости местных, коренных пород.

В осадочных коллекторах Побужья распространены пиропы перидотитового и пироп-альмандины эклогитового типов. Содержание тех и других на разных участках несколько отличается, но в среднем

36

по территории соотношение между ними выдерживается на уровне 3-4:1.

Пиропы перидотитового типа преимущественно низкохромистые (Cr2O3 = 1–2,5 %). Содержание индикаторных оксидов варьирует в них в довольно узких пределах (TiO2 = 0,1–0,5 %, FeO = 6,5–9,5 %, CaO = 4,0–5,1 %). Пиропы с содержанием Cr2O3 2,5–4,5 % составляют 5–7 % от общего их количества, а образцы с Cr2O3 > 4,5 % – около 1 %. В последних отмечается более высокая, нежели в остальных, концентрация СаО (5,3–7,5 %). Что касается пироп-альмандинов, то они имеют, в общем, обычный для гранатов эклогитового типа химический состав (FeO = 10–15 %, MgO = 14–18 %, CaO = 4,5–10 %). Содержание в них примесей TiO2, Cr2O3 и MnO минимально и не превышает первых десятых процента.

Установленные особенности химического состава рассматриваемых гранатов указывают на то, что их материнскими породами могли быть кимберлиты, щелочные базальтоиды, пироповые перидотиты ультраметаморфических комплексов и некоторые другие разновидности пиропсодержащих пород. В свою очередь, идентичность выборок гранатов из разных ореолов рассеивания дает основание предполагать их поступление в россыпи из одного или нескольких однотипных коренных тел.

Целенаправленное изучение анатомии побужских пиропов показало, что как минимум десятая их часть содержит твердофазные включения. В общей сложности к настоящему времени микрозондовым методом в них диагностировано более 10 минеральных фаз. Это пикроильменит (Ilm), рутил (Ru), армолколит (Arm), пентландит (Pn), амфибол (Amf), ортопироксен (Opx), оливин (Ol), апатит (Ap), шпинелиды (Spl), карбонаты, минералы группы кричтонита, которые встречаются как самостоятельно (Ilm, Ru, Ol, Opx), так и в различных сочетаниях друг с другом (Ilm+Ru, Ilm+Ru+Opx+Spl, Ru+Amf, Amf+Pn+Ap и др.). Среди них резко преобладают ориентированные игольчатые вростки пикроильменита и рутила, являющиеся, вероятнее всего, продуктами распада вмещающих их гранатов и, следовательно, относящиеся к эпигенетическим образованиям. Включения оливина, ортопироксена и амфибола, по всей видимости, сингенетичны пиропам. Природа остальных минералов-узников не столь ясна и требует дополнительного изучения.

Рассматриваемые пиропы с включениями обнаруживают немалое сходство с таковыми как из кимберлитов [1 и др.], так и из пироповых перидотитов ультраметаморфических комплексов [4 и др.], что может свидетельствовать об их генетической связи с породами названных типов. На их предполагаемую связь с глубинными образованиями указывают также полученные на основании экспериментальных данных и расчетов с использованием ряда

37

геобарометров и геотермометров оценки Р и Т их равновесия, составившие соответственно 1-4 ГПа и 800–1300 оС.

Выводы: 1. Пиропы из терригенных отложений Побужья являются

продуктами разрушения одного или нескольких (последнее более вероятно, учитывая немалую площадь их распространения) однотипных коренных тел. Их материнскими породами, вероятнее всего, были кимберлиты, щелочные базальтоиды, или пироповые перидотиты ультраметаморфических комплексов. Хотя не исключаются и другие, более экзотические пиропсодержащие породы, перечень которых постоянно расширяется. Таким образом, вопрос о первоисточниках рассматриваемых гранатов остается пока открытым. Для его решения необходимы дополнительные, более тонкие их исследования (изучение наноразмерных твердофазных и флюидных включений, особенностей внутреннего строения, массовые определения микрокомпонентного состава и др.).

2. На сегодняшний день за пиропами из осадочных отложений Побужья устойчиво закрепился статус “минерала-спутника алмаза” и “индикаторного минерала кимберлитов” [2]. Однако в ситуации, когда их генетическая связь, как с алмазами, так и с кимберлитами однозначно не доказана, использовать такую терминологию едва ли корректно. В связи с этим, до выяснения их происхождения следует, во-первых, отказаться от применения к ним таких определений и, во-вторых, признать пока их поисковое значение неясным.

1. Афанасьев В.П., Зинчук Н.Н., Похиленко Н.П. Поисковая

минералогия алмаза. – Новосибирск: ГЕО, 2010. – 650 с. 2. Гейко Ю.В., Гурский Д.С., Лыков Л.И. и др. Перспективы коренной

алмазоносности Украины. – Киев-Львов: “Центр Европы”, 2006. – 223 с.

3. Мацюк С.С., Зинчук Н.Н. Оптическая спектроскопия минералов верхней мантии. – Москва: Недра, 2001. – 428 с.

4. Nimis P., Trommsdorff V. Revisited thermobarometry of the Alpe Arami and other garnet peridotites from the Central Alps // J. Petrol. – 2001. – 42. – P. 103–115.

38

FIB, TEM AND COMBINED FIB/SEM SYSTEMS: IDEAL TOOLS FOR THE INVESTIGATION OF DIAMOND AND INCLUSIONS THEREIN R. Wirth Helmholtz Centre Potsdam, GFZ Research Centre for Geosciences, Section 3.3 Chemistry and Physics of Earth Materials, Telegrafenberg, 14473, Potsdam, Germany wirth gfz-potsdam.de

The application of focused ion beam (FIB) technique to site-specific TEM sample preparation from minerals and rocks approximately started at the beginning of the 21 Century. It is considered as a milestone in the utilization of transmission electron microscopy to geomaterials. That novel technique allowed -for the first time- preparing TEM samples from the location of interest. FIB sample preparation is based on sputtering material from a target using Ga-ions accelerated to 30 keV. A typical FIB sputtered TEM foil has the dimensions 15 μm x 10 μm x 0.150 μm and consumes only a small volume of material leaving most of the sample unaffected by the sputtering process. The recovered foil is ready for TEM investigation without any further carbon coating. Details of the FIB sample preparation technique are presented elsewhere (Wirth, 2004; 2009).

FIB sample preparation is especially useful for the study of diamond and inclusions in diamond. FIB enables site-specific sample preparation and TEM provides structural and chemical data from the sample. Before using FIB it was nearly impossible to prepare TEM foils from diamond with inclusions in it for TEM studies. Only crushing or burning diamond was an option, however, with the disadvantage of loosing the information about the location of the inclusion in the host diamond. Nanometre-sized inclusions were not accessible at all. The weaker parts of the sample were always sputtered first using conventional argon-ion milling technique for TEM sample preparation. In the case of diamond everything is weaker than diamond and will be sputtered faster. FIB prepared TEM foils with nanometre-sized inclusions in it revealed new information about diamond formation and origin. In diamonds from the upper mantle from South Africa, Siberia, Northern Canada and Brazil we found typical cavities in diamond (up to 500 nm in size) occasionally yet filled with fluid + nanocrystals, however, more commonly they are open and filled with quench phase + nanometre-sized mineral inclusions. Characteristic nanoinclusions in diamond from the upper mantle are: carbonates (Ca, Mg, Fe, Ba, Sr); silicates (phlogopite, high-silica mica); halides (NaCl, KCl); phosphate (F-apatite); Ti-phases (rutile, ilmenite); sulphide (Fe-Ni); quench phase (Si, Ba, Sr, F); fluid. The nanoinclusions together with the quench material + fluid represent the composition of a high-density fluid (HDF)

39

enriched in Cl-K-P-Ba-Si-Sr + water + carbonate. The HDF is considered to be the medium or fluid diamond has grown from (Klein BenDavid et al., 2006).

The investigation of diamond and its inclusions originating from the Transition Zone and the lower mantle has shown a different suite of micro- and nanometre-sized inclusions. The characteristic inclusions found in upper mantle diamonds are absent. Typical inclusions in diamond from the Transition Zone and the lower mantle are Ca-rich inclusions such as calcite, wollastonite II, Ca-rich garnet and Nyerereite (Kaminsky et al., 2009). Nanocrystals of Fe-carbides and nitrocarbides as inclusions in lower mantle diamond support the idea of lower mantle origin for some diamonds because some of these carbides are high-pressure minerals (Kaminsky & Wirth, 2011). The conclusion from several studies of inclusions in diamonds from the lower mantle is that these diamonds should have grown in a carbonatitic environment or melt. The source for the observed carbonatitic-type mineral association in diamond is deep-seated carbonatitc, and most likely natroncarbonatitic magma. This magma may represent either a juvenile mantle melt or is the result of low-degree partial melting of deeply subducted carbonated oceanic crust (Kaminsky et al., 2009).

FIB/TEM techniques turned out to be ideal for the study of inclusions in microdiamonds from alluvial sources or from kimberlites. The comparatively small TEM foils leave most of the sample unaffected and it can be used for other investigations such as IR-and Raman-spectroscopy. Figure shows a TEM bright field image of a foil cut from a peridotitic microdiamond (Samotkan Placer, Ukraine). Two sub micrometre-sized idiomorphic olivine grains are included in diamond matrix with high dislocation density (Kvasnytsya & Wirth, 2009). TEM techniques such as electron diffraction and energy dispersive analysis provide both the structural information from diffraction pattern combined with the chemical composition of a particular phase and thus allows an unambiguous determination of the phase.

Fig. TEM bright field image shows idiomorphic olivine in diamond with high dislocation density

40

Additionally, the FIB prepared TEM foils can be used for Nano SIMS measurements. We have demonstrated the feasibility determining the carbon isotopic composition and the nitrogen concentration of a particular foil that has been studied in TEM.

Application of dual beam FIB/SEM systems to diamond studies reveals crystal orientations. The combination of FIB/TEM has turned out to be new and very useful for the study of carbonado diamond. Carbonado is composed of micrometre-sized grains of differently oriented diamond. Operating a FIB/SEM with EBSD detector attached can provide electron backscatter diffraction patterns. In the case of carbonado EBSD shows that there is no crystal orientation relationship between the individual diamond grains. Additionally, when slicing carbonado with FIB -sputtering a fresh surface normal to the sample surface- and imaging those surfaces with SEM it is possible to display the porosity in carbonado in 3 dimensions. This can be done by producing a stack of images (100 -150) and putting them together to a 3D model applying a suitable software package.

1. Kaminsky F., Wirth R., Matsyuk S., Schreiber A., Thomas R. Nyerereite and nahcolite inclusions in diamond: evidence for lower-mantle carbonatitic magmas // Mineralogical Magazine. – 2009. – 73, № 5. – Р. 797–816.

2. Kaminsky F., Wirth R. Iron carbide inclusions in lower-mantle diamond from Juina, Brazil // The Canadian Mineralogist. – 2011. – 49, № 2. – Р. 555–572.

3. Kvasnytsya V.M., Wirth R. Nanoinclsuions in microdiamonds from Neogenic sands of the Ukrain (Samotkan Placer): A TEM study // Lithos. – 2009. – 113. – P. 454–464.

4. Klein BenDavid O., Wirth R., Navon O. TEM imaging and analysis of microinclusions in diamonds: A close look at diamond-growing fluids // American Mineralogist. – 2006. – 91, № 2–3. – Р. 353–365.

5. Wirth R. Focused Ion Beam FIB: a novel technology for advanced application of micro- and nanoanalysis in geosciences and applied mineralogy // Eur. J. Mineral. – 2004. – 16. – Р. 863–876.

6. Wirth R. Focused Ion Beam (FIB) combined with SEM and TEM: Advanced analytical tools for studies of chemical composition, microstructure and crystal structure in geomaterials // Chemical Geology. – 2009. – 261. – Р. 217–229.

41

К ВОПРОСУ КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ ЭБЕЛЯХСКОЙ РОССЫПИ, ВОСТОЧНОЕ ПРИАНАБАРЬЕ

Н.В. Владыкин Институт геохимии СО РАН, г. Иркутск, Россия vlad@igc.irk.ru

Эбеляхская россыпь находится в Восточном Прианабарье, к востоку от р. Анабар и в 50 км западнее Томторского массива на площади нескольких речек (Эбелях, Миат и др.). Примечателен тот факт, что не наблюдается повышение концентраций алмазов по пойме речек, а вся площадь россыпи заражена алмазами довольно равномерно. Вторая особенность россыпи – очень низкие содержания алмазных спутников – пиропов и пикроильменитов. Их в 100 раз меньше, чем алмазов, а должно быть наоборот. Третья особенность россыпи – наличие большого количества (почти половина) “серых” алмазов. Россыпь открыта давно, но до сих пор не найден коренной источник содержащихся в ней алмазов (по количеству алмазов в россыпи источник должен быть довольно крупным), о котором идут ожесточенные споры. Вблизи россыпи известно очень мало диатремовых аномалий, сложенных кимберлитами, которые могли служить источником россыпи. Одни исследователи считают, что источником алмазов являются диатремы, расположенные западнее р. Анабар, по контактовому ареалу восточной части Анабарского щита. По мнению других источник имел докембрийский возраст и располагался восточнее россыпи. Мы выдвинули альтернативную гипотезу о туфогенном характере источника россыпи (Владыкин и др., 2006). Для проверки гипотез нами проведено: 1) изучение вещества диатремовых аномалий Восточного Прианабарья и особо Догойской площади, находящейся напротив Эбеляхской россыпи по ту сторону р. Анабар, 2) исследование вещества диатремовых аномалий в пределах россыпи и восточнее от нее, 3) поиски возможно алмазоносных лампроитов и кимберлитов на Томторском массиве.

Породы диатремовых аномалий Восточного Прианабарья малоалмазоносны, а Догойской площади вообще относятся к базальтовым разновидностям и не могут быть источниками алмазов Эбеляхской россыпи. Породы аномалий восточнее россыпи не алмазоносны, по составу относятся к мелилитовым пикритоидам и, вероятно, связаны с магматизмом Томторского массива. Они тоже вряд ли могли быть источниками россыпи. Особое внимание нами уделено изучению потенциально алмазоносных пород Томторского массива.

Томторский массив щелочных пород и карбонатитов расположен в 50 км восточнее Эбеляхской площади. Эта кольцевая структура

42

центрального типа имеет площадь 240 км2. На уровне поверхности она сложена К-щелочными и, реже, нефелиновыми сиенитами (60 % площади) – периферия массива, карбонатитами, и редкометальными рудами (30 %) – центральная часть массива – йолитами (10 %). На массиве известно около сотни мелких диатремовых аномалий, обусловленных мелилититами и кимберлитоподобными брекчиями (данные Г.И. Поршнева и Л.С. Егорова). Нами массив изучался с 1995 по 2006 годы и многочисленными скважинами в пределах массива были обнаружены силлы оливиновых и лейцитовых лампроитов [1] и разрушенные зеленые слюдистые породы, которые Г.И. Поршнев относил к пикритам. В одной из диатрем в южной части массива Г.И. Поршневым был найден алмаз, но проверка этой диатремы на алмазы (проба 500 кг), проведенная Эбеляхской партией, дала отрицательный результат. Пикрит-лампроит-карбонатитовая серия пород Томторского массива относится к вулканической стадии формирования Томторского вулкано-плутона. Они встречаются в керне верхних горизонтов большинства скважин, пробуренных по силикатным породам. По внешнему виду это сильно разрушенные породы зеленого цвета, содержащие большое количество хлоритизированной и вермикулитизированной слюды. Обычно их принимают за пикриты. Восстановить первичный состав этих пород практически невозможно. Глубже встречены мощные (до 50 м) горизонтальные силлы, реже наклонные дайки, сложенные оливиновыми лампроитами. В двух скважинах (№ 0865 и № 0855) обнаружены лейцитовые лампроиты. Примечательно, что геологическая съемка, проведенная на площади вокруг Томторского массива, показала наличие россыпных алмазов во многих прилегающих к массиву речках. По генезису редкометалльных руд Томтора мы присоединяемся к мнению А.Р. Энтина, который считал их карбонатитовыми туфами, на которые наложена гидротермальная минерализация. Мы трактуем генезис руд несколько по другому – это эксплозивные образования – фосфат-карбонатные туфы, которые вылетали из жерла вулкана вместе с газами и гидротермами, обогащенными редкими элементами. В подтверждение такого генезиса говорят данные И.М. Андреевой по пантеллеритовым туфам Монголии, в газовожидких и расплавных включениях которых содержания редких элементов (Nb, TR, Zr, Y и др.) на 2 порядка выше, чем в лавах, и они соизмеримы с концентрациями этих элементов в рудах Томторского массива.

При изучении силлов Томтора [1] было показано, что они отвечают породам лампроитовой серии и по спектру TR близки к лампроитам Австралии. Кроме силлов и дайковых тел, они слагают разрушенные лавовые потоки и брекчии диатрем, среди которых встречаются и туфовые разновидности. Учитывая длительность и сложность становления и развития магматизма Томторского массива и

43

его вулкано-плутонический характер, а также наличие большого количества рудоносных карбонатитовых туфов и брекчий и сам объем лампроитовых образований, можно предположить, что извержение значительного количества лампроитовых туфов также имело место. Обычно туфовые “облака” разносятся в разные стороны от действующих вулканов на расстояние до 200 км. А очаг Томторского вулкана был площадью 240 км2. Поэтому правомерно предположить, что Эбеляхская алмазная россыпь, находящаяся в 50 км от Томторского массива, могла образоваться в результате размыва на месте лампроитовых туфов Томтора. Лампроитовые туфы легко разрушаются и не содержат минералов высоких давлений. Устойчивыми остаются только алмазы, что мы и имеем в россыпи. В подтверждение этой гипотезы приведем такие факты.

При детальном исследовании серых эбеляхских алмазов [2] было показано, что они имеют округлый габитус не из-за длительного переноса, а потому, что состоят их игольчатых алмазов сферолитового габитуса, что свидетельствует об их быстрой кристаллизации. Серый же цвет алмазов связан не с включениями графита (как обычно бывает в алмазах), а с громадным количеством газово-жидких включений в них. Это свидетельствует об участии при их образовании эксплозивных газов и гидротерм (флюидов), вылетающих вместе с туфами. Кроме этих алмазов туфы несли и ювелирные ксеногенные алмазы, которые тоже присутствуют в россыпи.

При детальном изучении эбеляхских алмазов [3] на наноуровне, “облачные” включения в алмазах оказались наноминералами карбонатитовой ассоциации (апатит, карбонаты, бастнезит и др.), что указывает на генетическую связь этих алмазов со щелочным карбонатитовым комплексом. Кроме того, в Канаде Н.П. Похиленко открыты алмазсодержащие карбонатиты, ассоциирующие с кимберлитами.

Приведенные данные дают основание предполагать генетическую связь алмазов Эбеляхской россыпи с лампроит-карбонатитовыми туфами Томторского массива.

1. Владыкин Н.В., Торбеева Т.С. Лампроиты Томторского массива (Восточное Прианабарье) // Геология и геофизика. – 2005. – 46, № 10. – С. 1038–1049.

2. Рагозин А.Л., Щацкий В.С., Зедгенизов Д.А. Новые данные о составе среды кристаллизации алмазов V разновидности из россыпей Северо-Востока Сибирской платформы // Доклады РАН. – 2009. – 425, № 4. – С. 527–531.

3. Logvinova A.M., Wirth R. Black cluster microinclusions in the core for diamonds: Implications for diamond nucleation // Deep-seated magmatism, its sources and plumes. – Irkutsk, 2010. – Р. 91–101.

44

О СИНГЕНЕТИЧНОСТИ МИНЕРАЛЬНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В КРИСТАЛЛАХ АЛМАЗА Д.К. Возняк, В.Н. Квасница Інститут геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины 0З680, г. Киев, пр-т Акад. Палладина, 34 voznyak@igmof.gov.ua

Использование минералов-включений для реконструкции

условий роста кристаллов алмаза в природе требует надлежащего обоснования их генетической природы. Среди набора критериев [6], по которым относят минералы-включения к сингенетическим, объективными следует признать лишь определённые морфологические. Наличие на включениях классических признаков совместного роста [2] однозначно указывает на сингенетический тип включений. Алмазную форму включений, которую считают нетрадиционным признаком сингенетического роста включения и алмаза, нельзя использовать для этой цели. Предостережения этому мнению можно найти в работах [1, 4, 7, 8].

Сингенетические включения имеют своеобразное строение: они, как правило, состоят из участков индукционного (совместного) и свободного роста [2]. Форма участков свободного роста минерала-включения соответствует форме, которая обусловлена кристаллической структурой минерала-включения. На огранку участка свободного роста включения существенное влияние оказывает минерал-хозяин, но на это не обращали должного внимания. Однако указанная особенность формы свободного роста включения выдерживается не всегда. В частности, участок свободного роста кристаллов сингенетических включений граната (рис. 1) и оливина (рис. 2) огранен следующими простыми формами алмаза: {111}, {100}, {223}, {331}, {679}, {378} и другими [3]. Такая форма образовалась вследствие перекристаллизации участка свободного роста включения под влиянием роста кристалла алмаза [1], поскольку величина поверхностной энергии граней алмаза значительно выше [5].

Редкость находок классических сингенетических включений в кристаллах алмаза, по-видимому, объясняется: а) незначительным количеством изученных кристаллов алмаза и трудностью выявления на включениях признаков сингенетического роста; б) редкостью сингенетического роста алмаза и минерала-включения. Вторая причина, на наш взгляд, является основной.

45

Рис. 1. Сингенетические включения граната в кристаллах алмаза. а – участок включення, имеющий идиоморфную алмазную огранку (вид сверху); б – то же включение снизу, отчётливо видны признаки совместного роста (рисунок); в – деталь б (фотография); г – пришлифованная часть включения пироп-гроссуляр-уваровитового граната [3] выделена пунктирной линией, его нижняя часть индуцирована совместным ростом граната и алмаза

Рис. 2. Сингенетическое включение оливина в алмазе. а – идиоморфный участок включения с многочисленными темными выделениями сульфида (?); б – нижняя часть включения, поверхность которого индуцирована совместным ростом с алмазом

Выводы. Сингенетичность минералов-включений в кристаллах алмаза

можно достоверно определить лишь используя классические признаки. С их учётом сингенетическими являются лишь алмаз, гранат и оливин. Поэтому представления о кристаллизации алмаза из силикатной магмы эклогитового, пироксенитового, перидотитового состава ставятся под сомнение.

Преобладающее большинство минеральных включений в кристаллах алмаза – протогенетические. Их минеральные ассоциации

46

соответствуют типу породы, в твердом веществе которой формировались кристаллы алмаза. Она была лишь своеобразным контейнером, в котором росли кристаллы алмаза.

Всё разнообразие форм минералов-включений в кристаллах алмаза определяется способностью алмазообразующего флюида: а) обеспечить совместный рост включения и алмаза; б) лишь переотлагать вещество включения; в) быть индифферентным относительно минерала-включения. В первом случае образуются сингенетические включения, во втором – формируется “алмазная” форма включений, в третьем – сохраняется начальная форма включений.

1. Возняк Д., Квасниця В. Де і як ростуть земні алмази? // Геолог

України. – 2010. – № 1–2. – С. 48–61. 2. Григорьев Д.П. Онтогения минералов. – Львов: Изд-во Львов ун-та,

1961. – 284 с. 3. Квасница В.Н., Вишневский А.А., Возняк Д.К. и др. Ассоциация

пироп-уваровитового граната и оливина в алмазе // Минерал. журн. – 1992. – 14, № 2. – С. 80–88.

4. Мальков Б.А., Асхабов А.М. Кристаллические включения с октаэдрической огранкой (отрицательные кристаллы) – свидетели ксеногенности алмазов в кимберлитах // Докл. АН СССР. – 1978. – 238, № 3. – С. 695–697.

5. Остапенко Г.Т. Термодинамические условия идиоморфизма для соприкасающихся минералов // Докл. АН УССР. Сер. Б. – 1987. – № 9. – С. 25–28.

6. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. – Новосибирск: Наука, 1974. – 264 с.

7. Шкодзинский В.С. Генезис кимберлитов и алмаза. – Якутск: АОА Медиа-холдинг Якутия, 2009. – 352 с.

8. Taylor L.A., Anand M., Promprated P. Diamond and their inclusions: the criteria for syngenetic valid? // 8th International Victoria: Nat. Resour. Can., 2003. – P. 1–5.

47

ВСТАНОВЛЕННЯ ОЗНАК ОБЛАГОРОДЖЕННЯ ДІАМАНТІВ ЗА ДОПОМОГОЮ МЕТОДУ ІНФРАЧЕРВОНОЇ-ФУР’Є СПЕКТРОСКОПІЇ З ВИКОРИСТАННЯМ ПРИСТАВКИ ДИФУЗІЙНОГО ВІДБИТТЯ

Ю.Д. Гаєвський, О.В. Грущинська Державний гемологічний центр України, м. Київ, Україна gud@gems.org.ua, leng@ukr.net

Природні алмази досить часто мають різноманітні дефекти і непривабливі колірні відтінки. Сучасні технології облагородження дорогоцінних каменів дозволяють усувати більшість дефектів та змінювати колір. Останнім часом різко зріс попит на кольорові алмази, вони мають дуже велику вартість, тому не дивно, що в процесі зміни кольору алмазів використовуються сучасні технології. Вчені мають у своєму розпорядженні цілий арсенал методів – від обробки алмазів при високій температурі до опромінення. На сьогодні ринок алмазів не може наповнитися лише кольоровими алмазами природного походження, тому все частіше природні алмази все більше замінюються штучно забарвленими. Для ідентифікації природного або штучно забарвленого кольорового алмазу застосовується складне гемологічне обладнання. Автори для ідентифікації штучно забарвлених алмазів використовували метод інфрачервоної-Фур’є спектроскопії (ІЧ-Фур’є спектроскопії). Сьогодні ІЧ-Фур’є спектрометри стали важливим інструментом для аналізу алмазів у сучасних гемологічних лабораторіях, зокрема і в лабораторії Державного гемологічного центру України.

Забарвлення природних алмазів штучно змінюється різними шляхами: опроміненням, опроміненням в комбінації з обробкою при високій температурі, НРНТ методом (обробка при високих тиску і температурі) тощо.

Опромінення. Характер забарвлення алмазів залежить від типу опромінення. Опромінення з більшою енергією глибше проникає в камінь. Нейтронне опромінення обумовлює рівномірний розподіл кольору в камені, тоді як опромінення електронами викликає зміну кольору тільки в обмеженому тонкому приповерхневому шарі. Інтенсивність зеленого/зеленувато-блакитного відтінку залежить від тривалості і дозування опромінення.

Опромінення в комбінації з обробкою при високій температурі. Колір опроміненого алмазу надалі можна змінити обробкою при температурі до 800 °С (в окремих випадках ще вище) у вакуумі або в контрольованому середовищі (без кисню). Колір змінюється в

48

порівнянні з типовим кольором опроміненого каменю в залежності від типу алмазу і його властивостей.

НРНТ метод. При обробці HPHT алмаз нагрівається до дуже високої температури (1500 °С і вище) під високим стабілізуючим тиском. Порушення кристалічної ґратки внаслідок цього перерозподіляються, викликаючи тим самим зміну кольору алмазу. Умови, створені при цьому процесі, дуже близькі до умов, при яких утворюється алмаз у надрах землі. Через це є проблематичним виявлення ознак цієї обробки.

Вимірювання алмазів проводились на ІЧ-спектрометрі Thermo Nicolet 6700 FTIR на приставці Сollector II (рис.) при кімнатній температурі, у спектральному діапазоні 7000–400 см-1. Для отримання найкращих результатів для діамантів шляхом експерименту було обрано найбільш оптимальну кількість сканувань у циклі вимірювання від 64 до 200, при роздільній здатності 1 см-1 та 4 см-1.

Для дослідження використовувалася колекція облагороджених діамантів загальною кількістю 100 штук. Зразки облагороджених алмазів являли собою набір огранених вставок. Серед них найбільш переважаюча форма огранування – Кр-57 (круглий діамант п’ятдесятисемигранний), масою від 0,13 ct до 4,05 ct. Колір зразків – блакитний, блакитно-зелений, зелено-жовтий, темно-оранжевий, фіолетово-червоний.

Рис. Приставка дифузійного відбиття В процесі дослідження облагороджених алмазів, в залежності

від їх кольору, було встановлено наступні діагностичні ознаки: В облагороджених алмазах фіолетового кольору наявні піки

1450 см-1 (H1a) і 4930 см-1 (H1b), які пов’язуються дослідниками зі слідами радіаційного пофарбування, а також з наступною термообробкою цих каменів [1–3]. У деяких каменях виявлено так званий amber-пік (4136 см-1), який пов’язується з коричневим кольором

49

діамантів, обумовленим пластичними деформаціями в його кристалічній гратці.

В облагороджених алмазах темно-жовто-оранжевого кольору сліди радіаційного пофарбування і ознаки наступної термообробки встановлюються за наявністю піків 1450 см-1 (H1a), 4934 см-1 (H1b) та іноді 5166 см-1 (H1c) [1–3].

В облагороджених алмазах зелено-жовтого кольору сліди радіаційного пофарбування та ознаки наступної термообробки виявляються за наявністю піку 1450 см-1 (H1a) [1, 3]. Також у таких алмазах діагностовано amber-пік 4065 см-1, який свідчить що вони первинно мали коричневий колір.

В облагороджених алмазах блакитно-зеленого кольору сліди радіаційного пофарбування та ознаки наступної термообробки встановлюються за наявністю піку 1450 см-1 (H1a) [1, 3]. Окрім цього блакитно–зелені алмази характеризуються підвищеним вмістом водню. Домішковий водень діагностується за піками 3107 см-1 та 1405 см-1.

Отже, проведені дослідження дозволили за допомогою ІЧ-Фур’є спектроскопії ідентифікувати алмази, які були облагороджені методом опромінення в комбінації з термообробкою. На жаль, окремо радіаційне пофарбування алмазів неможливо встановити за допомогою цього методу.

1. Винс В.Г., Елисеев А.П., Сарин В.А. Физические основы современных методов облагораживания алмазов и бриллиантов // Драгоценные металлы и драгоценные камни. – 2009. – № 3 (183). – С. 127–148.

2. Gaillou E., Fritsch E., Notari F. Photoinduced H1b and H1c centers in some natural treated diamonds // Diamond & Related Materials. – 2008. – 17. – Р. 2029–2036.

3. Zaitsev A.M. Optical Properties of Diamond: A Data. Handbook. Springer-Verlag. – Berlin, 2001.

50

ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ УКРАИНЫ Ю.В. Гейко1, М.В. Гейченко2, В.Л. Приходько1, С.Н. Цымбал3 1ГП “Украинская геологическая компания” 2Государственная служба геологии и недр Украины 3ИГМР им. Н.П. Семененко НАН Украины, г. Киев, Украина

Территория Украины, представляющая собой юго-западную

часть Восточно-Европейской платформы, считается перспективной на поиски алмазов разных генетических типов, среди которых доминирует кимберлитовый. Для определения направлений поисков коренных источников алмазов проведено структурно-тектоническое районирование ее с учетом концепций и критериев, разработанных при прогнозировании месторождений алмазов в известных алмазоносных провинциях мира. Установлено, что основной алмазоперспективной геоструктурой является Украинский щит. Он состоит из шести мегаблоков (с северо-запада на юго-восток): Волынский, Подольский, Бугско-Росинский, Кировоградский, Среднеприднепровский и Приазовский. Мегаблоки разделены шовными зонами и разломами мантийного заложения. Они отличаются между собой возрастом кратонизации и тектоно-магматической активизации, особенностями геологического строения и перспективами коренной алмазоносности.

Приазовский мегаблок представляет собой палеоархейский кратон, восточная часть которого более сильно переработана тектоно-магматическими процессами в протерозое, чем западная. К западной части его приурочены Черниговский карбонатитовый массив и ряд малых интрузий высокомагнезиальных слюдяных ультрабазитов лампроитовой серии, палеопротерозойского возраста. В восточной части мегаблока установлены четыре трубки (Петровская, Новоласпинская, Южная, Надия) и три дайки (Южная, Новоласпинская и Корсарская) слюдяных кимберлитов среднедевонского возраста, которые по минералогическим и геохимическим критериям определены как потенциально алмазоносные. По данным В.Л. Гриффина (2003), содержание алмазов в них прогнозируется на уровне 1 карат на 100 тонн породы. Об алмазоносности кимберлитов свидетельствуют находки единичных кристаллов алмаза дунит-гарцбургитового парагенезиса в четвертичных отложениях вблизи уже известных кимберлитовых тел, а также в песчаниках карбона, развитых к востоку от них. Есть реальные предпосылки ожидать открытия в этом районе новых трубок и даек кимберлитов с более высоким уровнем алмазоносности. Их поиск целесообразно сосредоточить на Новоласпинском,

51

Моглецовском и Максимовском участках в восточной части мегаблока.

Волынский мегаблок завершил кратонизацию в конце палеопротерозоя формированием крупного по размерам Коростенского плутона, сложенного гранитами рапакиви и габброидами с промышленной концентрацией ильменита, титаномагнетита и апатита. В пределах мегаблока широко распространены разновозрастные дайки основных и кислых пород. В последние годы здесь обнаружены и детально изучены малые интрузии (Городница, Глумча) и дайки (Болярка, Губки, Малая Глумча) щелочно-ультраосновных пород. Они представлены оливиновыми мельтейгитами, ийолитами и якупирангитами гипабиссальной фации и оливиновыми меланефелинитами гипабиссальной и субвулканической фаций возрастом 2100–2000 млн лет. В них установлены ксенокристы хромита, энстатита, хромдиопсида и пиропа. По глубине генерации исходных расплавов эти породы близки к кимберлитам.

В северо-западной части Волынского мегаблока развита крупная разломно-блоковая структура широтного простирания – Припятский вал. В ограничивающих его с юга Кухотской и Серховской зонах глубинных разломов в гетерогенных по составу обломочного материала тектонических брекчиях постсилурийского возраста на участках Кухотская Воля, Перекалье и Серхов обнаружены обломки кимберлитов размером до 3–5 см и их индикаторных минералов – пиропа, пикроильменита, хромдиопсида и хромшпинелидов размером до 2–3 мм. Кимберлиты представляют собой высокомагнезиальную мало слюдистую эруптивную брекчию, в которой установлены единичные ксенолиты верхнемантийных пироповых перидотитов и эклогитов, а также обломки песчаников полесской серии верхнего рифея, базальтов берестовецкой свиты венда и карбонатных пород силура. Судя по наличию последних, кимберлиты имеют девонский возраст. Среди пиропов около 20 % составляют низкокальциевые высокохромистые разновидности дунит-гарцбургитового парагенезиса алмазной ассоциации. Подобные кноррингит-пиропы в таких количествах присутствуют, как правило, в кимберлитах с промышленной алмазоносностью. Центральная часть Припятского вала представляет первоочередной объект для продолжения поисков алмазоносных кимберлитов. Особое внимание необходимо уделить идентификации верхнемантийных разломов. В связи с тем, что в этом регионе широко распространены интрузивные, эффузивные и пирокластические породы трапповой формации, и они разбиты многочисленными разноглубинными разломами с образованием горст-грабеновых структур разных размеров,

52

эффективность магнитометрических методов поисков кимберлитовых тел низкая.

В северо-восточной части Волынского мегаблока расположена Белокоровичская впадина, в юго-западной части которой развиты конгломераты, гравелиты и разнозернистые песчаники белокоровичской свиты позднепротерозойского возраста, с которыми связано россыпное проявление алмазов и ассоциирующих с ними пиропа, хромдиопсида, омфацита и хромшпинелидов. Среди алмазов преобладают разновидности дунит-гарцбургитового парагенезиса размером до 3–4 мм. Встречены также алмазы эклогитового типа. Судя по палеогеографическим реконструкциям, область питания этого россыпепроявления находится юго-западнее от Белокоровичской впадины и в целом совпадает с районом развития щелочно-ультраосновных пород мельтейгитового и меланефелинитового состава, а также ореолов алмаза и его минералов-спутников в неогеновых и четвертичных отложениях. Тела щелочно-ультраосновных пород приурочены к зонам разломов мантийного заложения, с которыми авторы связывают перспективы обнаружения алмазоносных кимберлитов. Здесь выделены два участка на продолжение поисков коренных источников алмазов – Губковский и Анастасовско-Болярский.

Кировоградский мегаблок – сложная геоструктура, большая часть которой кратонизирована в палеопротерозое. Здесь известны дайки неалмазоносных слюдяных кимберлитов возрастом около 1800 млн лет (Лелековское и Щорсовское проявления), многочисленные дайки субщелочных габброидов возрастом 2074–2040 млн лет, трубки и дайки лампрофиров мезозойского возраста, а также находки алмазов и его минералов-спутников в мезо-кайнозойских терригенных отложениях. На территории мегаблока имеются взрывные структуры с алмазом импактного типа (Болтышская, Зеленогайская, Ротмистровская и др.). Заслуживают дальнейшего опоискования и изучения Грузское и другие брекчиепроявления невыясненного происхождения с находками единичных пиропов, пикроильменитов и высокохромистых хромитов.

Подольский мегаблок – палеоархейский кратон, интенсивно ремобилизованный в палеопротерозое. В его пределах выявлены проявления разновозрастного основного, ультраосновного и щелочно-ультраосновного магматизма, а также разные по контрастности первичные и вторичные ореолы индикаторных минералов кимберлитов. Для ореолов характерно высокое содержание гранатов пироп-альмандинового состава эклогитового парагенезиса, а также значительное распространение алмазов этого парагенезиса. Наибольший поисковый интерес представляет Бердичевско-Винницкая площадь, которая служила областью сноса

53

для алмазоносных Тарасовской и Зеленоярской титано-циркониевых россыпей.

Наиболее перспективным для выявления алмазоносных кимберлитов по “классическим” критериям является Среднеприднепровский мегаблок. Этот мезоархейский кратон сложен преимущественно гранитоидами и породами сильно эродированных Сурской, Верховцевской, Чертомлыкской и Белозерской зеленокаменных структур. По геофизическим данным мощность литосферы под ним достигает 200 км. После консолидации кратон не испытывал существенной переработки. В его пределах не известны щелочно-ультраосновные породы, но зато широко развиты основные и ультраосновные породы, в том числе коматииты. На северо-востоке Среднеприднепровского мегаблока расположена Самотканская титано-циркониевая россыпь неогенового возраста, в которой установлены мелкие алмазы мантийного типа перидотитового и эклогитового парагенезиса в количестве до 0,02 карата на 1 т исходных песков. К сожалению, работы по оценке коренной алмазоносности Среднеприднепровского мегаблока проведены в небольшом объеме, а в последние годы вообще приостановлены, хотя проектная документация на продолжение поисков подготовлена.

Бугско-Росинский блок представляет собой неоархейский кратон, испытавший активизацию в палеопротерозое. Данных для оценки перспектив его коренной алмазоносности пока очень мало. В юго-восточной части мегаблока в современном аллювии р. Синюха известна находка алмаза мантийного типа размером около 3 мм в ассоциации с пиропом, а также слабоконтрастные ореолы пиропа в аллювии рек Юж. Буг и Ятрань.

Изучение типоморфизма алмаза и его минералов-спутников из ореолов Украинского щита показало их принадлежность к перидотитововому и эклогитовому парагенезисам и в целом близость к одноименным минералам из кимберлитов Якутской и Архангельской алмазоносных провинций. Вместе с тем на каждом из мегаблоков они имеют свои специфические особенности, которые позволяют прогнозировать наличие их местных коренных источников преимущественно кимберлитового типа. Следует подчеркнуть, что поиски последних крайне затруднены из-за того, что Украинский щит имеет достаточно мощную кору выветривания и перекрыт осадочным чехлом разной мощности, в составе которого преобладают мелкозернистые терригенные отложения морских фаций, как правило, неблагоприятные для формирования ореолов алмаза и его минералов-спутников. В связи с этим эффективность применяемой при поисках пироповой съемки низкая. К тому же территория Украинского щита покрыта ею крайне неравномерно, а мелко- и крупнообъемное опробование осадочных пород в последние годы

54

почти не применяется. В силу названных причин и из-за широкого развития даек и мелких интрузий основного и ультраосновного состава, а также разнонаправленных и разноглубинных разломов далеко не всегда результативными оказываются магнитометрические и другие геофизические методы.

И хотя поиски коренных месторождений алмазов в Украине проводятся в сравнительно небольших объемах, их результаты подтверждают прогнозную оценку высокой перспективности ее территории и в частности Украинского щита.

55

ОГЛЯД ДОСЛІДЖЕНЬ З ПРОБЛЕМИ АЛМАЗОНОСНОСТІ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА М.В. Гейченко1, П.Г. Пігулевський2 1Державна служба геології та надр України вул. Ежена Потьє, 16, м. Київ, Україна geich@ukr.net 2ДГП “Укргеофізика”

В історії вивчення алмазоносності України об’єктивно склались чотири головні етапи, що відрізняються набором застосовуваних методів робіт і їх результатами.

Перший етап – 1951–1955 рр. – характеризує початок пошукових робіт на алмази. На цьому етапі проводилось опробування алювію відносно крупних водотоків і дослідження магматичних порід основного і ультраосновного складів окремих регіонів Українського щита (УЩ) стосовно їх можливої алмазоносності.

Другий етап – 1956–1974 рр. – ознаменувався широким застосуванням піропової зйомки в якості основного методу виявлення і оцінки перспективних ділянок, а також флотаційного методу збагачення шліхів і пінної сепарації для вилучення дрібних алмазів, що дозволило виявити багаточисельні дрібні кристали алмазів в неогенових титан-цирконієвих розсипах України.

На найбільш перспективних ділянках рекомендовано проводити аеромагнітну зйомку масштабу 1:25 000 з прив’язкою локальних аномалій наземною магніторозвідкою масштабу 1:100 000 і завіркою аномалій бурінням.

З третім етапом – 1974–1990 рр. – пов’язана інтенсифікація пошуків кімберлітових тіл. Головними методами стали повітряна і наземна магніторозвідка в комплексі з гравірозвідкою і бурінням інтерпретаційних свердловин по завірці локальних аномалій “трубчастого” типу та шліхове опробування сучасного руслового алювію і різновікових товщ осадового чохла. Проводилось поглиблене вивчення складу і властивостей мінералів-супутників алмазу – піропів, хромшпінелідів, пікроільменітів і ін. При прогнозуванні використовувались аерокосмогеологічні і петрологічні методи досліджень. На цьому етапі виконувались прогнозні оцінки як крупних територій, так і локальних ділянок, визнаних безперечно перспективними на основі знахідок кімберлітів і продуктів їх руйнування (ділянки Кухотська Воля, Серхів, Перекалля на Волині, ділянки Петрівська, Гірняцька, Новоласпинська та інші в Східному Приазов’ї, декілька ділянок в Інгулецькому мегаблоці УЩ).

Четвертий етап розпочався у 1991 р., основний обсяг робіт перемістився на східну частину Приазовського мегаблоку. В результаті

56

завірення бурінням магнітних аномалій (понад 230 аномалій) у 1990 р. були відкриті кімберлітові трубки Надія і Південна, в 1993 р. – Новоласпинська. В 1998 р. дайка кімберлітів встановлена на східному фланзі трубки Південна. В той же час, хоч і в менших обсягах, роботи продовжувались і в інших регіонах УЩ, на Волині, Новоград-Волинській площі, Кіровоградському (Інгулецькому) мегаблоці. У центральній частині останнього виявлені кімберлітоподібні трубки вибуху (?) і дайки кімберлітів. У них (саме в корінних породах, а не у відкладах) у керні свердловин трапляються мінерали-супутники і дрібні кристали алмазів.

Середньопридніпровський мегаблок є перспективним на виявлення проявів кімберлітового алмазоносного магматизму. Проте, на відміну від інших перспективних районів України, їх пошуки тут проводились у дуже незначних обсягах.

У 2000–2003 рр. ДГЕ “Дніпрогеофізика” виконана прогнозна оцінка корінної алмазоносності Середнього Придніпров’я в масштабі 1:200 000 за допомогою геофізичних методів. У підсумку складена “Карта результатів прогнозу корінної алмазоносності Середнього Придніпров’я масштабу 1:200 000”. Всього із застосуванням АПС ГІС “РАПІД” на Середньопридніпровському мегаблоці УЩ виділено 90 перспективних ділянок. За геологічними умовами та геофізичним розташуванням ділянки об’єднані в 16 областей перспективності, на яких рекомендовано виконати прогноз корінної алмазоносності м-бу 1:10 000 – 1:50 000.

На перспективних ділянках рекомендується проведення профільних гравімагніторозвідувальних робіт з метою уточнення закладення свердловин, а на ділянках I черги, крім цього, площинні гравірозвідку і електророзвідку масштабу 1:2 000, магніторозвідку масштабу 1:5 000.

В 2005–2007 рр. ДГЕ “Дніпрогеофізика” виконала прогнозну оцінку кімберлітового магматизму північної частини Середньопридніпровського мегаблоку за допомогою геофізичних методів. Виділено 57 прогнозних ділянок різної перспективності. Серед них 9 – першої, 20 – другої та 28 – третьої.

На сьогоднішній день промислові родовища алмазів в Україні не виявлені. Автори розуміють всю складність проблеми пошуків корінних джерел алмазів в межах УЩ і прилеглих територій, але, разом з тим, вважають необхідним відмітити ряд причин низької ефективності пошукових робіт.

1. Відсутність науково обґрунтованої методики геологорозвідувальних робіт, яка б враховувала специфіку геологічної будови регіону і, відповідно, умови ведення пошуків.

2. Геологозйомочні роботи і ГГК-50, за рідкісним винятком, супроводжувались невеликими обсягами шліхового і, тим більше,

57

малооб’ємного опробування базальних горизонтів осадового чохла, що робило неможливим навіть попередньо оцінити перспективи алмазоносності закартованих площ.

3. Сумарна щільність спеціалізованого шліхового опробування явно недостатня для будь-якого прогнозу; лише на 3 % території щільність опробування наближається до вивченості масштабу 1:200 000 (20–40 проб на 10 км2), на 1,5 % – масштабу 1:50 000 (12–25 проб на 1 км2). Можна вважати, що більше 90 % території УЩ є дуже слабо вивченою. Середньопридніпровський мегаблок, який за регіональними критеріями найбільш перспективний для виявлення “класичних” кімберлітів, спеціалізованим опробуванням практично не охоплений. Крім того, переважна більшість проб відібрана із сучасних відкладів русел рік, із дочетвертинних відкладів відібрано і вивчено на порядок менше проб, по корінних породах – на 2–3 порядки менше, ніж по четвертинних відкладах. Виняток становить тільки Кухотсько-Серхівська ділянка, де співвідношення густоти опробування четвертинних і дочетвертинних (мезо-кайнозойських) відкладів зворотнє.

4. Великооб’ємні проби на території УЩ відбирались, головним чином, на перших етапах робіт і переважно для пошуків алмазних розсипів. При піроповій зйомці для завірки перспективних ореолів індикаторних мінералів і алмазів цей метод опробування не застосовувався. Такий стан з великооб’ємним опробуванням багато в чому обумовлений, перш за все, відсутністю технічних можливостей для відбору проб із найбільш інформативних фацій посткімберлітових колекторів.

5. Досить низькою залишається вивченість розсипної алмазоносності; при вивченні розсипної і корінної алмазоносності не завжди витримувалась чітка послідовність чи стадійність робіт (за виключенням робіт на перспективних площах четвертого етапу).

6. Виявлення і вивчення локальних ізометричних магнітних аномалій в переважній більшості випадків не привело до встановлення кімберлітових тіл, що можна пояснити і невдалим вибором районів пошуків, і недосконалістю методів розпізнавання та оцінки аномалій. Район пошуків виділявся при регіональному прогнозі без проведення попередніх робіт з ціленаправленого вивчення осадового чохла і літолого-фаціальних побудов. Для третього етапу характерна надмірна концентрація пошуків на окремих ділянках, а також значні обсяги із завірки аномалій у полі розвитку базальтів як на Волино-Поділлі, так і в Приазов’ї, що обмежило можливість оцінки перспектив району в цілому.

7. Як правило, для підтвердження бурінням вибирались високоінтенсивні (більш 500 нТл) і середньоінтенсивні (100–500 нТл) локальні магнітні аномалії трубчатого типу розміром перші сотні

58

метрів в поперечнику або лінійні в декілька десятків метрів по ширині, що, ймовірно, відповідають такому ж рівню параметрів аномалієутворюючих об’єктів. Відомо, що такі параметри великі для кімберлітових тіл, тим більше для глибоко еродованих. Для виявлення слабоінтенсивних і незначних за розмірами магнітних аномалій необхідне проведення у великих обсягах високоточної магнітної зйомки масштабу 1:10 000 з наступною деталізацією виявлених аномалій наземною зйомкою масштабу 1:5 000 – 1:1 000.

8. Локальні геофізичні аномалії в більшості випадків завірялись однією свердловиною. Крім того, не завжди проводилось комплексування геофізичних методів (магніторозвідувальних з гравірозвідувальними і електророзвідувальними) при деталізації аномалій. Це не дозволяло з достатньою точністю визначити їх центральні частини з урахуванням вектора намагнічення в умовах приблизно рівного співвідношення глибин залягання об’єктів і їх розмірів (наприклад на Волині), і тому можливе пропускання кімберлітових тіл.

59

ФЛЮИДИЗАТНО-ЭКСПЛОЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ СРЕДНЕГО ТИМАНА И.И. Голубева, Л.В. Махлаев Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия iigolubeva@geo.komisc.ru

На Среднем Тимане еще в тридцатые годы XX века в пределах гряды, именуемой Четласским Камнем, были описаны дайки интенсивно измененных магматитов, представленных в естественных обнажениях глинисто-слюдистой массой с редкими реликтовыми включениями, на основании изучения которых В.А. Чумакова определила первичные породы как слюдистые лампрофиры. Позже Ю.П. Ивенсен (1964) назвал эти породы щелочными пикритами. При целенаправленных поисках на Четласской площади, где геохимические и шлиховые ореолы ассоциировали с локальными магнитными аномалиями, было пробурено более 200 скважин глубиной до 200 м. В результате были вскрыты круто залегающие дайки мощностью 10–20 м (в раздувах 40–70 м) и протяженностью до 3 км, а также жилы мощностью до 10 см и протяженностью до нескольких десятков метров. Они образуют около 50 полей, насчитывающих несколько тысяч тел [1]. Вмещающими породами являются терригенные и терригенно-карбонатные образования рифейского возраста. Достоверные радиологические датировки магматитов отсутствуют, но по ряду соображений возраст даек принято считать венд-кембрийским. В конце семидесятых годов прошлого века В.Г. Черный в шлифе из керна раздува дайки в верховьях Косью, поднятого с глубины 60 м, в обломке породы, определенной как кимберлит, обнаружил включение алмаза, что и послужило причиной пристального внимания к этим породам [2–5].

Сложное многофазное строение дайковых тел, неоднократное метасоматическое преобразование пород (например, насчитывается до пяти генераций слюды), обусловившее значительные вариации минерального состава, структур и текстур, привело к разному толкованию данных магматитов. Характер формирования тел и структурно-текстурные особенности пород свидетельствуют о принадлежности их к флюидизатно-эксплозивным образованиям ультраосновного состава. Обломки оливина, реже пироксена размером от 0,1 мм до 2–3 см, заключены в мелкозернистый агрегат низкотемпературных минералов – эпидот, хлорит, кальцит и биотит. Оливин и пироксен интенсивно замещены вторичными минералами до полного их исчезновения. Из первичных минералов ультрамафитов диагностируются только кристаллокласты хромшпинелида, не затронутые вторичными изменениями. Порфирокластовое строение

60

породы, многочисленные ксенолиты вмещающих пород и флюидальные текстуры напоминают кимберлиты (рис. а, б). В то же время пойкилопорфиробласты флогопита, разрастающиеся в матриксе до значительных размеров (до 1 см в поперечнике), придают породе облик минеттовых лампрофиров (рис. в). Эксплозивные процессы сопровождаются низкотемпературным минералообразованием – альбитизацией, карбонатизацией и флогопитизацией.

Рис. Флюидизатно-эксплозивные породы Среднего Тимана (четласский дайковый комплекс). а – кристаллокласты оливина в эпидот-биотитовом матриксе; б – пойкилопорфиробласт флогопита; в, г – дезинтеграция ксенолитов кварцита; д – флюидные текстуры; е – кристаллокласты в виде обособлений округлой формы, ж – автолит с брекчивой структурой; з – закругленные листочки флогопита

В дезинтегрированных кварцитах и карбонатных породах хорошо видно проникновение высокопроницаемого флюидизированного материала в межзерновое пространство с последующим отторжением минеральных зерен и увлечением их во флюидном потоке (рис.). В слюдистых “струйках”, пронизывающих вмещающие породы и ксенолиты, нередко можно встретить уцелевшие фрагменты дезинтегрированных ультрамафитов в виде обломков хромшпинелидов, свидетельствующие о высоких проницаемых свойствах твердо-газо-жидкого материала. Мономинеральные участки, сложенные метасоматической слюдой или карбонатом, вновь подвергаются дроблению. Фрагменты этих пород и минералов, увлеченные газово-жидкими потоками, образуют текстуры течения и скопления округлой формы. Наличие обломков брекчий в брекчиях –

61

один из главных признаков флюдизатно-эксплозивных образований. В результате проникновения в крупночешуйчатый слюдит тонких “струек” мелкочешуйчатого биотита, листочки слюды первой генерации разрываются, сминаются и закатываются, образуя своеобразную слюдистую микробрекчию с флюидальными текстурами. Но в некоторых случаях в слюдитах проявляются только пластичные дефоромации с текстурами течения и дисгармоничными микроскладками нагнетания, свидетельствующие о протрузивном механизме движения флюидизированного материала.

1. Костюхин М.Н., Степаненко В.И. Байкальский магматизм Канино-Тиманского региона. – Л.: Наука, 1987. – 230 с.

2. Макеев А.Б., Лебедев В.А., Брянчанинова Н.И. Магматиты Среднего Тимана. – Екатеринбург: УрО РАН. – 2008. – 348 с.

3. Махлаев Л.В., Пармузин А.М., Голубева И.И. Минеттовые диатремы Четласского Камня (Средний Тиман) в связи с проблемой алмазоносности // Мат. Всерос. конф. “Пробл. прогнозирования, поисков и изучения месторождений на пороге XXI века”. – Воронеж: ВГУ, 2003. – С. 401–403.

4. Махлаев Л.В., Голубева И.И. Меланократовые лампрофиры Урало-Тиманского региона в связи с проблемами алмазоносности // Геология и металлогения ультрамафитовых и гранитоидных ассоциаций складчатых областей. – Екатеринбург: Изд-во УрО РАН. – 2004. – С. 255–259.

5. Недосекова И.Л., Удоратина О. В., Владыкин Н.В., Прибавкин С.В., Гуляева Т.Я. Петрология и геохимия дайковых ультрабазитов и карбонатитов четласского комплекса (Средний Тиман). Ежегодник–2010. Тр. ИГГ УрО РАН. – 2011. – Вып. 158.

62

УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ АЛМАЗСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД ТИМАНА О.В. Гракова Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия ovgrakova@geo.komisc.ru

Исследуемые алмазсодержащие терригенные породы расположены на Тимане, на северо-восточной окраине Восточно-Европейской платформы. В геологической истории развития Тимана существовал огромный перерыв в осадконакоплении, приходящийся на раннепалеозойское время. Это способствовало широкому проявлению процессов выветривания, вследствие чего произошла концентрация целого ряда полезных компонентов. Здесь и уникальные по запасам месторождения бокситов и титана, и перспективные проявления редких, цветных и благородных металлов, алмазов и многих других полезных ископаемых.

Проблема алмазоносности Тимана находится в центре внимания исследователей уже более 50 лет. Проведенные за это время работы привели к открытию ряда кимберлитовых трубок, в том числе с признаками алмазоносности, а также алмазопроявлений в девонских отложениях. Последние могут иметь промышленное значение. Вместе с тем, вопрос об условиях их формирования, размещения и строения остается предметом дискуссий. Оспаривается сам факт осадочного происхождения продуктивных толщ. Высказана гипотеза о магматическом (флюидизатном) происхождении алмазопроявлений, которые ранее считались осадочными. Если же продуктивные отложения пижемской свиты – вторичный коллектор, как это традиционно считалось ранее, то возникает вопрос, где искать первоисточники тиманских алмазов.

Изучение геохимии алмазсодержащих терригенных отложений, типоморфных особенностей и химического состава акцессорных минералов является важным аспектом при определении условий образований этих пород и оценки перспектив выявления промышленных алмазоносных объектов на Среднем и Южном Тимане. В результате исследований было выполнено сопоставление двух удаленных, но близких по возрасту и, предположительно, близких по генезису алмазопроявлений на Среднем и Южном Тимане.

На Среднем Тимане россыпная алмазоносность связана с терригенными отложениями пижемской свиты среднего девона. К отложениям пижемской свиты приурочена полиминеральная алмазсодержащая палеороссыпь “Ичетъю”, наибольшая на Тимане. Свита сложена коричневато-серыми кварцевыми песчаниками с

63

прослоями гравелитов и зеленовато-серых глин; в основании ее развиты кварцевые гравелиты и конгломераты. Мощность свиты около 30 м.

Отличительной особенностью алмазов Среднего Тимана является наличие средних по размерам кристаллов бледно-зеленого цвета и преобладание камней без следов износа или слабоизмененных. Эти признаки могут свидетельствовать о древнем их возрасте и небольшом расстоянии переноса от первоисточников. Помимо основных компонентов – золота и алмазов, палеороссыпь содержит редкометальные и редкоземельные минералы.

На юге Тимана алмазоносные среднедевонские отложения представлены асыввожской свитой. Они вскрыты в щебеночном карьере Асыввож в северо-западной части возвышенности Джеджимпарма. Свита сложена разнозернистыми кварцевыми песчаниками с прослоями и линзами кварцевых гравелитов и глин каолинового состава. Мощность ее варьирует от 16 до 43 м. К отложениям этой свиты приурочено алмазопроявление “Осень”.

Алмазы представлены мелкими кристаллами октаэдрического и кубического габитуса. Такие алмазы характерны для мелкой фракции алмазов из россыпей Тимана и Урала.

Помимо золота и алмаза в отложениях пижемской свиты Среднего Тимана установлены: лейкоксен, циркон, анатаз, брукит, рутил, куларит, циркон-малакон, лейкоксенизированный ильменит, ильменит, гранат, хромит, монацит, ксенотим, турмалин, ставролит, колумбит, ильменорутил, пироксен, амфибол, хлорит, а в отложениях асыввожской свиты Южного Тимана ― гранат, циркон, рутил, ильменит, танталит, корунд, лейкоксен, анатаз, брукит, монацит, ксенотим, ильменорутил, турмалин, ставролит, эпидот, амфибол, пирит, лимонит, глауконит, лазурит, самородная медь.

Изучение алмазсодержащих отложений Среднего и Южного Тимана показало, что они формировались в сходных фациальных условиях. На основе изучения видового состава, количественных соотношений, геохимических и морфологических особенностей тяжелых минералов выявлены петротипы пород, служивших источником их сноса. Установленные типоморфные признаки отдельных минералов-индикаторов [1] указывают на то, что алмазоносные среднедевонские отложения Среднего и Южного Тимана являются первично осадочными терригенными породами, прошедшими в дальнейшем стадию корообразования и метасоматического преобразования. Древние россыпи Тимана образовывались за счет перемыва и переотложения главным образом продуктов платформенного магматизма: кислых щелочных пород, щелочных метаультрабазитов и карбонатитов. В результате геологических и минералогических исследований сделан вывод о

64

близости источников сноса алмазсодержащих отложений и определен один из возможных районов развития продуктивного на алмазы магматизма — Четласское поднятие.

1. Гракова О.В. Акцессорный ильменорутил алмазсодержащих

среднедевонских пород Южного Тимана // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2011. – № 10. – С. 11–13.

65

О НЕКОТОРЫХ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВАХ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ Н.Н. Зинчук, М.Н. Зинчук Западно-Якутский научный центр Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, Россия nnzinchuk@rambler.ru

В последние несколько десятилетий в различных алмазоносных регионах мира проведены массовые исследования по разработанной под руководством А.Т. Бондаренко методике электрических, радиоволновых (РВ) лабораторных и полевых экспрессных измерений на мёрзлых плоскопараллельных образцах и естественно-мёрзлом керне горных пород (непосредственно на скважине), что позволило создать базу данных петрофизических параметров, использующихся для выявления проблемных поисковых критериев при геофизических работах на месторождениях алмазов [1]. В результате установлено, что петрофизические параметры кимберлитов и вмещающей геологической среды криолитозоны, получаемые в лабораторных и полевых условиях с использованием разработанных новых подходов и средств измерения, отвечают таковым в естественных условиях или предельно приближаются к параметрам, измеренным каротажными скважинными радиоволновыми методами. Разработанная система включает в себя измерения удельного электрического сопротивления на постоянном токе (ρ0), эффективных электрических параметров в диапазоне частот электромагнитного поля f скважинной радиогеоразведки (СРГР) 0,150–40 МГц. В этом диапазоне частот измерялись значения эффективного удельного электрического сопротивления ρ и относительной диэлектрической проницаемости ε/ε0 как интерпретационных электрических параметров, позволяющих вычислять в немагнитных геологических средах значения электрических полей и коэффициентов экранирования в соответствующем доверительном интервале, а также значения основных радиоволновых параметров (РВ-параметров): мнимой части волнового числа – коэффициента поглощения энергии электромагнитных волн κ″ и действительной части волнового числа – коэффициента фазы κ'(κ =2η/λ, где λ – длина волны в системе). Определялись и другие основные и вспомогательные петрофизические величины [1]. В результате измерений этого комплекса параметров были установлены связи между петрофизическими и электрическими параметрами, позволяющие определить значения неизвестного параметра по известному и оптимизировать эффективность радиоволновых и электромагнитных измерений в горных геологических массивах и лабораторных измерений на пластинчатых образцах и керне.

66

Полученные средние значения удельного электрического сопротивления различных пород позволили построить кривые вероятного распределения этого параметра в земной коре и верхней мантии с различным режимом тепловых потоков и составом пород до глубин ~20 км. При этом схема построения земной коры и верхней мантии материков, а также распределение температур взяты [1] из опубликованных работ. Значения ρ резко уменьшаются в гранито-гнейсовом слое, начиная с глубины 20 км, и продолжают понижаться в гранулито-базальтовом, гранулито-эклогитовом слоях коры и верхней мантии до глубины ~60 км. Затем происходит плавное уменьшение значений электрического сопротивления. Быстрый спад значений ρ наблюдается опять на глубине 120–140 км, где температура достигает 800 °С. Резкое понижение электрического сопротивления на этой глубине, вероятно, объясняется сменой примесной проводимости на собственную в породах верхней мантии. В целом намечается непосредственная связь распределения электрического сопротивления по глубине с минеральным и химическим составом пород [1]. Давление, по сравнению с температурой, оказывает значительно меньшее влияние на электрическое сопротивление глубинных ультраосновных пород. Так, увеличение давления до 2 ГПа при различных температурах понижает электрическое сопротивление только на десятки процентов, в то время как, например, для пиропового эклогита при увеличении температуры от 200 до 650 °С значение ρ понизилось на пять порядков. Однако, если будут происходить полиморфные переходы, то при постоянном давлении и повышении температуры электрическое сопротивление может увеличиться на полтора-два порядка. С учётом новых данных о распределении температур в недрах Земли, оценены электрические параметры горных пород земной коры и мантии для зон низкого (0,8 м·кал/см3·с), нормального (1,1), промежуточного (1,3–1,5) и высокого (2,0) тепловых потоков. На глубинах более 90 км средние значения ρ получены для оливинитов, дунитов и пироповых пород, а на глубинах 40 км – для зон с промежуточными и высокими тепловыми потоками (оливинитов и перидотитов). Наши экспериментальные данные не противоречат значениям ρ, полученным глубинным электромагнитным зондированием в некоторых районах Сибирской платформы. Так, по лабораторным данным электрическое сопротивление пород Якутской алмазоносной провинции на глубине 120 км, где температура достигает 700–750 °С, равно 105 Ом·м. Такими значениями ρ характеризуются по результатам электромагнитного зондирования породы Усть-Енисейской впадины [1]. При этом необходимо отметить, что для щелочных пород при давлении до 2 ГПа и температурах до 700 °С электрическое сопротивление может понизиться на 1,5 порядка и больше. Поэтому аномальное уменьшение

67

значений ρ на глубинах 40–60 км, регистрируемое в некоторых районах по вариациям электромагнитного поля, вероятно, может быть связано с возрастанием щёлочных компонентов в веществе мантии. Возможно, электрическое сопротивление может понизиться и на меньшей глубине, если в земной коре или в подкоровом слое будет залегать скрытый массив щёлочных пород. В земной коре на глубинах 10–20 км электропроводящий слой, очевидно, обусловлен процессами дегидратации, наблюдающимися при метаморфизме пород. Из экспериментальных результатов исследований следует, что значения электрических характеристик ксенолитов, вынесенных из глубоких горизонтов мантии кимберлитовой магмой, а также ультраосновных, щёлочных пород, кимберлитовых образований, минералов различного генезиса при высоких термодинамических параметрах определяются их минеральным и химическим составом, а также степенью изменения метасоматическими процессами.

Таким образом, высокими значениями удельного электрического сопротивления и энергии активации процесса проводимости характеризуются неизменённые магматические пироповые эклогиты, другие ксенолиты ультраосновного состава имеют низкие значения электрического сопротивления и энергии активации. Высокомагнезиальные оливиновые кимберлиты Якутии при высоких давлениях и температурах по значениям электрического сопротивления и энергии активации аналогичны пироповым перидотитам. Явления катаклаза, процессы серпентинизации, карбонатизации и присутствие шпинели в составе ксенолитов существенно понижают значения электрического сопротивления и энергии активации. Изменённые кимберлиты могут характеризоваться более низкими значениями электрического сопротивления и энергии активации, чем ксенолиты эклогитов и ультраосновных пород. Изученные образцы магнезиального диопсида в широком интервале температур имеют значения электрического сопротивления на три порядка выше по сравнению с глиноземистыми щёлочно-железистыми пироксенитами.

По экспериментальным исследованиям электрического сопротивления ксенолитов в функции давления и температуры можно заключить, что в северной части Сибирской платформы на глубинах 65–100 км, где по данным петрологических исследований залегают гранатовые пироксениты и мантийные эклогиты [2], значения электрического сопротивления при температуре примерно 500 °С находятся в пределах 106–105 Ом·м. На глубинах 100–180 км (при температуре 600–900 °С) электрическое сопротивление слоя этого состава в среднем составляет 2·104 Ом·м, а на глубинах 200–300 км для пород того же состава значения ρ, по-видимому, можно оценить в 2·102 Ом·м. Приведенное распределение значений ρ с глубиной

68

соответствует данным магнитотеллурического зондирования. По лабораторным исследованиям щёлочные изверженные горные породы в условиях высоких давлений и температур имеют удельное электрическое сопротивление более чем на три порядка ниже по сравнению с основными и ультраосновными породами. Электрическое сопротивление щелочных (натриевых) пород Хибинского и Ловозерского массивов при высоких температурах и давлениях колеблется в широких пределах и по средним значениям ρ породы этих массивов отличаются друг от друга. Щелочные породы с таким сочетанием железа и натрия могут создавать аномально высокую проводимость (низкое электрическое сопротивление) слоёв в глубинах Земли, что следует учитывать при проведении геолого-поисковых работ.

1. Зинчук Н.Н., Бондаренко А.Т., Гарат М.Н. Петрофизика кимберлитов

и вмещающих пород. – М.: Недра, 2002. – 695 с. 2. Соболев Н.В., Похиленко Н.П., Ефимова Э.С. Ксенолиты

алмазоносных перидотитов в кимберлитах и проблема происхождения алмазов // Геология и геофизика. – 1984. – № 12. – С. 63–80.

69

ЭКСТРАГЕННЫЙ ЭТАП ИСТОРИИ АЛМАЗА КАК ОТРАЖЕНИЕ ЭВОЛЮЦИИ ЭНЕРГЕТИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ Н.Н. Зинчук1, А.Д. Савко2, Л.Т. Шевырёв2 1Западно-Якутский научный центр Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, Россия 2Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия

Использование Sm/Nd изотопной системы для включений низкохромовых гранатов перидотитового парагенезиса (Р-тип) из кимберлитов диатрем Финш и Кимберли Южной Африки дали модельный возраст 3,3 млрд лет (ранний архей), интерпретируемый как время образования алмаза [Рearson, 1998]. Из важнейших проблем алмазной геологии раннего докембрия обсуждаются: 1 – определение самого раннего временного интервала, когда на поверхности Земли впервые появились мантийные алмазы; 2 – установление петрографических типов коренных источников-транспортеров алмазов, обнаруживаемых в нижнепротерозойских россыпях, их сходства и отличия от хорошо известных фанерозойских; 3 – каков нынешний облик древнейших источников, по прошествии многих этапов диастрофизма. Даты около 3,0–3,5 млрд лет назад определяют нижний возрастной предел для зерен минерала, сохранившихся ныне на глубинах верхней мантии.

Более древние алмазы катархея тоже возникали, но в условиях переменчивых, преимущественно высоких, температур и давлений переходили в иные модификация углерода. Поступлению их на поверхность Земли даже в архее мешали преобладание пластичных дислокаций и слишком высокие температуры плавления потенциальных транспортеров – коматиитов (“криптогенный интервал истории алмаза”). Первое появление зерен минерала на поверхности Земли произошло в завершающие фазы архея, с которого начался “экстрагенный интервал” истории минерала. В бассейне Витватерсранд конгломераты раннепротерозойской “системы” отдела содержат алмазы (найдены несколько сотен кристаллов), позднеархейского отдела – нет (Метелкина и др., 1975). В поясе Мичипикотен (Michipicoten) на востоке субпровинции Вава (Wawa), юго-запад Онтарио, Канада, дайки лампрофиров с датами 2674±8 млн лет (U-Pb, титанит) содержат алмазы, включения ультрабазитового и эклогитового типов. На востоке субпровинции из лампрофиров выделены тысячи микроалмазов, сотни макроалмазов, в т.ч. до 0,95 карата. Содержания алмазов в лампрофирах положительно

70

коррелируется с количеством ксенолитов ультрабазитов. Такие алмазы известны на юге субпровинции Абитиби и субпровинции Йеллоунайф на кратоне Слейв. Вулканокластиты проявления Фестивэл (Festival, 2744±44 млн лет, U-Pb, цирконы) пояса Мичипикотен содержат обломки интрузивных брекчий с алмазами. Для этих кластитов приводят неоархейские даты: 2687±2, 2683±2, 2679,2±2,1. Все они сильно отличны от дат для вмещающих фельзических вулканитов – 2701,4±2,1 млн лет (Wyman et al., 2006, c. 131, 132). В раннем протерозое транспортерами алмаза были коматииты, лампрофиры, перед самым мезопротерозоем – кимберлиты, дайки и силлы. Диатрем не было. Первоначально алмазы на поверхность выносили лампрофиры (Гибсон, Канада), перидотиты (Кумдыколь, Таежное, Фьортьтофт), коматииты (пример района Дашень, Французская Гвиана). Коматииты нижнего протерозоя в отличие от архейских содержали не более 17–18 % магнезии и были менее тугоплавки. Они выплавлялись из химически иных мантийных источников (Коматииты …, 1988). В лампрофирах Гибсон (1832±28 млн лет) отмечено очень высокое содержание микроалмазов размерностью менее 75 мкм. На тысячу таких кристаллов октаэдрического, “тетраэдрического”, кубического габитусов приходится 2 макроалмаза размерностью более 0,5 мм. Силлы кимберлитов редки (Кимозеро) и тоже раннепротерозойские – 1764±125 млн лет (Sm/Nd), по В.В. Ушкову (2001). Настоящие диатремы кимберлитов возникли только в рифее, в связи с расцветом рифтогенеза и дальнейшим охлаждением земной коры. В ряде районов Африки (поле Претория), Северной (дайки района Вава с датами 1097±7 млн лет) и Южной Америк (Гуаньямо, филлиты Диамантины), Индостана (Маханади, Райпур, Панна, Вайра Корур), Гренландии (Хольстейнборг-Сарфартон, Суккертоппен, Пирамидфьельед-Мидтернас-Нигердликасик), Восточно-Европейской платформы (Костомукша, Каави-Куоппио), Австралии (Аргайл), Сибирской платформы (Ингашийское поле) встречены рифейские алмазоносные кимберлиты и лампроиты. Этот этап выделяется не только продуктивностью, но и качеством добываемого полезного компонента. Трубка Аргайл дает 90 % мировой добычи розовых алмазов, не имеющих равных по цветонасыщенности и игре, не известной для прочих разностей драгоценного минерала, Премьер – самые крупные камни, Ягерсфонтейн – сине-сапфировые и бело-голубые “ягерсы”, содержащие во включениях уникальную новую группу титанатов и т.д. Рассматривать раннюю историю алмаза не приходится в отрыве от карбонатитов, “родственников-антагонистов” кимберлитов, происходящих из единого мантийного расплава. История тех и других сопоставима по продолжительности. Однако, самый древний карбонатитовый комплекс Силинярви, Финляндия, датирован 2605 млн лет (Kwon et. al., 1989).

71

Карбонатитовые дайки Каминак Лэйк, Канада, имеют возраст кристаллизации 2659 млн лет, U–Pb (цирконы) (Cavell, 1992). Одновозрастных кимберлитов мы не знаем. Помимо отличий в составе, породы этих больших групп имеют тенденцию к пространственной разобщенности, обнаруживают признаки разных структурно-тектонических предпочтений. Как и в случае с кимберлитами, середина раннего протерозоя отмечена массовым появлением массивов карбонатитов с минералами Fe, P, TR, Na, Nb, Cu. Среди них Новополтавский в Приазовье, Дубравинский в Белгородской области (оба около 2 млрд лет), Селигдар (1,9–1,8 млрд лет, Pb–Pb), Усть-Чульман (1879–2292 млн лет, 1760 млн лет) на юге Якутии (Зайцев, 1992), Палабора в ЮАР с возрастом 2047+11/−8 млн лет, U-Pb (Eriksson, 1984), Маунт Уэльд на западе Австралии.

72

ОСОБЕННОСТИ ДИАГНОСТИКИ ЛОНСДЕЙЛИТА МЕТОДОМ СПЕКТРОСКОПИИ КОМБИНАЦИОННОГО РАССЕЯНИЯ СВЕТА С.И. Исаенко, Т.Г. Шумилова Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской академии наук, г. Сыктывкар, Россия s.i.isaenko@gmail.com

Идентификация лонсдейлита с помощью метода КРС на данный момент представляется весьма неоднозначной. Положение диагностической линии лонсдейлита в спектрах КР может находиться в диапазоне 1315–1326 см-1. В свою очередь смещение трижды вырожденной моды T2g алмаза (1332 см-1 при комнатной температуре) в коротковолновую область спектра может быть вызвано нагревом лазером при диагностировании фазы. К примеру, нагрев алмаза при регистрации спектров КР до 850–870 К смещает диагностическую линию алмаза 1332 см-1 в положение 1325 см-1, при этом наибольшее смещение наблюдается у нанокристаллических алмазов. Отсутствие учета температурного сдвига может привести к ошибочной интерпретации спектров КР, а именно к обнаружению лонсдейлитовой фазы в изучаемом веществе. В связи с этим необходима разработка методических приемов, позволяющих экспериментально различать КР-активные моды алмаза и лонсдейлита.

Для методической корректировки диагностики частиц лонсдейлита микронных размеров методом спектроскопии КРС были тщательным образом изучены те же самые препараты, в которых ранее с помощью комплекса методов нами были установлены лонсдейлитсодержащие и обособленные монокристаллические лонсдейлитовые частицы среди углеродной минерализации Кумдыкольского месторождения алмазов (Казахстан) [1, 2]. Регистрация КР-спектров проводилась на спектрометре LabRam HR 800 (Horiba Jobin Yvon). Условия регистрации спектров: решетка монохроматора – 1800 ш/мм, конфокальное отверстие 300 мкм, щель 100 мкм, время экспозиции 1 сек, количество циклов накопления сигнала 10, мощность Ar+ лазера (514,5 нм) 1,2–12 мВт.

При исследованиях частиц использовалась следующая динамическая схема регистрации спектров КР под воздействием лазерного нагрева. Первоначально регистрировался спектр при заданной мощности возбуждающего излучения 1,2 мВт, затем серия спектров с минимальным временным интервалом между регистрациями с

73

увеличенной в 10 раз мощностью до 12 мВт. Полученные спектры КР в динамике представлены на рисунке.

В динамическом режиме изучено более тридцати соразмерных углеродных частиц микрометровой величины. В их спектрах при увеличении мощности лазера наблюдалось либо раздвоение линии 1332 см-1 (рис., а), либо ее преобразование до асимметричного вида, выражающегося в появлении плеча (рис., б). В отдельных случаях какого-либо видимого изменения в спектре не обнаруживалось (рис., в). Экспериментальные спектры были разложены на составляющие с помощью программного обеспечения LabSpec 5.36 путем их декомпозиции на составляющие Гаусса-Лоренца. Положение компонент спектров изменяется со временем, причем для разных частиц начальные и конечные значения существенно различаются. По мере температурного нагрева в течение эксперимента положения компонент спектра после начального сдвига в коротковолновую область постепенно и с разной скоростью смещались в длинноволновую область при заметном уменьшении их полуширины [3].

Рис. Спектры КР углеродных частиц в динамике: а – алмаз с лонсдейлитом; б – лонсдейлит; в – алмаз. Пунктиром – спектр КР частиц при мощности лазерного излучения 1,2 мВт (линия 1332 см-1). Сплошными линиями отображены спектры, зарегистрированные в определенные промежутки времени (указано справа время в формате мин’ сек”) при мощности лазера 12 мВт [3]

Учитывая данные по КР-спектрам полученным в динамическом

режиме для частиц, среди которых ранее был обнаружен монокристаллический лонсдейлит, лонсдейлит с кубическим алмазом, можно констатировать о, как минимум, трех разновидностях веществ, идентифицированных нами с помощью КР-спектроскопии.

74

Анализ термостимулированных спектроскопических особенностей позволил впервые выявить сильное смещение A1g моды лонсдейлита в коротковолновую область (6–13 см-1) и получить экспериментальный спектр монокристаллического лонсдейлита, проявляющего расщепление моды A1g в виде полосы 1319 см-1 (FWHM 5,7 см-1) с плечом 1322 см-1 (4,5 см-1). Оказалось, что в отличие от алмаза лонсдейлит в динамике характеризуется частичным обратным смещением диагностической линии в длинноволновую область.

Суммируя данные по проведенным динамическим экспериментам при регистрации спектров КР частиц лонсдейлита размером первые микрометры, необходимо отметить следующее. Расщепление линии лонсдейлита, совпадающего по положению с линией алмаза при комнатной температуре (1332 см-1), происходит при увеличении мощности от 1,2 мВт до 12 мВт. Характеристики спектров заметно меняются уже в течение первых секунд нагрева образцов лазером, поэтому необходимо регистрировать спектры с минимальным временным шагом в узком диапазоне измерений, в нашем случае 1290–1360 см-1. В динамическом режиме необходимо записывать не менее 5–10 спектров подряд, состоящих из 10 циклов накопления сигнала, каждый продолжительностью 1 сек.

Таким образом, нами установлена возможность термостимулированного расщепления КР-активных мод алмаза и лонсдейлита, находящихся в тесном срастании. Различие в поведении данных мод в процессе лазерного нагрева позволяет спектрально разрешить фазу алмаза и лонсдейлита даже в том случае, если положение их идентификационных линий первоначально практически совпадает.

Работа выполнена при финансовой поддержке Фонда содействия отечественной науки (2011-2012 гг.).

1. Шумилова Т.Г., Майер Е., Исаенко С.И. Монокристаллический

лонсдейлит в регионально-метаморфизованных метасоматически измененных породах // Минералогические перспективы: Материалы Международного минералогического семинара. – Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН. – 2011. – 161 с.

2. Шумилова Т.Г., Майер Е., Исаенко С.И. Природный монокристаллический лонсдейлит // Докл. РАН. – 2011. – 441, № 2. – С. 236–239.

3. Исаенко С.И. Шумилова Т.Г. Термостимулированное расщепление КР-активных мод лонсдейлита // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – Сыктывкар. – 2011. – № 9. – С. 29–33.

75

ГЕОЛОГІЧНІ АСПЕКТИ МОРФОЛОГІЇ АЛМАЗІВ І.М. Іванів м. Рівне, Україна

При візуальному вивченні алмазів Лісової Гвінеї нами виділено в окремий тип кристали з ознаками пластичної деформації [7], що дозволило виявити [6, 11] зв’язок морфології цього мінералу з просторовою і хронологічною послідовністю проявів кімберлітового магматизму в басейні середньої течії р. Бауле, Лісова Гвінея та Амакінського виступу в Мало – Ботуобинському районі, Західна Якутія (табл.)

У першому випадку, на півдні, в кімберлітових жилах біля с. Фенарія, різко домінують (99 %) неправильні ромбододекаедри з “дрібно скалковою” до шагреневої скульптурою поверхні й характерними рубцями пластичної деформації, які часто перетинаються під кутами близькими до 60 °.

В центральній, Бананкорській, групі трубок (№№ 1–4, 6) при перевазі ромбододекаедрів (45–85 %), кристали з ознаками ламінарної будови (грані октаедра рівні й гладкі, поверхні “ромбододекаедра” несуть “снопоподібну” штриховку, нерідко штриховка відсутня) складають 36–60 %, з ознаками поліцентричної будови (грані октаедра усіяні прямоорієнтованими дітригональними, рідко тригональними виступами, на “гранях ромбододекаедра” “скалкова” штриховка) – 30–56 %, з ознаками пластичної деформації – 4–9 %.

На півночі, в кімберлітовому тілі № 14 (с. Феруба), за габітусом переважають октаедри (50,1 %), за морфологією – кристали з ознаками поліцентричної будови (87,4 %), алмазів з ознаками пластичної деформації не зафіксовано.

В межах Амакінського виступу спостерігається зміна морфології алмазів у різних фазах кімберлітового магматизму [1].

Серед алмазів із кімберлітів ранніх генерацій трубки Амакінська (Амакінське – Південне, жила між південним і північним тілами, блоки кімберлітів ранньої генерації в породах північного тіла) домінують ромбододекаедри (84,4 %) з ознаками пластичної деформації (54,5 %) і ламінарної будови (37,7 %). Близькі до них алмази із жили А-21.

Серед алмазів із кімберлітів пізніх генерацій, при незначній перевазі ромбододекаедрів (41,2 %), кристали з ознаками поліцентричної будови складають 48,9 %, з ознаками ламінарної будови – 32,0 %, з ознаками пластичної деформації – 14,3 %.

В дотрубочній жилі № 3 біля трубки Інтернаціональна за габітусом переважають октаедри (45,8 %), за морфологією – частки кристалів з ознаками поліцентричної і ламінарної будов близькі

76

(43,9 % та 43,6 %), кристали з ознаками пластичної деформації складають 10,0 %.

В кімберлітах ранньої генерації трубки Інтернаціональна [12] переважають октаедри (47,6 %), серед морфологічних типів домінують кристали з ознаками поліцентричної будови (71,4 %), кристалів з ознаками пластичної деформації не зафіксовано.

Серед кімберлітів пізньої генерації домінують октаедри (62,6 %), серед морфологічних типів – кристали з ознаками поліцентричної будови (59,1 %), вихід кристалів з ознаками ламінарної будови – 39,1 %, кристалів з ознаками пластичної деформації не виявлено.

Отже, якщо вважати початковою фазою кімберлітового магматизму в межах Амакінського виступу породи жили А-21, ранніх генерацій трубки Амакінська, а завершальною – пізніх генерацій трубки Інтернаціональна, приходимо до висновку про поступову зміну у кімберлітах в часі ромбододекаедричних кристалів алмазу з ознаками пластичної деформації через кристали з ознаками ламінарної будови до октаедрів з ознаками поліцентричної будови.

Зауважимо, що за О.Д. Харьківим [10] відбувається поступове зниження концентрацій пікроільменту з 3 % в кімберлітовій жилі А-21 до майже повної відсутності (0,004 %) в трубці Інтернаціональна, і підвищення в цьому напрямку концентрацій ксенолітів ультраосновних порід, хромшпінелідів і піропу, особливо його багатих хромом і бідних кальцієм різновидів.

За даними М.В. Соболєва [5], абсолютний вік кімберлітів трубки Амакінська – 450 млн років, а трубки Інтернаціональна – 360 млн років, а за В.І. Вагановим [3] – кімберлітова жила А-21 знаходиться в зоні температурного мінімуму, трубка Амакінська – на межі цієї зони, а трубка Інтернаціональна – в зоні температурного максимуму.

Викладене дозволяє допустити вертикальну зональність алмазоносних шарів мантії в межах Мало-Ботуобинського району [6].

Вертикальну, окрім латеральної, зональність мантії ми допускаємо і для Лісової Гвінеї, інакше як пояснити винятково цікаві алмази трубки № 9 (табл.), розташованої між Фенарійським і Бананкорським кімберлітовими полями?

Серед алмазів Лісової Гвінеї доволі часто зустрічаються кородовані кристали. Найбільша їх кількість зафіксована в кімберлітовому тілі № 14 та делювіальному розсипі “Феруба”, які розташовані нижче по рельєфу від потужного тіла габро-долеритів, що трактується як докімберлітовий сил [9] або кільцева інтрузія [4].

77

Розподіл морфологічних типів алмазів в кімберлітах басейну р. Бауле (Лісова Гвінея) і Амакінського виступу (Мало-Ботуобинський р-н, Якутія)

1 2 3 4 5 6 7 8

Фенарія, жили 270 0,4 0,7 98,9 4,8 0,4 94,8Тр. №9 7 100,0 - - 71,4 28,6 - "Бананкоро" 675 21,2 15,6 62,8 35,6 57,2 7,2Тр. №14, Феруба 405 50,1 24,0 24,4 87,4 12,6 -

Жила А-21 16 6,2 6,2 87,6 18,3 19,2 62,5Тр. Амакінська І фаза 77 9,1 6,5 84,4 7,8 37,7 54,5Тр. Амакінська ІІ фаза 335 29,6 29,2 41,2 48,9 32,0 14,3Тр. Інтер, жила №3 239 45,8 20,6 33,6 43,9 43,6 10,0Тр. Інтер І фаза 171 47,6 27,4 25,0 71,4 26,8 -Тр. Інтер ІІ фаза 771 62,6 26,9 10,5 59,1 39,1 -

поліцентрична

За габітусом, %перехідні

формиромбо

додекаедри

За ознаками будови, %пласт.

деформ.ламінар

на

Амакінський виступ, Мало - Ботуобинський район (дані В.Р. Захарової)

Басейн середньої течії р. Бауле, Лісова Гвінея

Кіберлітові тілаВивчено алмазів,

шт октаедри

Аналогічні кристали (6 %) виявлені в розсипі “Новинка”,

єдиним джерелом якого є трубка Інтернаціональна [2]. Нескладні розрахунки свідчать, що корозія алмазів тут обумовлена температурним впливом налягаючого на кімберліт силу габро-долеритів, залишок якого знаходиться в 300 м північніше трубки і на 10–15 м вище її поверхні на доюрському рельєфі.

Екстраполяція цих обставин на тіло № 14 змушує повернутися до аналізу вікового співвідношення проявів кімберлітового і трапового магматизму Лісової Гвінеї.

Не втратили актуальності пошуки корінних джерел алмазів “уральського” типу [8] в сучасному алювії рік М. і Б. Мурбаїв [6].

1. Бартошинский З.В., Захарова В.Р., Иванив И.Н. Алмазы из

месторождений Мало-Ботуобинского района Якутии. Геология и прогнозирование месторождений алмазов: Тезисы докладов ІІІ Всесоюзного межведомственного совещания в г. Мирном, июнь 1974 г., Москва, 1974.

2. Бартошинский З.В., Захарова В.Р., Иванив И.Н. Протравленные алмазы в мезозойских отложениях // Геология и геофизика. – 1978. –№ 10. – С. 154–162.

3. Ваганов В.И. Температурная зональность кимберлитовых полей. Геология и методы прогнозирования алмазных месторождений. // Труды ЦНИГРИ. 1986. – Вып. 156. – С. 106–111.

4. Владимиров Б.М., Твердохлебов В.А., Колесникова Т.М. Геология и петрография изверженных пород юго-западной части Гвинейско-Либерийского щита. – М.: Недра, 1971. – 272 с.

5. Дэвис Г.Л., Соболев Н.В., Харькив А.Д. Новые данные о возрасте кимберлитов Якутии, полученные уран-свинцовым методом по цирконам // Докл. АН СССР. – 1980. – 254, № 1. – С. 175–179.

6. Иванив И.Н. Пространственно-временные особенности

78

распределения алмазов в кимберлитах по габитусам и морфологии. Геология алмаза – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности России). Воронеж: Воронежский государственный университет. – 2005. – С. 1051–1054.

7. Иванив И.Н., Бартошинский З.В. Некоторые особенности алмазов Лесной Гвинеи // Минерал. сборник Львовского университета. – 1975. – № 29, вып. 3. – С. 21–31.

8. Кухаренко А.А. Алмазы Урала. – М.: Госгеолтехиздат, 1955. – 515 с. 9. Михайлов Б.М. Геология и полезные ископаемые Либерийского щита.

– М.: Недра, 1969. – 179 с. 10. Харькив А.Д. Минералогические основы поисков алмазных

месторождений. – М.: Недра, 1978. – 136 с. 11. Харькив А.Д., Иванив И.Н. О прикладном значении морфологической

классификации алмазов // Тезисы докладов на Юбилейной сессии ученого совета ЦНИГРИ, посвященной 60-летию Октября. – М.: 1977. – 159 с.

12. Щукин В.Н., Харькив А.Д., Иванив И.Н., Чумирин К.Г., Потапов Е.Е. Некоторые особенности состава одной из кимберлитовых трубок Мало-Ботуобинского района // Новости геологии Якутии. – 1974. – № 2.

79

ПЕРСПЕКТИВЫ АЛМАЗОНОСНОСТИ КИРОВОГРАДСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА А.А. Калашник 1, Е.Ю. Палкина2 1Геологоразведочная экспедиция № 37, Казенного предприятия “Кировгеология” г. Кировоград, Украина, kalashnik_anna1@mail.ru 2КО УкрГГРИ, г. Симферополь, Украина, e_leyka@mail.ru

Для разработки оптимальных решений методологического плана при проведении алмазопоисковых работ необходима четкая концепция коренной алмазоносности не вообще для УЩ, как потенциально алмазоперспективной субпровинции юго-запада Восточно-Европейской платформы, а для каждого конкретного региона с его спецификой геологического строения и развития. Наиболее эффективными являются те критерии и признаки, которые учитывают особенности локализации поисковых объектов в том регионе, где выполняются поисковые работы.

В результате последовательно проведенных геолого-прогнозных работ масштаба 1:200000 и поисковых работ нами наработан набор прогнозно-поисковых критериев и признаков, использованный при выделении локальных алмазоперспективных объектов в Кировоградском мегаблоке УЩ [2–4]. В ряде публикаций нами рассмотрена структурная приуроченность различных типов установленных в районе проявлений ультраосновного щелочного магматизма в каждой из трех эпох тектоно-магматической активизации центральной части УЩ, характеризующихся проявленностью кимберлит-лампроитового магматизма, описаны использованный комплекс геофизических исследований для выявления алмазоносных объектов и методы изучения вещественного состава пород и индикаторных минералов кимберлитов (ИМК) [2–5].

Значимой находкой, в сочетании с найденными обломками кимберлитов и ИМК алмазного парагенезиса, служат характеристики выявленных в эксплозивных структурах Кировоградского блока алмазов ближнего сноса, типоморфные признаки которых указывают на их кимберлитовую природу, частично ультраосновного, частично эклогитового парагенезиса, спектры люминесценции которых позволили установить, что они не имеют признаков, характерных для алмазов из украинских россыпей [4].

К настоящему времени на площади Кировоградского мегаблока выявлено 27 эксплозивных структур, бурение скважин в отдельных из которых показало, что они сложены породами кратерных, в отдельных

80

случаях и проявлениями жерловых фаций кимберлитового магматизма. Установлены формации потенциально алмазоносных пород и есть находки коренных алмазов. Выявленные в эксплозивных структурах ИМК по химическому составу проявляют сходство с ИМК из алмазоносных кимберлитов Якутии (таблица).

Химический состав хромшпинелей из кимберлитов и эруптивных брекчий Кировоградского мегаблока и из кимберлитов Якутии [1]

Компонент

Кировоградский мегаблок Якутия

Щорсовский участок, кимберлит

Лелековский участок, кимберлит

Грузской участок, кимберлит

Зеленогайская структура, кимберлит

Ровенский участок, эруптивные брекчии

Трубка Айхал, гарцбур-гит- дуниты

Трубка Удачная, лерцоли-ты

Cr-компонент 35,3–41,1 17,4–39,3 35,3–84,0 76,4–83,9 65,0–78,1 83,4 41,0 Al-компонент 52,9–63,2 81,2–61,8 14,1–45,6 11,9–20,2 7,2–13,3 12,4 42,1 Ульво-шпинель 0,1–0,6 0,2–0,5 0,5–5,2 0,1–0,6 1,3–1,8 0,4 2,8 F , % 29,2–41,9 28,0–23,5 58,9–64,3 40,9–51,9 46,8–73,0 45,1 41,0 Ко 43,8–75,7 9,4–20,7 3,4–50,5 27,3–28,6 38,2–45,0 11,3 0

Поисковые работы на алмазы проведены лишь на нескольких

эксплозивных структурах, большая часть выделенных эксплозивных структур не заверена бурением. Выявленные структуры требуют детального изучения. Необходимо бурение скважин в пределах всех эксплозивных структур (по меньшей мере, 1–2 скважины на структуру) с целью изучения их связи с проявлением кимберлит-лампроитового магматизма и оценки их потенциальной алмазоносности.

Главной задачей данного периода является выявление промышленно алмазоносных кимберлитов. По Лесной-Восточной и Грузской-Южной структурам путем комплектования рядовых проб из керна продуктивных интервалов – потенциальных коллекторов алмаза, групп скважин отобраны лабораторные технологические пробы. Из керна продуктивных интервалов одиночных скважин, пробуренных на Грузской-Северной, Грузской-Центральной и Субботской алмазоперспективных эксплозивных структурах отобраны минералого-технологические пробы. Укомплектованные пробы необходимо исследовать с целью изучения вещественного состава и алмазоносности в КО УкрГГРИ (г. Симферополь).

По результатам проведенных исследований методом ЗМПП и детальной гравитационной съемки оконтурен эпицентр жерла восточного кратера Зеленогайской структуры в центре которого заложена скважина № 3999. Данная скважина пробурена до глубины 220 м и остановлена в 10–15 м от входа в толщу автолитовой брекчии кимберлита в связи с временным прекращением финансирования

81

геологоразведочных работ. Цель бурения скважины – отбор лабораторной технологической пробы для изучения вещественного состава автолитовых брекчий кимберлита и определения их алмазоносности. По результатам исследования двух минералого-технологических проб Т-02-1 весом 359 кг и Т-02-2 весом 22 кг, отобранных из ксенотуфобрекчий, вскрытых ранее пробуренными на структуре скважинами 4099 и 4089 в Крымском отделении УкрГГРИ выявлены ИМК, соответствующие по химическому составу их верхнемантийным аналогам: высокохромистые (Сr2O3 = 45,4–65,89 %), магнезиальные (MgО = 7,3–11,16 %) хромшпинелиды, и магнезиальные (МgO = 9,00–10,00 %) хромсодержащие (Cr2O3 = 1,03–1,06 %) пикроильмениты. Микроскопическое исследование глинистой составляющей ксенотуфобрекчий дало возможность установить реликтовый структурный рисунок автолитовых брекчий кимберлита. Глинистая фаза псевдоморфоз по автолитовым брекчиям кимберлита представлена агрегатной смесью минералов, среди которых существенно преобладает ассоциация смектитовой группы (монмориллонит, нонтронит, сапонит) и, кроме того, установлено наличие серпентина (7,1; 4,0; 2,85; 2,73; 2,57; 2,53; 2,45; 1,953; 1,685 Å) (данные Бекеши С.Н., Федоришина Ю.И, ЛНУ). Бурение скважины № 3999 и изучение вещественного состава и алмазоносности автолитовых брекчий кимберлита данной структуры, а также всех укомплектованных нами ранее технологических проб с различных эксплозивных структур Кировоградского мегаблока может стать важным основанием для продолжения поисков алмазов в Украине.

Проведенные в северо-восточной части Кировоградского мегаблока исследования и выявленное проявление кимберлитового магматизма, находки коренных алмазов и высокобарических ИМК, сходных по составу с алмазоносными кимберлитами Якутии, свидетельствуют о перспективности региона на выявление алмазоносных пород кимберлитового состава и необходимости продолжения исследований.

1. Афанасьев В.П., Зинчук Н.Н., Похиленко Н.П. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. – Новосибирск, 2001. – 275 с.

2. Калашник А.А., Маківчук О.Ф., Палкіна О.Ю., Хренов О.Я. Перспективи Кіровоградського блока УЩ на виявлення алмазоносних кімберлітів та лампроїтів // Мінеральні ресурси України. – 2010. – № 1. – С. 18–23.

3. Калашник А.А., Палкина Е.Ю., Макивчук О.Ф., Кирьянов Н.Н. Характеристика алмазоперспективных эксплозивных структур Кировоградского блока УЩ // Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных

82

ископаемых // Тез. докл. Межд. научно-практической конференции. – Симферополь–Судак: УкрДГРІ, 2010. – С. 63–66.

4. Калашник А.А., Палкина Е.Ю., Макивчук О.Ф., Кирьянов Н.Н., Хренов А.Я. Результаты поисковых работ по выявлению алмазоносных объектов в северо-восточной части Кировоградского блока УЩ // Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2010. – № 3–4. – С. 44–60.

5. Палкина Е.Ю., Калашник А.А., Макивчук О.Ф. Интерпретация результатов анализов вероятных индикаторных минералов кимберлитов территории Кировоградского блока // Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых // Тез. докл. Межд. научно-практической конференции. – Симферополь–Судак: УкрДГРІ, 2010. – С. 72–74.

83

Р-Т УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ГЛУБИННЫХ КСЕНОЛИТОВ ИЗ ТРУБОК ОБНАЖЕННАЯ И УДАЧНАЯ Т.В. Калашникова1, С.И. Костровицкий1, Л.В. Соловьева2 1Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН г. Иркутск, Россия Kalashnikova@igc.irk.ru 2Институт Земной коры СО РАН, г. Иркутск, Россия Solv777@crust.irk.ru

Определение Р-Т условий кристаллизации глубинных ксенолитов и мегакристов является основой для построения разрезов литосферной мантии под кимберлитовыми трубками. Значимость таких построений определяется как необходимостью оценки потенциальной алмазоносности тех или иных регионов, так и задачами изучения мантийной литосферы кратонов.

Трубка Обнаженная расположена в Куойском поле на северо-востоке Сибирской платформы (Оленекское поднятие). Возраст внедрения кимберлитов данного поля оценивается различными методами в интервале 148–170 млн лет [5] (раннеюрский кимберлитовый цикл). Хотя трубка неалмазоносна, она представляет несомненный интерес обилием мантийных ксенолитов и своеобразием их состава. Сопоставление таких пород с ксенолитами из алмазсодержащих трубок (в частности, наиболее изученной трубки Удачная) позволяет сравнить строение мантийной литосферы Сибирского кратона в разных геоблоках. Алмазоносная трубка Удачная располагается в Далдынском поле (центральная часть Якутской кимберлитовой провинции). Возраст внедрения трубки по перовскиту оценивается примерно в 365 млн лет [5] (среднепалеозойский кимберлитовый цикл).

При сравнении составов ксенолитов обеих трубок в трубке Обнаженная отмечено более высокое содержание безгранатовых перидотитов шпинелевой фации (20 % и 11 %, соответственно), эклогитов (15 % и 3 %), гранатовых пироксенитов (20 % и 1,2 %). В этой трубке также не обнаружены деформированные перидотиты, которые составляют значительную часть ксенолитов в Удачной (приблизительно 50 %) [7].

Нами изучена коллекция мантийных ксенолитов из трубки Обнаженная, представленная 35 образцами, в том числе 7 – шпинелевые гарцбургиты-лерцолиты; 8 – зернистые гранат-шпинелевые лерцолиты; 5 – гранатовые лерцолиты; 5 – оливиновые вебстериты, 8 – гранатовые пироксениты; 2 – Ilm-Phl-содержащие метасоматиты по пироксенитам.

84

Для расчета P-T условий формирования ксенолитов трубки Удачная использованы литературные данные [1, 2, 6]. Были выбраны анализы по 46 образцам: 20 – деформированные лерцолиты; 9 – зернистые гранатовые лерцолиты; 5 – зернистые шпинель-гранатовые лерцолиты; 9 – гранатовые пироксениты; 4 – Ilm-Grt содержащие гипербазиты.

Определение Р-Т параметров проведено с использованием геотермобарометров Brey and Köhler (1990) (BKN – Т по Ca-Mg в Cpx-Opx; Р по Al в Opx) и Nimis and Taylor (2000) (NT – Т по содержанию энстатитового минала в клинопироксене; Р по содержанию Cr в Cpx, сосуществующем с гранатом) .

Результаты представлены на рисунке. На графики нанесены также геотермы соответствующих районов в период кимберлитообразующих циклов (вычисленные по химическим составам пиропов из кимберлитов) [3]. Различия графиков Р-Т параметров кристаллизации мантийных ксенолитов из трубок Обнаженная и Удачная заключаются в следующем.

Рис. Оценки Р-Т условий по ксенолитам из трубок Обнаженная (а) и Удачная (б). Залитые значки – вычислено с применением геотермобарометра NT, пустые значки – BKN. Темные штрих-линии: (а) – геотерма для Оленекского поднятия (ранняя юра); (б) – геотерма для среднепалеозойского цикла [3]

1. Все образцы из трубки Обнаженная попадают в область стабильности графита. Для трубки Удачная в область стабильности алмаза попадают образцы гранатовых пироксенитов, Ilm-Grt – содержащих гипербазитов, а также деформированных лерцолитов.

2. Для трубки Обнаженная наиболее высокие Р-Т параметры формирования характерны для гранатовых пироксенитов (560–810 °С; 15–21 кбар) и двух ильменит-содержащих метасоматитов (1200–

85

1100 °С; 38 кбар). Ilm-Phl – содержащие ксенолиты обеих трубок имеют близкие параметры образования, что можно объяснить мантийным метасоматизмом. Полученные данные подтверждают выводы Н. Похиленко [3] о том, что мантийная литосфера подверглась мощной эрозии в период пермь-триасовой активизации и сократилась до 130–140 км. Разный петрографический состав литосферы в этих регионах Сибирского кратона свидетельствует об интенсивной химической модификации литосферы Оленекского поднятия по сравнению с центральной частью Сибирского кратона.

3. Большинство образцов по данным термобарометра Brey and Köhler (1990) попадают в пределы 720–840 °С и 17–30 кбар. При этом они образуют единый тренд. Термобарометр Nimis&Taylor (2000) дает более широкий разброс значений. Возможно, Са-Mg равновесие в пироксенах устанавливалось в более узких температурных пределах, чем равновесие Ca или Cr в пироксенах, кристаллизующихся одновременно с гранатом.

1. Alifirova T.A., Pokhilenko L.N., Ovchinnikov Y.I. et al. Petrologic origin

of exsolution textures in mantle minerals: evidence in pyroxenitic xenoliths from Yakutia kimberlites // International Geology Review. – 2011, DOI:10.1080/00206814.2011.623011.

2. Boyd F.R., Pokhilenko N.P., Pearson D.G. et al. Composition of the Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya peridotite xenoliths // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 1997. – 128. – Р. 228–246.

3. Pokhilenko N.P., Sobolev N.V., Kuligin S.S., Shimizu N. Peculiarities of distribution of pyroxenite paragenesis garnets in Yakutian kimberlites and some aspects of the evolution of the Siberian craton lithospheric mantle, in: Gurney J.J., Gurney J.L., Pascoe M.D., Richardson S.H. (Eds.) // Proc. 7th Internatl. Kimberlite Conf. RedRoof Design, Cape Town. – 1999. – Р. 689–698.

4. Taylor L.A., Snyder G.A., Keller R. et al. Petrogenesis of group A eclogites and websterites: Evidence from the Obnazhennaya kimberlite, Yakutia // Contrib. Mineral. Petrol. – 2003. – 145. – Р. 424–443.

5. Кинни П.Д., Гриффин Б.Дж., Хеамен Л.М. и др. Определение U-Pb возрастов перовскитов из якутских кимберлитов ионно-ионным масс-спектрометрическим (SHRIMP) методом // Геология и геофизика. – 1997. – 38. – № 1. – С. 91–99.

6. Соловьева Л.В., Владимиров Б.М., Днепровская Л.В. и др. В кн.: Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: Вещество верхней мантии под древними платформами. – Новосибирск: ВО Наука, 1994. – 256 с.

7. Уханов А.В, Рябчиков И.Д., Харькив А.Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. – М.: Наука, 1988. – 286 с.

86

НЕКИМБЕРЛИТОВЫЕ ИСТОЧНИКИ АЛМАЗОВ: СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ Ф.В. Каминский KM Diamond Exploration Ltd, Vancouver, Canada felixvkaminsky@aol.com

За последние десятилетия явление алмазоносности некимберлитовых изверженных пород получило многочисленные подтверждения практически на всех континентах. В ряде случаев известны промышленные и полупромышленные месторождения алмазов в породах, отличных от кимберлитов. В настоящее время выделяются следующие генетические типы алмазоносных изверженных пород. Среди вулканических пород – кимберлиты, лампроиты, различные лампрофиры, пикриты и меймечиты, щелочные базальтоиды (рис. 1). Среди плутонических пород – перидотиты и пироксениты (рис. 2).

Рис. 1. Распространение алмазоносных некимберлитовых вулканических пород

Помимо известных ранее алмазоносных вулканитов, особый интерес представляют обнаруженные за последнее десятилетие в Канаде алмазоносные ультраосновные лампрофиры в районах Паркер Лейк, Торнгат Лейк и Вава. Лампрофиры Торнгат Лейк и сопредельных районов имеют субэкономическое значение. В районе Вава лампрофиры имеют архейский возраст и являются, по-видимому, наиболее древними из всех известных алмазоносных пород на Земле.

Новый тип алмазоносных пород представляют шошонит-абсарокит-пикриты трубки Карашохо в Узбекистане. Они образуют

87

субэкономическое месторождение. Известны также другие проявления аналогичного состава в Узбекистане и Таджикистане. Эти породы находятся в весьма необычных для алмаза тектонических условиях, в пределах герцинской складчатой системы.

Рис. 2. Распространение алмазоносных некимберлитовых плутонических пород

Интересен генезис алмазоносных хромититов из перидотитов Тибета. Помимо алмаза, в них найдены высокобарические нитриды и оксиды, муассанит, карбид бора, фаза TiO2-II, самородное железо и другие минералы. Эта ассоциация могла образоваться в сублитосферных условиях.

Во всех некимберлитовых породах (возможно, кроме лампрофиров района Паркер Лейк в Канаде) алмазы кристаллизовались в условиях высоких температур и давлений, в области их термодинамической устойчивости. Часто они сопровождаются теми же минералами-спутниками, что и в кимберлитах.

88

АЛМАЗЫ ИЗ САМОТКАНСКОЙ ТИТАНО-ЦИРКОНИЕВОЙ РОССЫПИ (СРЕДНЕПРИДНЕПРОВСКИЙ МЕГАБЛОК УКРАИНСКОГО ЩИТА) В.Н. Квасница Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины, пр-т Акад. Палладина, 34, г. Киев, Украина vmkvas@hotmail.com

На Украинском щите установлено несколько титано-

циркониевых россыпей неогенового возраста, которые содержат микроалмазы разного происхождения. Некоторые из них можно отнести к месторождениям алмаза. К таким принадлежит, в частности, Самотканская россыпь.

Геология. Россыпь расположена на Среднеприднепровском мегаблоке Украинского щита. Этот мегаблок мощностью ~200 км является типичной гранит-зеленокаменной областью архейского возраста. В его пределах среди плагиогранитов и гранодиоритов сохранились остатки некогда бывшей здесь океанической коры. Она выражена измененными ультраосновными породами и базальтами, превращенными в амфиболиты и темные зеленоватые сланцы.

Самотканская россыпь представляет собой погребенную прибрежно-морскую залежь. Неогеновые пески россыпи обогащены тяжелыми минералами, в том числе микроалмазами разной природы. Кроме кристаллов эндогенного алмаза россыпь содержит апографитовый импактный алмаз (до 3 % от всего количества алмазов). Источники питания россыпи эндогенным и импактным алмазом неизвестны. Природа эндогенного алмаза не выяснена: существует множество гипотез, главные среди них – мантийная и метаморфическая. Типичные минералы-спутники алмаза из кимберлитов и лампроитов в россыпи не установлены. Кристаллы эндогенного алмаза Самотканской россыпи обладают целым рядом специфических свойств.

Размер и форма микроалмазов. Большинство кристаллов не превышают 0,13–0,22 мм в диаметре. Многие из них имеют кубический габитус, обычны октаэдрические кристаллы, так называемые переходные формы типа {111}-{110} и {100}-{110}-{111}, редки додекаэдрические кристаллы (рис. 1). Встречены также кристаллы в оболочке. Среди самотканских алмазов много поврежденных кристаллов, обломков и осколков.

89

Рис. 1. Типичные габитусные типы самотканских алмазов. Верхний ряд, слева направо – кубо-октаэдр, переходная форма {111}–{110}, додекаэдроид; нижний ряд, в том же направлении – кубо-октаэдр, куб, кубоид

Окраска микроалмазов. Значительная часть кристаллов окрашена в разные цвета: фиолетовый, желтый, зеленый, коричневый. Природа окраски некоторых фиолетовых кристаллов необычна, в их спектрах проявлена полоса поглощения 17 850 см-1 [6]. Желтую и зеленую окраску кристаллов определяют известные азотные центры: N, N3v, H3 и GR-1 соответственно.

Химический состав микроалмазов. Своеобразен также изотопный состав углерода самотканских алмазов. Как известно изотопный состав углерода эндогенного алмаза варьирует от –35 ‰ до 3,3 ‰ δ13С, а для большинства изученных кристаллов он находится в пределах от –10 ‰ до –3 ‰ δ13С. Последние значения рассматриваются как признак углерода мантийного происхождения. Для нередко встречаемых более изотопно легких алмазов предполагается коровый источник углерода.

Изучение изотопного состава углерода для индивидуальных самотканских алмазов выявило широкие пределы изменения значения изотопного коэффициента [1, 2]. Они указывают на присутствие в россыпи не только изотопно легких по углероду алмазов, но и изотопно тяжелых (рис. 2). Для последних δ13C колеблется от – 5 ‰ до – 0,6 ‰.

Рис. 2. Вариации изотопного состава углерода и содержания азота в индивидуальных самотканских алмазах. Заливкой показана область, включающая около 90 % данных, составляющих общемировую статистику для алмазов [4]

Имеющиеся изотопные данные позволяют высказать предположение о том, что алмазы в Самотканской россыпи являются

90

гетерогенными по источнику углерода, и какая-то часть из них может иметь субдукционное происхождение.

Примесный состав микроалмазов. Изученные самотканские микроалмазы (120 кристаллов) содержат мало примесей азота или принадлежат к типу IIa по физической классификации [7]. Лишь их четвертая часть представлена типами ІаА или 1аАВ, а также типами Ів-ІаА и Ів. Часть алмазов содержит азот в интерстициях, который вызывает появление в спектрах фотолюминесценции ряда линий: 575 нм, 409 нм и 389 нм [3].

Минеральные и флюидные включения микроалмазов. ИК-спектры многих кристаллов содержат линии карбонатных, силикатных, гидроксильных, карбонильных, углерод-водородных, углерод-азотных, азот-водородных и других групп. Можно предположить, что такие кристаллы содержат нановключения воды, карбонатов и силикатов. Трансмиссионно-электронно-микроскопические исследования подтверждают наличие таких включений в самотканских алмазах [5]. Установленные включения можно подразделить на минеральные (оливин, энстатит, клиноэнстатит) и на так называемые флюидные, состоящие из нанофаз карбонатов, слюды, рутила, ильменита, апатита, сильвина и воды. Первые включения определяют перидотитовую среду кристаллизации алмазов, вторые – состав флюида, в котором они росли.

1. Квасница В.Н., Смолева И.В., Силаев В.И. Об изотопном составе

углерода, форме и окраске микроалмазов из Самотканской неогеновой россыпи (Украинский щит). Материалы международного минерал. семинара. – Сыктывкар, 2012. – С. 254–256.

2. Квасница В.Н., Таран М.Н., Вирт Р. и др. Новые данные об украинских алмазах // Минерал. журн. (Украина). – 2005. – 27. – С. 47–58.

3. Таращан А.Н., Лупашко Т.Н. Новые данные о спектрах фотолюминесценции природных алмазов // Минерал. журн. (Украина). – 1999. – 21. – С. 39–44.

4. Cartigny P., De Corte K., Shatsky Y.S. et al. The origin and formation of metamorphic microdiamonds from the Kokchetav massif, Kazakhstan: a nitrogen and carbon isotopic study // Chemical Geology. – 2001. – 176. – Р. 265–281.

5. Kvasnytsya V.M., Wirth R. Nanoinclusions in microdiamonds from Neogenic sands of the Ukraine (Samotcan placer): A TEM study // Lithos. –2009. – 113. – Р. 454–464.

6. Taran M.M., Kvasnytsya V.M., Langer K. On unusual deep-violet microcrystals of diamond from placers of Ukraine // European Journal of Mineralogy. – 2004. – 16. – Р. 241–245.

7. Taran M.M., Kvasnytsya V.M., Langer K., Ilchenko K.O. Infrared spectrosсopy study of nitrogen centers in microdiamonds from Ukrainian Neogenic placers // European Journal of Mineralogy. – 2006. – 18. – Р. 71–81.

91

АЛМАЗЫ ИЗ РОССЫПЕЙ СЕВЕРО-ВОСТОКА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ КАК СВИДЕТЕЛИ СУБДУКЦИОННЫХ ПРОЦЕССОВ О.Е. Ковальчук, И.Н. Богуш, З.В. Специус, А.Н. Липашова Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие АК “АЛРОСА”, г. Мирный, Россия KovalchukOE@alrosa.ru

Северо-восток Сибирской платформы отличается широким проявлением разновозрастного кимберлитового магматизма, но только в 10 % из открытых кимберлитовых тел обнаружены алмазы в низких концентрациях. В них не выявлены кристаллы с изотопно-лёгким составом углерода V, VII и I разновидностей по классификации Ю.Л. Орлова [3]. В НИГП “АЛРОСА” и подрядным способом в ГЕОХИ РАН и ИГМ СО РАН были изучены комплексом методов алмазы, а также включения в них из разновозрастных кимберлитовых тел (около 1000 шт.) и россыпей (около 18000 шт.) этой территории. Анализ морфологических и ИК-спектроскопических характеристик [1] россыпных алмазов позволил выделить и охарактеризовать большую группу кристаллов V, VII и высокоазотистых с небольшой агрегацией додекаэдроидов I разновидностей, не известных в кимберлитах этой территории, однако в большом количестве (содержание до 80 % и более) встречающихся в россыпях.

Кристаллы V разновидности имеют обильную внутреннюю трещиноватость и насыщены включениями чёрного цвета, а додекаэдроиды I и сростки VII разновидностей в своём большинстве прозрачны и полупрозрачны, без, или с небольшим количеством таких включений. Исследования плоскопараллельных пластин, изготовленных из россыпных алмазов V разновидности, позволили установить, что значительная часть черных включений являются флюидными, при выводе их на поверхность образуются полости, на стенках которых фиксируется графитоподобный аморфный углерод. Отмечается неравномерное распределение включений в объёме кристаллов V разновидности, при этом прозрачные и полупрозрачные, практически бесцветные области идентичны по ИК-характеристикам кристаллам I и VII разновидностей. Детальный анализ внешнего вида выделенных кристаллов показал, что очень часто на образцах I разновидности встречаются “реликты” оболочки V разновидности или, наоборот, индивиды V разновидности имеют “удалённые” участки своей оболочки, где просматривается внутренняя прозрачная область. Перечисленные факты указывают на генетическую близость

92

выделенных кристаллов I, V и VII разновидностей, причём содержание I разновидности резко повышается с уменьшением крупности камней. Все идентифицированные микровключения относятся к эклогитовому парагенезису, большой процент составляют включения калиевого полевого шпата и коэсита. По данным ИК-спектроскопии во флюидных включениях присутствуют углеводородные соединения и вода. Общее содержание азота в алмазах варьирует в пределах 700–2500 at.ppm при 5–50 % содержании в В-форме (рис., а). Во всех изученных кристаллах определено наличие В2-дефекта малых размеров (рис., б), коэффициент поглощения которых не коррелирует с В1, что можно объяснить незаконченностью формирования В2-центров. В спектрах большинства образцов коэффициент поглощения полосы на 3107 см-1 не превышает 2 см-1, что указывает на малые содержания примеси водорода. Алмазы V, VII разновидностей имеют резко облегчённый изотопный состав углерода (δ13C от – 19 до – 25‰). Содержание индивидов I разновидности класса –2+1 мм с лёгким изотопным составом углерода в россыпях пропорционально количеству додекаэдров, идентичных по ИК-характеристикам V, VII разновидностям.

Резко облегчённый изотопный состав углерода, высокие для природных алмазов содержания структурного азота, низкие концентрации водорода и малые размеры В2-центров указывают на общую генетическую специфику додекаэдроидов I, кристаллов V и VII разновидностей из россыпей северо-востока Сибирской платформы. Эти данные, а также насыщенность алмазов флюидными включениями с углеводородными соединениями, микровключениями эклогитового парагенезиса, калиевым полевым шпатом и коэситом в совокупности позволяют рассматривать в качестве среды кристаллизации для выделенных алмазов субдуцированные породы земной коры. Предположение о субдукционном генезисе алмазов V разновидности, а также II разновидности из северных россыпей с облегчённым изотопным составом углерода и с микровключениями воды, карбонатов серии кальцит-доломит-анкерит и силикатов высказывалось ранее новосибирскими исследователями [2]. Признаки субдукции неоднократно отмечались при изучении кимберлитов и ксенолитов эклогитовых пород этой территории. Так, в кимберлитах пермо–триасового возраста Харамайского поля обнаружены ксенолиты алькремитов и глиммеритов, плагиоклаз в эклогитах, повышенные содержания калия в клинопироксенах, обогащенность гранатов к краям глинозёмом и т.д. В составе корундовых эклогитов трубки Обнажённая позднемезозойского возраста присутствуют

93

плагиоклаз, высококальциевый клинопироксен и глинозёмистый ортопироксен.

Рис. Концентрация общего и процентное содержание азота в В-форме (а), и коэффициент поглощения и положение максимума полосы В2-центров (б) в алмазах V, VII и части I разновидности из россыпей северо-востока Сибирской платформы

Выделенные кристаллы I, V и VII разновидностей встречены

только в мезозойских и кайнозойских отложениях. Кристаллы с изотопно-лёгким составом углерода и азотом в С-форме характерны для кимберлитов возрастом 370–400 млн лет. Концентрация и агрегация азота указывают на образование этих алмазов в условиях верхней мантии и отжиге при температуре 1080–1200 °С продолжительностью 150–200 млн лет, согласно расчётам [4] кинетики агрегации азота. По данным палинспастических построений в данный временной период, с севера и востока существовала субдукционная система, погружающаяся под Сибирь [5], которая и являлась поставщиком вещества в верхнюю мантию.

Таким образом, данные палинспастических построений, геохимические особенности микровключений и изотопно-легкий состав углерода этих алмазов, уникальные их морфологические и ИК-

94

спектроскопические характеристики, приуроченность к мезозойским и кайнозойским россыпям, распространённость высокоглиноземистых эклогитов в регионе рассматриваются нами как неоспоримые доказательства участия субдукционных процессов в генерации алмазов. Установление субдукционного генезиса большой группы алмазов позволяет увязать между собой целый комплекс ранее разрозненных фактов и определиться с методикой поиска их коренных источников.

1. Богуш И.Н., Ковальчук О.Е. Группировка алмазов Якутии по внешней

морфологии и структурным дефектам // Руды и металлы. – 2011. – № 3.

2. Рагозин А.Л., Шацкий В.С., Зедгенизов Д.А. Минералогия алмазов из россыпей северо-востока Сибирской платформы // Кристаллохимия и кристалломорфология минералов. – 2007. – RMS DPI 2007-1-146-0. – С. 328–331.

3. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. – М.: Наука, 1984. – 264 с. 4. Evans T. Aggregation of nitrogen in diamond // The Properties of Natural

and Synthetic Diamond. – London, ed. by Field, 1992. – Р. 259–290. 5. Scotese C.R. Atlas of Earth History. Paleogeography, PALEOMAP

Project, Arlington. – Texas, 2001. – 1.– 52 pp.

95

МЕТОДИКА ПОИСКОВ АЛМАЗОВ В ПРЕДЕЛАХ ПРИАЗОВСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА Н.А. Козарь1, А.И. Чашка2, С.Н. Стрекозов1, В.Г. Лацько1, О.П. Дзядук1 1КП “Южукргеология”, г. Днепропетровск, Украина 2КО УкрГГРИ, г. Симферополь, Украина

Целенаправленные поисковые работы на алмазы в Приазовье

начались с приобретения Украиной независимости. Перед КП “Южукргеология” была поставлена задача не только оценить территорию Приазовья на возможную алмазоносность, но и оценить ее перспективы на выявление промышленных коренных месторождений алмазов. В связи с этой геологической задачей специалистам предприятия совместно с различными научными организациями, главным образом КО УкрГГРИ, пришлось разработать новую методику поисков алмазов применительно к условиям Приазовья. В предыдущие этапы поисковый комплекс включал в себя следующие основные виды работ:

– разномасштабные площадные магнитометрические и гравиметрические работы,

– шлиховая съемка аллювиальных отложений крупных водотоков с отбором мелкообъемных проб с помощью КШК,

– заверка гравимагнитных аномалий трубочного типа, предположительно связанных с кимберлитовым и лампроитовым магматизмом.

При данной методике необходимо было выполнять большой объем буровых работ, так как количество перспективных гравимагнитных аномалий увеличивалось в геометрической прогрессии при укрупнении масштаба геофизической съемки. Результаты шлиховых работ не позволяли выйти на более-менее конкретную локальную площадь, в пределах которой ожидалось выявление коренных источников, так как опробовались аллювиальные отложения только крупных водотоков. Результаты такой шлиховой съемки и заверочного бурения плохо коррелировались. При использовании такой методики выделить предполагаемые области сноса площадью в первые квадратные километры, что позволяло бы выйти на коренные источники, было невозможно. Однако стабильно высокое финансирование работ позволило выполнить большой объем буровых работ и получить следующие результаты:

• выявлены небольшие по размерам единичные тела кимберлитов трубочного и дайкового типа;

96

• установлено, что петрофизические свойства кимберлитов подобны многочисленным типам метаморфических и магматических пород Приазовья, и это не позволяет однозначно выделять их в гравимагнитных полях (то есть поисковое значение геофизических методов не является приоритетным);

• показано, что грубозернистые аллювиальные отложения в составе изученных базальных горизонтов распространены очень незначительно и являются малоинформативными для локального прогнозирования.

• сделан вывод, что поисковые работы в целом являются очень затратными и малоэффективными.

Начиная с 1993 года, методика алмазопоисковых работ претерпела значительные изменения. В качестве наиболее достоверного прогностического метода принята шлиховая съемка. При этом изменился сам объект шлихового изучения. В качестве основного представительного горизонта для опробования были приняты отложения конусов выноса овражно-балочной сети более высоких порядков, впадающих в крупные водотоки региона. Количество шлиховых проб увеличилось. С целью оперативной обработки их был создан региональный обогатительно-доводочный центр, позволяющий извлекать не только минералы-спутники алмазов, но и сами алмазы крупностью –0,5 мм, количество находок которых увеличилось. Таким образом, находки алмазов данного класса приобрели значение прямого оценочного индикатора.

В дальнейшем, по совокупности благоприятных геолого-структурных, геоморфологических, дистанционных (аэрокосмические аномалии и линеаменты) и минералогических критериев и признаков, выделялись шлиховые ореолы минералов-спутников алмазов и области их вероятного сноса.

На следующем этапе проводились площадные магнитометрические работы масштаба 1:1000 – 1:5000 (в зависимости от площади области вероятного сноса). Вся полученная информация дополнительно обрабатывалась с помощью ГИС-технологий, учитывающих весь огромный комплекс прогностических критериев. Это позволило определить вероятные области сноса различной степени перспективности. В пределах высокоперспективных областей сноса выполнялись прямые поиски коренных источников алмазов.

При выявлении в коренных источниках минералов-индикаторов или алмазов осуществлялась их оценка на промышленную алмазоносность путем отбора и обогащения крупнообъемных проб весом не менее 100 тонн.

В результате применения такой методики были локализованы участки под постановку детальных алмазопоисковых работ с целью выявления промышленно алмазоносных объектов.

97

Таким образом, методика позволяет выделять перспективные участки, подготовленные к геологоразведке с минимальными инвестиционными рисками, что может заинтересовать коммерческие структуры в проведении дальнейших работ.

К настоящему времени выделено 16 площадей перспективных на выявление кимберлитовых и лампроитовых тел с возможной промышленной алмазоносностью. Их можно предлагать на аукционы (тендеры) отечественным и зарубежным горнорудным компаниям, занимающимся геологоразведкой и разработкой алмазных месторождений.

98

ПОЛІГЕННИЙ І ПОЛІХРОННИЙ МАГМАТИЗМ – ВАЖЛИВИЙ КРИТЕРІЙ ПРОГНОЗУВАННЯ КОРІННОЇ АЛМАЗОНОСНОСТІ ОВРУЦЬКОГО РИФТОГЕНА М.М. Костенко, Т.П. Міхницька Інститут геологічних наук НАН України 01601, вул. О. Гончара, 55-б, м. Київ-54, Україна bmv@igs-nas.org.ua

Овруцька рифтогенна система включає в себе три накладені палеозападини північної частини Волинського мегаблока Українського щита (УЩ) – Білокоровицьку, Овруцьку та Вільчанську, співвідношення між якими є предметом багаторічної і гострої дискусії. Незважаючи на те, що всі ці структури виповнені вулканогенно-осадовими утвореннями, роль вулканогенного матеріалу в них різна.

Білокоровицька палеозападина представлена топільнянською серією і складена білокоровицькою (внизу) й озерянською (вгорі) світами (Дранник, 1972). Хоча вулканогенні породи і трапляються у складі всіх цих стратиграфічних підрозділів, проте вони загалом мають підлегле значення. Так, у складі нижньобілокоровицької підсвіти відзначається до трьох невеликої потужності (до 6,5 м) базальтових потоків, які тяжіють до низів підсвіти і локалізуються в основному в східному борту структури. В підошві кварцитоподібних пісковиків верхньобілокоровицької підсвіти залягає потужна пластова інтрузія (до 50 м) діабазів і діабазових порфіритів. У розрізі озерянської світи базальти утворюють покрив у нижній її частині, потужність якого сягає 25 м у роздувах.

Вулканіти і пластові інтрузії Білокоровицької структури виокремлюються в толеїт-базальтову формацію (Костенко, 2011), характерними особливостями яких є насиченість і перенасиченість кремнеземом (гіперстен- і кварц-нормативні), низька лужність (сумарний вміст лугів зрідка перевищує 3 %), низький вміст К2О (не перевищує 1,5 %,), понижений вміст СаО, низькі значення коефіцієнта агпаїтності (0,25–0,36), дещо підвищений вміст ТіО2 і Р2О5 при підвищеній концентрації МgО, порівняно з вулканітами інших палеозападин.

Базити дайкової фації південної частини Білокоровицької структури належать до формації сублужних долеритів і габродолеритів. Вони насичені кремнеземом (гіперстен-нормативні), сублужного ряду, калієво-натрієвої серії. За підвищеним вмістом К2О (нерідко понад 1,9 %) їхній склад варіює від сублужних долеритів і габродолеритів до трахідолеритів. Для них характерні високий вміст

99

титану (3,3–4,76 %) і водночас низький вміст P2O5 (в основному менше 1 %), висока загальна залізистість (Кф > 80 %) при різкій перевазі закисного заліза над оксидним.

Овруцька та Вільчанська палеозападини відрізняються від Білокоровицької широким розвитком продуктів кислого й основного вулканізму. За складом овруцька серія поділяється на дві світи : збраньківську (переважно вулканогенну) і товкачівську (переважно теригенну) (Дранник, 1966).

Нижня частина розрізу Овруцької структури представлена нижньозбраньківською підсвітою, складеною мигдалекам’яними базальтами (потужність покриву досягає 42,6 м) та порфіровими ріолітами (потужність варіює від 10 до 300 м), що залягають вище. Ці породи об’єднуються в бімодальну сублужну базальт-ріолітову формацію. Варто зазначити, що в межах Вільчанської структури зазначена підсвіта складена лише ріолітами.

Визначальними ознаками сублужних базальтів є їхня належність до недосичених кремнеземом (олівін-нормативних) утворень, поруч з якими трапляються й насичені (гіперстен-нормативні) відміни, підвищена загальна лужність порід, належність до калій-натрієвої серії, високий вміст ТіО2 (до 3,34 %) і Р2О5 (до 2,01 %), помірна магнезіальність при дещо зниженій ролі СаО, висока загальна залізистість (трохи більше 80 % Кф). Вміст нормативного олівіну в породах центральної і південної частин Овруцького грабена становить 25 % (Данилович та ін., 1983).

За петрохімічними ознаками сублужні базальти нижньозбраньківської підсвіти виявляють спорідненість із сублужними долеритами і габродолеритами дайкової фації Білокоровицької структури та посткоростенського дайкового комплексу.

Верхньозбраньківська підсвіта неоднорідна за будовою розрізу. У середній її частині в межах Овруцької структури серед пісковиків і гравелітів виділяються два покриви афірових базальтів (35,8 м – нижній і 16,3 м – верхній), а Вільчанської – лише один. У формаційному відношенні вулканіти верхньозбраньківської підсвіти виокремлюються в неповнодиференційовану калієву лужно-сублужну фоїдит-шошоніт-латитову формацію (Костенко, 2011). При цьому, меланократові базальти нижньої частини підсвіти на класифікаційній діаграмі займають область ультраосновних і основних фоїдитів. Це породи з низьким вмістом кремнезему (39,3–43,32 %) (нефелін- і олівіннормативні). Їх індикаторними петрохімічними особливостями є високий вміст ТіО2 (2,56–4,7 %) і Р2О5 (до 3,2 %), помірна магнезіальність і кальцієвість, висока залізистість (значення Кф в основному значно перевищує 80 %) при переважанні закисного заліза над оксидним. Разом з тим фоїдити Вільчанської структури

100

відрізняються від аналогічних порід Овруцької підвищеною лужністю і значно більшою роллю калію в сумі лугів. Вміст нормативних мінералів у них становить (у %): нефеліну – 6,5, ортоклазу – 12,8, олівіну – 36, діопсиду – 2,6, рудних (магнетиту й ільменіту) – 10,8 (Данилович та ін., 1983). Дискретність складу цих порід і їх залягання в підошві розрізу верхньозбраньківської підсвіти у вигляді індивідуалізованих пластів свідчить про те, що вони являють собою продукти глибинної диференціації (а не фракційної кристалізації in situ) лужного пікрито-базальтоїдного розплаву.

Порфірові ефузиви верхньої частини верхньозбраньківської підсвіти, потужність яких змінюється від 70 до 227 м, за хімічним і мінеральним складом належать до висококалієвих лужно-сублужних порід основного-середнього ряду. Середні породи за вмістом кремнезему (SiO2 = 53,24–57,83 %) відповідають латитам, а за вмістом (Na2O+K2O = 8,4–11,3 %) – лужним трахітам. Загальними петрохімічними особливостями цих порід, що різко відрізняють їх від інших типів, є низький вміст титану і магнію (на межі одного проценту) і високі: калієвість (Na2O/K2O < 1), залізистість (Кф = 83–96 %) та агпаїтність (Ка=0,65–0,77). Породи недосичені кремнеземом, у їх нормативному складі фіксується нефелін (до 4,5 %), багато олівіну і найвищий вміст серед усіх описаних порід ортоклазу (до 30 %) (Данилович та ін., 1983).

Основні ефузивні породи верхнього покриву верхньозбраньківської підсвіти належать до недосичених кремнеземом трахібазальтів–шошонітів (Костенко, 2011). Їх індикаторні особливості загалом дещо близькі до вище охарактеризованих латитів, проте від останніх вони відрізняються меншим вмістом SiO2 (47–52,5 %), трохи більшою (помірною) титанистістю (ТіО2 = 1,4–1,92 %) і магнезіальністю (MgO = 1,4–8,76 %) та дещо меншою залізистістю і лужністю. Так само як і в латитах, високу роль у складі лугів у них відіграє калій (у переважній більшості вміст його становить понад 3 %), що є типовим для шошонітів.

На відміну від збраньківської, в складі товкачівської світи, яка завершує розріз овруцької серії, магматичні утворення мають підлегле значення. Встановлено тіло базальтів невитриманої потужності: в області його здіймання до поверхні вона становить понад 175 м, а в північному напрямку варіює в межах 45–70 м.

Базальти (діабази) товкачівської світи виокремлюються у високотитанисту толеїт-базальтову формацію. Вони характеризуються низьким сумарним вмістом лугів, при високій ролі калію, найвищим серед усіх розглянутих порід вмістом ТіО2 (4,4–7,18 %) і P2O5 (до 1,77 %), високою залізистістю (Кф > 78 %) при різкій перевазі оксидного заліза над закисним, найнижчими значеннями

101

коефіцієнта агпаїтності (в середньому становить 0,19) та відношення К2О/ТіО2 (менше 0,4), що є важливою діагностичною ознакою толеїтів.

Прояви різнорідних за складом продуктів мантійного магматизму в межах накладених палеозападин та широкий розвиток лужно-сублужних вулканітів калієвого ряду (зокрема перехідних порід лужно-ультраосновного-основного складу – фоїдитів), які є індикаторами глибинних континентальних рифтогенних процесів і зазвичай супроводжують синхронний їм кімберліт-лампроїтовий магматизм, свідчать (разом із знахідками мінералів-супутників алмазів у фанерозойських осадових відкладах району досліджень) про високі перспективи Овруцької рифтогенної системи та її “плечей” на виявлення корінних джерел алмазів, пов’язаних насамперед з лампроїтами.

102

КИМБЕРЛИТОВЫЕ ПОРОДЫ – ВАЖНЕЙШИЕ ПРОЦЕССЫ ИХ СТАНОВЛЕНИЯ

С.И. Костровицкий, Д.А. Яковлев, С.А. Эсенкулова

Учреждение Российской академии наук Институт геохимии СО РАН, г. Иркутск, Россия serkost@igc.irk.ru

Кимберлитовые породы характеризуются широкими вариациями химического и минералогического состава [1, 2], имеющими региональный или локальный характер проявления. Устойчивые различия в составе кимберлитов, выполняющих отдельные кимберлитовые тела, отдельные кусты трубок или даже поля трубок (например, южные и северные поля Якутской провинции) следует отнести к разряду региональных, а различия в составе кимберлитов, которые фиксируются в пределах одной трубки, носят локальный характер.

Локальные различия отражают разные процессы вторичного перераспределения химических и минералогических компонентов кимберлитов. К их числу относятся процессы фракционирования кимберлитового расплава при его восхождении с мантийных глубин, такие как ликвация, опережающий подъем карбонат-насыщенного флюида, фракционная кристаллизация и гравитационное осаждение фено- и ксенокристаллов, экструзивно-эксплозивное формирование различных структурно-текстурных разновидностей кимберлитов в трубочных и кратерных условиях. Вторичными являются также разные по интенсивности гидротермально-метасоматические процессы карбонатизации и серпентинизации. При этом степень изменения кимберлитов в результате карбонатизации иногда чрезвычайно высокая, вплоть до полного замещения силикатных минералов карбонатами.

Гораздо сложнее объяснить региональные различия в составе кимберлитов, слагающих трубочные и даечные тела Якутской провинции. Существуют разные представления по этому вопросу. Например, различия в составе кимберлитов северных и южных полей некоторые исследователи [4] объясняют вертикальной зональностью трубок и разным денудационным срезом их на юге и севере Якутской провинции. Более обоснованным, на первый взгляд, является мнение о разном составе магматических очагов кимберлитов, что обусловлено разной глубиной их заложения, разными мантийными источниками кимберлитового расплава, разной мощностью литосферной мантии для разных полей Якутской провинции. В настоящем сообщении обсуждается еще одна возможная причина региональной неоднородности кимберлитов – их гибридизация литосферным

103

мантийным материалом. По мнению авторов, она является основной, во всяком случае, для кимберлитов южных алмазоносных полей Якутской провинции.

Широкий диапазон изменчивости химического состава кимберлитов, а с другой стороны, устойчивые различия в составе кимберлитов, выполняющих отдельные трубки, кусты трубок и даже поля трубок послужили основой для разработки петрохимической классификации кимберлитов [3]. Было выделено 5 петрохимических типов кимберлита, различающихся по содержанию FeO, TiO2, K2O. Два из них характерны для алмазоносных кимберлитовых полей – высокомагнезиальный (высоко-Mg) и магнезиально-железистый (Mg-Fe). Исходя из близости изотопно-геохимических характеристик кимберлитов разных петрохимических типов авторы [3] сделали вывод о существовании разных мантийных источников при их становлении – астеносферного, определяющего изотопный и редкоэлементный состав (некогерентные элементы) и литосферного, ответственного наряду с астеносферным за формирование петрохимического состава.

Мы считаем, что высоко-Mg тип кимберлитов произошел в основном за счет дезинтеграции, захвата и частичной контаминации пород литосферной мантии. Яркой иллюстрацией данного заключения может служить брекчия порфирового кимберлита из трубки Интернациональная, которая на 40–60 % сложена обломками макро- и мегакристов оливина дунит-гарцбургитового парагенезиса. К такому же выводу мы приходим и при рассмотрении особенностей состава брекчиевых и массивных кимберлитов, слагающих трубочные и даечные тела Куойкского поля, в частности, трубку Обнаженная. Брекчиевые по сравнению с массивными кимберлиты характеризуются более высоким содержанием SiO2 и MgO, на более низким – CaO и CO2. Начало формирования брекчий, по-видимому, относится к этапу прохождения кимберлитовым расплавом-флюидом литосферной мантии и связано с процессами дезинтеграции и захвата ее пород.

Как правило, макрокристы оливина по составу демонстрируют двухвершинный тип гистограмм [2]. Предполагается, что оливин более магнезиального состава (91–94 % Fo) появился за счет дезинтеграции в целом высоко-Mg литосферной мантии, а оливин более железистого состава (86–90 % Fo) кристаллизовался из первичного кимберлитового расплава. Соотношение высоко-Mg и относительно низко-Mg оливинов в кимберлитах разных трубок и даже в пределах одной трубки, но в разных структурно-текстурных разновидностях кимберлитов, широко варьирует – от 50 на 50 % до 100 % только высоко-Mg оливина [2]. Соотношение оливинов разного состава может служить показателем степени обогащенности или “засоренности” кимберлитового расплава ксеногенным материалом. Приближенный характер оценки засорения связан с тем, что этот показатель не

104

учитывает количество уже контаминированного расплавом ксеногенного материала. Соотношение оливинов лишь качественно указывает на масштаб происшедшей контаминации. Соотношение оливинов четко коррелируется и с химическим составом породы, и с содержанием пикроильменита в кимберлите.

Происхождение низко-Cr мегакристной ассоциации минералов связывается с астеносферным расплавом [5], который, в свою очередь, послужил основой для формирования первичного кимберлитового расплава. Если принять за начало становления кимберлитов кристаллизацию мегакристной ассоциации минералов, а за конец – кристаллизацию оливина основной массы, то эволюция состава кимберлитового расплава будет выглядеть, как происходящая в направлении повышения его магнезиальности. Этот анормальный тренд изменения состава магматического расплава может быть объяснен только непрерывно происходящим процессом контаминации высоко-Mg породами литосферной мантии.

Возникновение разных петрохимических типов кимберлита, возможно, обязано разному соотношению флюидной и расплавной частей астеносферного источника и обусловленной этой причиной разному объему захваченного обломочного материала литосферной мантии. Высокомагнезиальный тип кимберлита формировался при прорыве преимущественно флюидной части астеносферы, производящей более интенсивную дезинтеграцию и последующий захват обломочного литосферного материала. В образовании Mg-Fe типа кимберлита участвовали как флюидная, так и расплавная части астеносферного вещества. Расплавная часть объясняет и повышенное содержание в кимберлитах FeO, TiO2, и наличие в них мегакристных оливина, граната и пикроильменита.

Исследование выполнено при поддержке интеграционных грантов № 27.1, 59 и 115.

1. Илупин И.П., Каминский Ф.В., Францессон Е.В. Геохимия

кимберлитов. – М.: Недра., 1978. – 352 с. 2. Костровицкий С.И. Геохимические особенности минералов

кимберлитов. – Новосибирск: Наука, 1986. – 263 с. 3. Костровицкий С.И., Морикио Т., Серов И.В., Яковлев Д.А.,

Амиржанов А.А. Изотопно-геохимическая систематика кимберлитов Сибирской платформ // Геология и геофизика. – 2007. – 48. – № 3. – С. 350–371.

4. Никишов К.Н. Петролого-минералогическая модель кимберлитового процесса. – М.: Наука, 1984. – 214 с.

5. Boyd F.R., Nixon P.H. Origin of the ultramafic nodules from some kimberlites of Northern Lesotho and the Monastery Mine, South Africa // Physics and Chemistry of the Earth. – New York: Pergamon Press. –1975. – 9. – P. 431–454.

105

GEOMETRY OF KIMBERLITES

I.N. Kryvoshlyk GEOL INK, 508-1 Hickory Tree Rd., Toronto, Canada ikryvoa481@rogers.com

Each successful exploration company has to have a reliable exploration strategy. This should provide information to make following steps forward logical and so avoid exploration within wrong areas. Even the best exploration techniques will provide unsatisfactory result if it applied to barren lands.

Updated kimberlite exploration system [1] consists of several chain-connected computer programs. Each of them gradually advances us to discovery of the next diamond mine. These programs show the geometric order of distribution of diamonds on the earth’s surface within continents, provinces, fields and kimberlite clusters.

Northern Hemisphere kimberlite / volcanic provinces (Yakutia, White Sea, Iceland, Canadian NWT, and Alaska) display clear pentagonal symmetry with North Pole as an axis of symmetry (Fig. 1).

Within Southern Hemisphere distribution of kimberlite / volcanic provinces (Brazil, Southern Africa, Australia and Southern Pacific) show tetragonal symmetry with the major axis within Antarctica, which is most likely another diamond province.

Despite having different individual symmetries, both hemispheres are connected by the plane of symmetry which goes through North Pole, Yakutia, Australia, Antarctica, and Brazil.

It is important that all northern kimberlite provinces are located at the Arctic Circle, and all southern provinces are at the Tropic of Capricorn. Arctic Circle and Tropic of Capricorn create a 90 degree angle.

The most fertile kimberlites of each province are located within polygons which could be found at the intersections of the ring structures (Fig. 2). Center of each ring structure as a rule is located on the border between the major tectonic elements (plates) of the continent.

Distribution of kimberlites with different diamond grade within well studied fields show clear geometric order with fertile kimberlites in the center of rectangles and barren kimberlites on their margin.

Using specific formulas it is possible to calculate the exact diamond grade [1] of each kimberlite (expressed in “cpht” – carats of diamonds per hundred tons of kimberlite). For this purpose it is necessary to collect several hundred of standard microprobe analyses of garnets picked randomly from the kimberlite concentrate without any preferences (size, color, etc.).

This is a low cost universal revolutionary system which can be used as a valuable exploration tool for quick and accurate assessment of kimberlites.

For example, high grade of the DO-27 kimberlite pipe, NWT, Canada (70.81 cpht) was predicted (in year 2000) – well before it was confirmed by

106

latest exploration (since 2005) – when traditional methods initially proved only one cpht for this kimberlite.

The fact of possibility of mathematical calculation of precise kimberlite diamond grade can be a serious support for the theory of close genetic relation between diamond and indicator minerals. All of them are rather macrocrysts and phenocrysts, not xenocrysts relatively to kimberlite magma which was not just a transport medium, but a genetic environment for all kimberlite minerals.

Fig.1. Kimberlite / volcanic provinces of Northern Hemisphere (Yakutia, White Sea, Iceland, Canadian NWT and Alaska) display perfect pentagonal symmetry Fig.2. The Mbuji-Mayi kimberlite cluster is located within polygon which is created by intersection of several ring complexes. Size of the average polygon is about 10% from the entire exploration area. Few kimberlites down and left side, perhaps, are barren

1. Kryvoshlyk I.N. Universal Kimberlite Exploration System (The “Spiderweb”). GERM Workshop. Columbia University, Manhattan, New York, NY, USA. – 2006. – Р. 17–19.

0 00

00

0 00

0

Mbuji-Mayi

107

СОСТОЯНИЕ ПОИСКОВЫХ РАБОТ НА АЛМАЗЫ В ПРИАЗОВЬЕ В.Г. Лацько, В.А. Бондаренко, Н.А. Козарь, С.Н. Стрекозов, О.П. Дзядук, О.В. Деменко КП “Южукргеология”, г. Днепропетровск, Украина

Приазовский мегаблок Украинского щита входит в состав

Восточно-Европейской кимберлитовой провинции. Многими учеными он считается весьма перспективным на выявление коренных источников алмазов. Такой прогноз основывается на использовании комплекса региональных критериев и признаков, определяющих размещение промышленно-алмазоносных объектов в пределах алмазоносных провинций.

Алмазопоисковые работы в пределах Приазовского мегаблока сочетались с опережающими прогнозными построениями. Прогнозирование выполнялось с учетом благоприятных признаков и критериев коренной алмазоносности и выделения перспективных участков.

По результатам среднемасштабного прогноза, выполненного в ГИС-технологиях, в пределах выделенных региональных перспективных структур, по совокупности благоприятных признаков и критериев коренной алмазоносности, на территории Приазовского кимберлитового района выделены 16 локальных площадей, перспективных на выявление кимберлитового и лампроитового магматизма.

Для прямых поисков рекомендованы 8 участков, пять из них в Восточном Приазовье (Ивановский, Максимовский, Моглецовский, Новоласпинский, Кальмиусский), а три ― в Западном Приазовье (Андреевский, Токмакский, Мрия). Учитывая высокую стоимость поисковых работ, для их проведения необходимо привлечение не только бюджетных, но и внебюджетных ассигнований отечественных и зарубежных инвесторов.

По результатам алмазопоисковых работ в пределах участков, расположенных в Восточном Приазовье, выделено 419 комплексных ореолов минералов-индикаторов кимберлитов, из них 88 – высококонтрастных, 134 – среднеконтрастных, 197 – низкоконтрастных. Выделенные участки характеризуются широким проявлением девонского магматизма, находками в аллювиальных отложениях кристаллов алмаза (б. Бугазская, б. Папасчалан, р. Камышеваха, б. Корнеева, с. Чермалык, с. Набережное), наличием высококонтрастных ореолов ближнего сноса минералов-индикаторов кимберлитов, присутствием в ореолах высокохромистых пиропов

108

алмазной ассоциации (37 ореолов), пиропов с келифитовыми каймами, а также хромдиопсидов.

К первоочередной заверке отнесены 67 областей вероятного сноса алмазов и их минералов-индикаторов общей площадью 20,1 км2, в пределах которых по ряду признаков прогнозируются коренные промышленные источники алмазов.

Характер поверхности минералов–индикаторов и их морфологические особенности позволяют классифицировать шлиховые ореолы как первичные континентальные ореолы ближнего сноса (по площади от первых сотен метров до километра).

За время проведения алмазопоисковых работ на территории Приазовского мегаблока выявлено 28 тел кимберлитов, лампроитов, кимберлитоподобных и лампроитоподобных пород, среди них трубки Петровская, Надия, Новоласпинская, Южная, Мрия, дайки Новоласпинская, Южная, Корсарская, и кимберлитопроявление Горняцкое. В 11 из них обнаружены кристаллы алмазов. Всего по территории Приазовья в аллювиальных отложениях и в коренных источниках выявлено 962 кристалла алмазов размерами от 0,2 до 1,5 мм.

В пределах Новоласпинского участка выявлены кимберлитовые трубки Надия, Южная, Новоласпинская, дайки Новоласпинская и Корсарская.

Алмазы установлены в трубке Надия, в трубке Южная, и в дайке Корсарская. Во всех телах кимберлитов выявлены весовые содержания минералов – индикаторов алмазов. Кроме того, алмазы выявлены в небольших телах кимберлитоподобных пород в районе Павлопольской петли (Кальмиусский участок).

Вещественный состав трубок Надия, Южная, Новоласпинская, дайки Новоласпинской изучался специалистами “De Beers”. По их заключению данные породы отнесены к макрокристовым сильно измененным кимберлитам, монтичеллитовым макрокристовым кимберлитам часто с глобулярной сегрегационной текстурой гипабиссальной фации.

По заключению специалистов Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (г. Москва) выявленные кимберлиты по вещественному составу близки кимберлитам Кепинского поля Архангельского региона и Среднего Тимана, а также соответствуют неслюдяным и слюдяным кимберлитам групп IВ и II Южной Африки. Кимберлиты дайки Новоласпинская по геохимическим особенностям очень близки к промышленно алмазоносным кимберлитам трубки им. Гриба Архангельской провинции.

В Западном Приазовье в пределах участков Андреевский, Токмакский, Мрия выявлено 46 ореолов минералов-индикаторов

109

лампроитов (вадеит, жедрит, перовскит, оливин). Здесь широко проявлен позднепротерозойский ультраосновной магматизм, известны находки кристаллов алмаза в аллювиальных отложениях (р. Конка, р. Лозоватка, притоки р. Берда, притоки р. Верхний Токмак, с. Зеленовка, с. Андровка).

К первоочередным для заверки отнесены 32 области вероятного сноса алмазов и минералов-индикаторов лампроитов общей площадью 22,3 км2, в пределах которых прогнозируются выявление коренных промышленных источников алмазов.

Алмазы выявлены в лампроитах трубки Мрия, а также в 7 телах предположительно лампроитов коларовского комплекса на участке Андреевский. В пределах последнего бурением вскрыты 17 тел ультраосновного состава размерами от 50×80 м до 500×600 м. По предварительным данным, эти породы по химическому составу очень близки к лампроитам поля Эллендейл (Австралия).

По мнению украинских и зарубежных исследователей в пределах выделенных перспективных участков возможно выявление промышленно алмазоносных кимберлитовых и лампроитовых трубок или даек.

Степень изученности этих участков разная. Наиболее перспективными считаются участки Новоласпинский, Андреевский и Мрия, в пределах которых уже известны кимберлитовые и лампроитовые трубки, требующие объемного опробования с целью оценки их промышленного потенциала. На других участках прямые поиски проводились или в очень малых объемах или не проводились вовсе.

Выявление алмазоносной лампроитовой трубки Мрия и потенциально алмазоносных объектов на участке Андреевский в Западном Приазовье значительно расширяет ресурсные возможности Приазовского мегаблока в целом.

110

РЕЧОВИННИЙ СКЛАД КІМБЕРЛІТІВ І ЛАМПРОЇТІВ ПРИАЗОВ’Я В.Г. Лацько, С.М. Стрекозов, М.А. Козар КП “Південукргеологія”, м. Дніпропетровськ, Україна

Кімберліти Приазов’я представлені ксенотуфобрекчіями, еруптивними брекчіями і масивними кімберлітами, часто з добре проявленою порфіровою структурою і глобулярною сегрегаційною текстурою та відносяться до гіпабісальних фацій. Склад кімберлітів вивчався як фахівцями КП “Південукргеологія”, так і рядом наукових організацій України, Росії та інших держав.

Співробітниками Львівського університету виділено три петрографічних різновиди, із яких масивні кімберліти являються найбільш перспективними. Розрахований для них індекс контамінації складає 1,27–1,77, що відповідає неконтамінованим кімберлітам неслюдяного і слюдяного типів.

За хімічним складом лампроїти трубки “Мрія” схожі на олівінові лампроїти поля Елендейл (Австралія), відрізняючись від аналога зменшеним вмістом титану та калію.

Детальне вивчення типохімічних особливостей мінералів індикаторів алмазів з кімберлітових тіл виконані КВ УкрДГРІ, ІГМР НАНУ, Донецьким національним технічним університетом.

Виявлено ряд особливостей кімберлітів Приазов’я, із числа яких відмітимо: ♦ середній вміст Сr2О3 в хромшпінелідах складає 54,02 %, що

співпадає з даними по інших алмазоносних провінціях світу. Так, в хромшпінелідах із кімберлітової трубки С 14 (провінція Онтаріо, Канада) середній вміст діоксиду хрому по 238 пробах складає 54,17 %;

♦ переважають низькоглиноземисті (6,36–14 % Al2O3) малозалізисті (10–18 % FeO, 1–9 % Fe2O3) хроміти (48–60 % Cr2O3) зі звичайним для шпінелі із кімберлітів інших регіонів вмістом магнію (MgO ― 10–15 %), марганцю (MnO – 0,1–0,4 %) і нікелю (NiO ― 0,1–0,3 %). Вони переважно збагачені титаном (TiO2 – 0,8–4,7 %). Таким чином, хромшпінеліди за хімічним складом близькі до хромшпінелідів із кімберлітів північної частини Східно-Європейської платформи – трубки Ломоносова, Карпинського, Піонерська. Збагачення діоксидом титану зближує їх з хромшпінелідами із кімберлітів і лампроїтів Західної Австралії.

♦ піропи за хімічними характеристиками (СаО ― 5,7–6,2 %, Cr2O3 – 5,5–6,5 %) відносяться, в основному, до піропів лерцолітового парагенезису. В них відмічаються широкі варіації вмісту цирконію

111

(від 6 до 189 г/т, при середньому 66,5–85,4 г/т), що значно вище ніж у кімберлітах інших провінцій.

♦ значення відношення Zr/Y (7,5) в піропах також значно вище, ніж в трубках з промисловою алмазоносністю.

На потенційну алмазоносність виявлених трубок звернули увагу дослідники “De Beers”. За їх розрахунками, з урахуванням даних В.Л. Гріффіна, вміст алмазів у відомих трубках може складати більше 1 карата на 100 тон породи.

Ці висновки щодо особливостей складу мінералів- індикаторів із кімберлітів Східного Приазов’я базуються на співставленні, в основному, з алмазоносними провінціями Якутії та Південної Африки. Разом з тим, відмічаються риси подібності кімберлітів із трубок Приазов’я з кімберлітами Архангельської провінції, що необхідно враховувати при оцінці їх алмазоносності.

Слід мати на увазі, що асоціація мінералів- індикаторів та їх склад співставляються з петрохімічними типами висококалієвих порід – кімберлітів та лампроїтів. При вивченні кімберлітів Архангельської алмазоносної провінції було встановлено, що алмазоносні кімберліти Золотицького поля мають ряд ознак, які поріднюють їх з лампроїтами, в яких, як відомо, кількість мінералів- індикаторів низька і переважають хромшпінеліди.

Аналіз кімберлітів виконаний рентгенфлюорисцентним методом Сибірським відділенням РАН і хімічною лабораторією ІГЕМ РАН. Рідкісні та рідкісноземельні елементи визначалися методом ІСР-МS, причому вивчалися тільки масивні різновиди кімберлітів без видимих ознак контамінації.

Виконані дослідження дали можливість cформулювати деякі висновки, які дещо відрізняються від раніше зроблених.

1. За співвідношенням петрогенних компонентів (MgO-NiO, TiO2-K2O, TiO2-SiO2 і інші) точки складу кімберлітів попадають в поля неслюдяних кімберлітів групи ІВ Південної Африки і близькі до кімберлітів Кепінського поля Архангельської провінції, які також характеризуються підвищеним вмістом ТіО2.

2. Виходячи із розподілу рідкісних елементів мантійні джерела кімберлітових магм були збагачені несумісними елементами, а за рівнем збагачення рідкісноземельними вони близькі до кімберлітів Кепінського поля.

3. За співвідношеннем U/Pb кімберліти трубки Новоласпинська співставляються з кімберлітами групи І Південної Африки, Тиману, Кепінського поля. Інші трубки співставляються з кімберлітами групи ІІ Південної Африки і Золотицького поля Архангельської провінції;

112

4. Характер розподілу рідкісноземельних елементів у кімберлітах Східного Приазов’я повністю відповідає їх розподілу в кімберлітах Кепінського поля.

5. За співвідношеннем є Sr – є Nd (стронцій-неодим) точки складу кімберлітів попадають в межі або знаходяться поблизу поля алмазоносних кімберлітів Кепінського поля, а по трубці Новоласпинська співпадають з характеристиками високоалмазоносної трубки ім. Гриба.

6. Кімберліти Приазов’я збіднені радіогенним свинцем, подібно кімберлітам Золотицького поля;

7. Породи мантії Приазовського кристалічного масиву початково були збагачені цирконієм. Таким чином, масивні неконтаміновані кімберліти Східного

Приазов’я за мінерально-речовинним складом близькі до кімберлітів Кепінського поля Архангельської провінції, Середнього Тиману, а також до кімберлітів І групи Південної Африки.

Все вище викладене дає нам можливість прогнозувати потенційну алмазоносність Приазов’я.

113

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ СИНГЕНЕЗИСА АЛМАЗА И ГЕТЕРОГЕННЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В КАРБОНАТНО-СИЛИКАТНЫХ МАТЕРИНСКИХ РАСПЛАВАХ (ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ) Ю.А. Литвин Институт экспериментальной минералогии РАН 142432, г. Черноголовка, Московская обл., Россия litvin@iem.ac.ru

Проблема материнской среды алмаза и включений. Химическая природа материнской среды, общей для алмаза и первичных включений, становится главным объектом экспериментальных и минералогических исследований по проблеме генезиса алмаза кимберлитовых месторождений. Именно в материнской среде реализуются физико-химические стимулы, ответственные за образование доминирующей массы алмазов, а также содержатся все компоненты и фазы минералов, расплавов и летучих соединений, захватываемых алмазами при росте. Минералогическое изучение первичных включений показало, что материнская среда многокомпонентна, гетерогенна и изменчива по химическому и фазовому составам. Вместе с тем, реконструкция фазового состояния материнской среды при ее захвате растущими алмазами in situ возможна исключительно с использованием физико-химического эксперимента при высоких давлениях и температурах. Продуктивность подхода, в котором сочетаются данные аналитической минералогии с результатами физико-химического эксперимента, для решения проблемы генезиса алмаза демонстрировалась неоднократно [1–5]. Важным итогом такого подхода является разработка мантийно-карбонатитовой концепции материнской среды природных алмазов [1, 3]. Основой ростовых сред для доминирующей массы природных алмазов являются полностью смесимые карбонатно-силикатные расплавы с растворенным элементарным углеродом.

Обобщенная диаграмма составов материнской среды. Состояние современной экспериментальной и аналитической минералогии генезиса алмаза позволяет построить обобщенную диаграмму составов многокомпонентной гетерогенной материнской среды для алмазов и первичных включений [4, 5]. Граничные составы диаграммы материнской среды заданы компонентами минералов перидотитового и эклогитового парагенезисов, мантийных карбонатитов, углеродом, а также компонентами летучих соединений системы С–О–Н и акцессорных фаз, как растворимых в карбонатно-

114

силикатных расплавах (хлоридов, фосфатов и др.), так и не растворимых в них (сульфидов и др.). Предельные для образования алмаза составы определятся экспериментально по концентрационным барьерам нуклеации алмаза (КБНА) и составляют 30 мас. % перидотита для перидотит-карбонатитовых расплавов и 35 мас. % эклогита для эклогит-карбонатитовых расплавов, что свидетельствует о том, что составы материнских сред лежат в карбонатитовом концентрационном интервале.

Экспериментальный критерий сингенезиса алмаза и включений. В оценке способности любой природной среды обеспечить формирование доминирующей массы алмазов и гетерогенного вещества первичных включений важен экспериментальный критерий сингенезиса алмаза и включений [1]. Именно этот критерий воплощает момент согласования данных аналитической минералогии и физико-химического эксперимента и, тем самым, возможность однозначного решения проблемы генезиса алмаза. Достоверность результатов физико-химического эксперимента определяется тем, насколько полно граничные условия мантийных процессов образования алмаза в отношении физических параметров и химического состава материнской среды воспроизведены в физико-химическом эксперименте. В то же время информация по граничным составам прямо или косвенно может быть получена исключительно из минералогических данных.

Диаграммы сингенезиса алмаза и включений. Ключевые требования критерия сингенезиса могут быть единственно реализованы в физико-химическом экспериментальном исследовании фазовых отношений сингенезиса в относящихся к делу многокомпонентных системах. Эти системы являются частными разрезами обобщенного тетраэдра материнской среды, позволяют получить фазовые диаграммы сингенезиса алмаза и включений. Такого рода диаграммы сингенезиса построены по результатам экспериментального изучения многокомпонентных гетерогенных систем перидотит – карбонатит – сульфид – алмаз и эклогит – карбонатит – сульфид – алмаз при давлении 7 ГПа. Это дает возможность раскрыть физико-химический механизм образования природного алмаза, РТ-условия формирования парагенных силикатных и карбонатных минералов, а также сосуществования ксеногенных сульфидных минералов и расплавов. По существу проясняются физико-химические условия захвата растущими алмазами парагенных и ксеногенных фаз.

Равновесная кристаллизация материнской среды. Впервые выполнено экспериментальное физико-химическое изучение фазовых отношений при плавлении многокомпонентных веществ с изменчивыми составами, которые сосредоточены в базовом

115

треугольнике составов материнской среды перидотит30карбонатит70 – эклогит35карбонатит65 – граничный карбонатит (на обобщенной диаграмме). Для граничной системы перидотит30карбонатит70 – эклогит35карбонатит65 (по линии КБНА) установлено, что при 7 ГПа в условиях равновесной кристаллизации ликвидусными минералами являются оливин, ортопироксен и гранат. Солидусные отношения исследуемой системы характеризуются перитектическими реакциями карбонатизации минералов перидотита, которые обеспечивают последовательно переход оливин-содержащих ассоциаций к ортопироксен-содержащим, а затем и к гранат-клинопироксеновым ассоциациям.

Фракционная кристаллизация материнской среды. Диаграмма фракционной кристаллизации материнской среды, построенная на основе диаграммы равновесной кристаллизации с перитектическим солидусом, раскрывает непрерывный ультрабазит-базитовый переход ростовых карбонатитовых расплавов с последовательной сменой кристаллизации перидотитовых минералов на эклогитовые вплоть до коэсит-содержащих. В результате выясняется, почему первичные включения в природных алмазах контрастно представлены минералами перидотитового и эклогитового парагенезисов. В то же время чрезвычайно редкие случаи совмещения минералов обоих парагенезисов в одном кристалле алмаза не обусловлены физико-химическими причинами и, вероятно, возникают в условиях изменчивой материнской среды из-за локальных и случайных событий второстепенного значения.

Поддержка: грант РФФИ № 11-05-004-01.

1. Litvin Yu.A. High-pressure mineralogy of diamond genesis // In: Ohtani E., ed., Advances in High-pressure Mineralogy: Geological Society of America Special Paper. – 2007. – 421. – Р. 83–103.

2. Литвин Ю.А. Эксперимент в решении проблемы генезиса алмаза // Записки Российского минералогического общества. – 2007. – 136, № 7. – С. 138–158.

3. Литвин Ю.А. Экспериментальные исследования физико-химических условий образования алмаза в мантийном веществе // Геология и геофизика. – 2009. – 50, № 12. – С. 1530–1546.

4. Литвин Ю.А. Физико-химические условия образования природного алмаза и гетерогенного вещества первичных включений в нем. В кн.: Современная минералогия: от теории к практике. Материалы XI съезда Российского минералогического общества. – Санкт-Петербург, 2010. – С. 77–78 (http://www.minsoc.ru/2010-1-30-0).

5. Литвин Ю.А., Васильев П.Г., Бобров А.В., Окоемова В.Ю., Кузюра А.В. Материнские среды природных алмазов и первичных минеральных включений в них по данным физико-химического эксперимента // Геохимия. – 2012. – № 7.

116

ТИПОМОРФИЗМ ГРАНАТОВ ДУНИТ-ГАРЦБУРГИТОВОГО, ЛЕРЦОЛИТОВОГО И ЭКЛОГИТОВОГО ПАРАГЕНЕЗИСОВ ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ Е.Б. Лобанова1, Б.А. Макеев2, С.C. Шевчук2 1Южный федеральный университет lokate90@yandex.ru 2Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия

Гранаты мантийного типа традиционно используются в качестве важнейших минералов-индикаторов кимберлитов, включая и процедуры оценки алмазоносности последних. При этом их принято подразделять на несколько парагенетических типов, различающихся не только составом и параметрами структуры, но также окраской, которая является наиболее очевидным физическим свойством. В настоящее время кимберлитовые гранаты по цвету, составу и парагенетической принадлежности делят обычно на четыре группы: 1) лиловые (фиолетовые) низкокальциево-высокохромистые дунит-гарцбургитовые; 2) красные умереннокальциево-среднехромистые лерцолитовые; 3) оранжевые низко-умереннокальциево-низкохромистые мантийно-эклогитовые; 4) относительно бледно окрашенные высококальциево-низкохромитые верлитовые (пироксенитовые). Известно также, что варьирование содержания гранатов именно двух последних групп может отражать противоположно направленные тенденции изменения уровня алмазоносности кимберлитовых трубок. Так, обогащение кимберлитов мантийно-эклогитовыми гранатами часто свидетельствует о перспективности трубок на алмазы, а рост содержания гранатов верлитового парагенезиса, напротив, говорит об их неперспективности.

Объектами наших исследований послужили гранаты лиловой, красной и оранжевой окраски, отобранные из 1) промышленно-продуктивных на алмазы и алмазоносных кимберлитовых трубок центральной части Сибирского кратона (Ботуобинская, Моркока, Айхал, Зарница, Заря, Комсомольская, Краснопреснинская, Файнштейновская, Восток, Юбилейная, Удачная, Молодость); 2) неалмазоносных кимберлитовых трубок (Дьянга, Ивушка, Заполярная, Поисковая) на северо-восточной окраине кратона; 3) высокопродуктивных на алмазы россыпей в бассейне р. Эбелях (Анабарский район). В число представленных пробами гранатов мантийного типа вошли кимберлитовые трубки позднеордовикского (Заполярная, Поисковая), позднедевонско-раннекарбонового

117

(Ботуобинская, Моркока, Комсомольская, Айхал, Зарница, Заря, Долгожданная, Краснопреснинская, Файнштейновская, Восток, Юбилейная, Удачная, Молодость) и мезозойского (Дьянга, Ивушка) возрастов.

В ходе изучения гранатов использовался комплекс современных методов исследований, включавший аналитическую сканирующую электронную микроскопию (TESCAN VEGA), энергодисперсионный спектрометрический анализ (MESA-500W Horiba), масс-спектрометрический анализ индуктивно-связанной плазмы (ELAN 9000, Perkin Elmer), рентгеновскую дифрактометрию с расчетом параметра элементарной ячейки (XRD-6000 Shimadzy), мёссбауэровскую (MS-1104Em) и рамановскую (LabRam HR800 Horiba Jobin Yvon) спектроскопию, пирохроматографический анализ состава флюидных включений (Цвет-800).

Распределение гранатов по кимберлитовым трубкам. Анализ показал, что распределение исследованных нами цветовых разностей гранатов по трубкам подчиняется статистической закономерности, суть которой состоит в следующем. Наиболее широким распространением пользуются лиловые гранаты, встречающиеся во всех кимберлитовых трубках, включая неалмазоносные в центральной части кратона и расположенные на северо-восточной его окраине. Красные гранаты в целом пользуются меньшим распространением, но обнаруживают тенденцию накапливаться в низкопродуктивных трубках. Оранжевые гранаты встречаются относительно редко, но при этом отмечаются, прежде всего, в наиболее продуктивных трубках и в пределах центральной части Сибирского кратона (Удачная, Юбилейная, Ботуобинская, Нюрбинская).

Морфология зерен и природа их поверхности. Почти все зерна исследованных кимберлитовых гранатов характеризуются изометричной формой и явно некристаллографическим обликом. Последнее обусловлено тем, что эти зерна представляют собой обломки и осколки, образовавшиеся в результате спонтанного разрушения первичных зерен из-за внутренних напряжений. Кроме поверхностей механического происхождения, на большинстве зерен отмечаются реликты первичной поверхности со следами мантийного растворения и регенерации. Во многих зернах гранатов выявлены включения шпинелидов и маложелезистого оливина, диагностика которых осуществлялась по составу и по раман-спектрам.

Химический и минальный составы. Проведенные исследования показали, что цветовые разности гранатов являются высокомагнезиальными и при этом достаточно контрастно различающимися по составу. На диаграмме CaO–Fe2O3–Cr2O3 точки состава оранжевых гранатов концентрируются в поле низкохромистых гранатов мантийно-эклогитового парагенезиса, точки состава красных

118

гранатов – в поле умеренно-хромистых лерцолитовых гранатов, а точки состава лиловых гранатов – в поле относительно высокохромистых дунит-гарцбургитовых гранатов. Столь же закономерно группируются точки состава исследуемых гранатов на диаграмме Cr2O3–CaO. Пересчеты данных рентгеноспектрального микрозондового анализа на миналы показали, что все изученные кимберлитовые гранаты содержат 55–80 мол. % пиропового компонента и варьирующую примесь кноррингитового, альмандинового и андрадитового компонентов. Кроме того, в состав гранатов входят гроссуляровый, шорломитовый, хогаритовый и спессартиновый миналы. В целом лиловые гранаты дунит-гарцбургитового парагенезиса могут быть определены как альмандино-андрадито-кноррингитовый пироп, красные гранаты лерцолитового парагенезиса – как кноррингито-альмандино-андрадитовый пироп, а оранжевые гранаты эклогитового парагенезиса – как андрадито-альмандиновый пироп. Эмпирические формулы гранатов имеют следующий вид:

1) лиловые – (Mg2,08–2,69Cа0,20–0,60Fe0,03–0,47)3(Al1,23–1,75Cr0,18–0,52Fe0,03–0,46Ti0–0,05)2[Si3O12];

2) красные – (Mg1,98–2,43Cа0,37–0,51Fe0,14–0,52)3(Al1,32–1,60Cr0,11–0,57Fe0,23–0,32Ti0,02–0,07)2[Si3O12];

3) оранжевые – (Mg2,26–2,59Cа0,21–0,29Fe0,12–0,53)3(Al1,51–1,77Cr0,02–0,08Fe0,18–0,46)2[Si3O12]. Наличие в исследованных гранатах трехвалентного железа и соответственно андрадитового и шорломитового миналов подтверждено данными мёссбауэровской спектроскопии. Согласно этим данным, содержание Fe3+ в гранатах возрастает, во-первых, в направлении от лиловых гранатов к оранжевым и красным, а во-вторых, в направлении от гранатов в неалмазоносных трубках к гранатам в алмазоносных трубках и далее к гранатам в промышленно-продуктивных трубках. Следовательно, структурная примесь в кимберлитовых гранатах трехвалентного железа может служить дополнительным кристаллохимическим критерием продуктивности кимберлитовых трубок. В соответствии с минальным составом гранатов изменяется и параметр их элементарной ячейки (нм): 1) лиловые альмандино-андрадито-кноррингитовые пиропы – 1,15461±0,00118; 2) красные кноррингито-альмандино-андрадитовые пиропы – 1.155291±0.00165; 3) оранжевые андрадито-альмандиновые пиропы – 1,152623±0,00060.

Элементы-примеси. Методом ICP MS в кимберлитовых гранатах выявлено около 50 микроэлементов. Сравнительный анализ показал следующее. Наибольшей концентрацией элементов-примесей характеризуются оранжевые гранаты (в среднем 18045,8 ppm), к числу типоморфных для них микроэлементов относятся (в

119

последовательности обогащения) Na, Mn, K, S, Ni, Pb, As, Zn, Co, Cu, Y, Se, Sn, Hf, Ag. В лиловых гранатах валовое содержание элементов-примесей сокращается почти в два раза (9903,7 ppm), в качестве типоморфных выступают Zr, Ba, Lа, Nb, Th, Ta. Наименьше элементов-примесей содержат красные гранаты (6359,9 ppm). Выявляется также тенденция к снижению содержания большинства микроэлементов в направлении от гранатов из промышленно-продуктивных трубок к гранатам из алмазоносных и далее неалмазоносных трубок. На этом фоне не вызывает удивления статистическая тенденция к снижению содержания микроэлементов в гранатах в направлении от трубок центральной части Сибирского кратона к трубкам на его северо-восточной окраине.

Таким образом, проведенные исследования показали, что различие кимберлитовых гранатов по цвету не только четко отражает их нетождественность по конституции, но и имеет глубокие генетические причины. Последнее позволяет рассматривать окраску гранатов как важный минералогический критерий оценки перспективности кимберлитов на алмазы.

120

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА АЛМАЗООБРАЗУЮЩИХ ВЫСОКОПЛОТНЫХ ФЛЮИДОВ: НА ПРИМЕРЕ ИЗУЧЕНИЯ НАНОРАЗМЕРНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В АЛМАЗАХ ИЗ РОССЫПЕЙ И КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК ЯКУТИИ

1Институт геологии и минералогии CO РАН, г. Новосибирск, Россия logv@uiggm.nsc.ru 2Геологический центр, г. Потсдам, Германия

Алмазы в пределах Якутской алмазоносной провинции встречаются как в коренных, так и в россыпных проявлениях. Изучение сингенетических минеральных и кристалло-флюидных включений в них свидетельствует о сложной многокомпонентной алмазообразующей среде, которая формируется в мантии Земли. Несмотря на многолетний опыт таких исследований, вопрос о составе алмазогенерирующего расплава решается неоднозначно. Появление высокоточной современной аппаратуры, а также более тщательное согласование минералогических и экспериментальных исследований в этой области, позволило продолжить проводимые работы на новом уровне [1–11]. Однако важную информацию дает исследование не только общего фазового состава среды кристаллизации алмаза, но и взаимоотношения отдельных фаз. В связи с этим наиболее информативными оказываются скопления включений, расположенные в центральной части алмаза, т.к. именно они связаны с наиболее ранними стадиями его кристаллизации. Выделено два типа таких включений: облакоподобные и черные обособленные скопления (кластеры). Детальные исследования включений первого типа в алмазах из кимберлитовых трубок Якутии и Канады, проведенные Логвиновой [6] и Klein BenDavid [3] c соавторами (46 обр.), а также из аллювиальных алмазов северо-востока Сибирской платформы (23 обр.) [1] показали, что эти включения сингенетичны алмазу и представляют собой полиминеральные образования, состоящие из силикатов, оксидов, карбонатов, галидов, флюидных включений и аморфного остаточного материала. Все включения по набору минеральных фаз однообразны и состоят из Сa, Mg, Fe- и Ba, Sr-карбонатов, флогопита, магнетита, апатита, клиногумита, сульфидов, KCl и аморфного вещества. Валовый химический состав таких включений варьирует между двумя крайними членами: карбонатитовым и водно-силикатным [9]; от обогащенного Ca, Mg, Fe, Ba, Sr – карбонатами до обогащенного водными компонентами силикатного (Si, Al). Для них характерно также повышенное содержание щелочей, в основном K (в меньшей мере Na), и Сl. Причем наблюдается положительная корреляция между распределением щелочей и

А.М. Логвинова1, Р. Вирт2, Н.В. Соболев1

121

содержанием Cl. Высокощелочной характер мантийных флюидов имеет важные геохимические следствия, т.к. именно щелочные флюиды обладают высокой транспортирующей способностью по отношению ко многим редким и рассеянным элементам.

Черные кластеры до настоящего времени практически не были изучены. Первые попытки исследовать подобные включения принадлежат Харрису [2]. Он идентифицировал в них сульфиды и графит. В работе [7] впервые показано, что черные кластеры отличаются от облакоподобных включений набором фаз и представляют собой более “плотные” скопления субмикроскопических включений графита, сульфидов, оксидов, галидов и флюида. Использование новых современных приборов с высокими параметрами разрешения позволило нам определить фазовый состав черных кластеров, а также размеры и взаимоотношения отдельных фаз. В работе представлены новые данные, полученные методами сканирующей (LEO-1430 VP с энерго-дисперсионным рентгеновским спектрометром EDS INCA Energy 350) и просвечивающей электронной микроскопии (TEM). Образцы для TEM были препарированы методом ионного утонения в виде тонких пленок размером 0,2×10×15 мкм [11].

Алмазы, содержащие скопления черного материала в центральной зоне кристалла, из трех кимберлитовых трубок Якутской алмазоносной провинции (Комсомольская, Сытыканская и Интернациональная) характеризуются исключительным разнообразием субмикронных включений. В таких алмазах из тр. Комсомольская эти зоны представляют собой аморфное вещество, обогащенное F, O, Fe, Mg, Al, Si, Ca, S с множеством наноразмерных кристалликов (около 10 нм) магнетита, селлаита, корунда, выкристаллизовавшихся из этой массы. В этом же материале зафиксировано множество открытых пор, вероятно заполненных ранее флюидом, и вскрытых в процессе изготовления тонкой пленки. Среди кристаллических фаз в этой ассоциации диагностированы магнетит, омфацит, вюстит, графит, корунд, селлаит. В октаэдрических кристаллах алмаза из тр. Сытыканская и Интернациональная черные кластеры представлены либо скоплением субмикроскопических кристаллов графита, содержащих полиминеральные расплавные/флюидные включения (флогопит, магнетит, силикаты, карбонаты и аморфное стекло, обогащенное F, K, Cl, Nb, Ba, Sr), либо закономерными сульфид – графитовыми срастаниями, ассоциирующими с силикатами и флюидом. Последний тип также встречается в алмазах из аллювиальных россыпей. Отличительной особенностью кристалло-флюидных включений в алмазах из аллювиальных россыпей является преобладание карбонатных фаз, среди которых выделяются два типа: обогащенные Mg (магнезит, доломит, клиногумит, шпинель) и обогащенные Ba, Sr (Ca, Ba, Sr- карбонаты) [1]. Выявление подобных ассоциаций на наноразмерном уровне для

122

представительного количества образцов имеет большое петрологическое значение, поскольку подтверждает гетерогенный характер алмазообразующей среды, а также позволяет предполагать существование разных коренных источников для алмазов аллювиальных россыпей северо-востока Сибирской платформы. Полученные нами данные свидетельствуют о преобладании включений эклогитового парагенезиса как в облакоподобных скоплениях, так и в черных кластерах, а также о важной роли глубинных метасоматических процессов с вовлечением ряда несовместимых элементов при формировании алмазов.

1. Логвинова А.М., Вирт Р., Томиленко А.А., Афанасьев В.П., Соболев

Н.В. Особенности фазового состава наноразмерных кристаллофлюидных включений в аллювиальных алмазах северо-востока Сибирской платформы // Геология и геофизика. – 2011. – 52, № 11. – С. 1634–1648.

2. Harris J.W. Black material on mineral inclusions and in Internal fracture planes in diamond // Contr. Mineral. and Petrol. – 1972. – 35. – Р. 22–33.

3. Klein-BenDavid O., Logvinova A.M., Schrauder M., Spetius Z.V., Weiss Y., Hauri E.H., Kaminsky F.V., Sobolev N.V., Navon O. High-Mg carbonatitic microinclusions in some Yakutian diamonds – a new type of diamond-forming fluid // Lithos. – 2009. – 112. – Suppl. 2. – Р. 648–659.

4. Klein-BenDavid O., Wirth R., Navon O. TEM imaging and analysis of microinclusions in diamonds: a close look at diamond-growing fluids // Amer. Mineral. – 2006. – 91. – P. 353–365.

5. Litvin Y.A. High-pressure mineralogy of diamond genesis // Geological Society of America. – 2007. – Special Paper. – P. 83–103.

6. Logvinova A.M., Wirth R., Fedorova E.N., Sobolev N.V. Nanometer-sized mineral and fluid inclusions in cloudy Siberian diamonds: new insights on diamond formation // Eur. J. Mineral. – 2008. – 20. – Special issue on Diamonds. – P. 317–331.

7. Logvinova A.M., Wirth R., Sobolev N.V. Black cluster and cloudy nanoinclusions in the core of Yakutian diamonds: TEM investigation // 9th International Kimberlite Conference, Extended Abstracts. – 2008. – 9IKC-A-00380.

8. Stachel T., Harris J.W. The origin of cratonic diamonds – constraints from mineral inclusions // Ore Geology Rewiew. – 2008. – 34. – P. 5–32.

9. Navon O. Formation of diamonds in the Earth’s mantle // In J.J. Gurney, J.L. Gurney, M.D. Pascoe and S.A. Richardson Eds., Proceedings of the 7th International Kimberlite Conference. – 1999. – P. 584–604.

10. Palyanov Y.N., Shatsky V.S., Sobolev N.V., Sokol A.G. The role of mantle ultrapotassic fluids in diamond formation // Proc. Natl. Acad. Sci. USA. – 2007. – 104, № 22. – C. 9122–9127.

11. Wirth R. (2004) Focused Ion Beam (FIB): a novel technology for advanced application of micro- and nanoanalysis in geosciences and applied mineralogy // Eur. J. Mineral. – 2008. – 16. – C. 863–876.

123

СРАВНИТЕЛЬНОЕ ИК-СПЕКТРОСКОПИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ АЛМАЗОВ ИЗ ТУФФИЗИТОВ И РОССЫПЕЙ УРАЛА

В.П. Лютоев1, Е.А. Васильев2, В.И. Силаев1, Л.И. Лукьянова3, И.И. Чайковский4 1Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия 2Санкт-Петербургский государственный горный университет, г. Санкт-Петербург, Россия 3ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия 4Горный институт УрО РАН, г. Пермь, Россия

Изучены две коллекции уральских алмазов: 1) 55 цельных

монокристаллов весом 4,2–151 мг и 78 обломков и осколков весом 2,3–44,3 мг из коренного туффизитового месторождения Рассольнинского, Северный Урал; 2) 15 монокристаллов из россыпи на р. Усьва, Средний Урал. Спектры ИК-поглощения были зарегистрированы в проходящем свете на микроскопе Hyperion 1000, совмещенном с Фурье спектрометром VERTEX-70 (Bruker) в диапазоне 400–7800 см–1 с разрешением 2 см–1 при усреднении от 32 до 500 сканов в зависимости от формы и прозрачности образца. Запись спектра производилась в наиболее прозрачной части обломков и осколков. В случае цельных кристаллов спектр регистрировался через центр и при возможности в области края. Спектры оптической плотности нормировались по собственному двухфононному поглощению так, что бы коэффициенты поглощения составляли 12,5 см–1 в области 2030 см–1, 4,6 см–1 в области 2490 см–1, 0 см–1 в области 4000 см–1.

В спектрах ИК-поглощения всех рассольнинских и большей части усьвинских алмазов зарегистрированы линии A-, B1-, B2-, CH-дефектов. Такие алмазы относятся к физической разновидности IaB. Кроме того, в относительно небольшой коллекции усьвинских камней были выявлены два алмаза, относящиеся к разновидности IaA, т. е. без дефектов B1 и B2. Дефекты A, B1 и B2 обуславливают появление в ИК-спектрах сложной комбинированной полосы с наложенными узкими линиями в диапазоне 1500–700 см–1. Оценка вклада индивидуальных систем поглощения производилась с помощью программы, использующей эталонные спектры. Для характеристики B2-дефектов были определены положение максимума их ИК-полосы в интервале 1360–1380 см–1 и коэффициент соответствующего поглощения. В интервале 3000–4000 см–1, где проявляется собственное трехфононное поглощение алмаза, регистрируются широкие плохо структурированные полосы. Почти во всех ИК-спектрах на фоне широких и мало интенсивных полос выделяется узкая одиночная линия при 3107 см–1, соответствующая колебаниям СН-групп,

124

предположительно хемосорбированных в октаэдрических микропустотах алмаза. Рассольнинские алмазы характеризуются широким диапазоном значений как общей концентрации азота (NA + NB1 = 110–1900, среднее 870 at. ppm), так и степени агрегации (20–92, среднее 60 % В1). Алмазы из усьвинской коллекции имеют более узкий диапазон концентрации азота (300–1400 at. ppm) и более низкое среднее содержание структурного азота (810 at. ppm). Степень агрегации азота в этих кристаллах варьируется более широко – от 0 до 99 %, хотя среднее значение этого параметра в усьвинских алмазах не превышает 40 %.

Статистический анализ показал, что цельные кристаллы и обломки в обеих изученных коллекциях по концентрации и степени агрегации азотных дефектов существенно не различаются. На диаграмме Тейлора, построенной по кинетическим параметрам перехода A→B1 для времени пребывания алмазов в мантии 3 млрд лет, точки цельных рассольнинских кристаллов объединяются в компактную область, несколько вытянутую вдоль изотермы равновесной температуры 1120 °С. Среди целых кристаллов только два алмаза попадают в область меньших температур (изотерма 1100 °С) и пять в область повышенной примерно на 50 ° температуры. Наши данные соответствуют результатам, полученным Г.К. Хачатрян. Точки, соответствующие обломкам из рассольнинской коллекции, распределены на диаграмме % B–N почти аналогично точкам, отвечающим цельным кристаллам, отличаясь лишь несколько большим представительством в высокотемпературной части диаграммы. Последнее, вероятно, обусловлено присутствием среди обломков ядерных частей алмазных кристаллов. На порядок меньшая по объему выборка усьвинских алмазов демонстрирует на диаграмме более широкий диапазон равновесных температур – от 1050 до 1200 °С.

Рассольнинские и усьвинские алмазы различаются и по ИК-характеристикам B2-дефектов. Так, среднее значение и вариация коэффициента поглощения в полосе В2 у рассольнинских кристаллов вдвое превышают таковые для усьвинских алмазов. При этом, цельные кристаллы и обломки из рассольнинской коллекции по параметрам В2-дефектов статистически не различимы. Положение максимума полосы В2-центров у рассольнинских алмазов изменяется в пределах 1361–1374 см–1, а у усьвинских кристаллов – в диапазоне 1362–1373 см–1. Как известно, значение максимума полосы поглощения В2-дефектов находится в обратной зависимости от размеров плейтелетс. Распределение рассольнинских алмазов по значениям этого параметра имеет логнормальный характер, обнаруживая сдвиг примерно на 1 см–1 в сторону увеличения волнового числа при переходе от обломков к цельным кристаллам. Распределение усьвинских алмазов по этому

125

параметру носит скорее нормальный характер с центром, сдвинутым примерно на 1 см-1 в длинноволновую область, по сравнению с цельными рассольнинскими кристаллами. Исходя из спектроскопических данных, средние размеры плейтелетс в кристаллах рассольнинских алмазов определены нами как 66 нм, а в усьвинских алмазах – как 62 нм. Выявленное различие, возможно, обусловлено разницей равновесных температур постростовой истории сопоставляемых алмазов. Действительно, как видно из диаграммы % B–N, большинство усьвинских кристаллов характеризуется более низкой равновесной температурой в сравнении с рассольнинскими кристаллами. В обеих коллекциях уральских алмазов коэффициент поглощения B2 прямо коррелируется с содержанием В1-центров, что дает основание отнести их к так называемому упорядоченному типу, в котором агрегация А-дефектов в В1-дефекты сопровождалась образованем плейтелетс в равновесной пропорции.

В коллекции рассольнинских алмазов присутствует небольшое число кристаллов с высокими интенсивностями пика при 3107 см-1, обусловленного ИК-поглощением на водородных дефектах. В усьвинской коллекции такие кристаллы вообще отсутствуют. Средний коэффициент ИК-поглощения, отвечающий водородным дефектам, для цельных рассольнинских алмазов составляет 2.7 см–1, максимальное значение достигает 24,6 см–1 (соответствует 15 см-1 при спектральном разрешении 4 см-1). Для обломков алмазов из рассольнинской коллекции определен более узкий диапазон варьирования этого коэффициента и существенно меньшее его среднее значение. Алмазы из усьвинской коллекции в отличие от рассольнинских, характеризуются незначительной и мало варьирующей концентрацией водородных дефектов. Какие-либо корреляционные связи интенсивности линии 3107 см-1 с интенсивностями полос ИК-поглощения на азотных дефектах в уральских алмазах не проявились.

Таким образом, ИК-спектроскопия обнаруживает достаточно существенное отличие уральских алмазов из коренного туффизитового месторождения и речной россыпи. Первые характеризуются близким к унимодальному значению 1120 С равновесной температуры отжига в мантийных условиях, а вторые демонстрируют более широкий диапазон равновесных температур мантийного отжига от 1050 до 1200 С. Кроме того, алмазы из туффизитов отличаются примерно в два раза большими коэффициентами ИК-поглощения на В2- и СН-дефектах. Самым примечательным представляется наличие в усьвинской коллекции кристаллов без центров В1 и В2, которых нет в десять раз большей рассольнинской. По пропорции между B1- и B2-дефектами, алмазы из туффизитов ближе к равновесному “упорядоченному” типу, чем россыпные.

126

ПРАКТИКА И ПЕРСПЕКТИВЫ ПРИМЕНЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАСКРЫТИЯ ПРОДУКТОВ СИНТЕЗА АЛМАЗА

А.Л. Майстренко1, Н.А. Олейник1, О.Н. Сизоненко2, Г.А. Базалий1 1Институт сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины, г. Киев, Украина, oleynik_nonna@ukr.net 2Институт импульсных процессов и технологий НАН Украины г. Николаев, Украина, sizonenko43@rambler.ru

Продукт синтеза (ПС) – композиционный материал

технологического назначения – является результатом синтеза алмаза при высоком давлении и температуре. Спеки ПС отличаются структурой, размером, содержанием составляющих (алмаза, графита, металлической составляющей, примесей), а также размерами и качеством синтезированных алмазов.

Переработка ПС направлена на раскрытие алмаза, извлечение алмазного сырья, его сортировку и классификацию с получением широкого спектра порошков различных зернистости, прочности и эксплуатационных характеристик. Широко известна химическая переработка, включающая растворение металлической составляющей, окисление неперекристаллизовавшегося графита, контрольную очистку сырья. Применяют разработанный в ИСМ им. В.Н. Бакуля НАН Украины ресурсосберегающий способ – многостадийный процесс, направленный на раскрытие ПС термохимическим методом, включающий также гравитационное разделение алмаза и графита и очистку алмазного сырья. Интенсификацию химической обработки осуществляют за счет предварительного дробления спеков ПС, или сочетания дробления и термической или ультразвуковой обработки.

Основные недостатки известных способов: значительный расход вредных веществ I и II классов опасности – кислот или их смесей, расплавов щелочей, азотнокислых солей, смеси нитрата и гидроксида калия и других, трудоемкость процесса. Поэтому замена химических методов раскрытия алмаза физическими является актуальной задачей.

Цель настоящей работы – моделирование процесса разрушения элементарного фрагмента ПС и исследование влияния физических воздействий на технологические характеристики: степень его раскрытия, качество алмазного сырья и изготавливаемых порошков.

Исследования проведены на двух видах ПС, полученных в ростовой системе Ni–Mn–C, которые предназначены для изготовления алмазных порошков марок АС10 и выше, и порошков марок АС4–АС6. Для раскрытия алмаза после растворения металлической составляющей применено параллельно 2 метода: дробление в роторной

127

дробилке конструкции ИСМ им. В.Н. Бакуля НАН Украины и импульсная обработка высоковольтным электрическим разрядом в воде (ВЭР обработка). ВЭР обработку выполнили в ИИПТ НАН Украины при параметрах воздействия, обеспечивающих давление в канале разряда 800 МПа и суммарную энергию обработки 1 МДж. Гравитационное разделение алмаза и графита проводили на концентрационном столе КЦГ-30.

При исследовании применены методы оптической и растровой электронной микроскопии с применением микрорентгеноспектрального анализа на приборе “CAMSCAN–4DV” с приставкой “Link–3000”, химический, гравиметрический методы, ситовой анализ, метод определения удельной магнитной восприимчивости, методики, предусмотренные ДСТУ 3292-95, механические испытания на универсальной машине FP–10, методика оценки степени раскрытия ПС. Анализ напряженно-деформированного состояния модели гранулы, нагруженной диаметрально приложенным давлением, выполнен методом конечных элементов.

Результаты исследования. Микроструктура спеков ПС представлена зернами алмаза, в виде отдельно расположенных в металлической матрице кристаллов, размерами до 630 мкм и их сростками. Толщина прослоек матрицы, которая окружает кристаллы алмаза, изменяется в диапазоне от 3 до 600 мкм. В матрице присутствуют первичные карбиды марганца игольчатой формы (до 50 мкм) и эвтектика (твердый раствор никель–марганец–карбид марганца–углеродная фаза), эвтектические карбиды размером 5–10 мкм. По результатам исследования структуры спеков ПС предложена физико-механическая модель структуры элементарного объема гранулы ПС в виде трехслойного шара. Ядро шара – алмаз, коаксиально сопряжено с упругой и однородной металлической и последующей графитовой оболочками. После растворения металлической составляющей ПС, алмазно-графитовый материал представлен псевдополыми, пористыми гранулами из графитовой оболочки и “алмазного ядра”. Ядро не контактирует с оболочкой. Результат разрушения псевдополых гранул – неповрежденные, свободные кристаллы алмаза и осколки графитовой оболочки.

Такая модель открыла перспективы для наиболее полного раскрытия алмаза путем изменения структурного состояния ПС посредством стадийного применения физических методов и промежуточного растворения металлической составляющей.

В процессе исследования были определены основные характеристики ПС, алмазного сырья и порошков (табл.).

Результаты исследований показали, что применение физических методов раскрытия алмаза позволяет с экологическим преимуществом усовершенствовать переработку ПС алмаза, увеличить выход

128

порошков повышенной прочности с низким содержанием металлических включений.

Основные технологические характеристики дисперсного ПС и характеристики качества алмазного сырья и порошков после применения физических методов раскрытия алмаза

Характеристики

Продукт синтеза алмаза для изготовления порошков

Марки АС4−АС6 Марки АС10 и выше

Способ раскрытия Дробление ВЭР обработка

Химическая дезинтеграция

Концентрация продуктов разрушения (выход), %

45 80

63 94

55 34

Крупность, мкм −630+100

Степень раскрытия, у. е. 0,60 0,95

0,98 0,99

0,95 0,95

Алмазное сырье

Несгораемый остаток, у. е. 1,15−1,6

Уд. магнитная восприимчивость, м3/кг

(6,3−6,9)·10-8 10,5·10-8

(6,3−6,9)·10-8 7,5·10-8

(6,3−6,9)·10-8 11,0·10-8

Уд. площадь поверхности сырья для порошков АС4,

у. е. нет данных 1,7−2,6 1

Алмазные порошки Выход марки АС32, % 25,87 28,85 21,06

Авторы выражают глубокую благодарность Богатыревой Г.П.,

вед. научн. сотруднику ИСМ им. В.Н. Бакуля НАН Украины за многолетнее сохранение научного направления создания ресурсосберегающих технологий переработки ПС сверхтвердых материалов. Мы признательны вед. научн. сотруднику Кущу В.И., и. о. зав. лабораторией Ильницкой Г.Д., ст. научн. сотрудникам Петасюку Г.А., Александровой Л.И., Кулик О.Г. за помощь при проведении исследований.

129

МИНЕРАЛЬНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В АЛМАЗАХ ТРУБКИ АРХАНГЕЛЬСКАЯ

А.Б. Макеев1, Г.Ю. Криулина2, Н.В. Трубкин1 1ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия, Старомонетный пер., 35 abmakeev@igem.ru 2МГУ, г. Москва, Россия, Воробьевы горы Galinadiamond@gmail.com

Морфологические особенности коллекции кристаллов алмаза

из кимберлитов трубки Архангельская (собственность МГУ) изучались на растровом электронном микроскопе JSM-5610LV с энергодисперсионной приставкой в ИГЕМ РАН. Габитус кристаллов отличается причудливой смесью плоскогранных и кривогранных форм, характерных для краевых частей платформ. Присутствуют комбинационные кристаллы, сростки, двойники, скипетровидные, обломки (с техногенными и мантийными сколами), оболочечные, борт. На гранях алмазов развиты как следы растворения (ямки травления), так и формы роста (вицинали и бугорки), полосы пластической деформации (мантийные), следы регенерации. Все это свидетельствует о нестабильности среды кристаллизации – о неоднократной смене условий роста с разнообразным пересыщением углерода, а также о резком снижении РТ параметров, способствующем растворению алмаза. Часть кристаллов алмаза содержит видимые крупные включения (рис., табл.), среди которых превалируют хромшпинелиды (высокохромистые пикрохромиты), алмаз в алмазе, оливин, пироксен, перистые включения графита, оранжево-красные, красно-малиновые гранаты пироп-альмандин-гроссулярового и пироп-альмандин-кноррингитового состава. Размеры включений варьируют от нескольких микрон до 0,5 мм. Часто включения выходят на поверхность (рис.) или вскрываются на сколах, и тогда их удается проанализировать. Впервые в ААП в нескольких алмазах установлены и проанализированы зональные включения хромита с высоким содержанием изоморфной примеси цинка [1]: внутренняя часть хромита содержит 2–3 %, а новообразованная кайма – 5,84 % ZnO. Подобные цинкистые хромшпинелиды в последнее время часто обнаруживают в виде включений в алмазах и в других алмазоносных провинциях, в качестве акцессориев в лампрофирах, в алмазоносных россыпях [5] и др. В качестве “примазок” на кристаллах алмаза выявлены каолинит, серпентин, магнетит, кальцит, апатит, гематит, хроммагнетит, а также вскрыты в процессе вакуумирования близповерхностные включения солей KCl, NaCl, K(Cl,Br)*H2O, CaCl2, CuSO4, (K,Na,Ca,Fe)(Cl,SO4) и др [3]. На 70 кристаллах алмаза трубки Архангельская обнаружены

130

остатки 16 видов металлических пленок следующего состава: чистые металлы – Cr, Fe, Ni, Ti, Pb, а также сплавы Al-Cu-Fe, Cu-Zn, Ni-Al, Ni-Cr, Ni-Cr-Fe, Fe-Cr-Ni, Fe-Cr, Fe-Ni, Fe-Cr-Ni-Mn, Cr-Ti, Cr-Fe-Cu-Ni [4]. Наиболее распространены пленки Cr. Выявленные особенности алмазов из кимберлитов трубки Архангельская, с учетом ранее опубликованных данных [1–5], позволяют сделать следующие выводы: 1) в трубке имеются кристаллы как перидотитового, так и эклогитового майтиных парагенезисов; 2) в кимберлитовом транспортере во время его внедрения из мантии в кору создавались условия не только для окисления и травления алмазов и минеральных включений, вскрывающихся на поверхности, но и для образования низкотемпературных минералов ряда железистых шпинелидов, а также метастабильного роста мелких кристаллов алмаза, скипетровидных кристаллов, и нарастания на мантийные алмазы разнообразных оболочек.

Нормированный химический состав включений хромшпинелида и

граната в алмазе из трубки Архангельская и результаты их пересчетов на кристаллохимические коэффициенты

Оксиды 157-2 157-3 182-2 182-5 192-2 192-4 А-108 A-41 A-91 Оксиды

Cr2O3 63.23 58.32 65.88 67.64 61.43 58.04 66.89 65.26 58.05 41,21 SiO2

AI2O3 7.96 13.06 6.55 4.39 5.68 7.88 7.12 6.95 6.00 17,46 AI2O3

TiO2 0.05 0.00 0.22 0.09 0.28 0.00 0.00 0.00 0.00 7,84 Cr2O3

V2O5 0.42 0.33 0.26 0.31 0.17 0.34 0.44 0.00 0.62 5,98 FeO

Fe2O3 1.25 1.44 1.76 2.00 7.79 10.36 0.04 0.89 12.90 0.00 MnO

FeO 7.85 9.42 10.09 10.57 6.49 2.81 8.57 10.07 2.74 24,57 MgO

MnO 0.66 0.33 0.21 0.53 1.18 1.22 0.57 0.69 0.14 2,94 CaO

MgO 12.59 14.10 14.72 13.62 15.77 18.47 14.70 12.35 19.54 А-33 Пироп-альмандин-кноррингит NiO 0.15 0.00 0.32 0.34 0.00 0.26 0.00 0.00 0.00

ZnO 5.84 3.01 0.00 0.52 1.20 0.62 1.66 3.80 0.00 Cr3+ 13.185 11.747 13.522 14.143 12.602 11.619 13.736 13.656 11.639 41,09 SiO2

AI3+ 2.473 3.921 2.003 1.368 1.737 2.350 2.178 2.166 1.794 24,89 AI2O3

Ti4+ 0.020 0.000 0.085 0.036 0.109 0.000 0.000 0.000 0.000 0,00 Cr2O3

V5+ 0.073 0.055 0.044 0.055 0.030 0.057 0.076 0.000 0.103 13,66 FeO

Fe3+ 0.248 0.276 0.345 0.397 1.522 1.973 0.009 0.177 2.463 0,28 MnO

Fe2+ 1.731 2.007 2.190 2.337 1.407 0.595 1.862 2.228 0.581 13,08 MgO

Mn2+ 0.147 0.071 0.046 0.118 0.260 0.263 0.126 0.155 0.030 7,00 CaO

Mg2+ 4.953 5.356 5.698 5.372 6.102 6.973 5.695 4.875 7.389 А-193 Пироп-альмандин-гроссуляр Ni2+ 0.032 0.000 0.067 0.071 0.000 0.053 0.000 0.000 0.000

Zn2+ 1.138 0.565 0.000 0.101 0.231 0.116 0.318 0.742 0.000

131

Рис. Электронно-микроскопические изображения включений в алмазах: хромитов (А-41, А-91, А-108, А-157) и гранатов (А-33 и А-193)

1. Криулина Г.Ю., Макеев А.Б., Трубкин Н.В., Гаранин В.К.

Минералогические особенности кристаллов алмаза из кимберлитовой трубки Архангельская // Матер. совещ. “Новые горизонты в изучении процессов магмо- и рудообразования”. – М.: ИГЕМ РАН, 2010. – С. 426–427.

2. Макеев А.Б., Дудар В.А. Минералогия алмазов Тимана. – СПб: Наука, 2001. – 336 с.

3. Макеев А.Б., Криулина Г.Ю. Флюидно-солевые включения в алмазе как индикаторы состава минералообразующей среды верхней мантии // Изв. вузов. Геология и разведка. – 2011. – № 6 .– С. 78–84.

4. Макеев А.Б., Криулина Г.Ю. Металлические пленки на поверхности и в объеме кристаллов алмаза Архангельской и Якутской алмазоносных провинций // ЗРМО. – 2012 – № 1. – С. 101–114.

5. Макеев А.Б., Макеев Б.А. Цинковые хромшпинелиды Среднего Тимана и Приполярного Урала // Докл. РАН. – 2005. – 404. – № 2. – С. 235−240.

132

МАНТИЙНЫЕ КСЕНОЛИТЫ ИЗ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ АНГОЛЫ: СОСТАВ, УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ

Л.П. Никитина1, 2, Н.М. Королев1, 2, В.Н. Зинченко3, Г.И. Шафрановский3 1Институт геологии и геохронологии докембрия РАН г. Санкт-Петербург, Россия adm@ipgg.ru 2Санкт-Петербургский государственный университет, геологический факультет,г .Санкт-Петербург, Россия lpnik@mail.ru 3Департамент геологии Горно-рудного общества “Катока”, Республика Ангола

В настоящей работе изложены результаты изучения мантийных ксенолитов из кимберлитовых трубок Катока и КАТ-115, расположенных на древнем архейском щите Касаи. Трубка Катока входит в число крупнейших по размерам (915×990 м, площадь – 63,6 га) и разведанным запасам алмазов кимберлитовых тел в мире (четвертое место). Это слабо эродированная палеовулканическая постройка (рис.), сложенная полигенными комплексами пород кимберлитовой формации, различными по составу, петрофизическим свойствам и степени алмазоносности [1, 2]. U-Pb возраст цирконов (SHRIMP II) из кимберлитов составляет 118 млн лет [6]. Трубка КАТ-115 находится в 6 км к северу от трубки Катока.

Верхняя мантия под кратоном Ангола-Касаи, по данным изучения ксенолитов, в интервале глубин 120–190 км сложена преимущественно эклогитами, среди которых выделяются низко- и высокомагнезиальные, а также высокоглиноземистые разновидности. Гранатовые лерцолиты имеют подчиненное развитие. Породообразующие минералы эклогитов представлены гранатом и клинопироксеном, акцессорные минералы – кианитом, рутилом, ильменорутилом, ильменитом и оксидами железа. Для эклогитов характерно обогащение РЗЭ относительно примитивной мантии и суперхондритовые значения отношений Nb/Ta и Nb/La. Лерцолиты, содержащие форстерит, энстатит, хромдиопсид, пироп и акцессорный ильменорутил, обогащены относительно примитивной мантии легкими РЗЭ и обеднены тяжелыми РЗЭ, отношения Nb/Ta и Nb/La в них близки к хондритовым.

Мантийная геотерма, полученная по ксенолитам, содержащим ассоциацию граната и ортопироксена, близка к геотермам литосферной мантии под архейскими кратонами (плотность теплового потока 40–42 мВт/м2). Р–Т условия равновесия минеральных ассоциаций

133

высокомагнезиальных эклогитов и гранатовых лерцолитов соответствуют алмазной фации глубинности, а высокоглиноземистых и большей части низкомагнезиальных эклогитов – полю стабильности графита.

Рис. Кимберлитовая трубка Катока. Геологический разрез до глубины 600 м. Вмещающие гнейсы (AR2); массивные кимберлитовые брекчии (КБМ); слюдистые кимберлитовые брекчии (СлКБМ); туфобрекчии 1-й фазы (КТБ-1); туфобрекчии 2-й фазы (КТБ-2); брекчии ксенолитового “слоя” (БКС); автолитовые кимберлитовые брекчии (АКБ), прорванные дайками порфировых кимберлитов (КП) и штокверками туффизитов (КТ); кимберлиты зоны перехода (КЗП); вулканогенно-осадочная ассоциация (ВОП); песчаники формации Интеркалар (МФП); песчаники группы Калахари (Pg2-N2); аллювий (QIV

1); вертикальные линии – разведочные скважины

U–Pb изотопный возраст цирконов, выделенных из трех

ксенолитов, определен на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ). Точки цирконов образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией составляет 1242 ± 96 млн лет, а нижнее – 194 ± 74 млн лет. Последнее значение, в пределах погрешности измерения, близко к возрасту цирконов кимберлитов (118 млн лет). Возможно, нарушение U-Pb системы в цирконах мантийных пород связано с воздействием кимберлитовой магмы. Наиболее древнее дискордантное значение (2799 млн лет), предположительно характеризует верхнюю возрастную границу мантии под кратоном Ангола-Касаи. Для спектров РЗЭ цирконов характерно наличие положительной Ce аномалии и отрицательной Eu аномалии. Общее содержание РЗЭ и спектры распределения их в изученных цирконах значительно отличаются от таковых в цирконах из коровых эклогитов, характеризующихся

134

пониженным содержанием РЗЭ и отсутствием Eu-аномалии [3]. На диаграмме (U/Y)–Y ни одна из точек цирконов из мантийных ксенолитов не соответствует полю цирконов из кимберлитов [5]. Это исключает версию о “чужеродности” зерен цирконов и возможном попадании их в протолочки ксенолитов из кимберлитов. В зональных цирконах низкомагнезиального эклогита концентрация U, Hf, Nb и Y возрастает от центральной к краевой зоне, однако в краевой зоне отношение Th/U понижается, а U/Yb – повышается. Наблюдаемые тренды указывают на влияние процессов метасоматоза на эклогиты.

Мантийные эклогиты рассматриваемых трубок по химическому и минеральному составу, условиям равновесия минеральных ассоциаций и наложенным процессам сходны с низкомагнезиальными эклогитами, вынесенными мезозойскими кимберлитами комплекса Койду [4], расположенного в пределах докембрийского кратона Мен (Сьерра-Леоне, Западная Африка).

В докладе обсуждаются возможные версии образования эклогитов в верхней мантии, подстилающей кратон Касаи.

Работа поддержана грантом РФФИ №11-05-00346. Авторы благодарят А.Г. Гончарова, О.Л. Галанкину, С.Г. Скублова (ИГГД РАН), А.К. Салтыкову, Н.В. Родионова (ЦИИ ВСЕГЕИ), С.Г. Симакина, Е.В. Потапова (ЯФ ФТИАН) за аналитические исследования.

1. Зинченко В.Н., Дулапчий Е., Феликс Ж.Т. и др. Структурно-тектонический контроль проявлений кимберлитового магматизма на северо-востоке республики Ангола // Региональная геология и металлогения. – 2011. – № 47. – С. 107–114.

2. Первов В.А., Сомов С.В., Коршунов Е.В. и др. Кимберлитовая трубка Катока, Республика Ангола: палеовулканологическая модель // Геология рудных месторождений. – 2011. – 53, № 4. – С. 330–345.

3. Скублов С.Г., Березин А.В., Бережная Н.Г. Общие закономерности состава цирконов из эклогитов по редким элементам применительно к проблеме возраста эклогитов Беломорского подвижного пояса // Петрология. – 2012. – 20, № 4. – С. 61–70.

4. Barth M., Rudnick R., Horn I., et al. Geochemistry of xenolithic eclogites from West Africa, Part 1: A link between low-MgO eclogites and Archean crust formation // Gechem. Cosmochim. Acta. – 2001. – 65, No. – 9. – P. 1499–1527.

5. Belousova E.A., Griffin W.L., Pearson N.J. Trace element composition and catodoluminiscence prorerties of southern African kimberlite zircons // Miner. Mag. – 1998. – 62. – P. 355–366.

6. Robles-Cruz S.E., Escayola M., Davis B. et al. U–Pb zircon ages from Catoca and Tchiuzo kimbelites, Angola // VII SSAGI, South American Symposium on Isotope Geology, Brasіlia, 25th–28th July 2010. – Brasil, 2010. – 5 p.

135

АЛМАЗЫ ИЗ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ КИМБЕРЛИТОВ КАРЕЛИИ Э.В. Никитина

Научно-исследовательское геолого-разведочное предприятие АК “АЛРОСА” 191036, г. Санкт-Петербург, Невский пр., д. 128–А, Россия alrosaspb@mail.ru

Алмазоносные кимберлиты Кимозерского тела в Карелии

являются наиболее древними в мире. Первоначально установленный возраст пород (1764±125 млн лет) отражает время проявленного в регионе метаморфизма [2, 4]. На основе геологических данных и определений изотопного состава U/Pb в цирконах, формирование кимберлитов происходило в интервале 1,9–2,0 млрд лет. Кристаллы алмаза размерами 0,2–2,0 мм, редко до 5 мм, представлены бесцветными октаэдрами, реже комбинационными формами типа октаэдр-додекаэдроид и шпинелевыми двойниками, на которых встречаются пятна радиационной пигментации [4, 5].

Алмазы изучены нами методами ИК-спектроскопии (аналитик Васильев Е.А., СПГГУ) и фотолюминесценции (аналитик Матвеева О.П., СПГГУ), проведено их морфологическое описание. Исследования показали, что по характеру физических свойств и минералогическим особенностям кристаллы можно разделить на три группы.

Группа 1 объединяет алмазы с хорошо выраженными кристаллографическими формами: бесцветные и голубоватые октаэдры и двойник по шпинелевому закону комбинационных кристаллов типа октаэдр-додекаэдроид (рис.1, а). На поверхности кристаллов наблюдаются обратно-параллельные треугольные впадины, полицентрический рост и ступенчато-пластинчатое развитие граней.

При облучении УФ-светом в алмазах 1 группы возбуждается люминесценция голубого и зеленого цвета (хорошо проявлены спектральные системы N3 и H3) (рис. 2, а). Спектры ИК–поглощения, представленные на рисунке 2, б, отвечают по физической классификации безазотным алмазам IIа типа (I разновидность по Ю.Л. Орлову [3]). Их характеризуют полосы в диапазоне частот 5000–1667 см-1, которые отражают собственное поглощение решетки алмаза. Алмазы лишены примесного азота, о чем свидетельствует отсутствие полос поглощения в длинноволновой области (1250–500 см-1).

136

а

б

в

Рис. 1. Морфологические типы алмазов Кимозерского тела: а – двойник типа октаэдр–додекаэдроид размером 1,5×0,6мм (1 группа); б – зеленоватые кристаллы с темно-зелеными пятнами радиационной пигментации (2 группа); в – прозрачные бесцветные обломки кристаллов (3 группа)

Группа 2 включает кристаллы октаэдрического габитуса,

окрашенные в зеленоватый цвет с темно-зелеными пятнами радиационной пигментации разной интенсивности (рис.1, б). На поверхностях кристаллов часто наблюдается ступенчато-пластинчатое развитие граней, полицентрический рост, обратно-параллельные треугольные впадины, каналы травления. Фотолюминесценция алмазов данной группы проявлена очень слабо и имеет зеленый цвет (система H3) (рис. 2, а). Большинство кристаллов содержат в ИК-спектре характерную для алмазов полосу поглощения системы B1 (1175 см-1), реже проявлены системы А и B2 (1282 см-1 и 1365 см-1 ) (рис. 2, б). Наличие этих систем обусловлено присутствием в структуре кристалла примесного азота. По физической классификации алмазы группы 2 отвечают наиболее распространенному типу алмазов Ia (I разновидность по Ю.Л. Орлову [3]).

Третья группа представлена прозрачными бесцветными обломками кристаллов (рис.1, в). Некоторые индивиды имеют октаэдрические грани, сколы, зеленовато-бурые пятна пигментации и мелкие черные включения. Для них наиболее характерны поверхности, образованные в результате ступенчато-пластинчатого развития граней (антискелетный рост). В ИК-спектрах поглощения этих алмазов присутствует только собственное решеточное поглощение на частотах 5000–1667 см-1

(рис. 2, б), что указывает на отсутствие примесного азота в структуре кристаллов. По физической классификации они относятся к безазотным алмазам IIа типа (I разновидность по Ю.Л. Орлову [3]).

137

а

б

Рис. 2. Спектры фотолюминесценции (а) и ИК-поглощения (б) алмазов Кимозерского тела

Проведенный комплекс исследований позволил разделить

алмазы Кимозерского тела на три группы: 1) безазотные прозрачные и совершенные кристаллы с хорошо выраженными кристаллографическими формами (октаэдр, октаэдр-додекаэдроид) и четко выраженной спектральной системой H3 и N3; 2) азотсодержащие октаэдрические кристаллы зеленоватого цвета с темно-зелеными пятнами пигментации и 3) безазотные бесцветные обломки октаэдров со ступенчато-пластинчатым развитием граней.

Большинство кимберлитовых тел Якутии характеризуются более разнообразным морфологическим спектром и гранулометрическим составом алмазов [1]. Им свойственна повышенная концентрация азотсодержащих алмазов, тогда как в кимберлитах Кимозерского тела доминируют безазотные алмазы IIa

138

типа, что может свидетельствовать о различных термодинамических и геохимических условиях образования карельских и якутских алмазов.

1. Зинчук Н.Н., Коптиль В.И. Типоморфизм алмазов Сибирской

платформы. – М.: ООО “Недра – Бизнесцентр”. – 2003. – 603 с. 2. Mahotkin I. L. Age and geochemistry of rock samples from the Kimozero

occurrence, Karelia, NW Russia // AML Report. – 1999. – № 52390. 3. Орлов Ю.Л. Минералогия алмаза. – М.: Наука, 1984. – 264 с. 4. Устинов В.Н., Загайный А.К., Смит К.Б. и др. Раннепротерозойские

алмазоносные кимберлиты Карелии и особенности их формирования // Геология и геофизика. – 2009. – 50, № 9. – С. 963–977.

5. Ушков В.В. Кимозерское проявление алмазоносных кимберлитов в Онежской структуре // Геология и полезные ископаемые Карелии. –2001. – № 3. – С. 94–98.

139

ФОРМИРОВАНИЕ СВОЙСТВ ПОРОШКОВ СИНТЕТИЧЕСКИХ АЛМАЗОВ В ПРОЦЕССЕ ИХ РАЗДЕЛЕНИЯ Н.В. Новиков, Г.Д. Ильницкая Институт сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины, Украина, 04074, г. Киев, ул. Автозаводская, 2 izaitseva@ukr.net

Синтез алмаза является одним из выдающихся научных достижений ХХ века. Однако в процессе спонтанной кристаллизации алмазов с достаточно высокими скоростями роста одновременно развивается большое количество кристаллов, что создает объемное ограничения при их формировании. В одном опыте синтеза получают кристаллы различного размера, разной формы, имеющие различные объемные и поверхностные дефекты, а также разную прочность. Для изготовления алмазных порошков, пригодных для создания инструмента, применяют процессы классификации по зернистости и сортировки по прочности. По размерам зерен алмаза выделяют шлифпорошки зернистостью от 800 до 50/40 мкм, микропорошки от 60/40 до 1/0 мкм и субмикропорошки от 1/0,5 до 0,1/0 мкм. Важнейшей характеристикой алмазов является хрупкая прочность, позволяющая выдерживать силы резания без разрушения алмаза. Хрупкая прочность алмаза зависит от прочности алмаза, совершенства огранки, содержания включений и дефектов поверхности. Эффективность алмазной обработки возрастает по мере повышения однородности качества используемых порошков.

Отечественными и зарубежными исследователями свойств синтетических алмазов убедительно показана зависимость прочностных характеристик кристаллов от разнообразных дефектов, которые можно подразделить на три группы: дефекты формы, объемные (внутрикристаллические) и поверхностные дефекты. В основе процессов разделения кристаллов одного минерала, как правило, используют различия в дефектности отдельных кристаллов. Этот же принцип применяют при сортировке зерен алмазных порошков.

Наибольшее распространение в Украине и за рубежом получил метод сортировки по форме на вибростоле, а также по содержанию внутрикристаллических включений в магнитном поле. Разработаны различные способы сортировки алмазов по дефектности поверхности. Для разделения низкопрочных алмазов марок АС6-АС32 был применен аэродинамический метод разделения. Метод флотации использует физико-химические свойства поверхности зерен алмаза для их избирательного прилипания к пузырькам воздуха и разделения на

140

пенный (более прочный) и камерный (менее прочный) продукты. Заслуживает внимания трибомагнитная сепарация алмазов, основанная на декорировании ребер кристаллов алмаза ферромагнитными телами в процессе перемешивания и последующей магнитной сепарации. Однако, эффективность этих методов недостаточно высока, так как в процессе разделения принимает участие не более 20–25 % всех дефектов поверхности кристалла.

Анализ состава серийных алмазных порошков отечественного и зарубежного производства показал, что в них содержится 15–25 % зерен алмаза с прочностью номинальной марки. Это свидетельствует о весьма низкой однородности порошков по прочности. Синтезированные высокопрочные алмазы имеют низкий уровень дефектности поверхности, что приводит к сложностям их сортировки современными методами. Для дальнейшего совершенствования процесса изготовления алмазных порошков повышенного качества разработаны способы сортировки алмазов по прочности на новых принципах. Поверхность алмаза формируется на заключительной стадии кристаллизации и как бы отражает все дефекты кристалла. Прочность кристалла зависит в значительной степени от дефектности поверхности и поэтому сортировка алмазов должна идти по уровню дефектности. На поверхности кристалла всегда присутствуют поверхностные силы, способные удерживать атомы, молекулы или твердые микрочастицы, в количествах пропорциональных уровню дефектности поверхности.

В Институте сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины разработан и промышленно освоен способ сортировки, основанный на различии кристаллов алмаза по уровню дефектности поверхности. Дефектность поверхности тесно связана с прочностью кристаллов. В то же время поверхность кристалла алмаза содержит много активных связей, которые при определенных условиях прочно удерживают твердые микрочастицы. В разработанном способе сортировки наносимые микрочастицы обладают сильными магнитными или электрическими свойствами. У зерен алмаза усиливаются магнитные или электрические свойства, величина которых пропорциональна дефектности поверхности алмаза и обратно пропорциональна его прочности. В процессе сортировки шлифпорошок алмаза можно разделить на несколько продуктов с различной прочностью. При этом возрастает в 2–3 раза однородность порошков по основным свойствам, в частности, по прочности. Разработанный способ сортировки обладает высокой селективностью разделения.

Усовершенствование этого способа позволило эффективно сортировать шлифпорошки алмазов, синтезированные в присутствии различных сплавов-растворителей, и получать высокопрочные

141

алмазные порошки с высокой однородностью по прочностным характеристикам (прочность до и после высокотемпературных воздействий) в диапазоне марок от АС15 до АС400. Для получения алмазных порошков, однородных по линейным размерам, разработана технология, включающая операции дополнительной классификации на ситах с целью выделения узкой фракции зернистости порошков, что позволило увеличить коэффициент однородности по линейным размерам этих порошков более чем в 2,5 раза по сравнению с исходными порошками. Использование в буровом инструменте шлифпорошков алмаза, однородных по прочности и по линейным размерам, позволяет снизить интенсивность изнашивания коронки на 18,6 %.

Широкое применение специальных методов обработки поверхности порошков для овализации зерен повышает коэффициент однородности зерен шлиф- и микропорошков по линейным размерам, что приводит к снижению удельного расхода алмазов при шлифовании в 1,4–2,5 раза, при уменьшении шероховатости обработанной поверхности в 1,3-1,6 раза.

В настоящее время в промышленности повысился интерес к нанопорошковым материалам, среди которых особое место занимают нанопорошки алмаза. Частица нанопорошка, как кластерное образование, состоит из упорядоченного кристаллического ядра и химически лабильной и разрыхлённой поверхности. Алмазное ядро – носитель основных “алмазных” свойств. Первичные частицы наноалмаза с размером 4 нм образуют фрактальные кластерные структуры с размером кластеров 30–40 нм, которые, в свою очередь, формируют агрегаты порядка сотен нанометров. Эти порошки применяются для изготовления наноалмазных порошковых изделий, таких как полирующие суспензии, пасты, адсорбенты, катализаторы окисления монооксида углерода, электроды для химических источников тока. Однако для изготовления этих материалов и изделий из них большое значение имеет создание порошков, которые имели бы одинаковый размер агрегатов алмазных частиц и одинаковый состав функционального покрова поверхности. В институте разработаны методы седиментационного разделения наноалмазных порошков разных марок. Так, при разделении наноалмазов марки АСУД 99 со средним размером 12,525 мкм было получено 6 групп порошков, которые отличаются средним размером агломератов от 28,785 мкм до 3,891 мкм. При этом удельная поверхность нанопорошков с минимальным размером агломератов составляла 120 м2/г, для фракции с самым большим размером агломератов – 187,3 м2/г. Это позволило считать, что самая мелкая фракция агломератов состоит из более крупных алмазных частиц с меньшей энергией взаимодействия между ними.

142

В настоящее время особенно интенсивно ведутся исследования по изучению процессов, находящихся под действием магнитного поля, в различных биологических системах, по управлению этими процессами и прогнозированием последствий. Разделение суспензии нанодисперсных алмазных порошков в магнитном поле с применением металлических шаров позволило, получить нанодисперсные алмазные порошки, с разной удельной магнитной восприимчивостью и средним диаметром агрегатов алмазных частиц. Модифицирование наноалмазных порошков Fe2+ повышает селективность разделения и позволяет выделить диамагнитные порошки.

Таким образом, в результате разделения порошков синтетического алмаза по размерам зерен, по содержанию в них объемных и поверхностных дефектов (шлиф-, микро- и нанопорошков) происходит формирование их физико-химических и физико-механических свойств.

143

ЭЛИТНЫЕ ШЛИФПОРОШКИ ИЗ СИНТЕТИЧЕСКИХ АЛМАЗОВ ДЛЯ ПОРОДОРАЗРУШАЮЩЕГО ИНСТРУМЕНТА Н.В. Новиков, Г.Д. Ильницкая, А.М. Исонкин, Г.П. Богатырева, И.Н. Зайцева Институт сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины, 04074, ул. Автозаводская, 2, г. Киев, Украина izaitseva@ukr.net

По мере развития и совершенствования процесса синтеза, а

также по мере повышения требований к породоразрушающему инструменту, возрастают требования к качеству алмазных порошков. Исходя из требований, предъявляемых к породоразрушающему инструменту, основными характеристиками качества алмазного порошка являются крупность (зернистость и зерновой состав) и прочностные характеристики (прочность, однородность порошка по прочности, термостабильность). К элитным шлифпорошкам синтетического алмаза относятся шлифпорошки однородные по прочности, линейным размерам и обладающие высокой термостабильностью.

При бурении скважин породоразрушающим инструментом основным видом изнашивания алмазов является хрупкое разрушение при контакте с породой отдельных выступающих участков зерен вследствие развития в них микротрещин. Важным фактором, способствующим оптимальному разрушению горной породы и выносу из призабойной зоны её шлама, является высота выступания алмазов из матрицы буровой коронки. В процессе бурения прилагаемая к алмазной импрегнированной коронке осевая нагрузка не распределяется равномерно по всей площади поверхности алмазосодержащей матрицы, а перераспределяется между алмазами, максимально выступающими над поверхностью матрицы. Учитывая, что характер распределения высоты выступания алмазных зерен над поверхностью матрицы соответствует характеру распределения осевых усилий, передаваемых на зерно в процессе бурения, зерна с максимальными высотами выступания нагружаются в десятки раз больше по сравнению с другими зернами, выступающими над поверхностью матрицы, и мгновенно разрушаются. Уменьшить усилия на зерна можно при обеспечении равных высот их выступания над поверхностью матрицы за счет применения зерен, однородных по прочности и линейным размерам.

Одним из важнейших путей увеличения износостойкости алмазного инструмента для бурения и камнеобработки является

144

повышение однородности синтетических алмазных шлифпорошков по зерновому составу и прочности.

В Институте сверхтвердых материалов им. В.Н. Бакуля НАН Украины разработан и промышленно освоен адгезионно-магнитный способ сортировки, основанный на различии кристаллов алмаза по уровню дефектности поверхности. Дефектность поверхности тесно связана с прочностью кристаллов. В то же время поверхность кристалла алмаза содержит много активных связей, которые при определенных условиях прочно удерживают твердые микрочастицы. В разработанном способе сортировки наносимые микрочастицы обладают сильными магнитными свойствами. У зерен алмаза возникает приобретенная магнитная восприимчивость, величина которой пропорциональна дефектности поверхности алмаза и обратно пропорциональна его прочности. В магнитном поле с регулируемой напряженностью шлифпорошок алмаза можно разделить на 5–10 продуктов с различной прочностью. При адгезионно-магнитном способе сортировки зерна алмаза разделяются по ряду свойств. При этом возрастает в 2–3 раза однородность порошков по основным свойствам, в частности по прочности. Разработанный способ сортировки обладает высокой селективностью разделения.

Усовершенствование этого способа позволило эффективно сортировать шлифпорошки алмазов, синтезированные в присутствии различных сплавов-растворителей, и получать высокопрочные алмазные порошки с высокой однородностью по прочностным характеристикам (прочность до и после высокотемпературных воздействий) в диапазоне марок от АС15 до АС400. Для получения алмазных порошков, однородных по линейным размерам, разработана технология, включающая операции дополнительной классификации на ситах с целью выделения узкой фракции зернистости порошков.

Для оценки качества элитных алмазных шлифпорошков разных зернистостей (от 800/630 до 125/100), однородных по прочностным и морфометрическим характеристикам, были разработаны технические условия ТУ У 26.8–05417377–221:2010 “Шлифпорошки из синтетических алмазов элитные для бурового и камнеобрабатывающего инструмента”. Технические условия распространяются на элитные шлифпорошки из синтетических алмазов, предназначенные для изготовления бурового и камнеобрабатывающего инструмента на металлических связках. Согласно требованям указанных технических условий в элитных шлифпорошках синтетических алмазов определяются следующие прочностные характеристики: статическая прочность (Рисх., Н) до и после термических воздействий при 1100 ºС в токе нейтрального газа (Рт.о., Н); термостабильность по коэффициенту термостабильности

145

(КТС, %); коэффициенты однородности по прочности (Кодн. пр.) и по линейным размерам (Кодн. л.р.).

Для получения элитных шлифпорошков была выполнена адгезионно-магнитная сортировка алмазов марки АС80 зернистости 250/200. После проведения сортировки получены порошки, различающиеся между собой по прочности и соответствующие маркам АС125, АС100, АС80 и АС65, различающиеся по дефектности поверхности Ка от 0,05 % до 1,11 %, и АС65 с высокой однородностью по прочности (Кодн. пр.) – от 75 % до 54 %. Полученные порошки алмазов марок АС125, АС100, АС80 и АС65 для выделения однородных порошков по линейным размерам дополнительно классифицировали на ситах ряда R-20 для выделения узкой зернистости 250/220. Дополнительная классификация и выделение узкой фракции 250/220 обеспечили повышение содержания основной фракции порошков алмазов марок АС125-АС65 на 34÷14 % и увеличение коэффициента однородности по линейным размерам (Кодн. л.р.) этих порошков более чем в 2,5 раза по сравнению с исходным порошком марки АС80. Таким образом, в результате сортировки получены шлифпорошки марок АС125-АС65, которые по своим характеристикам относятся к элитным порошкам.

Для лабораторных испытаний были изготовлены буровые коронки, оснащенные алмазами марок АС125-Э, АС100-Э, АС80-Э и АС65-Э зернистостью 250/200 мкм с высокими коэффициентами однородности по прочности и линейным размерам. Лабораторные испытания проводили при бурении коростышеского гранита с частотой вращения 800 мин-1 и углубкой за оборот 60 мкм. Работоспособность буровых коронок оценивалась по средней высоте выступания алмазов из матрицы hB и интенсивности изнашивания коронок I.

Результаты испытаний показали, что оснащение буровых коронок алмазами с высоким коэффициентом однородности по прочности и линейным размерам позволяет повысить их работоспособность. Так, оснащение коронок алмазами марки АС80-Э после сортировки по сравнению с исходными порошками алмаза той же марки, позволяет увеличить среднюю высоту выступания алмазов из матрицы на 14,4 % и тем самым снизить интенсивность изнашивания коронки на 18,6 %.

В совокупности данные, полученные в результате лабораторных испытаний износостойкости коронок, являются очевидным доказательством повышения работоспособности бурового инструмента за счет уменьшения вероятности расклинивания и степени передрабливания частиц шлама под рабочим торцом, т.е. снижения затрат энергии на разрушение горной породы и повышения износостойкости алмазной импрегнированной коронки. Интенсивность изнашивания коронок снижается с увеличением коэффициентов

146

однородности по прочности и линейным размерам и при повышении содержания основной фракции порошков алмаза этих марок. Это объясняется тем, что количество зерен алмазов, активно вступающих в контакт с горной породой в одной линии резания, значительно увеличивается. Удельная нагрузка на алмаз снижается, при этом уменьшается износ алмазсодержащей матрицы и повышается работоспособность инструмента в целом.

Таким образом, использование элитных шлифпорошков алмаза, однородных по прочностным и морфометрическим характеристикам, значительно повышает работоспособность алмазного породоразрушающего инструмента при бурении крепких горных пород.

147

СТРУКТУРНО-ПРИМЕСНЫЕ ДЕФЕКТЫ В КРИСТАЛЛАХ АЛМАЗА ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ КАРНИЙСКОГО ЯРУСА НИЖНЕЛЕНСКОГО АЛМАЗОНОСНОГО РАЙОНА А.Д. Павлушин, В.Г. Яковлев

Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия a.d.pavlushin@diamond.ysn.ru, 451059@mail.ru

До настоящего времени остается актуальным вопрос о природе

коренных источников россыпей алмазов, распространенных в северо-восточной части Якутской алмазоносной провинции. Недавно на территории нижнеленского района обнаружен новый промышленный тип коренного источника алмазов, представленный вулканогенно-осадочными отложениями карнийского яруса верхнего триаса – туффитами [4]. Целью настоящего исследования является определение методом ИК-спектроскопии характерных структурно-примесных дефектов в кристаллах алмаза, отобранных из туффитов (коллекция предоставлена ОАО “Нижне-Ленское”). Алмазы имеют географическую привязку к протяженным выходам алмазоносных отложений карния, расположенных на правом и левом берегах р. Лена в районе Булкурской антиклинали.

Исследования проводились на инфракрасном Фурье-спектрометре “ФТ-801” в режиме съемка – поглощение, в рабочем диапазоне частот 450–3900 см-1. Получены характеристики ИК-спектров алмаза I (19 кристаллов), III (1 кристалл) и V (8 кристаллов) минералогических разновидностей по Ю.Л. Орлову.

Все отснятые ИК-спектры алмазов объединяет постоянное присутствие системы полос поглощения с линиями 1100, 1215, 1282 см-1, соответствующих дефекту А, линий 1010, 1100, 1175, 1332 см-1, отвечающих дефекту B1. Перечисленные дефекты связаны с вхождением азота в разные координационные позиции в структуре алмаза [3]. В большей части спектров встречаются линии 3107 см-1 и 1405 см-1, иногда с сопутствующим сателлитом на длине волны 3235 см-1. Их присутствие традиционно связывают с примесью водорода в структуре [5].

В единичных случаях присутствуют пики на частотах 1451 см-1

и 2785 см-1. Согласно исследованиям В.Г. Винса и др. [2], за дефект,

фиксируемый линией 1451 см-1, может отвечать одиночный атом азота, находящийся в межузловой позиции. Его наличие в структуре служит индикатором того, что алмаз подвергся длительному отжигу в мантийных условиях. Дефект на линии 2785 см-1, в свою очередь, связан с вхождением водорода в структуру алмаза.

148

На основе индивидуальных характеристик ИК-спектров в исследованной коллекции нами выделено две группы алмазов.

Для первой группы алмазов помимо полос поглощения, соответствующих дефектам А и B1, характерно присутствие выраженного пика на длине волны 1364 см-1

, смещающегося у ряда кристаллов в сторону более высоких частот на 10–12 см-1, а также наличие пика на 1430 см-1. Линии поглощения, вызванные этим дефектом, связывают с атомом азота в структуре алмаза (дефект B2). О природе данного дефекта нет единого мнения. Ряд авторов [2, 3] связывает его появление с длительным отжигом в мантийных условиях, однако четкая связь дефекта с вхождением атомов азота в структуру алмаза до сих пор не определена.

В некоторых спектрах алмазов из первой группы наблюдается дополнительная пара пиков на длинах волн 1525 и 1550 см-1. В настоящее время отсутствует единое мнение о природе дефекта, вызывающего это поглощение. Ответственный за эти два пика дефект может быть связан со сложной моделью трансформации дефекта B1, при которой процесс агрегирования азота происходит в условиях длительного “мантийного отжига” в постростовой период существования при температуре, превышающей 700 ºC. Не исключено, что эти пики фиксируют наличие B2 – дефекта. Согласно работе Васильева Е.А. [1], данные линии обусловлены скоплениями межузельных атомов и отражают “промежуточный” или “начальный” этап отжига алмазов, сопутствуемый трансформацией дефекта B1 в дефект B2. В некоторых случаях наблюдается незначительное смещение этой пары пиков от их среднего значения в стороны более высоко– или низкочастотных областей спектра на 1–1,5 см-1. Набор дефектов этой группы установлен в структурах алмазов I, III и V минералогических разновидностей.

Вторая группа алмазов (рис.) включает спектры поглощения, также проявляющиеся на частотах, отвечающих дефектам A и B1. В ней отсутствуют алмазы с линиями пары пиков на длинах волн 1525 см-1 и 1550 см-1. Другие пики, характеризующие дефекты-примеси в этой группе алмазов, не обнаружены. Такой набор дефектов характерен для алмазов I и V минералогических разновидностей.

Таким образом, в каждой из выделенных групп алмазов присутствует основной набор дефектов A и B1 в структуре, и независимо от типоморфных характеристик (за исключением малочисленных алмазов III разновидности), проявляется, индивидуализирующая одну из групп алмазов, пара пиков 1525 и 1550 см-1

, сопутствующих дефекту B2 (рис.). Это позволяет предположить, что исследованные алмазы из разных групп имели отличающуюся друг о друга историю развития в мантии, а некоторые

149

из них могли дополнительно испытать высокотемпературное воздействие во время последующего пребывания вблизи земной коры.

см-1

см-1

Рис. Индивидуальные характеристики спектров поглощения алмазов

1. Васильев Е.А. Планарные оптически-активные центры алмазов как индикаторы условий алмазообразованя. Автореферат диссертации. С.-Петербург, 2007. – 20 с.

2. Винс В.Г., Елисеев А.П., Сарин В.А. Физические основы современных методов облагораживания природных алмазов и бриллиантов // Драгоценные металлы. Драгоценные камни. – 2009. – № 3. – С. 127–148.

3. Кононов О.В., Марфунин А.С., Тарасевич Б.Н., Хачатрян Г.К. Природа азотных дефектов и методы расчета концентрации азота в микрокристаллах алмаза // Известия секции наук о Земле РАН. – 2006, вып. 14. – С. 53–68.

4. Павлушин А.Д., Граханов С.А., Смелов А.П. Парагенетические ассоциации минералов на поверхности кристаллов алмаза из отложений карнийского яруса северо-востока Сибирской платформы // Отечественная геология. – 2010. – № 5. – С. 3–12.

5. Charette J.J. Essai de classification des bandes d.absorption infrarouge du diamant // Physica. – 1961. – 27, № 11. – Р. 1061–1073.

150

СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ПОИСКОВЫХ РАБОТ НА АЛМАЗЫ В ПРЕДЕЛАХ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ УКРАИНСКОГО ЩИТА В.Н. Павлюк1, Р.Н. Довгань1, И.Ю. Катюк1, Ю.С. Цымбал2 1Украинская геологическая компания, Правобережная ГЭ, с. Фурсы, Киевская обл., Украина fyrgeo@maul.ru 2Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины, г. Киев, Украина tsymbal@igmof.gov.ua

В юго-западной части Украинского щита (УЩ), на площади Днестровско-Бугского и Росинско-Тикичского мегаблоков и Голованевской шовной зоны, поиски коренных источников алмаза проводятся периодически с конца 60-х годов прошлого столетия. На протяжении всего периода исследований на этой территории было отобрано около 60 крупнообъемных, 90 мелкооъемных и 5000 рядовых проб.

Главными результатами поисковых работ стало установление алмазоносности Зеленоярской и Тарасовской титан-циркониевых россыпей, Ильинецкой и Белиловской импактных структур, ореолов пиропов в аллювии Филиопольской палеогеновой депрессии, а также многочисленных находок мелких зерен алмаза и ореолов его спутников.

Алмазы. В пределах юго-западной части УЩ за 50 лет исследований было выявлено более 240 алмазов в 120 пунктах. Кроме того, около 700 алмазов извлечено из неогеновых Зеленоярской и Тарасовской титан-циркониевых россыпей. Алмазы концентрировались, главным образом, в базальных горизонтах полтавской серии и сарматского яруса, а также в балтских, плиоценовых и четвертичных террасовых и русловых песках. В 5 пунктах найдены импактные алмазы, которые в Зеленоярской россыпи составляют до 3 % от всех изученных. Источником их являются Белиловская и Ильинецкая импактные структуры. В 13 пунктах известны находки желто-зеленых кубоидных алмазов в корах выветривания базитов, однако их природа однозначно не определена. Большинство их имеет, видимо, техногенное происхождение.

Таким образом, собранная коллекция алмазов вполне достаточная для анализа закономерностей площадного распространения кристаллов алмаза разного габитуса, цвета и генезиса.

151

По мнению большинства исследователей, среди изученных алмазов преобладают мантийные разновидности двух парагенезисов: перидотитового (представлены, главным образом, бесцветными и бледно-окрашенными октаэдрами и ромбододекаэдрами) и эклогитового (представлены зелеными, желто-зелеными и желтыми кубами, кубоидами и кубооктаэдрами). В распространении алмазов этих типов намечается такая закономерность: эклогитовые алмазы преобладают в пределах восточного, западного и частично южного склонов Бердичевского поднятия докембрийского фундамента (северо-западная часть Днестровско-Бугского мегаблока), а крупные алмазы перидотитового типа развиты в основном в пределах Среднего Приднестровья.

Минералы-спутники. Наибольшие концентрации пиропа установлены в балтских и сарматских отложениях Хмельникской площади. Здесь количество пиропов в пересчете на 20-литровую пробу нередко превышает 1000 знаков. В балтских грубозернистых песках пиропы имеют размер 0,5–1 мм, в сарматских тонкозернистых – 0,3–0,6 мм. Пиропы представлены преимущественно неокатанными обломками, изредка кубоидными кристаллами с “шагреневой” поверхностью. Парагенезис пиропов – преимущественно лерцолитовый, на Хмельникской площади значительную роль играют желто-оранжевые гранаты эклогитового парагенезиса. Последние в палеогеновой Филиопольской депрессии составляют до 20–30 % от всех пиропов. Среди эклогитовых гранатов есть разновидности, которые можно отнести к парагенезису алмазоносных биминеральных эклогитов в кимберлитах. Наверное, именно с этим типом связаны находки здесь зеленых и табачно-зеленых кубических, кубооктаэдрических и гексаэдроидных алмазов. За последние годы в западной части Хмельникской площади выявлены участки с высокими (до 20–30 г/т) содержаниями пикроильменита, хромшпинелида и хромдиопсида. Однако пикроильмениты имеют преимущественно низкомагнезиальный состав, а хромшпинелиды и хромдиопсиды относятся к мантийным, но неалмазоносным или слабоалмазоносным ассоциациям.

Частые находки алмаза и его минералов-спутников в базальных палеогеновых и неогеновых горизонтах свидетельствуют о местном характере коренных источников, каковыми могли быть дайки и корневые части трубок докембрийских кимберлитов, поиски которых связаны со значительными трудностями.

Этапы проведенных работ. В 80-х – 90-х годах прошлого века главные усилия были сконцентрированы на поиск коренных источников алмазов в пределах 7 детальных участков с находками алмазов и контрастных ореолов пиропов в базальных горизонтах путем заверки бурением выявленных локальных магнитных аномалий.

152

Результат оказался отрицательным: аномалиеобразующими объектами были мелкие тела базит-ультрабазитов, а ореолы пиропов “дробились” на ряд более мелких по размерам.

С 2008 г. авторы проводят тематические работы по прогнозированию алмазоносных россыпей в отложениях балтской свиты и плиоценовых террас пра-Днестра и пра-Буга на Винницкой площади с отбором небольшого количества шлиховых проб. Исследования сосредоточены в наиболее перспективных, на наш взгляд, низких террасах левых притоков р. Днестр, куда поступает материал из более древних коллекторов. Выявлены аномалии пиропа до 1820 знаков на 20-литровую пробу. В сарматских песках был обнаружен прозрачный октаэдрический кристалл алмаза размером 0,7 мм. Находка приурочена к ранее известному Хмельникскому ореолу из 6 алмазов, обнаруженных разными исследователями и в разное время. Эти ореолы заслуживают заверки мелкообъемным опробованием.

Направление дальнейших работ. Ямпольский ореол относительно крупных алмазов потенциально-продуктивной перидотитовой ассоциации находится в центральной части выделенного авторами архона (ортократона) размером 550×320 км, расположенного в юго-западной части УЩ. Архон сложен в основном гиперстеновыми и двупироксеновыми кристаллическими сланцами днестровско-бугской серии палеоархея и эндербитами гайворонского (палеоархей) и литинского (мезоархей) комплексов. В Приднестровской части архон пересекает Подольская тектоническая зона (палеорифт), к которой приурочены эффузивы траппового комплекса волынской серии рифея и пространственно тяготеют находки сравнительно крупных алмазов в аллювии среднего течения р. Днестр. Дальнейшие поиски коренных источников алмазов кимберлитового типа необходимо сосредоточить на плечах этого палеорифта и в узлах пересечения его с глубинными разломами

153

ПЕРСПЕКТИВИ СЕРЕДНЬОПРИДНІПРОВСЬКОГО МЕГАБЛОКУ НА ПРОЯВИ КІМБЕРЛІТОВОГО ТА ЛАМПРОЇТОВОГО МАГМАТИЗМУ П.Г. Пігулевський Київський національний університет ім. Т. Шевченка, м. Київ, Україна pigulev@ua.fm

Аналіз та синтез результатів регіональних геолого-геофізичних досліджень дозволяє зробити попередній прогноз структурно-речовинних неоднорідностей земної кори і частково верхньої мантії (до глибини 60 км). При оцінці потенціальної алмазоносності Середньопридніпровського мегаблока (СПМ) Українського щита (УЩ) враховувалися узагальнення, котрі приведені в роботі (Нікулін, Лелюх, Фон-дер-Фласс, 2001).

Диференційованість магнітного поля в межах СПМ у кілька разів контрастніша, ніж гравітаційного. Крім смугових максимумів і мінімумів, які співпадають із гравітаційними аномаліями, в його межах виділяється ряд поперечних зон тектонічної природи і великі площі мозаїчної будови, обумовленої овоїдними, купольними і кільцевими структурами.

Для геологічного простору СПМ, який визначається параметрами 300 км по меридіональній вісі, 200 км – по широтній, 60 км – по глибині (Пігулевський та ін., 2003, 2007), є різної якості і масштабу геологічні, сейсмічні, магнітотелуричні, магнітометричні, гравітаційні і петрофізичні дані. До нього приурочений відносний регіональний мінімум теплового потоку (порядку 30–35 одиниць). За даними ГСЗ і МТЗ, поверхня астеносфери залягає на глибинах від 150 км на півдні мегаблоку до 220 км і більше на північному-заході, чим він відрізняється від суміжних структур – Дніпровсько-Донецької і Причорноморської западин, де астеносфера здіймається до глибини 80 км (Сологуб, 1986). За нашими даними, до глибини 60 км виявляється щільнісне і теплове розущільнення і, відповідно, відносна недокомпенсація мас. Важливим є також те, що всі структури цієї частини України ізостатично неурівноважені, про що свідчить потужність літосфери, яка, за даними ГСЗ і термометрії, змінюється від 80 до 250 км. Вірогідність побудови морфології поверхні астеносфери викликає деякі сумніви, тому що мережа профілів і довжина спостережених годографів недостатня для впевненого визначення глибин її залягання. Це, в свою чергу, значно знижує ймовірність визначення границь алмазоносного блоку (АЛБ) і алмазоносної провінції (АП).

154

На думку автора особливе значення при виділенні всіх значимих параметрів, що відносяться до АЛБ і, частково, до становлення АП і деяких районів алмазоносного магматизму (РАМ), тобто до підготовчого (протокімберлітового) етапу мають:

– дані геофізичних методів, які використані в дослідженнях, не дозволяють визначити наявність переміщення відірваних від алмазоносної мантії лускатих пластин мантійної речовини, у тому числі протокімберлітової, з області алмаз-піропової мантії в підкорову зону неоархейського зеленокам’янного поясу та у їхні крайові лістричні і евстатичні розломи. Можна тільки припустити, що алохтонне тіло, яке з’явилося в сторонньому середовищі, мало еклогітовий склад і розташоване воно у центральній частині Середнього Придніпров’я, що проявляється у сейсмічних, електромагнітних і гравітаційних полях. Лістричні і евстатичні розломи нами впевнено закартовані до глибини 60 км;

– утворення локальних ізостатичних депресій на поверхні Мохо з відповідним збільшенням потужності земної кори на 5–15 км, зниження рівня аномалій Буге, зародження теплокомпенсаційних структур і макроструктур дилатансного типу, які створюють, зокрема, “сейсмічні плями” у граніто-гнейсовій корі (Сологуб, 1986; Бородулін та ін., 1991, 1993; Омельченко, 2007);

– виникнення контрастних лінійно-витягнутих гравітаційних і магнітних аномалій обумовлене “грабен-синклінорною” будовою зеленокам’яних поясів, їхнім частим чергуванням з породами рами і великими перепадами щільнісних і магнітних властивостей мігматитів, що їх складають.

Можна припустити, що вказані вище процеси чітко відбиваються не тільки в покрівлі докембрійської кори, але й у літосфері. Багато дослідників вважають, що верхня частина земної кори за 3 млрд років була знищена ерозією у всіх детально вивчених алмазоносних районах Земної кулі. В наших міркуваннях використані тільки реальні опосередковані фізико-петрологічні неоднорідності будови різноглибинних рівнів земної кулі.

Одним із критеріїв РАМ вважають (Нікулін, Лелюх, Фон-дер-Фласс, 2001) осередкову глибинну неоднорідність – “пастку” аномальної мантії. Для алмазоносних районів принципово важливим є наявність лінзоподібних тіл астеносфери, які відгалужені від загальних колон, що піднімаються, та астенолітів, які механічно заміщують холодну мантію під їхніми коренями. Ми маємо укорінення магми в північну частину СПМ (дещо на захід від мм. Дніпропетровськ, Дніпродзержинськ) у підкоровий простір на глибини 30–40 км з розрахунковою щільністю 3,25 г/см3 – у грануліто-гнейсову кору. Звичайно, можна припустити два варіанти інтерпретації: а) це породи габро-перидотитового складу, що вкорінилися в результаті впливу

155

тектоно-магматичної активізації часу кімберлітоупровадження з боку найближчої западини і забезпечують загальнокорове розтягнення в зоні стикування динамопари щит-авлокаген; б) це термофлюїдна переробка за схемою еклогіт-габро. Якщо спрацював перший механізм (при вкоріненні в холодну кору), то тут можна чекати прояв кімберлітового магматизму з проміжних камер, хоча поки що таких даних немає. Але окремі знахідки кристалів алмазів в осадовому чохлі і закартоване в Комендантівському пегматитовому полі ізометричне тіло серпентинітів (Кічурчак та ін., 1976, 2007) вимагають більш ретельного великомасштабного геологічного дослідження даної площі.

Виконані узагальнення з петрології літосфери за матеріалами профільних ГСЗ, площинних МТЗ, гравімагнітометрії, локальних спостережень геотермії, які були отримані при вивченні південно-східної частини УЩ, дозволяють уявити первинний склад мантії з ймовірними підкоровими щільнісними, різношвидкісними й електромагнітними неоднорідностями. Перші є достатньо контрастними і специфічними, їх можна ототожнювати з алохтонними лінзами і пластинами еклогітів чи гранатових перидотитів (а, можливо, при подальших детальних дослідженнях, і з протокімберлітовим субстратом), які були витиснуті у верхи мантії при неоархейських колізіях. При піднятті аномально розігрітої астеносфери передбачуваний Криворізький мантійний плюм (Пігулевський і ін., 2003) привніс у верхню частину мантії додаткове тепло. Через дегідратацію слюд і амфіболів коро-мантійної “суміші” можливо проявився метасоматоз протокімберлітового розплаву з одночасним різким зниженням температури його солідуса. Після чого повинне початися селективне виділення розплаву у виснаженій мантії і, в залежності від PT-параметрів середовища, виплавлення змішаних базит-ультрабазитових і інших магм різноманітного складу, у тому числі кімберлітової. В зоні впливу мантійного плюму встановлені ультраосновні породи, які віднесені попередниками до дуніт-гарцбургітової формації – це Варварівський масив у Верхівцевській ЗКС та Правдинський і Карнаухівський масиви Сурської ЗКС. Їх наявність свідчить, що плюм привніс додаткове тепло у верхню частину мантії, викликав її селективне плавлення і деплетацію. Надалі цей локальний прогрів досягнув кори і спричинив локальний анатексис з утворенням K-Na гранітів токівського комплексу. Ці граніти мають підвищену лужність, що пов’язано з їхньою приуроченістю до перехідної амфіболітової мантії і просторовою близькістю з виділеними нами еклогітовими лінзами в ній. Їхньою характерною рисою є “колоноподібне” розміщення в розрізі земної кори. Якщо такий механізм працював, то у верхній частині розрізу земної кори можна очікувати наявність кімберлітових тіл за умов, що мантійний плюм на границі розділу кора-мантія почав розвиватися як діапір, що

156

могло сприяти збереженню алмазу в діатремах і невеликому ерозійному зрізі останніх. Згідно наших розрахунків земна кора над плюмом має лінзоподібну шарувату будову. Невід’ємними складовими цієї структури є Авдот’ївсько-Долгінцевсько-Олександрівська вулкано-плутонічні гранітизовані області. Кільцеві структури, що привели до їх появи, і, особливо, вузли їх перетину з радіальними розломами (північно-західними, субмеридіональними та субширотними) – дуже перспективні для локалізації кімберлітових полів. Останні, як відомо, переважно знаходяться в периферійних і центральних частинах кільцевих структур. З цих позицій також може бути цікавим екзоконтакт плюму з розташованим із заходу малопотужним (?) останцем еклогітів (Інгуло-Інгулецька СФЗ) і більш потужним зі сходу і південного сходу (Запорізький і Знаменівский блоки Середнього Придніпров’я). У зоні контакту плюму з еклогітовою мантією можна очікувати тіла карбонатитів і інтрузії з багатим вмістом золота, платини й інших рудних компонентів.

Якщо розглядати алмазоносність СПМ з позицій розвитку палеорифту і ЗКС, то термофлюїдний вплив тектоно-магматичної активізації мезо- неоархею відбувався з боку найближчих зон розвитку тектонічних швів палеорифту. Вони трасуються по субмеридіональних зонах за напрямком Кобеляцька ЗКС – Токівський масив (Криворізько-Крупецька зона за (В.Б. Сологубом, 1984, 1986) і під ними виділена палеопротерозойська протогеосинкліналь на поверхні Мохо. Можна припустити, що по цій ослабленій зоні відбувався підйом гарячої мантії з глибин 200–300 км. Це, на нашу думку, і призвело до теплового розущільнення речовини самої верхньої частини мантії до щільності 3,25–3,30 г/см3 і, відповідно, до загальнокорового розтягання з локальним плавленням базальтоїдної частини палеоархейської кори і вкоріненням роїв діабазових дайок (Лихівсько-Токівська зона) у верхню частину розрізу при одночасному нарощуванні потужності земної кори до 50–55 км. Місця перетину дайок з архейською сірогнейсовою корою є перспективними на кімберліти (Базавлуцька антиформа). Сейсмічні дані по геотраверсах IV і VIII фіксують тут збільшення граничної швидкості на розділі М до 8,3–8,4 км/с. Цей факт можна інтерпретувати як підвищення вмісту олівіну по відношенню до піроксену в породах мантії (Дортман, 1984).

157

ВЛИЯНИЕ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА НА ТЕХНОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОРОД ТРУБКИ АРХАНГЕЛЬСКАЯ А.В. Подгаецкий Институт проблем комплексного освоения недр РАН (ИПКОН РАН) 111020, г. Москва, Крюковский тупик, 4 info@ipkonran.ru, dir_ipkonran@mail.ru, podgan@mail.ru

Технологические свойства горных пород во многом определяются их минеральным составом. Поэтому, при проведении горно-технических мероприятий по добыче и переработке кимберлитов большую актуальность приобретают исследования, направленные на детальное изучение состава и физико-механических свойств алмазоносных пород.

В верхних частях диатрем Архангельской алмазоносной провинции (ААП) кимберлитовые породы в условиях гипергенеза выветриваются, превращаясь в глинистые образования [1, 2, 4], что приводит к существенному изменению их физико-механических свойств. Широкое распространение сапонита является типоморфной особенностью алмазоносных пород ААП [3, 4].

В 2002–2006 гг. в ИПКОН РАН разработан комплекс минералого-физических исследований для целей экспресс-анализа кимберлитового материала при поисках и отработке алмазных месторождений [5–7]. Определение минерального состава базируется в основном на данных рентгенофазового анализа и ИК-спектроскопии. Параллельно проводится определение петрофизических свойств пород (плотности σ, эффективной пористости nэф, влагоемкости W, электросопротивления на постоянном токе p0, магнитной восприимчивости χ) по методикам, используемым для криогенных и влажных кимберлитов. Учет особенностей измерения физических параметров на образцах мерзлых и водонасыщенных пород адаптирует предложенный комплекс к условиям криолитозоны, в которой расположена большая часть отечественных алмазных месторождений [3]. В результате проведённых нами комплексных исследований вторичных минералов получены новые данные об особенностях их распределения, как в плане трубок, так и на их разведанную глубину. Показано, что значения физических параметров кимберлитов трубки Архангельская коррелируют с содержанием главных породообразующих минералов – в первую очередь сапонита. Особенно важна установленная прямая зависимость остаточной влажности пород (Wост) от содержания смектитов.

158

Технологический процесс переработки руды Ломоносовского ГОКа построен таким образом, что после обогащения вмещающие породы перемещаются по пульпопроводам и затем складируются в хвостохранилище, ограждающие дамбы которого намываются из этих же пород. Высокая физико-химическая активность сапонита приводит к тому, что в водной среде он образует тонкодисперсную суспензию, имеющую в естественных условиях очень низкие скорость седиментации и плотность образующегося осадка. Суспензия может длительное время находиться в неосветленном состоянии, что приводит, с одной стороны, к нехватке осветленной воды для обеспечения оборотного водоснабжения, с другой – к быстрому заполнению прудковой части слабоуплотненным осадком сапонита, объем которых может многократно превысить запроектированный объем хвостохранилища. Для решения проблемы интенсификации осаждения тонкодисперсных взвешенных веществ в ИПКОН РАН проведены исследования вещественного состава шламов обогащения кимберлитов трубки Архангельская из хвостохранилища. В результате был предложен комбинированный физико-химический метод электрохимического извлечения глинистых частиц (сапонита) из оборотных вод обогатительных фабрик, перерабатывающих алмазосодержащие руды. В результате ожидается снижение на 78–88 % содержание шламов в осветленном слое воды, поступающей на обогатительную фабрику. Кроме того, скорость оседания оставшихся взвешенных частиц возрастает в 3–5 раз с одновременным уплотнением осадка. Предложенный способ оказался намного эффективнее других известных методов интенсификации осаждения тонкодисперсных взвешенных веществ. Кроме того, электрокоагуляция позволяет выделять из шлама фракцию сапонитового концентрата, что является необходимой предпосылкой для утилизации и дальнейшего использования этого сырья в различных отраслях промышленности.

Высокая концентрация вторичного сапонита в породах ААП осложняет не только технологические процессы добычи и обогащения алмазоносного сырья, но и увеличивает количество факторов отрицательного воздействия на экологическую обстановку в районе месторождения, а также затрудняет проведение мероприятий по ее охране. Так, низкая плотность сапонитового осадка вынуждает периодически увеличивать объем и площадь хвостохранилища в процессе разработки месторождения, что негативно влияет на экологическую обстановку и увеличивает риск загрязнения окружающей среды.

Исследования показали, что вторичные минералы, обладающие адсорбционными свойствами (сапонит и ему подобные – монтмориллонит, смешанослойные образования и др.), способны в

159

различной степени накапливать влагу в отдельных блоках кимберлитов и тем самым оказывать существенное влияние на технологический процесс их переработки. Изучение вещественного состава вторичных минералов необходимо при разработке новых методов обесшламливания и очистки сточных вод хвостохранилища ЛГОК. Конечной целью является повышение эффективности процессов обогащения кимберлитовой руды и снижение экологической нагрузки на природно-техногенный алмазодобывающий комплекс.

1. Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия). Под ред. О.А. Богатикова. – М.: Изд-во МГУ. – 1999. – 524 с.

2. Жердев П.Ю., Колодько А.А., Кисель С.И. и др. Состав и распределение минералов групп серпентинитов и смектитов в вулканогенных породах некоторых трубочных тел Восточно-Европейской платформы. Проблемы кимберлитового магматизма. Ред. Владимиров Б.М. – Новосибирск: Наука, 1989. – С. 153–164.

3. Зинчук Н.Н., Бондаренко А.Т., Гарат М.Н. Петрофизика кимберлитов и вмещающих пород. – М.: ООО “Недра-Бизнесцентр”, 2002.

4. Зинчук Н.Н. Особенности вторичных минералов кимберлитовых пород в связи с проблемой их обогащения. Проблемы и пути эффективной отработки алмазоносных месторождений: Международная научно-практическая конференция: сборник докладов. – Новосибирск: Наука, 2011. – С. 47–49.

5. Кудрявцева Г.П., Подгаецкий А.В., Гаранин К.В. и др. Минеральный состав и петрофизические свойства кимберлитов и родственных им пород Зимнего Берега // Известия вузов, геология и разведка. – 2003. –С. 29 – 34.

6. Подгаецкий А.В. Оценка влияния состава и структуры кимберлитов на их физические и технологические свойства. Автореф. дисс. … канд. техн. наук. – М., 2006.

7. Подгаецкий А.В., Бушуева Е.Б., Гаранин К.В., Кудрявцева Г.П. Комплексная методика экспресс-оценки качества высокомагнезиального сырья из диатрем щелочных ультраосновных пород Беломорья. Сырьевая база неметаллических полезных ископаемых и современное состояние научных исследований в России. Материалы 1-й Всероссийской конференции. – М.: ГЕОС, 2003. – С. 29–30.

160

КРИСТАЛЛОФИЗИКА ПОВЕРХНОСТЕЙ АЛМАЗА УРАЛЬСКОГО ТИПА В.И. Ракин Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН 167982, ул. Первомайская, 54, г. Сыктывкар, Республика Коми institute@geo.komisc.ru

Основные неравновесные процессы, в ходе которых поверхность кристалла алмаза приобретает характерную неплоскогранную форму, это – растворение (рост), механический износ и травление. Показано, что нарушение закона рациональных индексов для округлых алмазов находится в полном согласии с кристаллофизическими свойствами алмаза, проявляющимися в ходе перечисленных неравновесных процессов, результаты которых наблюдались нами на алмазах Якутии (Приленские и Анабарские россыпи, трубки Интернациональная, Удачная), Бразилии (бассейн р. Макаубас, шт. Минас Жерайс, район Жуина, шт. Мату Гросу) и Урала (россыпи Красновишерского района).

1. Растворение. Прямыми экспериментами доказано, что округлая форма алмазов уральского-бразильского типа обусловлена растворением при высоких РТ-параметрах в присутствии воды [4]. Нами показано, что в неравновесных условиях взаимодействия кристалла со средой можно ввести новую кристаллофизическую характеристику − тензор устойчивости химических связей на поверхности кристалла [1]. Свойства этого динамического тензора проявляются непосредственно в ориентации фундаментальной поверхности кристалла относительно его структурных элементов и в сочетании с точечной группой симметрии определяют форму кристалла в ходе процесса растворения или роста в линейных неравновесных условиях. Фундаментальную поверхность алмаза можно выделить в трехгранном телесном угле π/12, ограниченном пучком векторов [010], [111], [011] его структуры. Для описания процесса растворения (и роста) кристалла нами предложена феноменологическая модель нормального диффузионного растворения, в которой тензор устойчивости химических связей реализуется как полевой тензор второго ранга [1]. Поверхность кристалла представляет собой, с точностью до флуктуаций, характеристическую поверхность тензора устойчивости – поверхность второго порядка. К флуктуациям относятся изменения формы поверхности под действием поверхностной диффузии или направленной инфильтрации вещества в среде при наличии градиента давления.

Среди всех возможных поверхностей второго порядка характеристической поверхностью тензора могут быть: эллипсоид, однополосный и двухполосный гиперболоид, эллиптический и

161

гиперболический цилиндры и пара параллельных плоскостей. Подчеркнем, что плоская грань кристалла представляется одним из частных случаев характеристической поверхности тензора устойчивости. На алмазе реализуются три поверхности растворения: трехосный эллипсоид, эллиптический цилиндр и пара плоскостей. Наши наблюдения показали, что поверхность кристалла алмаза уральского типа на конечном стационарном режиме растворения описывается только трехосным эллипсоидом [3]. Промежуточные нестационарные режимы растворения демонстрируют комбинацию нескольких типов поверхности, что можно описать разными тензорами устойчивости в различных секторах фундаментальной области в ходе неравновесного процесса.

Стационарный режим роста алмаза чаще всего описывается тензором устойчивости с характеристической поверхностью, выражаемой парой плоскостей (грани октаэдра). Плоские грани гексаэдра, ромбододекаэдра, гексоктаэдра на формах роста синтетических алмазов свидетельствуют о существовании еще нескольких режимов роста, реализующихся на пересечении элементов симметрии кристалла в разных секторах фундаментальной области кристалла.

Определить тип поверхности реального кристалла, ее ориентацию в кристаллографической системе координат и значения относительных компонентов тензора устойчивости оказалось наиболее просто с помощью метода параболической гониометрии [1].

2. Износ кристалла. С помощью теории прочности кубического кристалла Я.И. Френкеля нами установлены два особых случая, приводящих к определенным искажениям исходной формы растворения алмаза уральского-бразильского типа [2]. Первый случай – квазистатическое сжатие – связан с локальной анизотропией литостатического давления в мантии, когда кристалл проявляет вязкотекучие свойства, а его форма закономерно изменяется в соответствии с 12 системами скольжений структуры алмаза. Второй случай – хаотический случайный износ – реализуется, вероятно, с началом выноса алмаза на дневную поверхность и в ходе экзогенных процессов и модифицирует поверхность алмаза другим способом. Анализ случаев полирующего хаотического износа на природных алмазах уральского типа показал, что возможно достижение некоторого стационарного режима износа, при котором алмаз приобретает форму, весьма напоминающую облик додекаэдроида уральского типа.

3. Травление. Травлением можно называть поверхностную химическую реакцию растворения кристалла в таких термодинамических условиях, когда его структура метастабильна. Предполагается, что в этих условиях реализуется другая широко распространенная стабильная полиморфная модификация данного вещества, обладающая меньшей внутренней энергией. В условиях травления термодинамическое равновесие между кристаллом и средой принципиально достичь нельзя.

162

Очевидно, что травление алмаза, происходит в приповерхностных условиях Земной коры в термодинамической области стабильности графита. Известно, что химические реакции на поверхности (растворение и травление) происходят в первую очередь по поверхностным дефектам, и травление в этом отношении особенно избирательно. В массовом масштабе феноменологически травление должно напоминать растворение. Поэтому процесс травления также можно описать теорией тензора устойчивости. Выделен комплекс признаков травления природного алмаза, согласно которым поверхностями травления являются только пары плоскостей. Выделены 20 плоскогранных форм травления алмаза, располагающиеся по периметру фундаментальной области: октаэдр, 13 разновидностей тригонтриоктаэдра, 5 видов тетрагонтриоктаэдра, и ромбододекаэдр, являющиеся S- и F-гранями алмаза [5, 6].

Криволинейные поверхности кристалла, появляющиеся в ходе неравновесных квазистационарных процессов растворения, роста, механического износа и травления, обусловлены влиянием его структуры. Влияние структуры на форму кристалла обусловлено кристаллофизическим тензором устойчивости химических связей на поверхности кристалла.

Таким образом, округлая поверхность кристалла в неравновесных, близких к стационарным, условиях роста или растворения феноменологически отражает физическую природу упорядоченной структуры кристалла, также как закон рациональных индексов граней, безусловно, справедлив для совершенных кристаллов в равновесных условиях.

Работа выполнена при финансовой поддержке программы УрО РАН № 12-У-5-1026, и гранта Президента НШ-1310.2012.5.

1. Ракин В.И. Криволинейные поверхности растворения как отражение физико-химических свойств структуры кристалла // Кристаллография. –2011. – 56, № 2. – С. 314–323.

2. Ракин В.И. Поверхности механического износа на кристаллах алмаза // Доклады РАН. – 2012. – 442, № 2. – С. 228–232.

3. Ракин В.И., Петровский В.А., Сухарев А.Е., Мартинс М.С. Морфологическая кристаллография бразильских алмазов // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2010. – № 10. –С. 2–8.

4. Хохряков А.Ф., Пальянов Ю.Н. Морфология кристаллов алмаза, растворенных в водосодержащих силикатных расплавах // Минерал. журн. – 1990. – 12. – № 1. – С. 14–23.

5. Hartman P., Perdok W.G. On the relation between sructure and morphology of crystal. I // Acta Crystallogr. – 1955. – 8. – P. 49–52.

6. Hartman P., Perdok W.G. On the relation between sructure and morphology of crystal. II // Acta Crystallogr. – 1955. – 8. – P. 525–529.

163

ФЛЮИДИЗАЦИЯ ВТОРИЧНОГО ПЛЮМА НА РАЗДЕЛЕ 410–670 КМ КАК ИСТОЧНИК КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ

О.М. Розен1, Н.Н. Зинчук2 1Учреждение Российской Академии Наук Геологический институт РАН, г. Москва, Россия roseno@ilran.ru 2Западно-Якутский Научный Центр Акционерной Компании “Алроса”, г. Мирный, Россия zinchuk@cpk.alrosa-mir.ru

Роль флюидов в петрогенезисе чрезвычайно велика [3] и характерным примером являются кимберлиты, появление которых непосредственно обусловлено флюидизацией отдельных участков верхней мантии. На Сибирской платформе вулканическая активность включает ряд мантийных эпизодов, случившихся 1278, 360–344, 250, 245–135 млн лет назад. Среди них преобладают кимберлиты, но также присутствуют лампроиты (Ингаши, 1278 млн лет) и платобазальты (тунгусские траппы), сопровождаемые щелочными ультрамафитами и карбонатитами (Маймеча, 250 млн лет). Многочисленные проявления этих пород распределены по всей длине кратона с юго-запада к северо-востоку (~2000 км) и демонстрируют его последовательное омоложение в этом направлении [5]. Вместе с тем очевидно, что кимберлиты, как проявления почти мгновенного перемещения вещества из глубин мантии на поверхность, являются продуктами термальной конвекции внутри силикатной мантии, то есть, по-существу, обусловлены плюмовым процессом [1, 2, 4]. С. Маруяма с коллегами [8] и другие исследователи показали, что одна из причин возникновения и последующего поднятия плюма – нарушение петрологического равновесия в слое D’’ на границе ядро – мантия. Оно может быть вызвано плавлением погрузившегося при субдукции мегалита эклогитизированной океанической литосферы или экзотермической реакцией перехода перовскита из нижней мантии в постперовскит слоя D’’ [7].

Последовательность процессов от зарождения плюма и до поступления магмы на поверхность представляется в следующем виде. Разогрев определенного участка на поверхности слоя D’’, появление расплава с положительной плавучестью и его подъем, что является началом плюмового процесса (этап 1). Подъем плюма в течение 1–5 млн лет до некоторого тугоплавкого горизонта и формирование здесь вторичного плюма [6] (этап 2). Вторичный плюм, по существу, представляет собой канал, при открытии которого давление резко падает и выделяется адиабатический расплав. Выплавленное вещество свободно поднимается вверх по этому каналу, возможно до земной поверхности. В частности, если в качестве тугоплавкого слоя

164

выступает подошва литосферного киля (глубина 200–260 км), тогда из мантийного вещества плюма адиабатически выплавляется базальт, а вторичный плюм обеспечивает излияние неограниченного объема расплава на поверхность с образованием платобазальтовых (трапповых) провинций [6].

Генерация кимберлитового расплава, очевидно, связана с другим, более глубоким, уровнем отделения вторичного плюма. В этом случае главный плюм предположительно останавливался у первой тугоплавкой поверхности – в подошве зоны перехода, на разделе 410–670 км (рис.). На этом разделе формируются, например, кимберлиты Канады [10]. Прохождение кимберлитовой магмы через этот раздел устанавливается по присутствию высокоплотного мейджоритового граната, выявленного недавно в кимберлитах Сибирского кратона [9].

Рис. Положение процесса флюидизации при образования кимберлита в связи с подъемом плюма на Сибирском кратоне [5] на основе модели [8]. 1. Слэб эклогитизированной океанической литосферы (мегалит) погружается по зоне субдукции до горизонта D’’, где плавится. 2. Возникающий расплав поднимается и образуется первичный плюм. 3. Вторичный плюм (где кимберлит захватывает мейджорит) возникает при остановке подъема на тугоплавком разделе 450–670 км. В его составе далее вверх прорываются только легко подвижные летучие компоненты в сопровождении захваченного в процессе флюидизации мантийного материала, определяющие состав кимберлитовой магмы Однако раскрытие свободного (зияющего) канала при таких давлениях вряд ли возможно. Поэтому плюм, вероятно, останавливается под этим тугоплавким слоем. Внутри плюма начинается дифференциация с миграцией вверх наиболее подвижных компонентов (CO2 и других газообразных веществ). В первую очередь это летучие, флюидные компоненты. Именно они “протискиваются” вверх и вместе с

165

обломками (мегакристами) мантийного вещества формируют кимберлитовую магму, захватывающую мейджорит и представляющую вторичный флюидонасыщенный кимберлитовый плюм. Поднимаясь выше, эта магма достигает подошвы литосферы (тугоплавкого литосферного киля) и внедряется в литосферный киль уже как быстро двигающийся жидкий расплав. Двигаясь далее кверху, этот расплав по мере падения давления высвобождает газовую фазу и со взрывом внедряется в кору уже в форме кимберлитовой диатремы. Представляется очевидным, что кимберлиты возникают в результате флюидизации поднимающегося мантийного вещества.

Финансовая поддержка получена от РФФИ, грант 06-05-64332.

1. Грачев А.Ф. Идентификация мантийных плюмов на основе изучения вещественного состава вулканитов и их изотопно-геохимических характеристик // Петрология. – 2003. –11, № 6. – С. 618–654.

2. Иванов А.В. Обойдет ли Россию “великий спор о плюмах”? // Геология и. геофизика. – 2006. – 47, № 3. – С. 417–420.

3. Летников Ф.А., Жатнуев Н.С., Лашкевич В.В. Флюидный режим термоградиентных систем. – Новосибирск: Наука, 1985. – 116 с.

4. Пучков В. Н. ”Великая дискуссия” о плюмах: так кто же все-таки прав? // Геотектоника. – 2009. – № 1. – С. 3–22.

5. Розен О.М., Манаков А.В., Горев Н.И., Зинчук Н.Н. Сибирский суперплюм во времени и пространстве: уточнение региональных перспектив поисков алмазоносных кимберлитов // В кн. Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении. – Москва, МГУ. – 2010. – 2. – С. 424–432.

6. Dobretsov N.L., Kirdyashkin A.A., Kirdyashkin A.G. et al. Modelling of thermochemical plumes and implications for the origin of the Siberian traps // Lithos. – 2008. – 100. – Р. 66–92.

7. Hirose, K. Postperovskite phase transition and its geophysical implications // Rev. Geophys. – 2006. – 44, RG3001, doi:10.1029/2005RG000186.

8. Maruyama S., Santosh M., Zhao D. Superplume, supercontinent, and post-perovskite: Mantle dynamics and anti-plate tectonics on the core–mantle boundary // Gondwana Research. – 2007. – 11. – Р. 7–37.

9. Sobolev, N.V., Taylor, L.A., Logvinova, A.M. et al. First report of majoritic garnet diamond inclusions from Yakutian kimberlites // AGU Fall Meeting, San Francisco. – 2002. – F1403.

10. Zurevinski S.E., Heaman L.M., and Creaser R.A. The origin of Triassic/Jurassic kimberlite magmatism, Canada: Two mantle sources revealed from the Sr-Nd isotopic composition of groundmass perovskite // Geochem. Geophys. Geosyst. – 2011. – 12, Q09005, doi:10.1029/2011GC003659.

166

ПЕРСПЕКТИВЫ АЛМАЗОНОСНОСТИ КИРОВОГРАДСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА М.В. Рузина, О.А. Терешкова Государственное высшее учебное заведение “Национальный горный университет”, г. Днепропетровск, Украина rector@nmu.org.ua

Прогнозно-поисковые работы по оценке перспектив алмазоносности территории Украины базируются в основном на классических представлениях об образовании месторождений алмазов в связи с кимберлитовым и лампроитовым магматизмом. Однако в области минерагении алмаза накопилось большое количество данных, которые вынуждают пересмотреть представления о возрасте, генетических типах и закономерностях формирования источников алмазов. Так, в пределах Кировоградского мегаблока УЩ обнаружены проявления алмазов, коренные источники которых до настоящего времени не установлены, как и не обоснован их формационный тип.

В рамках прогнозно-поисковых работ КП “Кировгеология” на коренные источники алмаза, в отложениях фанерозойского чехла, в том числе в породах райгородской толщи нижнего палеогена, обнаружены алмазы кимберлитового типа без “признаков древности” и их минералы-спутники [4]. Г.М. Яценко [10] предположил, что известные на данный момент проявления алмазов и минералов-спутников в песчано-глинистых отложениях бучакской свиты, являются вторичными коллекторами россыпных алмазов, а происхождение россыпей возможно связано с породами райгородской толщи. Поскольку изучение алмазоносности осадочного чехла в пределах этого района практически не проводилось [2], было предложено расширить прогнозно-поисковые работы на алмазы, направив их в том числе и в сторону поиска фанерозойских россыпей, которые могут иметь как самостоятельное значение, так и способствовать выявлению коренных источников [10]. В результате были пробурены новые скважины, целевое назначение которых – изучение вещественного состава потенциальных первичных толщ-коллекторов основных минералов-индикаторов алмаза, которыми являются бучакские отложения и райгородская брекчированная толща [5]. В породах райгородской толщи Ю.И. Федоришиным и др. [7] установлены ксенотуфобрекчии кимберлитового (лампроитового) состава с весьма неравномерным распределением породообразующих компонентов и высокой степенью замещения вторичными минералами, выделены автолиты, пизолиты и лапилли. На данный момент породы толщи рассматриваются как петрологический индикатор проявления даек основного и ультраосновного состава [3] и могут являться вмещающими

167

для кимберлитовых вулканических аппаратов, которые формировались в мел-палеогеновое время (по аналогии с Якутской кимберлитовой провинцией) [8].

Бурение скважин дало возможность получить дополнительный материал для исследований пород райгородской толщи сотрудниками Днепропетровского отделения УкрГГРИ и Национального горного университета. Начиная с 2007 г. авторами проводится всестороннее изучение райгородской толщи с целью обоснования ее перспектив на алмазы и определения новых поисково-прогнозных критериев, что позволит эффективно проводить поиски месторождений алмазов.

В результате изучения керна скважин, пробуренных у сел Грузское и Лесное (Кировоградский район), в составе райгородской толщи по текстурно-структурным признакам, минеральному составу и соотношению вулканогенной и осадочной составляющих выделены гравийно-галечниково-валунные породы, которые относятся к прибрежно-морскому типу осадочно-пирокластических образований. В связи с этим нами предположено, что кимберлитовые породы, обнаруженные ранее Ю.И. Федоришиным и др. [7] в райгородской толще, по ряду признаков имеют сходство с формационным типом алмазоносных пирокластических кимберлитов, аккумулирующихся в морских осадках (область Форт а ля Корн в центральном Саскачеване, Канада) [6]. В отношении генетической природы пирокластических кимберлитов в настоящее время принято считать, что пирокластические кимберлиты в морских осадках – особый тип алмазоносных образований, генезис которых находится на стыке первичных кимберлитов и переотложенных россыпей [1]. Парагенезис серпентин+сапонит в составе кимберлитовых ксенотуфобрекчий, установленных ранее в райгородских отложениях, является характерным для пород кратерной фации кимберлитов и позволяет предположить незначительный уровень эрозионного среза кимберлитовых тел.

В результате изучения обнажений в северо-западной части распространения райгородских отложений (район г. Смела) авторами выявлены флюидизатно-эксплозивные образования, которые пространственно связаны с Лелековской зоной глубинных разломов, перспективной в отношении алмазоносности. По петрографическому составу они аналогичны алмазоносным слюдяным лампрофирам типа минетт зоны Паркер Лейк, Канада [1], а также алмазоносным ровненскитам Новоукраинского массива Кировоградского блока УЩ [9], что позволяет предполагать их потенциальную алмазоносность. Данные флюидизатно-эксплозивные образования являются промежуточным членом эндогенно-экзогенного ряда алмазоносных формаций: эндогенная → кор выветривания → россыпная. В связи с этим вмещающие их породы райгородской толщи могут выступать в роли коллекторов россыпей алмазов.

168

Таким образом, перспективность алмазоносности пород райгородской толщи обусловлена выявлением алмазов кимберлитового генезиса без “признаков древности”, свидетельствующих о незначительной дальности их переноса, их минералов-спутников, представленных пиропом, ильменитом, хромдиопсидом, хромшпинелидами, обнаружением кимберлитовых ксенотуфобрекчий, содержащих лапилли, пизолиты и автолиты, а также выявлением флюидизатно-эксплозивных потенциально алмазоносных образований.

В результате проведенных исследований сформулированы новые петрологические, структурно-тектонические, магматические, минералогические, литологические и палеогеографические прогнозно-поисковые критерии алмазоносности райгородской толщи, которые позволили расширить границы Кировоградской площади Центрального алмазоперспективного района и выделить в ее пределах участки, перспективные на обнаружение россыпей алмазов.

1. Белов С.В., Лапин А.В., Толстов А.В., Фролов А.А. Минерагения

платформенного магматизма (траппы, карбонатиты, кимберлиты). – Новосибирск: Изд-во СО РАН. – 2008. – 537 с.

2. Гейко Ю.В., Гурский Д.С., Лыков Л.И. и др. Перспективы коренной алмазоносности Украины – Л.: Центр Европы, 2006. – 224 с.

3. Калашник А.А. О новом подходе к решению задачи выяснения структурного контроля кимберлитопроявлений // Сб. научн. тр. НГУ.– 2003. – № 16. – С. 30–36.

4. Калашник А.А. Оценка перспектив алмазоносности Кировоградского рудного района // Наук. вісн. НГУ. – 2007. – № 4. – С. 42–50.

5. Калашник А.А., Макивчук О.Ф. Особенности локального прогноза и поиска алмазоносноперспективных структур в пределах Кировоградского блока УЩ // Тез. докл. Международной научно-практической конференции. Судак-Симферополь. – 2008. – С. 41–46.

6. Никсон П., Лехи К. Алмазоносные вулканокластические кимберлиты в морских осадках мелового возраста // Геология и геофизика. – 1997. – 38, вып. 1. – С. 19–24.

7. Федоришин Ю., Тріска Н. Петрографічні особливості кімберлітового (лампроїтового) вулканізму мезо-кайнозойського віку в межах центральної частини Інгульского мегаблоку (Український щит) // Мінерал. зб. – 2008. – № 58, вип. 1–2. – С. 73–79.

8. Федоришин Ю.І., Маківчук О.Ф., Фесенко О.В. та ін. Перспективи корінної алмазоносності Кіровоградського мегаблоку Українського щита // Мін. ресурси України. – 2006. – № 1. – С. 12–16.

9. Яценко Г.М., Гурский Д.С., Сливко Е.М. и др. Алмазоносные формации и структуры юго-западной окраины Восточно-Европейской платформы. Опыт минерагении алмаза. – К.: Укр ГГРИ, 2002. – 331 с.

10. Яценко Г.М., Сливко Е.М., Росихин А.И. Аспекты проблемы алмазоносности юго-западной окраины Восточно-Европейской платформы. В сб.: Геология, закономерности, методы прогнозирования и поисков месторождений алмазов. – Мирный, 1998. – 408 с.

169

НАДРА ЗЕМЛІ – ПРИРОДНИЙ ФІЗИКО-ХІМІЧНИЙ РЕАКТОР: СХЕМА УТВОРЕННЯ КРИСТАЛІВ ДІАМАНТА Й. Сворень Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, м. Львів igggk@mail.Lviv.ua

Відтворення фізико-хімічних процесів і умов утворення досконалих оптично-чистих кристалів алмазу є актуальною проблемою фундаментальної науки.

Вивчення нами дефектів, зокрема флюїдних включень у кристалах природних алмазів, дає змогу вирішити цю проблему.

У відділі геохімії глибинних флюїдів ІГГГК НАН України вдосконалено мас-спектрометричний метод визначення газових й інших летких (в умовах вакууму) сполук, виділених із дефектів у твердих тілах: із окремих чи серії включень у мінералах при кімнатній температурі, із пудри подрібнення, із металів при їх нагріванні тощо. Для цієї мети були сконструйовані та виготовлені спеціальні пристрої-приставки до мас-спектрометра, з допомогою яких вперше нами отримано ряд фундаментальних результатів. У складах газів, виділених із окремих- індивідуальних включень у кварці пегматитових тіл Волині, гідротермальних жил Закарпаття, різних родовищ Таджикистану тощо експериментально встановлено відсутність молекулярного водню. Вивчено склад летких сполук в окремому включенні – зоні зростання двох частин октаедра діаманта. Для дослідження використаний розроблений мас-спектрометричний метод з подрібненням зразка у високому вакуумі при кімнатній температурі. У вакуумній ступці діамант вдало розкололи на дві частини – по зоні зростання, що відразу було зафіксовано у системі напуску приладу “погіршенням” (зниженням) вакууму із-за виділення летких сполук із цього дефекту, оскільки сама площина зростання була герметичним дефектом у кристалі, з однієї сторони, а з другої – вона як герметичне первинне включення підтвердила первинність природи законсервованого флюїду, який формував сам кристал. Із зони зростання – первинного включення цього діаманта із трубки Айхал – встановлено діоксид вуглецю (СО2) і у меншій кількості азот (N2).

Вивчення летких сполук із діамантів, виділених їх нагріванням, показало, що прозорі діаманти октаедричного і ромбододекаедричного габітусів із кімберлітів Мало-Ботуобінського, Алакітського і Верхнє-Мунського районів відрізняються як за концентраціями, так і за складом летких сполук. У діамантах Анабарського, Приленського і уже згаданих районів спостерігається ріст концентрації Н2О і СО у

170

напрямку від центральної частини Сибірської платформи до її околиць. Діаманти із кімберлітових трубок Мир, ім. ХХІІІ з’їзду КПРС вміщають СО2 (80 %), N2 (10 %) і Н2О (9 %).

Вивчено склад газів у піропах із трубок ІІІ, VI, V Далдино-Алакітського кімберлітового поля в Якутії. Піропи не мали будь-яких видимих під мікроскопом включень і тріщин. Проби складались із декількох десятків зерен мінералу різних форм розміром від 1 до 4 мм. Нагрівання їх до 1327 ºС показало, що найбільші концентрації летких сполук вміщали піропи із практично неалмазоносного родовища V. Склад газів такий: СО (53,98 %), СО2 (28,55 %), N2 (8,72 %), Н2О (5,21 %), Н2 (3,19 %), СН4 (0,05 %). Концентрація летких домішок у піропах значно переважає концентрацію їх у діамантах. Склад летких сполук, виділених із кристалів діаманта і піропа при різних температурах, свідчить про високотемпературний процес кристалізації цих мінералів.

Вивчено склад летких сполук у мінералах незмінених ультраосновних і основних порід із дна Світового океану, зокрема, базальтів рифтової зони Аравійсько-Індійського хребта (станція 2173 19-го рейсу НДК “Академік Вернадський”, глибина 3800 м від рівня води) і встановлено, що газові включення-пухирі у них містять лише СО2 з P = 6,1 МПа i δ13С = –6,1 ± 0,5 ‰. Нагріванням базальтового скла до 800 0С із мікродефектів додатково виділені вуглеводневі гази, вода і водень у незначних кількостях.

Отже, основною і домінуючою леткою сполукою в мантії Землі є діоксид вуглецю (СО2).

Наявні у природних діамантах леткі сполуки є реліктами флюїдного діаманто-утворювального середовища, законсервованого у дефектах кристалічної гратки мінералу. Деяка частина летких сполук виділилась на зовнішній нагрітій поверхні кристала-каталізатора і синтезувалась із виділених окремих атомів і радикалів, наприклад, води із атомів водню і кисню, водню із атомів водню, вуглеводнів із атомів вуглецю і водню.

Досконалі кристали діаманта утворювалися за такою схемою. Магматичний розплав з сполуками вуглецю, як було показано вище, це діоксид вуглецю, недоокиснені сполуки заліза, приміром FeMgSiO4, яка має взаємодіяти з AI2O3SiO2 з утворенням (MgO)3AI2(SiO3)3 (піропу) та 3FeOSiO2. Остання і діоксид вуглецю при високих температурах є хімічно активними сполуками, які взаємодіючи між собою, утворюють кристали 2Fe2O3 (магнетиту), 6SiO2 (кварцу) й окремі іони вуглецю.

Власний досвід вирощування синтетичних досконалих оптичночистих чи одноколірних кристалів різного хімічного складу дає підстави стверджувати, що досконалі, мінімально дефектні кристали діаманта можна синтезувати із розплаву при відповідних

171

термодинамічних умовах лише з іонів-атомів вуглецю, які зближаючись з твердою фазою кристала, з’єднуються з нею у конкретній, енергетично вигідній, орієнтації. Це показує, що навіть при високих температурах і тисках отримати досконалі кристали діаманта вагою кілька грамів і більше з мікрозростків графіту, сажі, вугілля тощо не можливо. Не можна виростити кристали діаманта таких розмірів і в умовах вакууму.

Природний синтез кристалів відбувається у мантійному розплаві певного складу, який по розривам літосфери інтрудує до земної кори з виходом, інколи, на земну поверхню. Під час підняття розплаву між флюїдом і твердою фазою стінок вміщуючих його порід, у результаті тертя між ними створюється складне електромагнітне поле. Електрична складова цього поля створює у розриві дві області – відновну та окисну. Позитивно заряджені іони вуглецю накопичуються у відновній області й з них синтезуються досконалі кристали діаманта, а негативно заряджені іони кисню в окисній області утворюють оксиди і силікати, зокрема, магнетит, піроп тощо.

Таким чином, досконалі кристали діаманта синтезуються із астеносферного діоксиду вуглецю (з початковим δ13С = (– 6,1 ± 0,5 ‰) у відновній області інтрудуючого до земної поверхні мантійного розплаву-флюїду, під дією електромагнітного поля, що виникло в результаті тертя між флюїдом і породами літосфери з одночасним утворенням піропу і багатьох інших мінералів-супутників.

172

КИМБЕРЛИТОВЫЕ ПОРОДЫ И ОБОЛОЧКИ, ОКРУЖАЮЩИЕ АЛМАЗ Л.В. Скворцова1, В.А. Петровский2, Г.Ю. Криулина1 1МГУ, г. Москва, Россия valskvor@yahoo.com 2Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия petrovsky@geo.komisc.ru

Изучение отпечатков кристаллов алмаза в кимберлитах имеет важное значение для понимания особенностей генезиса алмаза. Оно может пролить свет и на механизм сохранения алмазов в кимберлитовой трубке. Однако ещё мало данных о прямом контакте между кристаллами алмаза и вмещающей их кимберлитовой породой. Известно, что кристаллы алмаза отделены от окружающей породы “скорлупой” или оболочкой. Когда алмазы отделяются от кимберлита, эти оболочки остаются в кимберлитовой породе и часто сохраняют отпечатки их кристаллов [1–4].

Авторы изучили образцы кимберлита с отпечатками алмазов из коллекции А.П. Руденко (более 200 образцов из трубок Мир и Удачная, Якутия). Данные по их морфологии и составу получены с помощью сканирующего электронного микроскопа (без углеродного покрытия) (LEO-1430 vp CarlZeiss), рамановские спектры оболочек и алмаза – с помощью спектрометра U1000 JOB IN YVON с аргоновым зеленым лазером 514 нм.

Размер отпечатков составляет от 3 до 5 мм. Отпечатки в кимберлитах из трубки Мир отражают в основном форму октаэдрических кристаллов алмаза, а из трубки Удачная – форму переходных или додекаэдрических кристаллов.

Исследование с помощью оптического микроскопа выявило “многоклеточные” отпечатки, объединенные в одну оболочку. В некоторых образцах были обнаружены фрагменты кристаллов алмазов. С помощью сканирующего электронного микроскопа с зондом и рамановской спектроскопии изучены морфология и качественный состав различных областей фрагментов алмазов и различные части фрагментов отпечатков, которые находятся в контакте с алмазом.

Исследование с помощью SEM показало разнообразие морфологических форм (рис. 1). На краю фрагмента алмаза установлены черты пирамидальных и пузыреподобных форм роста, в других участках – признаки неполного роста поверхностных слоев, перехода от тангенциального до фибрильного типа роста, его глобулярные алмазные кластеры, небольшие пирамиды.

173

Рис. 1. Карбонатно-силикатный отпечаток алмаза (а – трубка Мир, б – трубка Удачная)

Результаты исследования состава контактирующих оболочек

показали, что они имеют природное происхождение, постоянно содержат примеси Mg, Si и других элементов (Al, Fe, Ni, К, Na, S, Cl, P). Также обнаружены участки силикатного состава, всегда содержащие карбонатный компонент.

Особое внимание привлекли необычные морфологические особенности поверхности отпечатков. Так, в одном образце наблюдались частично структурированные алмазоподобные фазы,

а б

а

174

растущие на алмазе, с высоким содержанием углерода (>60 at. %), тогда как в других были обнаружены структурированные области с содержанием углерода (65–75 at. %). В отдельных фрагментах алмаза по спектрам определено содержание углерода около 100 at. %.

Рамановские спектры различных фрагментов отпечатков показали наличие декристаллизованных аморфных фаз (рис. 2). Для сравнения приведены характерные линии рамановских спектров карбонатов: арагонит – 1085, 705, 154 см-1; Mg-кальцит – 1087, 281, 155 см-1; доломит – 1097, 296, 173 см-1, а также силикатов: серпентин – 1045 680, 378, 231 см-1. В одном участке спектра проявленная слабая линия 1332 см-1, обусловленная наличием алмазной фазы.

Рис. 2. Спектры комбинационного рассеяния различных фрагментов

175

Таким образом, мы обнаружили новый многоклеточный тип отпечатков, объединенных в одной оболочке. По минеральному составу они имеют карбонатную природу, неоднородные по содержанию углерода, и фрагментарно структурированы в алмазоподобных фазах с содержанием углерода > 60 at. %. В таких отпечатках, вероятно сформировавшихся в горячих флюидных потоках, может возникать дополнительный рост алмазов и рекристаллизация на различных этапах формирования кимберлитовых трубок.

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований РАН № 12-У-5-1026.

1. Nikishov K.N., Bulanova G.P. Nature of the contact of diamond crystals

with kimberlite rocks. In Proc. Magmatic formations in North-East of the Siberian Platform. – Yakutsk, 1975. – P. 218–222.

2. Ponomarenko A.I, Spetsius Z.V. Mineral rims on diamonds from kimberlites // International Geology Review. – 1982. – 24. – P. 829–834.

3. Rovsha V.S., Futergendler O.I., Charkov A.D., Zacharova V.R. The relationship of a diamond – carbonate and possible genetic links; in Proc. “Materialy po geologii і poleznym iskopaemym Yakutskoi ASSR”, Yakutsk, 1979.

4. Skvortsova (Shturman) V.L., Kulakova I.I., Rudenko A.P. The catalytic effect of the elements that make up the kimberlites of diamond on the oxidation of water vapor and carbon dioxide // Vest. MGU. – Chimiya. –1975. – 16. – P. 347–352.

176

О “ПРОБЛЕМЕ” ПОЛУЧЕНИЯ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИ МЕТАСТАБИЛЬНЫХ МОНОКРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА В.В. Соболев Государственное высшее учебное заведение “Национальный горный университет” 49005, пр-т Карла Маркса, 19, г. Днепропетровск, Украина rector@nmu.org.ua

Фазовая диаграмма состояния углерода, предложенная О.И. Лейпунским [1], изображает поля устойчивости графита и алмаза, особенности равновесных взаимопереходов этих фаз и свидетельствует о том, что кристаллизация алмаза может осуществляться только в том случае, если исходным сырьем является графит. Другими словами, для получения монокристаллов алмаза необходимыми, но все же недостаточными параметрами являются давление и температура, соответствующие области стабильности алмаза. Особенность превращения графита в алмаз, состоящего из этапов зарождения и роста кристаллов алмаза в области термодинамической стабильности, обусловлена, во-первых, процессом растворения графита и образованием раствора углерода в расплаве металлов, во-вторых, спонтанным формированием зародышей алмаза вследствие достижения критических концентраций атомарного углерода и, в-третьих, непрерывным процессом доставки атомов углерода к поверхности растущего кристалла.

Понятие “непрерывный процесс” следует прокомментировать. Необходимый для роста алмаза атомарный углерод получают растворением графита в жидком металле при действии высоких температур и давлений, т.е. в области, лежащей выше линии равновесия “графит–алмаз”. Особенность роста алмаза в области термодинамической стабильности состоит в том, что в случае отклонения системы от равновесия (путем изменения значения температуры или давления) продолжение процесса наращивания алмазной частицы прерывается и становится невозможным, например, в случае появления новых зародышей в соответствии с изменившимися термодинамическими условиями. Невозможным оказывается и продолжение процесса наращивания первоначальной частицы алмаза даже при восстановлении исходных значений температуры и давления. В случае перехода системы в область параметров, соответствующих полю метастабильного алмаза, рост кристаллов (очень медленный) будет продолжаться до тех пор, пока по мере уменьшения пересыщения образование двумерных зародышей не превысит

177

некоторого критического значения. Стимулирующим фактором роста может быть воздействие электрического поля [2].

Представления об алмазе исключительно как о высокобарной фазе могут распространяться только на процесс зарождения, однако это утверждение не является догмой, поскольку критические концентрации атомарного углерода, при которых происходит спонтанная кристаллизация, могут быть достигнуты способами, не требующими высоких давлений и температур [3]. Очевидно, что практическая реализация метастабильной кристаллизации алмаза в твердой среде, жидкости или в газе непосредственно связана с выбором источника углерода. В любом из этих трех случаев для обеспечения роста алмазных кристаллов необходим атомарный углерод, т.е. проблема заключается в углероде – элементе, который в свободном атомарном виде на Земле не встречается.

О результатах опытов по твердофазному синтезу алмаза впервые в открытой печати сообщено в работах [4, 5]. Синтезированные монокристаллы алмаза обладали комплексом свойств, характерных для природных алмазов. Так, у выращенных кристаллов обнаружено зональное строение с наличием поликристаллического центра в монокристальной оболочке. В УФ лучах алмазы имеют голубое, желто-зеленое и оранжевое свечение; переход от центральной зоны к периферической характеризовался уменьшением примесей азота. Соотношение изотопов углерода 13С/12С в выращенных монокристаллах на 8 ‰ превысило аналогичный параметр в графите исходной среды, т.е. имело аномальное значение, что отличает твердофазную эпитаксию от всех известных методов синтеза. По значению термоокислительной стойкости алмазы находятся на уровне природных. Исследования перечисленных свойств проводились в специализированных лабораториях ИПМ НАН Украины (г. Киев), Института геохимии РАН и ВНИИ Алмаза (г. Москва), Института химической физики РАН (г. Черноголовка), НИИ импульсных процессов Белорусского НПО порошковой металлургии (г. Минск), Физического института им. Лебедева РАН (г. Москва) и др.

Согласно одной из гипотез, природное алмазообразование соответствует физико-химическому сценарию синтеза, протекающего в камерах высокого давления (КВД). Однако в этом случае у кристаллов отсутствуют свидетельства дискретного роста, которые имеются, например, у алмазов из коренных месторождений Сибири и Южной Африки, россыпных алмазов Урала [6], и которые можно интерпретировать как новое свойство кристаллов алмаза, выросших в области термодинамической метастабильности. Кроме РТ-параметров образования метастабильного алмаза, принципиальным отличием от синтеза в КВД является дискретность роста.

178

Впервые экспериментально показано, что рост алмаза в твердой среде при температурах до 1100 К и давлении до нескольких десятков атмосфер может прерываться на значительное время, а при благоприятных условиях вновь продолжаться. Экспериментальное доказательство дискретности алмазообразования имеет чрезвычайно важное значение для разработки теоретических моделей генезиса и прикладных задач, связанных с научным обоснованием концепции поисков и оценки алмазоносности месторождений, выявления потенциально новых источников алмаза. Можно допустить, что дискретность природного алмазообразования является характерным процессом только для термодинамически метастабильной области, разрешающей интервалы любой продолжительности между этапами зарождения и роста, этапами наращивания.

Представления о высокобарных условиях алмазообразования из исходного сырья – графита [1] – не имеют никакого отношения к геологическим условиям образования алмаза в кимберлитах и не перспективны с точки зрения развития энергоемких технологий синтеза крупных монокристаллов (более 1 карата). Процесс роста в экспериментах достаточно надежно протекает в так называемой области термодинамической метастабильности алмаза, при этом синтезированные алмазы по физическим параметрам не отличаются от кристаллов коренных месторождений.

При разработке технологий синтеза крупных монокристаллов алмаза при температурах до 1000 К и давлении от атмосферного до нескольких десятков атмосфер необходимо выполнение двух главных условий: 1 – источник, содержащий углерод (не графит), способный при определенных физико-химических условиях и минимальных энергозатратах выделять углерод в свободном атомарном виде [7]; 2 – ростовая среда с источником углерода и микрочастицами алмаза (может быть твердой, водным раствором, углеводородной жидкостью, газом и др.), должна отвечать комплексу свойств, обеспечивающих химические процессы выделения свободного атомарного углерода и его доставку к растущей поверхности алмаза [2]. Эти условия выращивания метастабильного алмаза не противоречат физико-химическому алмазообразованию в кимберлитовых и лампроитовых трубках, метаморфических комплексах, гидротермальных и других системах.

1. Лейпунский О.И. Об искусственных алмазах // Успехи химии. – 1939.

– 8, вып. 10. – С. 1519–1534. 2. Соболев В.В. Имитация физико-химических процессов природного

алмазообразования // Геология алмазов – настоящее и будущее. – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 1580–1598.

179

3. Соболев В.В. К вопросу о кристаллизации алмаза в природе // Физика горения и взрыва. – 1987. – № 1. – С. 91–95.

4. Соболев В.В., Дидык Р.П., Мережко Ю.И. и др. Роль динамических воздействий при получении алмаза из углерода твердого раствора // Физика горения и взрыва. – 1983. – № 5. – С. 138–140.

5. Соболев В.В., Слободской В.Я. Кристаллизация сверхтвердых фаз из углерода твердого раствора // Кристаллография. – 1985. – 30, № 6. – С. 1213–1214.

6. Гаранин В.К. К проблеме дискретности природного алмазообразования // Минерал. журн. – 1990. – 12, № 5. – С. 28–36.

7. Соболев В.В., Ярковой Г.О., Чернай А.В. Синтез алмаза. III. Теоретические исследования c применением квантово-механических методов расчета // Минерал. журн. – 1994. – № 5/6. – С. 23–30.

180

ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ СУБКОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ ДРЕВНИХ КРАТОНОВ

Л.В. Соловьева1, С.И. Костровицкий2, Т.В. Калашникова2 1Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск, Россия Solv777@crust.irk.ru 2Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск, Россия Kalashnikova@igc.irk.ru

Происхождение мантийной литосферы древних кратонов – одна из актуальнейших проблем современной петрологии, в том числе и из-за связи с алмазообразованием. В настоящее время доминируют две гипотезы, рассматривающие первичный генезис вещества субконтинентальной литосферы. Главным объектом исследований являются глубинные ксенолиты в кимберлитах разного возраста, развитых на древних кратонах.

Гипотеза реститового генезиса первичного вещества мантийной литосферы доминирует со времен ранних работ А. Рингвуда и Ф. Бойда с соавторами (1960–70-е годы) и рассматривает ультраосновное вещество мантийной литосферы как рестит от объемного плавления верхней мантии при образовании ультраосновных магм коматиитового типа. У. Гриффин и С. Рейли [4] предполагают, что плавление происходило на глубине ~ 100–150 км и механизм подъема легкого рестита был гравитационным. Гипотеза реститового происхождения сталкивается с двумя главными трудностями: 1) обогащением литосферной мантии кратонов ортопироксеном, что не соответствует экспериментальным данным по плавлению ультраосновного вещества (отсутствие океанического магматического тренда) [2; 6] 2) присутствием в древней литосфере кратонов базитового вещества (эклогитов). Первое противоречие в этих моделях разрешается введением процесса древнего метасоматизма литосферного протолита силикатными расплавами или флюидами, ответственными за привнос кремнезема и литофильных элементов [4, 8]. Присутствие эклогитов в мантийной литосфере кратонов рассматривается как результат кристаллизации и дифференциации базитовых расплавов на структурных границах, в частности, под подошвой литосферной плиты. Аномалии в распределении изотопов C и O в мантийных эклогитах приписываются влиянию окислительно-восстановительных процессов [4].

Модель поддвигания, подталкивания субдуцируемых океанических плит под древнюю континентальную кору (subduction stacking model) наиболее логично обоснована Г. Гельмштедтом и

181

Дж. Герни [5]. Она хорошо согласуется с присутствием в субконтинентальной мантии эклогитов, как высокобарных петрохимических эквивалентов океанической коры, а также с геохимическими свидетельствами их контакта с морской водой [7]. Кроме того, в модели предусмотрено раннее существование древней коры, что хорошо объясняет возникновение в верхней мантии вещества источника MORB. Вместе с тем, она сталкивается с отсутствием магматического тренда в веществе мантийной литосферы кратонов и геохимических свидетельств реакции ультраосновного вещества с морской водой.

Авторы предлагают альтернативную гипотезу происхождения протолита литосферной мантии древних кратонов, как легкой флотационной корки высоко-магнезиальных оливин-ортопироксеновых кумулатов в первичном (первичных) магматическом океане на поверхности планеты. Существование древнего магматического океана рассматривается в целом ряде исследований [1, 9, 10]. Гипотеза флотационного происхождения наиболее адекватно объясняет обогащение литосферной мантии кратонов ортопироксеном и отсутствие магматического реститового тренда. Прямая корреляция между величиной Al2O3/CaO в валовом составе и магнезиальностью оливина в ксенолитах перидотитов из кимберлитов объясняется стремлением более легкого Al-ортопироксена объединиться с легким Mg-оливином при флотации. Петрографические особенности лерцолитов и гарцбургитов из глубинных ксенолитов свидетельствуют о первичном кумулативном генезисе мегакристаллов ортопироксена экссолюционного типа. Такие геохимические факты, что наиболее обогащенные несовместимыми редкими элементами гранат и клинопироксен отсутствуют в породах с мегакристаллами ортопироксена или в породах, обогащенных этим минералом, также свидетельствуют в пользу первичного, не метасоматического, генезиса ортопироксена в породах литосферной мантии. Данные по изотопии кислорода в минералах низкотемпературных зернистых перидотитов из среднепалеозойских кимберлитов Якутии указывают на отсутствие в них субдукционной компоненты [11]. В минералах из гранатовых перидотитов из трубки Удачная значения B/Be не показывают влияния слэбового материала, они в основном соответствуют значениям в океанических базальтах, либо превышают их. Напротив, повышенные величины B/Be в гранате и клинопироксене из перидотитов и пироксенитов из трубки Обнаженная свидетельствуют о влиянии субдукционных процессов на формирование более молодой литосферной мантии Оленекского блока [12]. По-видимому, на С-В окраине Сибирского кратона в формировании мантийной литосферы принимали участие иные геодинамические механизмы. Для флотационной гипотезы

182

предлагается механизм, рассмотренный в 1982 г. Де Витом [3] для океанических плит. В варианте нашей гипотезы − это подтаскивание и собирание мелких флотационных плит с базитовым покрытием под более крупную плиту. Такой механизм используется в модели “стогования” океанических плит Г. Гельмштедтом и Дж. Герни [5]. Флотационная модель предполагает, что ранняя кора была базитовой и затем испытала мощную гранитизацию под влиянием CO2-флюидов, поднимающихся из кристаллизующегося магматического слоя, что объясняет происхождение вещества источника MORB. Эклогиты, встречающиеся в литосфере кратонов на разных уровнях, представляют собой линзы, будины бывшего базитового слоя на поверхности оливин-ортопироксеновых пластин.

Работа поддержана грантом РФФИ – № 10-05-00589.

1. Anderson D.L. Isotopic evolution of the mantle: a model // Earth P lanet. Sci. Lett. − 1982. − 57. − P. 13–24.

2. Boyd F.R. Compositional distinction between oceanic and cratonic lithosphere // Earth Planet Sci. Lett. – 1989. – 96. – Р. 15–26.

3. De Wit M.J. Gliding tectonics during the emplacement of the mafic-ultramafic rocks of the Barberton Greenstone Belt // J. Struct. Geol. − 1982. − 4. − P. 117–136.

4. Griffin W.L., O’Reilly S.Y. Cratonic lithospheric mantle: Is anything subducted? // Episodes. − 2007. − 30. − P. 43–53.

5. Helmstedt H.H., Gurney J.J. Geotectonic controls of primary diamond deposits: implications for area selection // J. Geochem. Explor. − 1995. − 53. − P. 125–144.

6. Herzberg C. Geodynamic information in peridotite petrology // J. Petrol. − 2004. − DOI: 10.1093/petrology/egh039.

7. Jacob D.E. Nature and origin of eclogite xenoliths in kimberlites // Lithos. − 2004. − 77. − P. 295–316.

8. Keleman P.B., Hart S.R., Bernstein S. Silica enrichment in the continental upper mantle via melt/rock reaction // Earth Planet. Sci. Lett. − 1998. − 164. − P. 387–406.

9. Nisbet E.G., Walker D. Komatiites and the structure of the Archean mantle // Earth Planet. Sci. Lett. − 1982. − 60. − P. 105–116.

10. Ohtani E., Kawabe I., Moriyama J., Nagata Y. Partitioning of elements between majorite garnet and melt and implications for petrogenesis of komatiite // Contrib. Mineral. Petrol. − 1989. − 103. − P. 263–269.

11. Костровицкий С.И., Соловьева Л.В., Горнова М.А. и др. Изотопный состав кислорода в минералах мантийных парагенезисов из кимберлитов Якутии // Доклады РАН. − 2012. − 444, № 1 – С. 1–6.

12. Cоловьева Л.В., Костровицкий С.И., Ясныгина Т.А. Изотопно-геохимические свидетельства субдукционной обстановки при формировании вещества мантийной литосферы на северо-востоке Сибирского кратона // Доклады РАН. − 2010. − 432, − С. 676–680.

183

ВКЛЮЧЕНИЯ И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ АЛМАЗОВ – КЛЮЧ К РАСШИФРОВКЕ ПРОЦЕССА ИХ ОБРАЗОВАНИЯ З.В. Специус1, А.С. Иванов2

1Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие АК АЛРОСА, г. Мирный, Россия spetsiuszv@alrosa.ru 2Ботуобинскакя геологоразведочная экспедиция, АК АЛРОСА, г. Мирный, Россия ivanovas@alrosa.ru

Петрологические данные однозначно свидетельствуют о том, что кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные магмы зарождаются на больших глубинах субконтинентальной литосферной мантии (СКЛМ). Соответственно, захваченные и вынесенные к поверхности кимберлитовыми магмами глубинные ксенолиты, мегакристы и алмазы являются представителями разноглубинных зон мантии. Они и особенно включения в алмазах содержат неоценимую прямую информацию о составе, геохимических и других особенностях СКЛМ древних платформ.

Авторами детально исследовано 100 кристаллов алмазов с включениями из 7 кимберлитовых трубок (Мир, Айхал и др.) и россыпи Эбелях Якутской кимберлитовой провинции (ЯКП). Кристаллы представлены преимущественно октаэдрами, реже ромбододекаэдрами и кубами. Изучение алмазов осуществлялось в пластинках, все включения были вскрыты для последующего определения их состава. Внутреннее строение алмазов изучено в МГУ (Москва) с использованием растрового электронного микроскопа “СТЕРЕОСКАН МК IIА”, снабженного цветной катодолюминесцентной (ЦКЛ) приставкой. Визуально изучено более 1000 алмазов с включениями из алмазоносных ксенолитов.

Состав включений определялся с помощью рентгеновского микроанализатора с электронным зондом Superprobe JXA-8800R в АК “АЛРОСА” в стандартных условиях. При этом разрешающая способность составляла 133 eV, ускоряющее напряжение – 20 kV, ток зонда – 10 nAm, диаметр пучка 1–2 mkm. Исследование примесного состава включений выполнено на масс-спектрометре вторичных ионов CAMECA IMS-4F в ЯрГУ (г. Ярославль). Анализы на содержание микропримесей производились в два приема с различным набором масс-пиков отдельно для граната, клинопироксена, коэсита и отдельно для оливина.

184

Данные катодолюминесценции показывают, что более 50 % кристаллов имеют четко выраженные зональность и прерывистый рост. Во всех образцах алмазов была обнаружена катодолюминесценция различного спектрального состава. Преимущественно это люминесценция в синей области спектра, определяемая А-полосой. Встречены алмазы с зеленой и красной катодолюминесценцией. Большинство алмазов обладает сложным внутренним строением; изображения ЦКЛ свидетельствуют о том, что округлая форма алмазов обусловлена процессами последующего растворения и коррозии кристаллов после их образования (рис.). Во всех алмазах наблюдалась явно выраженная корреляция формы и ориентации включений с внутренним строением и зональностью кристаллов (рис., А, В, Д), что свидетельствует о влиянии включений на процесс зарождения и роста алмаза.

Рис. ЦКЛ изображения алмазов с различным спектральным составом люминесценции: А – включение оливина на контакте 2-х зон роста алмаза (обр. А-7, увел. 50); Б – область с повышенной интенсивностью люминесценции вокруг граната (обр. У-6, увел. 280); В – линейное расположение включений оливина в одной из зон роста (обр. Ю-12, увел. 100); Г – изображение ЦКЛ, иллюстрирующее внутреннюю зональность алмаза и образование округлой формы в результате растворения и коррозии (обр. Ан-1, увел. 20); Д, Е – многостадиальный рост алмазов (обр. А-9 и У-14, увел. 20). А – трубка Айхал, Ан – россыпь Эбелях, У – трубка Удачная, Ю – трубка Юбилейная

185

По результатам микрозондового анализа установлено, что среди включений преобладают сульфиды, гранаты, клинопироксены и оливин, встречен также коэсит. По данным ионного зондирования выявлены некоторые различия в примесном составе включений гранатов в алмазах из различных трубок Якутии, и обогащение или обеднение краевых зон отдельных включений гранатов редкоземельными (Се, La, Sm, Eu, Er) и другими (Y, Nb, Li) элементами, что указывает на метасоматическое воздействие флюидов на стадии алмазообразования.

В настоящее время гипотеза ксеногенной природы алмазов не вызывает принципиальных возражений и поддерживается подавляющим большинством ученых. Однако существует ряд дискуссионных подходов к интерпретации изотопных и некоторых геохимических данных применительно к расшифровке генезиса алмазов.

Один из них касается образования алмазов в процессе кристаллизации магматического расплава или роста в процессе метасоматоза из флюидной фазы или флюидизированного расплава. Геохимические данные по распределению примесных элементов во включениях из алмазов и прямые наблюдения в ксенолитах свидетельствуют о том, что метасоматический рост алмазов вполне вероятен, хотя согласно экспериментальным исследованиям кристаллизация их происходит из карбонатно-силикатных или сульфидно-силикатных расплавов. В любом случае интенсивное участие флюидных компонентов в процессе алмазообразования неоспоримо (Spetsius, Taylor, 2003).

Проблемным и пока необъяснимым остается также факт широкой распространенности сульфидов в кристаллах алмазов из почти всех месторождений и ксенолитов. Это не согласуется с распространенностью сульфидов в мантийных породах эклогитового и перидотитового состава, где они, как правило, присутствуют в виде акцессориев и в количестве менее 1 % от объема ксенолитов.

Дискутируется проблема вовлечения корового углерода в процесс роста алмазов, как того требует модель интерпретации облегченного изотопного состава углерода в алмазах из различных кимберлитовых провинций. Участие субдуцированной океанической коры или образований типа расслоенных офиолитовых комплексов в качестве материнских для алмазоносных пород мантии подтверждают многочисленные определения изотопного состава кислорода в минералах из ксенолитов (Spetsius et al., 2008), но однозначно этот вопрос пока не решен.

186

ПОВЕДЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ РАСПЛАВОВ В УСЛОВИЯХ ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЫ И НИЖНЕЙ МАНТИИ ЗЕМЛИ: ПРИЛОЖЕНИЕ К УСЛОВИЯМ ОБРАЗОВАНИЯ СВЕРХГЛУБИННЫХ АЛМАЗОВ А.В. Спивак1, Н.А. Солопова1,2, Ю.А. Литвин1, Л.С. Дубровинский3, Н.А. Дубровинская4 1ИЭМ РАН, г. Черноголовка, Россия spivak@iem.ac.ru 2МГУ, г. Москва, Россия 3Баварский Геоинститут Байройтского университета г. Байройт, Германия 4Лаборатория кристаллографии Байройтского университета, г. Байройт, Германия

Минералогами накоплен представительный материал по

первичным включениям в сверглубинных алмазах [9]. Карбонатные включения в сверхглубинных алмазах представлены CaCO3 и CaMg(CO3)2, в ассоциации с γ-Mg2SiO4 (рингвудитом), CaSiO3–, CaTiО3– и MgSiO3–перовскитами, феррипериклазом (Mg, Fe)O, мэйджоритовым гранатом и другими минералами переходной зоны (ПЗ) и нижней мантии (НМ) Земли [1, 4, 8]. Обнаружены также щелочные карбонаты – ньеререит Na2Ca(CO3)2 и нахколит NaHCO3 [4]. Первичные включения CaCO3 и других карбонатов в сверхглубинных алмазах свидетельствуют об определяющем значении карбонатно-силикатных (“карбонатитовых”) расплавов с растворенным углеродом при кристаллизации алмаза в переходной зоне и нижней мантии Земли (как и в случае верхней мантии). Вопрос о физико-химических условиях образования сверглубинных алмазов может быть решен исключительно с применением статического эксперимента. В настоящее время широкое применение получил аппарат с алмазными наковальнями и с лазерным нагревом, позволяющий достигать давления до 80 ГПа и выше и осуществлять нагрев до 4000 К. При выполнении данных исследований этот метод был основным, вспомогательные и тестовые эксперименты проводились на многопуансонном аппарате высокого давления при 10–20 ГПа и 1600–2300 К. Отметим, что экспериментальный критерий сингенезиса, который хорошо зарекомендовал себя при изучении условий образования алмазов в верхней мантии [5], применялся нами при экспериментальных исследованиях физико-химических условий алмазообразования при РТ-параметрах переходной зоны и нижней мантии Земли.

187

Прежде всего интерес представляют фазовые состояния глубинных карбонатов. Цель настоящих экспериментов – изучение фазового состояния CaCO3, MgCO3 и Na2CO3 при статических давлениях до 40 ГПа, создаваемых в аппарате с алмазными наковальнями, и температурах до 4000 К, которые достигались в результате лазерного нагрева сильно сжатого образца (об особенностях методики см. [6]).

В результате экспериментов установлено, что плавление карбоната кальция является конгруэнтным при 11–43 ГПа до 3400 К. Эксперименты показали, что поле конгруэнтного плавления карбоната кальция достаточно широкое и простирается при 20–43 ГПа от 2300 до 3500–3800 К, что уточняет предварительную фазовую диаграмму СаСО3 [3]. Подтверждено существование высокотемпературной границы фазового поля расплава СаСО3. На этой границе происходит разложение расплава СаСО3 на СаО и СО2. Вместе с тем появление сильно сжатого флюида СО2 влечет за собой его дальнейшее разложение с образованием алмаза и/или графита при 11–43 ГПа и температурах выше 3400 К.

Проведены также эксперименты по определению поля устойчивости Mg-карбоната. Показано, что как и у CaCO3, в случае MgCO3 существует достаточно широкое поле, где он испытывает конгруэнтное плавление. В области высоких температур по предварительным экспериментальным оценкам при 3300–3600 К и 20–30 ГПа, расплав карбоната магния претерпевает разложение на MgO и CO2, который в свою очередь разлагается на твердую углеродную фазу и О2. С этими данными согласуются результаты термодинамических расчетов диаграммы состояния MgCO3 [2].

Положение границы конгруэнтного плавления карбоната натрия Na2CO3 определено с использованием многопуансонного аппарата высокого давления в опытах при давлениях 14 и 20 ГПа и температурах 2100–2400 К методом высокобарической закалки. Экспериментальные исследования пределов устойчивости расплава Na2CO3 в интервале давлений 14–46 ГПа и температур 2100–3000 К с использованием аппарата с алмазными наковальнями и лазерным нагревом свидетельствуют о том, что фазовое поле Na-карбонатного расплава с высокотемпературной стороны ограничено линией реакции его разложения, вероятно, на оксид Na2O и сильно сжатый флюид CO2. Условия настоящего эксперимента согласуются с РТ-параметрами, при которых флюид CO2 неустойчив по данным [7]. Подобно случаю с СаСО3 и MgCO3 он сразу же может разлагаться на кислород O2 и элементарный углерод с образованием алмаза и/или графита в зависимости от термодинамических и кинетических условий реакции.

Таким образом, экспериментально доказано, что расплавы Са–, Mg– и Nа-карбонатов, представленные в ассоциации первичных

188

включений сверхглубинных алмазов, устойчивы при РТ-условиях ПЗ и НМ и могут рассматриваться в качестве основы их ростовых сред.

Работа поддержана грантом Президента РФ МК-913.2011.5, ФЦП-2011-1.3.1-151-006_6, грантами РФФИ 10-05-00654 и 11-05-00401, DFG приоритетная программа SPP 1236.

1. Brenker F.E., Vollmer C., Vincze L., Vekemans B., Szymanski A.,

Jansses K., Szaloki I., Nasdala L., Kaminsky F. Сarbonates from the lower part of transition zone or even the lower mantle // Earth and Planetary Science Letters. – 2007. – 260, 1–2. – Р. 1–9.

2. Fiquet G., Guyot F., Kunz M., Matas J., Andrault D., Hanfland M. Structural refinements of magnesite at very high pressure // American Mineralogist. – 2002. – 87. – Р. 1261–1265

3. Ivanov A.B., Deutsch A. The phase diagram of CaCO3 in relation to shock compression and decomposition // Phys. Earth and Planet. Inter. – 2002. – 129. – Р. 131–143.

4. Kaminsky F., Wirth R., Matsyuk S., Schreiber A., Thomas R. Nyerereite and nahcolite inclusions in diamond: Evidence for lower-mantle carbonatitic magmas // Mineralogical Magazine. – 2009. – 73, № 5. – Р. 797–816.

5. Litvin Yu.A. High-pressure mineralogy of diamond genesis. In Ohtani E., ed., Advances in High-Pressure Mineralogy // Geological Society of America Special Paper. – 2007. – 421. – Р. 83–103.

6. Spivak A.V., Litvin Yu.A., Ovsyannikov S.V., Dubrovinskaya N.A., Dubrovinsky L.S. Stability and breakdown of CaCO3 melt associated with formation of 13C-diamond in static high pressure experiments up to 43 GPa and 3900 K // Journal of Solid State Chemistry. – 2012. – DOI: 10.1016/j.jssc.2012.02.041.

7. Tschauner O., Mao H.-k., Hemley R.J. New transformation of CO2 at high pressures and temperatures // Phys. Rev. Lett. – 2001. – 87, № 7. – 075701–1–4.

8. Wirth R., Kaminsky F., Matsyuk S., Schreiber A. (2009). Unusual micro- and nano-inclusions in diamonds from the Juina Area, Brasil // Earth Planet. Sci. Lett. – 2009. – 286. – Р. 292–303.

9. Каминский Ф.В. Минералогия и геохимия нижней мантии; отв. ред. – Галимов Э.М. – Москва: “ГЕОХИ РАН”, 2011. – 68 с.

189

МАГМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ АЛМАЗОВ НАКЫНСКОГО КИМБЕРЛИТОВОГО ПОЛЯ ЗАПАДНОЙ ЯКУТИИ Ю.Б. Стегницкий1, С.М. Саблуков2, М.А. Карпенко3 1НИГП АК “АЛРОСА”, г. Мирный, Россия, stegnitskiyyub@alrosa.ru 2ИНПК “РУСГЕО”, г. Москва, Россия, sablukoff@rambler.ru 3Нюрбинский ГОК АК “АЛРОСА”, г. Мирный, Россия karpenkoma@alrosa.ru

Коренные источники алмазов Накынского поля были открыты в 1994 году геологами АК “АЛРОСА”. Эти кимберлиты обособлены от таковых из других районов Якутской алмазоносной провинции (ЯАП) не только территориально, но и по большинству характеристик вещественно-индикационных признаков, прежде всего, по высокой продуктивности слагающих пород, преобладанию среди глубинных минералов хромшпинелида и пиропа, почти полному отсутствию пикроильменита, существенно флогопитовому составу основной массы кимберлитов, более древнему возрасту внедрения (D1em), а также по необычно низкому содержанию всех некогерентных элементов за исключением калия и рубидия [1–3, 5].

В настоящее время в данном районе разрабатывается Нюрбинским ГОКом пока только одно месторождение – трубка Нюрбинская, которая представляет собой уникальный с научной точки зрения вулканический комплекс, образованный в результате многоэтапного проявления локальной вулканической активности основного и ультраосновного составов. Кроме нескольких тел кимберлитов разных фаз внедрения, в этот вулканический комплекс входит более древняя интрузия дотрубочных долеритов (их ксенолиты встречены в кимберлитах) и прорывающая кимберлиты посттрубочная интрузия долеритов [2, 6].

Комплексное изучение всех вулканических пород трубки Нюрбинская – докимберлитовых базитов, кимберлитов и посткимберлитовых базитов – позволило установить этапы внедрения и показать связь их с разными по типу, модельному возрасту и изотопно-геохимическим характеристикам мантийными источниками. Четкие рвущие контакты между геологическими телами трёх главных этапов вулканической активности указывают на значительный разрыв по времени их внедрения, когда предыдущая фаза внедрения уже успевала литифицироваться и охладиться. В то же время внутри каждого из трёх главных этапов вулканической активности отдельные фазы внедрения были или значительно разорваны во времени (с образованием резких, иногда рвущих контактов), или внедрялись

190

близкоодновременно (с образованием контакта соприкосновения двух горячих нелитифицированных тел). О разновремённости внедрения геологических тел трёх главных этапов вулканической активности свидетельствуют не только резкие рвущие контакты между ними, но данные изотопного возраста этих тел.

Кимберлиты трубки Нюрбинская имеют значительно более древний возраст внедрения (D1ems, 399,6+/–4,6 млн лет) и более древний модельный возраст мантийного источника (TNd(DM) = 1100 млн лет, при εNd = +1,0 и εSr = +25,2) по сравнению с другими алмазоносными кимберлитами Якутской алмазоносной провинции [5]. Трубка образована различными структурно-генетическими разновидностями пород, являющихся производными флогопитовых крупнопорфировых кимберлитов. Особенности химического состава этих пород соответствуют их петрографическому составу, а некоторые колебания содержаний компонентов в петрографически однотипных породах обусловлены, прежде всего, разной степенью наложенной карбонатизации пород и хлоритизации флогопита. Кимберлиты характеризуются неравномерным, но в целом низким, для пород кимберлитовой серии, содержанием некогерентных элементов. Своеобразно распределение редкоземельных элементов в различных кимберлитовых породах трубки при низком в целом их содержании (сумма REE = 45,0–81,4 до 90,1 г/т). Характер нормированных по хондриту линий распределения лантаноидов для изученных разнообразных кимберлитовых пород необычен и однотипен, различия отме

чаются только в абсолютных значениях содержаний REE, что подчёркивает генетическое единство всех изученных кимберлитовых пород трубки.

Ксенолиты дотрубочных базитов встречаются в кимберлитах трубки Нюрбинская не часто, они имеют размеры до 20 см и обычно овальные формы. Кайма поверхностных вторичных изменений ксенолитов небольшая (3–6 мм), внутренние части ксенолитов имеют достаточно свежий облик. У отдельных ксенолитов проявлены концентрические элементы шаровой, до скорлуповатой отдельности. Цвет пород тёмно-серый, окраска однородная.

Посткимберлитовые базиты в трубке Нюрбинская определяются однозначно по отчётливому секущему контакту с кимберлитами и по прекрасно проявленным эндоконтактовым изменениям (закалкой базитов) и экзоконтактовым изменениям (своеобразному “скарнированию” кимберлитов). Структурные особенности посткимберлитовых базитов и характер их контакта с кимберлитами указывают на внедрение базальтового расплава в уже остывшие, холодные кимберлитовые породы, что свидетельствует о значительном разрыве во времени внедрения кимберлитов и базальтов.

191

Докимберлитовые и посткимберлитовые долериты в петрографическом отношении схожи, однако посткимберлитовые долериты обычно более свежие (сохраняется клинопироксен – авгит), имеют менее основной состав плагиоклаза (An54 против An62) и содержат больше (в 2–4 раза) рудного минерала, представленного прежде всего ильменитом (а не титаномагнетитом, как в докимберлитовых долеритах).

По данным K-Ar и Rb-Sr анализа наиболее вероятным возрастом докимберлитовых базитов является поздний рифей (703 млн лет), а посткимберлитовых – ранний карбон (328 млн лет) [6]. Источником расплавов докимберлитовых базитов была древняя обогащённая литосферная мантия с вероятным участием древнего нижнекорового вещества (EM II, εNd = –12,2, εSr = +54,6; TNd(DM) = 2450 млн лет). Источником расплавов посткимберлитовых базитов была деплетированная мантия с вероятным участием вещества молодой верхней коры (εNd = +4,7, εSr = +43,7; TNd(DM) = 770 млн лет). Наиболее яркими геохимическими отличиями петрографически однотипных, но разновозрастных тел базитов трубки являются резко повышенное содержание Fe, Ti, Nb, Ta, V, Mn, P, Y, Zr, Hf, REE, Th, U, пониженные магнезиальность и содержание Al, Mg, Ni и Cr в посткимберлитовых (молодых) базитах по сравнению с докимберлитовыми (древними) базитами. В геохимическом отношении докимберлитовые базиты соответствуют высокоглинозёмистым известково-щелочным базальтам вулканических поясов активных континентальных окраин и зрелых островных дуг зон субдукции, а посткимберлитовые базиты – резко обогащённым высокожелезистым и высокотитанистым внутриплитным толеитовым базальтам.

Разновозрастные вулканические породы трубки Нюрбинской фиксируют временную эволюцию мантийных источников основных и ультраосновных магматических расплавов с позднего рифея до раннего карбона. Полученные данные по составу позднерифейских базальтов с типоморфными, чётко проявленными и привязанными к характерной геодинамической ситуации изотопно-геохимическими особенностями позволяют с большей определённостью судить о палеогеодинамических условиях образования и распада в неопротерозое суперконтинента Родиния, эволюции во времени его составной части – Сибирского кратона и развитого в его пределах алмазоносного магматизма.

1. Богатиков О.А., Кононова В.А., Голубева Ю.Ю. и др.

Петрогеохимические и изотопные вариации состава кимберлитов Якутии и их причины // Геохимия. – 2004. – № 9. – С. 915–939.

2. Корнилова В.П., Фомин А.С., Зайцев А.И. Новый тип алмазоносных кимберлитовых пород на Сибирской платформе // Региональная геология и металлогения. – 2001. – № 13–14. – С. 105–117.

192

3. Земнухов А.Л., Зайцев А.И., Копылова А.Г., Томшин М.Д., Яныгин Ю.Т. Базитовый магматизм Ханнья-Накынского междуречья // Геология алмаза – настоящее и будущее. – Воронеж, 2005. – С. 482–494.

4. Зинчук Н.Н., Алябьев С.Г., Банзерук В.И., Стегницкий Ю.Б., Ротман А.Я., Егоров К.Н., Коптиль В.И. Геология, вещественный состав и алмазоносность кимберлитов Накынского поля Якутии (на примере трубки Нюрбинская) // Геология алмаза – настоящее и будущее. – Воронеж, 2005. – С. 807–824.

5. Саблуков С.М., Банзерук В.И., Саблукова Л.И., Стегницкий Ю.Б., Богомолов Е.С., Лебедев В.А. Древний возраст кимберлитов Накынского поля (Якутия) – одна из причин своеобразия их вещественного состава // VIII Международная конференция “Новые идеи в науках о Земле”. – Москва, 2007. – Доклады. Т. 5. – С. 209–212.

6. Саблуков С.М., Саблукова Л.И., Стегницкий Ю.Б., Банзерук В.И. Литосферная мантия Накынского кимберлитового поля (Якутия) по данным изучения мантийных ксенолитов и базальтов трубки Нюрбинская // Труды VII Международного Семинара “Щелочной магматизм, его источники и плюмы”. – Иркутск – Неаполь, 2007. – С. 168–186.

193

ДІАГНОСТИЧНІ КРИТЕРІЇ ПРИРОДНИХ ТА СИНТЕТИЧНИХ ЧОРНИХ АЛМАЗІВ З ПРИРОДНИМ ТА ШТУЧНО ОТРИМАНИМ ЗАБАРВЛЕННЯМ В.І. Татарінцев, І.О. Ємельянов, А.М. Катруша Державний гемологічний центр України, м. Київ, Україна emelyanov.igor@gmail.com

У природі чорні алмази високої якості зустрічаються дуже

рідко, на ринку – безліч пропозицій. Переважна кількість таких пропозицій – це підробки: у чорний колір штучно забарвлюють алмази інших кольорів. Також розповсюджуються підробки, виготовлені з інших матеріалів, які лише виглядають як чорні діаманти, але не є такими.

У ситуації, яка склалася, розпізнавання підробок і штучно отриманого чорного кольору алмазів стало одним із найбільш актуальних завдань експертних гемологічних лабораторій, у тому числі Державного гемологічного центру України (повноправний член CIBJO з 2008 р.). Споживачам далеко не байдуже, який камінь вони купують: природний чи штучний, з природним забарвленням або штучним.

Природа чорного забарвлення алмазів. Забарвлення реальних кристалів алмазу можна поділити на поверхневе і характерне для усього тіла кристалу

Перше – жовте, молочно-біле, сіре, зелене чи інше – пов’язане з особливостями будови приповерхневого шару кристалів, включеннями сторонніх мінералів, дифузійно-забарвленими шарами і радіаційними плівками, пігментаційними плямами тощо.

Друге – жовте різних відтінків, коричневе, блакитне, рожеве та інше – обумовлене природою структурних дефектів кристалічної ґратки алмазу, які викликані елементами-домішками (головним чином азотом і бором), вакансіями і дислокаціями [10].

Сіре і чорне забарвлення природних алмазів пов'язують головним чином з включеннями різних мінералів, у першу чергу, графіту [1, 3]. У ряді випадків включення, які викликають чорне забарвлення алмазу, представлені магнетитом, гематитом і металевими сплавами на основі заліза [4].

Чорні алмази є не тільки природного походження, але й штучні, створені людиною. Чорний колір таких алмазів пов’язують з перенасиченням їх бором. Справжній колір при цьому – синій, але він може бути настільки темним, що здається чорним.

Штучне чорне забарвлення алмазів. Існують такі основні методи штучного “зачорнення” алмазів:

194

1. Покриття поверхні чорною непрозорою плівкою. 2. Опромінення електронами, нейтронами або гамма-

променями [5, 6]. 3. Імпульсна графітизація під дією надкоротких термічних

лазерних впливів. 4. Іонна імплантація в лінійному прискорювачі. 5. Високотемпературний відпал при низькому тиску в інертному

або відновному середовищі [7–9]. 6. Нагрів у вакуумі з одночасним впливом світлового

поліхроматичного опромінення і магнітного поля. Діагностичні критерії і методика розпізнавання природи

кольору чорних алмазів. Природні алмази з природним чорним забарвленням 1. Монокристалічні алмази або зростки окремих явно

виражених кристалів. Для них характерна наявність великої кількості хмаркоподібних включень чорного кольору, тріщин та інших дефектів. Окремі ділянки алмазів залишаються при цьому прозорими і можуть бути, як у звичайних алмазів, безбарвними, жовтими, коричневими тощо.

Візуальне враження однорідного чорного забарвлення створюється за рахунок присутності дуже великої кількості щільно розташованих дефектів.

Інший тип забарвлення – перенасиченість коричневого, фіолетового чи іншого темного забарвлення. При мікроскопічних дослідженнях з використанням інтенсивного світловоду вдається просвічувати такі алмази, що дає змогу дослідити їх внутрішню структуру і визначити справжній колір.

Ограновані алмази можуть мати однорідну поверхню із якісною фінішною обробкою або з дрібними включеннями, тріщинками та іншими дефектами, що виходять на поверхню, у тому числі поодинокі лінії зростання кристалів.

2. Полікристалічні алмази. Чорний колір має таку ж природу, як і в попередній групі, але при дослідженні поверхні огранованих каменів виявляється полікристалічна будова з характерними численними лініями зростання кристалів, кавернами та тріщинами. Окремі дрібні ділянки алмазів можуть залишатися прозорими.

3. Карбонадо. Поверхня огранованих каменів дуже недосконала, неможливо досягнути високої якості фінішного огранування. При мікроскопічних дослідженнях вдається встановити полікристалічну будову; розмір окремих кристалів не перевищує 20 мкм [2]. Характерна пористість і кавернозність полірованої поверхні й плямистість забарвлення. За допомогою рентгенофлуоресцентного аналізу виявляються не властиві алмазу елементи-домішки, обумовлені

195

наявністю у порах різноманітних мінералів (силікати, оксиди заліза тощо).

Штучні алмази з чорним забарвленням При мікроскопічних дослідженнях та застосуванні направленого

потужного освітлення через світловод можна встановити дійсний колір таких алмазів – темно-синій, викликаний перенасиченістю алмазу бором.

Під ультрафіолетовим опроміненням приладу “DiamondView™” такі алмази проявляють високоінтенсивну флуоресценцію та рисунки росту, характерні для синтетичних алмазів.

Можна припустити, що на ринку з’являться штучні алмази із вторинно отриманим чорним кольором, пов’язаним не з перенасиченістю бором, а з процесами облагородження некондиційних для ювелірних цілей алмазів, тобто за рахунок тих методик штучного зачорнення, які використовуються для природних алмазів. У таких випадках, крім з’ясування природи забарвлення, необхідно також встановити походження самого алмазу (природний/штучний).

Природні алмази з штучно отриманим чорним забарвленням 1. Опромінені алмази виглядають повністю непрозорими,

однорідно забарвленими. При застосуванні направленого потужного освітлення через світловод можна виявити ділянки, що просвічують темно-зеленим або синьо-зеленим кольором. Якість фінішної обробки звичайно висока.

Застосування дозиметру чи іншого відповідного приладу дозволить виявити підвищену (понад фон) залишкову радіоактивність.

2. Облагороджені високотемпературним відпалом алмази виглядають повністю непрозорими, однорідно забарвленими. На полірованій поверхні спостерігаються незвичні неправильні рисунки. На поверхні та поблизу неї трапляються мікроструктури типу “поперчені” та білі точки. Можуть залишатися “недозачорнені” прозорі ділянки.

Застосування приладу “DiamondView™” покаже, на відміну від необлагороджених алмазів, відсутність флуоресценції і неможливість простежити фігури росту алмазів або наявність “недозачорнених” ділянок, у яких чітко вирізняються такі фігури на фоні загальної “непрозорої” картини.

3. Облагороджені шляхом іонної імплантації алмази, згідно [2], мають чорне забарвлення лише у тонкому приповерхневому шарі. Забарвлення має нерівномірний розподіл та низьку декоративну якість.

4. Алмази облагороджені шляхом покриття їх поверхні чорною непрозорою оболонкою легко діагностуються. Матеріали оболонок є значно м’якшими, ніж алмаз. Тому їх неважко подряпати, або встановити під лупою їх знос, на ребрах, рундисті, калеті тощо.

196

1. Орлов Ю.Л. Минералогия алмаза. – М.: Наука, 1984. – 264 с. 2. Лопатин О.Н. и др. К вопросу о “черных бриллиантах” // Ученые

записки Казанского государственного университета. – 2010. – 152, кн. 1. – С. 244–252.

3. Kammerling R.C., Kane R.E., Koivula J.I. An Investigation of a Suite of Black Diamond Jewelry // Gems & Gemology. – 1990. – 26, No. 4. – P. 282–287.

4. Titkov S.V., Zudin N.G., Gorshkov A.I., Sivtsov A.V., Magazina L.O. An Investigation into the Cause of Color in Natural Black Diamonds from Siberia // Gems & Gemology. – 2003. – 39, No. 3. – P. 200–209.

5. Collins A. T. Optical Centres Produced in Diamond by Radiation Damage. // New Diamonds and Carbon Technology. – 2007. – 17, No. 2. – P. 47–61.

6. Collins, A. T. The colour of diamond and how it can be changed // Journal of Gemmology. – 2001. – 27, No. 6. – Р. 341–359.

7. Overton T.W., Shigley J.E. A History of Diamond Treatments. // Gems & Gemology. – 2008. – 44, No. 1. – P. 32–55.

8. Notari F. Treatment of black diamond by internal grafitization // Revue de gemmologie a.f.g. – 2002. – No. 145/146. – P. 42–60.

9. Willems B., De Corte К., Van Tendeloo G. Why does polycrystalline natural diamond turn black after annealing? Рhysica status solidi (a). September 2004. – 201, Is. 11. – Р. 2486–2491.

10. Kitawaki H. Gem Diamonds: Causes of Color // New Diamonds and Carbon Technology. – 2007. – 17, No. 3. – P. 119–126.

197

МОРФОЛОГИЯ И РЕНТГЕНОГРАФИЯ ВКЛЮЧЕНИЙ МИНЕРАЛОВ В АЛМАЗАХ ЯКУТИИ С.С. Угапьева Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия Sargylana-Ugapeva@yandex.ru

В качестве объектов исследования выбраны монокристаллы

алмаза с включениями граната, оливина и алмаза из трубок Удачная и Мир, а также из россыпи р. Эбелях (коллекция ИГАБМ СО РАН). Минералы-узники в алмазах всегда привлекали пристальное внимание многих исследователей, поскольку они несут в себе ценную информацию о вещественном составе и процессах, происходивших в среде кристаллизации алмаза. Помимо химического состава большой интерес вызывают особенности их кристалломорфологии, связь кристалломорфологии минералов-узников с их структурной ориентировкой в кристалле-хозяине. Исследования по данной проблеме помогают понять процесс попадания минералов-узников в алмаз, уточнить для них критерии сингенетичности, знание которых необходимо для выяснения условий образования кристаллов.

Включения в алмазах представлены широким спектром минералов и имеются лишь единичные образцы, содержащие в себе только одно включение. Большинство образцов насыщено включениями различных минералов. Среди исследованных включений преобладают гранаты, оливины и сульфиды. Включения типа “алмаз в алмазе” тоже оказались нередким случаем.

Морфология включений. Включения оливина (рис. 1, а). Включения оливина в алмазе представлены бесцветными кристаллами со стеклянным блеском. Встречаются поодиночке и нередко группами. Преобладают удлиненные, реже хорошо ограненные изометрические кристаллы. Некоторые включения оливина окружены трещинами, которые идут от ребер и вершин минерала-узника.

Включения граната (рис. 1, б). Среди исследованных нами включений граната преобладали кристаллы с октаэдрической огранкой различной степени искажения. Они в основном удлинены на одной из L4, на их гранях наблюдаются ступеньки роста, параллельные ребрам октаэдра. Размеры включений 0,2–0,7 мм.

Включения типа “алмаз в алмазе” (рис. 1, в). Кристаллы-узники имеют октаэдрическую огранку, бесцветные, прозрачные, расположены преимущественно в центральной зоне алмаза-хозяина. Только в одном случае поверхность включения алмаза покрыта тонкой пленкой и находится она в периферической части материнского

198

кристалла. Размеры включений достигают 0,6 мм. Для алмаза-узника характерны сколовые поверхности.

Рис. 1. Включения в алмазах: а – оливина, б – граната, в – “алмаза в алмазе”

Рентгенография включений минералов в алмазах. Исследования проводились на рентгеновской установке УРС–0.3 в камере РКОП-А, Cu-излучение. Использованы методы Лауэ, качания. Для изучения использовались как монокристаллы, так и пластинки.

Выявлены случаи закономерной и произвольной ориентировки включений минералов в алмазах. Для гранатов установлены два вида закономерной ориентировки относительно алмаза-хозяина: а) направления [100], [010] и [00 1 ] граната соответственно параллельны направлениям [101], [11 1 ] и [12 1 ] алмаза (рис. 2, А); б) направление [101] граната совмещено с [010] алмаза (рис. 2, Б). Судя по параметру элементарной ячейки a=11,48 Å и цвету включения, гранат принадлежит к группе пиропа-альмандина. Для оливина, который по параметрам элементарной ячейки близок к форстериту, установлено совпадение направлений [010] оливина и [11 1 ] алмаза (рис. 2, В). Включения алмаза в алмазе ориентированы произвольно.

Проведенные исследования показали, что закономерная ориентировка включений граната и оливина преобладает над произвольной ориентировкой. Ориентировка включений граната и оливина в якутских алмазах подобна взаимной ориентировке гранатов в алмазах из россыпей Урала [2, 3]. Полученные результаты свидетельствуют, что искажение формы минералов-узников зависит от их структурной ориентировки, т. е. при этом форма включений минералов-узников во многом определяется воздействием “активной подложки” – алмаза. Предполагается, что при идеальном совпадении кристаллографических направлений граната и алмаза, форма включения граната будет близка к изометричному октаэдру. Алмазы с включениями граната и оливина имеют структурные и морфологические признаки, свидетельствующие об их закономерном срастании: направлениями и плоскостями срастания как у алмаза, так и у “минерала-узника” являются наиболее важные в морфологическом и структурном отношении ребра и грани, что влияет на рост включений

199

в алмазе и объясняет их нетипичную форму. Закономерное срастание алмаза с включением является важным признаком их одновременного роста и сингенетичности минерала-узника и алмаза.

Рис. 2. Стереографические проекции алмаза: А, Б – с включениями граната; В – с включением оливина

1. Орлов Ю.Л., Каминский Ф.В. Карбонадо с лонсдейлитом – новая (XI)

разновидность поликристаллических агрегатов алмаза // Докл. АН СССР. – 1981. – 259, № 2. – С. 459–461.

2. Футергендлер С.И. Рентгенографическое исследование твердых включений в алмазах // Кристаллография. – 1958. – 3, № 4. – С. 494–496.

3. Футергендлер С.И., Франк-Каменецкий В.А. Об эпитаксической природе некоторых включений в алмазах // Рентгенография минерального сырья. – 1964. – № 4. – С. 97–107.

200

ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ВАРИАЦИИ АВТОЛИТОВ, КАК ОТРАЖЕНИЕ ИЗМЕНЧИВОГО СОСТАВА КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ В ТРУБКЕ УДАЧНАЯ А.В. Уханов1

, И.А. Рощина1, З.А. Алтухова2 1Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, г. Москва, Россия 2Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия

Автолитами, в широком значении термина, принято называть включения “кимберлита в кимберлите”, возникающие на разных стадиях внедрения и затвердевания кимберлитовой магмы. “Ядерные автолиты” – тонкозернистые оболочки кимберлитового материала, которые окружают и обволакивают ксенолиты вмещающих или глубинных горных пород и ксенокристаллы. Они образуются в кратере трубки, на последних стадиях существования подвижного и быстро остывающего расплава. “Безъядерные афировые и олигофировые автолиты” формируются несколько глубже и раньше в виде сгустков расплава, начавшего кристаллизоваться в канале трубки. “Порфировые безъядерные автолиты” овальной или угловатой формы представляют собой обломки ранее закристаллизовавшихся участков кимберлитового тела; автолиты с большим содержанием вкрапленников образовались, по-видимому, в медленно кристаллизующейся магме при участии процесса магматической седиментации. В сформировавшемся сначала Восточном теле и в более позднем, Западном, автолиты представлены разными морфологическим типам и значимо различаются как по петрохимическому составу, так и по содержанию элементов-примесей.

На Удачной-Восточной в автолитовой брекчии распространены порфировые и афировые безъядерные автолиты. Вместе те и другие по составу распадаются на две группы, так что автолиты одного и того же морфологического типа, но относящиеся к разным группам, четко различаются между собой рядом характерных признаков: по общему содержанию железа (Fe2O3 3,5–6,2 и 6,9–9,0 %; средн. 5,1 и 8,0 %), по железистости (средн. 8,8 и 13,7 %), по разной направленности корреляции Ti – Fe (в магнезиальной группе отрицательной и положительной в железистой), по разной величине основности (Fe+Mg)/Si = 1,34 и 1,71). Отсутствие отрицательной корреляции между основностью и железистостью, а также более высокие, а не более низкие содержания кобальта в низкожелезистых автолитах при содержаниях никеля почти таких же, как в железистых автолитах

201

(отношения Ni/Co около 5 и 10) не позволяют считать эти автолиты продуктами единого общего процесса кристаллизационной дифференциации. Остается предположить, что при образовании трубки Удачная уже изначально сосуществовали две близкие геохимически, но относительно независимые кимберлитовые магмы – низкожелезистая и более железистая. Первая, помимо повышенного содержания Со, отличалась еще и высокими варьирующими содержаниями Nb (средн. 120 ppm), связанными значимой положительной корреляцией с содержаниями Zr. В кимберлитах последующих фаз, которые были образованы внедрением второй, т.е. более железистой магмы, такой корреляции Nb – Zr не наблюдается, а содержания Nb (средн. 50 ppm) повсеместно остаются постоянными. Однако, в массивной кимберлитовой брекчии Удачной-Восточной, в группе довольно редко встречающихся своеобразных безъядерных порфировидных автолитов, которые характеризуются самыми низкими среди всех кимберлитовых пород содержаниями Nb (cредн. 30 ppm) и высокими Zr (средн. 160 ppm), проявлена отрицательная корреляция Nb – Zr. При этом автолиты имеют несколько повышенные содержания Ni, Cr и P, среднюю железистость (12,4 %) , высокую (1,87) основность и отличаются низкими содержаниями карбонатного компонента (в них СаО составляет от 3,4 до 9,2 %, тогда как в автолитах автолитовой брекчии СаО не опускается ниже 9 %). Эти особенности вполне объяснимы наиболее вероятным седиментационно-магматическим способом образования этих автолитов, т. е. осаждением из кимберлитового расплава зерен оливина, хромшпинелида и других минералов. Кимберлиты третьей и четвертой фаз внедрения, судя по величине отношения Fe/ Fe+Mg (от 0,11 до 0,15), также являются производными всё той же более железистой магмы, а разные для них значения основности (от 1,68 до 1,83) должны свидетельствовать о разных, умеренно варьирующих содержаниях оливинового компонента, скорее всего захваченного из мантийных гипербазитов. Вариации карбонатного компонента в кимберлитах значительно шире (в большинстве образцов содержание СаО составляет от 8 до 17 %) и как будто не зависят от вариаций железистости и основности, как если бы некий карбонатный расплав в разных пропорциях разбавлял кимберлитовую магму.

В кимберлитовых брекчиях Удачной-Западной присутствуют порфировые и афировые автолиты обоих типов – безъядерного и ядерного, – а также встречаются сложные, неоднородные автолиты, в которых различимы зоны с афировой и порфировой структурой, участки более светлые и более тёмные. Как и на Удачной-Восточной, безъядерные автолиты разделяются на менее железистые (в среднем 11,6 %) и более железистые (среднее 16,9 %). Участки с такой же железистостью и с порфировой структурой иногда сохраняются внутри

202

афировых, менее железистых автолитов, из чего следует, что менее железистые автолиты образовались после железистых. Те и другие имеют основность слишком низкую для оливиновых ультраосновных пород (от 1,50 до 1,25), пониженные содержания Ni, но нередко повышенные содержания Со (Ni/Co от 10 до 4), относительно (для кимберлитов Удачной) высокий титан (выше 1,5 – 2,0 % TiO2), высокие содержания Zr и Nb (до 200 ppm). Как правило, к краевым зонам автолитов, т.е. к их поверхности, содержания Ti, Zr, Nb убывают. Вместе с тем увеличиваются содержания карбонатного компонента (СаО растет до 21 %) и К2О (от 0,1–0,2 до 0,6 %). Так проявления концентрической зональности автолитов отражают изменения химического состава расплава, который по мере наращивания автолитов приближался к составу кимберлитовой магмы. Определяющим в этом процессе, по-видимому, было поступление в магму кальция, и разбавление её своеобразной карбонатитовой составляющей. Железистость при этом заметно не менялась, в отличие от резкого повышения содержания железа и железистости в наружных зонах ядерных автолитов вследствие окисления и исчерпания остаточного расплава (наши предварительные данные).

Итак, главной причиной возникновения и развития геохимических неоднородностей кимберлитов трубки Удачная было внедрение не одной, а двух изначально различавшихся магм, из которых одна, более железистая, полнее проявилась в Восточном теле, а вторая, менее железистая, в Западном, а также их прогрессирующее разбавление особым карбонатитовым расплавом.

203

ОСОБЛИВОСТІ ГЛИБИННОЇ БУДОВИ ПРИАЗОВСЬКОГО МЕГАБЛОКА У ЗВ’ЯЗКУ З ПЕРСПЕКТИВАМИ ВИЯВЛЕННЯ АЛМАЗОНОСНИХ ТІЛ Ю.І. Федоришин1, М.А. Козар2, С.М. Стрекозов2 1ЛВ УкрДГРІ, м. Львів, Україна 2КП “Південукргеологія”, м. Дніпропетровськ, Україна

Внаслідок виконаних за понад 50-річний проміжок часу великих

обсягів геологічних робіт, спрямованих на визначення перспектив України стосовно розсипних і корінних родовищ алмазу, окреслено головні регіони для їх пошуків. До їх числа належить і Східне Приазов’я, зокрема його східна та південна частини.

Приймаючи постулат про ксеногенний зв’язок алмазів з кімберлітами і лампроїтами, ми надали пріоритетне значення проведенню аналізу петрологічних передумов генерування кімберлітових (лампроїтових) алмазоносних розплавів, встановленню транскорових (мантійно-корових) шляхів транспортування алмазоносних флюїдно-магматичних розплавів до поверхні, вивченню закономірностей просторового розташування на поверхні фундаменту кімберлітових (лампроїтових) тіл шляхом морфоструктурного аналізу еродованої поверхні кристалічного фундаменту.

З метою реалізації поставленого завдання проведено аналіз складу й потужності літосфери, особливостей внутрішньої структури середовища земної кори, морфоструктури поверхні фундаменту. Це дало змогу визначити чинники, що дозволяють здійснювати прогнозно-пошукові дослідження.

Реалізація системного підходу дозволила підійти до розв’язання проблем алмазоносності, поєднавши петрологічний та тектонічний аспекти. Для цього використано сучасний погляд на формування літосфери та земної кори – флюїдна модель формування. З цих позицій проведено інтерпретацію матеріалів ГСЗ, розглянуто результати петрологічного вивчення глибинних ксенолітів, використано низку морфоструктурних методів для аналізу еродованої поверхні фундаменту. Вперше з урахуванням отриманих результатів подається картографічний матеріал у вигляді просторових моделей. Це дозволило визначати чинники алмазоносності різного рівня (масштабу), об’єднати різномасштабні прогнозно-пошукові дослідження в єдину цілісну систему, крок за кроком звужувати територію прогнозу.

Петрологічним чинником потенційної алмазоносності є ступінь зрілості літосфери. Глибинний критерій зрілості полягає у гіпсометричному положенні підошви літосфери як границі, що

204

визначає умови стабільного існування графіту й алмазу і з урахуванням даних з алмазоносності інших докембрійських платформ, дозволяє об’єктивно трактувати “правило Кліффорда” як функцію потужності літосфери.

У світлі отриманих даних, які раніше не брались до уваги, реальні перспективи промислової алмазоносності мають східна та південна частини Приазовського мегаблока. Власне у межах вказаних літосферних сегментів найбільш ранні алмазоносні кімберліти, з урахуванням темпів нарощування потужності літосфери, могли досягати поверхні фундаменту не раніше ніж 1800 млн років тому назад.

Визначення потужності літосфери та її латеральної мінливості дозволяє, приймаючи до уваги ступінь її зрілості, визначати перспективи алмазоносності на підставі наступних чинників.

1. Швидкісна зональність верхньої мантії, яка виникла внаслідок інтенсивного часткового плавлення і підйому скупчень легкоплавких компонентів. З урахуванням існуючих матеріалів та їхньої інтерпретації, можна вважати достатньо обґрунтованими дані про те, що літосфера більшої частини Приазовського мегаблока зупинилась у розвитку в археї, коли її потужність становила близько 70 % від максимально можливої.

2. Ознаки донної ерозії проявляються у випадку розвитку потужних вулканічних процесів з викидом і виливом на поверхню величезної кількості магматичного мантійного матеріалу. Для Приазовського мегаблока ознаки подібних процесів характерні у північній частині. У зв’язку з цим пошуки алмазних родовищ потрібно проводити, насамперед, у межах тих ділянок, які не зазнали руйнівного впливу тектонотермальних процесів або ж зазнали їх найслабше. Якщо подібні явища мали місце, то необхідно розглядати зазначені літосферні сегменти з погляду можливої максимальної потужності літосфери і часу прояву кімберлітового (лампроїтового) магматизму, надаючи пріоритетне значення тим сегментам, які не виявляють очевидних ознак донної ерозії літосфери до часу прояву кімберліт-лампроїтового вулканізму. Отже, та теза, яка свідчить про можливість генерування алмазопродуктивних розплавів до початку стадії потужного вулканізму, може справджуватись по відношенню до північної частини мегаблока.

4. Отримані результати становлять науковий і практичний інтерес з погляду вивчення перспектив алмазоносності, оскільки в їхню основу покладено матеріали, які об’єктивно визначають алмазопродуктивність літосфери з погляду РТ-умов стабільного існування алмазу.

В межах кори контроль за проявами вулканізму кімберлітового і лампроїтового типу належить прихованим мантійно-коровим зонам

205

стовбурного типу, які, зазвичай, просторово ізольовані відносно інших мантійних розломів. Для Приазовського мегаблока встановлено особливості внутрішньої будови кори й поверхні фундаменту, які дають змогу визначати його прогнозні перспективи і слугують прогнозно-пошуковими чинниками. В даному випадку ми виходимо з наступних міркувань.

1. Земна кора характеризується латеральною мінливістю глибини залягання поверхні М, базальтового й діоритового шарів та потужності останніх. В основі такої зміни лежать ендогенні процеси, які відбувались у мантії і характеризувались просторово-часовою зміною тепло- й масопотоку. Іншими словами, геологічну історію становлення земної кори доцільно розглядати в контексті термічних і хімічних процесів, які зумовили нинішній її склад.

2. Положення поверхні М визначалось інверсією щільності порід кори окремих блоків внаслідок процесів гранітизації. На тих ділянках, де процеси гранітизації відбувались з максимальною інтенсивністю, простежується максимальне зростання потужності сіалічної частини і зменшення до мінімуму потужності базальтового шару. Такі блоки кори характеризуються довершеністю свого розвитку, що відповідає флюїдній моделі. Вказаним умовам відповідають східна і південна частина Приазовського мегаблока.

3. Гетерогенність земної кори визначалась за допомогою запропонованого нами методу виділення різноглибинних градієнтних зон, що дозволяє не лише простежити їхнє площове поширення, а й визначити глибинний статус (мантійно-корові, внутрішньокорові тощо). У зв’язку з цим вдалося виділити для Приазов’я зони проникності стовбурного типу, які не є повністю тотожними прихованим розломам. Ці зони представлені на різних глибинних рівнях фрагментами складної конфігурації, поширені обмежено, втрачають свої ознаки з наближенням до поверхні фундаменту. Зазначені структури виконують роль зон розущільнення – транспортних шляхів для флюїдонасичених мантійних розплавів, у тому числі кімберлітових (лампроїтових).

4. Завдяки комбінації геоморфологічних методів вдалося показати не лише поширення зон проникності на еродованій поверхні фундаменту, але й межі їхнього геодинамічного впливу (розущільнення на поверхні фундаменту), показавши ділянки потенційної локалізації трубочних тіл.

5. Важливе значення аналізу полягає у виявленні просторового суміщення чинників, сприятливих для транспортування мантійних флюїдонасичених розплавів кімберлітового і лампроїтового складу. До найважливіших з них належать: 1) рівень зрілості, визначений за значеннями Кл і Кг. Для Приазовського мегаблока виявлена повна відповідність емпіричним даним за Кл і лише на крайньому півдні – за

206

Кг; 2) наявність мантійно-корових транспортних шляхів для розплавів носить ембріональний (зародковий) характер; 3) сприятливі структурні умови на поверхні фундаменту найяскравіше виражені у південній частині мегаблока. Вони проявлені не лише розвитком зон проникності на поверхні фундаменту, але й посилюються завдяки ознакам наявності кільцевих структур, які характеризуються частковим перекриттям, що є максимально сприятливим для зростання проникності у середній–верхній частині кори.

На підставі аналізу глибинної будови та поверхні фундаменту отримано реальну можливість виділити й окреслити контури потенційно перспективних площ на корінну алмазоносність. Стосовно глибинної будови, зазначені ділянки є яскраво вираженими градієнтними зонами переходу між блоками (глибинними неоднорідностями) різного ступеня гранітизації.

207

СОСТАВ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ПОД УКРАИНСКИМ ЩИТОМ (ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ КИМБЕРЛИТОВ, МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ И КСЕНОКРИСТОВ) С.Н. Цымбал Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины, г. Киев, Украина tsymbal@igmof.gov.ua

Украинский щит (УЩ) представляет собой сложное по

структуре, составу, возрасту и происхождению поднятие докембрийского фундамента Восточно-Европейской платформы. Он состоит из 6 мегаблоков, которые разделены между собой шовными зонами или глубинными разломами. По возрасту кристаллического фундамента мегаблоки делятся на архейские (Среднеприднепровский), архейские, но значительно переработанные в палеопротерозое (Приазовский, Подольский, Росинско-Бугский), и палеопротерозойские (Кировоградский, Волынский). Начало формирования земной коры УЩ относится к палеоархею. В составе Приазовского, Росинско-Бугского и Подольского мегаблоков имеются породы возрастом 3,5–3,6 млрд лет (определен по цирконам ион-ионным методом).

УЩ сравнительно детально изучен с поверхности, а геофизическими методами – на всю мощность земной коры. Что же касается верхней мантии, то информация о ней получена в результате исследований выявленных здесь кимберлитов, содержащихся в них глубинных ксенолитов и ксенокристов, а также верхнемантийных минералов из ореолов рассеяния в терригенных отложениях осадочного чехла. Кроме того, много новых данных о верхней мантии и происходящих в ней процессах появилось благодаря изучению современными методами других петротипов пород, очаги магм для которых формировались на разноглубинных уровнях верхней мантии. К таковым относятся траппы, щелочные ультраосновные и субщелочные основные породы, лампроиты, перидотиты разного состава и др.

Анализ совокупности минералогических, геохимических, изотопно-геохимических и термобарометрических исследований позволил сделать следующие выводы.

1. Верхняя мантия под УЩ неоднородна по составу как по латерали, так и по вертикали. Такая неоднородность обусловлена, с одной стороны, различной степенью дифференциации и деплетации в процессе ее формирования, с другой – различной интенсивностью преобразования уже деплетированной верхней мантии под влиянием

208

флюидов глубинного происхождения, вызывающих частичное плавление пород верхней мантии и обогащение их такими несовместимыми элементами как K, Ti, P, Nb, Ta, Zr, Hf, РЗЭ, Ba, Sr, U, Th и др. Глубинный метасоматоз предваряет и, возможно, сопровождает кимберлитовый магматизм. Признаки его влияния несут многие ксенолиты и ксенокристы мантийных пород, а также собственно кимберлитовые минералы из основной массы.

2. Под Среднеприднепровским, Подольским и Росинско-Бугским мегаблоками предполагается наличие изначально деплетированной верхней мантии архейского возраста. Под Приазовским мегаблоком развита палеоархейская деплетированная мантия, которая претерпела интенсивный глубинный метасоматоз в западной его части около 2100 млн лет, в восточной – около 1800 млн лет и в зоне сочленения с Донбассом – в среднем палеозое. В центральной части Кировоградского мегаблока изначально деплетированная верхняя мантия испытала глубинный метасоматоз в период 2100–2000 млн лет и особенно интенсивный в период 1900–1800 млн лет. В западной половине Волынского мегаблока, в центральной части Припятского вала, архейская мантия оставалась деплетированной вплоть до раннего венда, до выплавления магмы основного состава, исходной для образования пород трапповой формации волынской серии. Значительные метасоматические изменения этой мантии связаны с внедрением кимберлитов в девоне.

В восточной части Волынского мегаблока, в частности, Новоград-Волынского блока второго порядка, верхняя мантия оставалась деплетированной вплоть до 1700 млн лет. Об этом свидетельствует низкое содержание несовместимых элементов в развитых здесь малых интрузиях и дайках щелочно-ультраосновного и основного состава.

3. Исходя из содержания Ni в пиропах с помощью Ni-термометра В. Гриффина и К. Райана оценены палеотемпературные условия, существовавшие на разных уровнях верхней мантии во время внедрения кимберлитовых расплавов в земную кору. Оказалось, что сверху вниз по разрезу верхней мантии температура изменялась под восточной частью Приазовского мегаблока в среднем девоне – от 750–800 ºС до 1300–1400 ºС, под центральной частью Припятского вала (западная половина Волынского мегаблока) в среднем девоне – от 800 до 1350 ºС, под Новоград-Волынским блоком (восточная половина Волынского мегаблока) в позднем протерозое – от 700 до 1100 ºС, под северной частью Подольского мегаблока в позднем протерозое – от 750 до 1150 ºС. Под перечисленными мегаблоками в верхней мантии существовали температуры, необходимые для образования алмазов. Оценить температуры верхней мантии под остальными мегаблоками

209

не удалось из-за отсутствия данных о содержании Ni в пиропах из ореолов на площади этих мегаблоков.

4. Исходя из экспериментальных данных об изменении содержания кноррингитового компонента в пиропах в зависимости от давления, проведена оценка давления в верхней мантии, при котором кристаллизовались пиропы, изученные из кимберлитов и ореолов рассеяния. Полученные результаты удовлетворительно согласуются с температурными оценками с помощью Ni-термометра. По этим двум параметрам были рассчитаны глубины образования пиропов и построены палеогеотермы. Для восточной части Приазовского мегаблока палеогеотермы в девоне составляли 40–45 мВт/м2, для Припятского вала в девоне – 35–40 мВт/м2, для Новоград-Волынского блока в позднем протерозое – 40–45 мВт/м2, для северной части Подольского мегаблока в позднем протерозое – 35–40 мВт/м2.

5. На основании особенностей состава и оптико-спектроскопических характеристик пиропов установлена их принадлежность к вполне определенным глубинным парагенезисам, что в совокупности с данными о Р-Т условиях образования позволило построить обобщенные для отдельных мегаблоков или их частей разрезы верхней мантии. Сопоставление их показывает, что превалирующим типом пород в верхней мантии под изученными мегаблоками УЩ являются лерцолиты, представленные хромшпинелевыми разновидностями в верхней (низкотемпературной) части разреза и хромшпинель-пироповыми – в нижней (высокотемпературной) его части. Хромшпинелевые лерцолиты менее деплетированные по сравнению с хромшпинель-пироповыми и менее обогащены несовместимыми элементами. Мощность лерцолитового “слоя” под разными мегаблоками УЩ варьирует от 80 до 90 км, пироксенитового – от 5 до 10 км, дунит-гарцбургитового – от 3–5 до 20–50 км, эклогитового – от 3–5 до 15–17 км. Наибольшая мощность дунит-гарцбургитового “слоя” установлена под центральной частью Припятского вала (в области развития траппов нижнего венда), а эклогитового “слоя” – под северной половиной Подольского мегаблока (в области широкого развития архейских гранулитов).

6. Для оценки мощности литосферы под изученными мегаблоками УЩ использованы рекомендованные В. Гриффином и К. Райаном геохимические критерии, в частности, наличие высокотемпературных пиропов с низким содержанием Y (<10 г/т), Ti и Zr, которые характерны для основания деплетированной литосферы. С учетом этого мощность литосферы под восточной частью Волынского и северной частью Подольского мегаблоков составляла в позднем протерозое соответственно 170 и 160 км, под центральной частью Припятского вала в девоне – около 200 км, под восточной частью Приазовского мегаблока в девоне – не менее 140–145 км.

210

7. На УЩ достоверно установлены кимберлиты двух возрастов – палеопротерозойского (≈1800 млн лет, центральная часть Кировоградского мегаблока) и среднедевонского (восточная часть Приазовского мегаблока, Припятский вал Волынского мегаблока). Эти кимберлиты содержат в небольших количествах типичные для кимберлитов других регионов мира ксенолиты и ксенокристы минералов мантийного типа. По данным петрографических и минералогических исследований среди них идентифицированы пироповые, хромшпинель-пироповые и хромшпинелевые перидотиты преимущественно лерцолитового состава, ильменит-пироповые и флогопит-ильменит-пироповые перидотиты, слюдиты, а также магнезиальные и магнезиально-железистые эклогиты. Изучение состава выделенных из ксенолитов первичных минералов показало, что они представляют собой фрагменты разноглубинных пород графит-пироповой фации. Незначительная часть ксенокристных минералов из кимберлитов и ореолов рассеяния в районах выявленных и прогнозируемых тел кимберлитов принадлежит к парагенезисам дунит-гарцбургитов и эклогитов алмазной ассоциации, что наряду с находками алмазов этих парагенезисов в ореолах рассеяния однозначно указывает на наличие на Украинском щите алмазоносных кимберлитов.

Приведенные данные свидетельствуют о том, что литосферная мантия УЩ по строению, составу, геохимическим особенностям и возрасту во многом подобна таковой других щитов, в пределах которых известны тела кимберлитов, в т. ч. промышленно алмазоносных.

211

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И ВЕРОЯТНЫЕ КОРЕННЫЕ ИСТОЧНИКИ ПИРОПОВ ИЗ МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ БАССЕЙНА ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ р. ДНЕСТР Ю.С. Цымбал, С.Н. Цымбал Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины, г. Киев, Украина tsymbal@igmof.gov.ua

Бассейн верхнего течения р. Днестр расположен в пределах северо-восточного склона Украинских Карпат. Основными притоками Днестра являются реки Ломница, Стрый, Свича, Тисьменица, Быстрица Надворнянская, Быстрица Солотвинская и др. Все они берут начало в высокогорной части Карпат, текут на северо-восток и формируют аллювий за счет продуктов размыва флиша мелового, палеогенового и неогенового возрастов.

Впервые пироп в осадочных породах района был обнаружен в 1956 г. Центральной экспедицией ВСЕГЕИ бывшего Мингео СССР (Я.Р. Пахло, В.А. Ефремова, М.А. Гневушев и др.). Первое описание его сделано в работе [2]. Позже А.П. Бобриевич и др. [1] подтвердили эти находки и выделили два площадных ореола пиропа в русловом аллювии верховьев рек Днестр и Прут. В 1983–1985 гг. Ровенская ГРЭ бывшего Мингео УССР (А.А. Дзидзинский и др.) провела ревизионное мелкообъемное опробование современного аллювия верховьев р. Днестр и её притоков, нижнечетвертичных флювиогляциальных отложений междуречья Днестр–Сан, гравелитов и конгломератов стрыйской серии верхнего мела, палеогенового флиша и неогеновой молассы. Из этих отложений было выделено большое количество пиропов, изучение которых проводится авторами до сих пор.

Повышенный интерес к ореолам пиропа этого района обусловлен наличием в аллювии среднего и нижнего течения р. Днестр алмазов мантийного типа (в т.ч. размером 2–3 мм) в ассоциации с пиропами и хромшпинелидами, сходными по составу с таковыми из аллювия верхнего течения р. Днестр.

Наиболее древними коллекторами пиропов являются гравелиты и конгломераты стрыйской свиты верхнего мела, обнажающиеся в окрестностях п.г.т. Ст. Самбор, с.с. Коростув, Стрильбичи, Выгода и др. Содержание пиропов достигает 70 знаков на 20 л породы, а размер зерен – 0,50 мм (единичных – 1,2 мм).

Примерно в тех же количествах и такой же крупности пиропы установлены в песчаниках и конгломератах ямненской свиты нижнего палеогена в верховьях р. Днестр (п.г.т. Ст. Самбор и др.), выгодской свиты эоцена в верховьях р. Ясеница, менилитовой свиты олигоцена и

212

слободской свиты миоцена. Значительно чаще и в больших концентрациях пиропы встречаются в плиоценовом аллювии и нижнечетвертичных флювиогляциальных отложениях на междуречье Днестр-Сан. Почти повсеместно в небольших количествах они присутствуют в современном аллювии р. Днестр и её правобережных притоков.

Во всех упомянутых выше отложениях пиропы представлены преимущественно обломками и осколками более крупных зерен. Преобладают слабо изношенные зерна, а неизношенных и сильно изношенных мало. На их поверхности имеются бугорчатая, каплевидная и черепитчатая скульптуры растворения. В современном аллювии встречены единичные пиропы в форме кубоидов с выпуклыми гранями, покрытыми мелкими бугорками. Особенности морфологии пиропов указывают на то, что они перенесены на незначительное расстояние от коренных источников и что последние длительное время находились в гипергенных условиях.

Пиропы в основном светло-красной, малиново-красной и розовой окраски различной густоты. Есть также светло-фиолетовые, лиловые, сиреневые и красно-оранжевые разновидности. Светло-фиолетовым пиропам присущ александритовый эффект. Оптико-спектроскопические исследования около 400 пиропов показали, что их окраска обусловлена различной концентрацией хромофорных центров Cr3+, Fe2+ и Fe3+. На диаграмме цветности С.С. Мацюка [3] большинство пиропов попадает в поля порфировидных и зернистых лерцолитов, преимущественно в те области, которые примыкают к полям эклогитового и вебстеритового парагенезисов. Пиропы лилового цвета по оптико-спектроскопическим параметрам подобны пиропам хромшпинелевых ультрабазитов, сиреневые – пиропам зернистых лерцолитов с низким содержанием клинопироксена, розовые – пиропам вебстеритового типа. Только один их изученных пиропов оказался верлитового типа. Разновидности, характерные для мантийных дунитов, гарцбургитов, ильменитовых перидотитов и эклогитов этим методом не выявлены. Диаграммы цветности пиропов из мезо-кайнозойских отложений бассейна верхнего течения р. Днестр частично совпадают с таковыми из перидотит-пироксенитовых интрузий Чешского массива и ореолов рассеяния вблизи них, приведенными в работе [4].

Микрозондовый анализ около 300 пиропов показал резкое преобладание среди них низко- и среднехромистых разновидностей умеренной кальциевости (Cr2O3 от 0,3 до 6 %, CaO от 4 до 6 %), попадающих на диаграмме Cr2O3–СаО в поле пиропов лерцолитового типа. Высокохромистые пиропы (Cr2O3 от 6 до 9 %), с повышенной кальциевостью (СаО от 6 до 8 %) составляют менее 2 % от изученных. На той же диаграмме они ложатся в поле пиропов верлитового типа и только один пироп – в поле дунит-гарцбургитового типа алмазной ассоциации.

213

Методом LA-ICP MS в 35 зернах пиропов определены элементы-примеси в количествах (г/т): Ti – 335–3057; V – 92–300; Sc – 73–235; Ni – 11–60; Co – 23–37; Y – 9–45; Ga – 3–9; Zr – 2–131; РЗЭ – 6–212; Hf – 0,1–2,2; Sr – 0,05–1,4; Nb – меньше 0,5. Приведенные данные позволяют выделить среди пиропов как деплетированные, так и в разной степени обогащенные несовместимыми элементами. Для деплетированных пиропов (их менее 10 %) характерны низкие содержания (г/т) Y (<10), Zr (<10), РЗЭ (<10) и Ti (330–730). Примесь Ni составляет 34–42 г/т. Обогащенные несовместимыми элементами пиропы образуют две группы, причем первая, с повышенными концентрациями (г/т) Y (20–45), Zr (от 15–20 до 50–70), Ti (1000–2300, редко меньше), Sc (80–180), РЗЭ (10–80), количественно преобладает. При этом между содержаниями Y и РЗЭ, Zr и РЗЭ наблюдается прямая зависимость. Прослеживается тенденция роста концентрации Y и РЗЭ и снижения содержания Ti в пиропах по мере уменьшения температуры их равновесия.

Для пиропов второй группы характерно более сильное обогащение Zr, V и Sc по сравнению с Y и наличие положительной корреляции между Zr и Ti, Zr и РЗЭ, Ti и РЗЭ, присутствие низко- и высокотемпературных разновидностей. Низкотемпературные пиропы отличаются наиболее высоким содержанием FeO (10,2 %) и наиболее низким – Ni (11 г/т) и Co (23 г/т). Они значительно обогащены Zr (131 г/т) и в умеренных количествах содержат Y, Ti, V, Sc и РЗЭ. Высокотемпературные пиропы имеют высокие концентрации (г/т) Ni (60), Co (36), Zr (105), Sc (235) и РЗЭ (212) при умеренных – Y (20) и пониженных – Ti (900). Кроме того, они аномально обогащены Nd (190 г/т).

По результатам комплексных исследований представительной коллекции пиропов из разновозрастных ореолов бассейна верхнего течения р. Днестр сделаны следующие общие выводы.

1. В ореолах не обнаружены макрокристы и мегакристы пиропов, пикроильменитов, хромшпинелидов и хромдиопсидов, характерные для большинства кимберлитовых тел.

2. Пиропы по химическому составу и оптико-спектроскопическим свойствам сходны с пиропами из перидотит-пироксенитовых интрузий Чешского массива и близлежащих ореолов, а также с пиропами из щелочно-базальтоидных трубок Минусинской впадины, Забайкалья и других регионов. В большинстве своем они обогащены несовместимыми элементами, и только незначительная часть их деплетирована.

3. Пиропы образовались в диапазоне температур от 700 до 1125 ºС (оценены по Ni-термометру [6]). На диаграмме Y/Ga – Zr/Y, заимствованной из работы [5], наиболее деплетированные Y (9–15 г/т) и наиболее обогащенные Zr (60–131 г/т) пиропы из изученных ореолов попадают в поле пиропов из палео-мезопротерозойской мантии, а

214

умеренно обогащенные Y (20–40 г/т) и Zr (20–60 г/т) разновидности – в поле пиропов из неопротерозой-фанерозойской мантии. Последние количественно преобладают. При характерной для протерозойской мантии геотерме 45 мВт/м2 деплетированные пиропы с температурой 960–1000 ºС могли образоваться на глубине 110–120 км. Сравнительно высокая геотерма, тонкая литосфера, наличие в ореолах лишь единичных пиропов дунит-гарцбургитового парагенезиса и расположение изученной территории в пределах подвижного пояса – все это в совокупности не позволяет ожидать здесь проявлений алмазоносного кимберлитового магматизма.

4. Имеющиеся данные свидетельствуют о поступлении пиропов в терригенные отложения бассейна верхнего течения р. Днестр из местных коренных источников доверхнемелового возраста. Их наличие наиболее вероятно в зоне Главного Мармарошского разлома, где известны бескорневые интрузии альпинотипных гипербазитов (офиолитов) и проявления базальтового и андезито-базальтового вулканизма раннемезозойского возраста, в частности, на участке от верховьев рек Большая и Малая Уголька до р. Малая Шопурка. Второй возможный район их расположения – Польские Карпаты, где широко развиты базальты, тералиты, тешениты, эссекситы и лерцолиты раннемезозойского возраста. В пределах названных областей сноса предполагается наличие тел пироповых перидотитов чешского типа, и(или) щелочных базальтоидов с ксенокристами пиропов и других мантийных минералов.

1. Бобриевич А.П., Грицик В.В., Грицик Е.П., Смирнов Г.И.

Пиропоносность кластогенных отложенитй Прикарпатья // Сб. Геология и вещественный состав рудных месторождений Украины. – М., 1971 – Труды ИМР. – вып. 4.

2. Гневушев И.А., Ефремова В.А., Пахло Я.Р. Находки пиропа в верховьях Днестра // Материалы по изучению алмазов и алмазоносных районов СССР. – Ленинград, 1960. – Вып. 40. – С. 15–20.

3. Мацюк С.С., Платонов А.Н., Хоменко В.М. Оптические спектры и окраска мантийных минералов в кимберлитах – Киев: Наук. думка, 1985. – 246 с.

4. Мацюк С.С., Вишневский А.А., Платонов А.Н., Харькив А.Д. Особенности состава и оптико-спектроскопические характеристики гранатов перидотит-пироксенитовых интрузий Чешского массива // Минерал. журн. – 1987. – 9, № 3. – С. 15–27.

5. Boyd F.R., Gurney J.J. Diamonds and the African Lithosphere // Science. – 1986. – 232. – P. 472–477.

6. Griffin W.L., Ryan C.G. Trace elements in indicator minerals: area selection and target evaluation in diamond exploration // J. Geochem. Explor. – 1995. – 53. – P. 311–337.

215

К ВОПРОСУ О ПЕРСПЕКТИВАХ ВЫЯВЛЕНИЯ ПРОМЫШЛЕННО АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ В ПРИАЗОВЬЕ А.И. Чашка1, Ю.И. Федоришин2, В.Г. Лацько3, С.Н. Стрекозов3, Н.А. Козарь3 1КО УкрГГРИ, г. Симферополь, Украина 2ЛО УкрГГРИ г. Львов, Украина 3КП “Южукргеология”, г. Днепропетровск, Украина

Приазовье – первый регион в Украине, в пределах которого

установлены коренные кимберлитовые, лампроитовые тела и многочисленные проявления кимберлитоподобных пород.

Как показывает мировая практика, интенсификация алмазопоисковых работ предпринимается на тех площадях, на которых выявлено наличие в терригенном комплексе алмазов крупностью +1мм или сопутствующих им минералов алмазной фации глубинности. Особенностью геологического строения приазовской части Украинского щита является отсутствие грубозернистых аллювиальных отложений – классических концентраторов алмазов и их минералов-спутников.

Выполненные опытно-методические работы по определению параметров шлиховых ореолов вокруг известных кимберлитовых тел Новоласпинского узла показывают, что в условиях Приазовья минералы-индикаторы выявляются на расстоянии 80–110 м от коренного источника, и то в местах, где они не перекрыты рыхлыми отложениями. Максимальное удаление составляет 220–310 м. На выклинивании шлиховых ореолов содержание минералов-индикаторов уменьшается в разы.

Изучение кимберлитов выявленных трубок позволяет среди высокобарических минералов выделять их разновидности пироп-графитовой, и пироп-алмазной фации глубинности. Конечно же, преобладают минералы первого типа, что характерно и для алмазоносных тел других провинций (трубка им. Гриба). Очевидно, что выплавка кимберлитовой магмы для тел Новоласпинского узла происходила вблизи зоны фазового перехода “графит-алмаз”. Об этом свидетельствуют также результаты изучения элементов-примесей в пиропах, полученные В.Л. Гриффином (Австралия). Часть зерен пиропов по своим геохимическим особенностям соответствуют Т-условиям, близким к “алмазному окну”, хотя большая часть зерен находится вблизи границ этого окна.

Следует отметить, что из множества зерен минералов-индикаторов микрозондовым анализом исследовано не более 1000, а

216

геохимические исследования проведены еще на меньшем количестве зерен.

Основные результаты алмазопоисковых работ в пределах Приазовского кимберлитового района такие:

1) выявлены тела лампроитов, кимберлитов и кимберлитоподобных пород и мелкие алмазы в них;

2) установлены многочисленные ореолы рассеивания минералов-индикаторов кимберлитов, в том числе алмазной ассоциации, а также находки алмазов в отложениях ближнего сноса;

3) известные тела кимберлитов и лампроитов оценены на наличие алмазов по пробам весом от 1 до 23 тонн, что явно недостаточно для достоверной оценки.

Фактически, обнаружение еще одного алмаза, ореола или кимберлитового тела вряд ли существенно повысит рейтинг Приазовского кимберлитового района, и так уже считающегося весьма перспективным на поиски коренных источников алмазов. Необходимо проведение детальных поисковых работ, которые в нынешних экономических условиях могут выполняться только с привлечением внебюджетных средств финансирования.

По нашему мнению, оценка промышленной алмазоносности уже выявленных кимберлитовых тел еще даже не начиналась. Объемы отобранных проб не обеспечивают однозначность результатов. Только выявление алмазов класса +1 мм позволит дать окончательный прогноз на коренную алмазоносность, для чего необходимо оценить известные кимберлитовые тела Приазовья на промышленные алмазы (трубка Надия и Южная, трубка и дайка Новоласпинская). С этой целью необходимо выполнить их крупнообъемное опробование и обогащение. По рекомендациям КО УкрГГРИ, вес пробы по каждому телу должен быть не менее 100–200 тонн.

Следует иметь ввиду, что даже слабоалмазоносные коренные источники, но содержащие крупные алмазы ювелирного качества, могут оказаться рентабельными для эксплуатации, тем более в таком промышленно развитом регионе, как Донецкий.

217

ВЛИЯНИЕ ЛЕГИРУЮЩИХ ДОБАВОК Al, Ti и B НА ДЕФЕКТНО-ПРИМЕСНЫЙ СОСТАВ МОНОКРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА, ВЫРАЩЕННЫХ В РАСТВОР–РАСПЛАВНЫХ СИСТЕМАХ НА ОСНОВЕ Fе-Cо С.Н. Шевчук1, Х. Фольштадт2

1Институт сверхтвердых материалом им. В.Н. Бакуля НАН Украины, г. Киев, Украина aspir3@bigmir.net 2Vollstaedt-Diamant GmbH, Ной Зеддин, Германия vollstaedt@vdiamant.de

Монокристаллы алмаза, получаемые путем

перекристаллизации источника углерода в среде металлов-растворителей и их сплавов на подложку в области термодинамической стабильности алмаза при помощи различных типов аппаратов высокого давления, находят широкое применение в различных областях науки и прикладного материаловедения. Отличительным преимуществом выращенных монокристаллов алмаза, в отличие от природного алмаза, является возможность получения образцов с идентичными физико-химическими характеристиками, что затруднительно для кристаллов природного алмаза, которые обладают неповторимым набором свойств. Использование аппаратов высокого давления типа тороид позволяет осуществлять процесс выращивания монокристаллов алмаза методом температурного градиента [1, 2] в широком интервале температур для различных раствор-расплавных систем.

В настоящей работе изучалось влияние таких легирующих элементов как Al, Ti, и B на дефектно-примесный состав, а также морфологию выращиваемых монокристаллов для ростовых систем на основе сплава Fe-Co: Fe-Co-Al, Fe-Co-Ti, Fe-Co-Al-Ti, Fe-Co-Al-В, Fe-Co-Ti-В, Fe-Co-Al-Ti-В. Для проведения выращивания монокристаллов алмаза методом температурного градиента использовалась ячейка высокого давления, представленная на рис. 1. Процесс роста осуществлялся в аппарате высокого давления типа тороид ТС-40, с помощью прессовой установки ДО-044 усилием 25 МН. Давление в реакционной камере поддерживалось в пределах 4,7–5,2 ГПа, а температура выращивания находилась в пределах 1580–1650 ºС.

218

Рис. 1. Ростовая ячейка для выращивания монокристаллов алмаза. 1 – затравочный кристалл; 2 – металл-растворитель; 3 – графит; 4 – цилиндр из соли; 5 – диск из соли; 6 – графитовый нагреватель; 7 – втулка контейнера; 8 – конфигурационный диск; 9 – нагреватель; 10 – кольцевой токоподвод; 11 – крышка;12 – спай термопары; 13 – термопарные провода; 14 – изоляция

В указанных ростовых системах были получены монокристаллы

алмаза массой от 0,5 до 2,6 карат. Введение в сплав-растворитель таких элементов как Al и Ti, позволило получить кристаллы алмаза типа IIа, которые характеризуются низким содержанием примесного азота, благодаря тому, что свободный азот, имеющийся в ростовой ячейке, связывается этими элементами и не попадает в кристаллическую решетку алмаза. Существует, однако, значительная разница во влиянии добавок Al и Ti на внешнюю морфологию выращенных кристаллов алмаза. Так, в системах Fe-Co-Al, Fe-Co-Al-Ti, выращенные монокристаллы имеют преимущественно комбинированный {100}+{111}+{110}+{311} габитус (рис. 2,а), а также при более высоких температурах выращивания – октаэдрический (111) (рис. 2,б), то для кристаллов, полученных в системах Fe-Co-Ti, у которых ростовые формы (100), (111), преобладают лишь в нижней температурной области роста, преимущественное развитие приобретают гексоктаэдрические формы роста (321) и грани (110), (311) (рис. 2,в), которые образуют полногранные формы роста.

Рис. 2. Габитусные типы выращенных монокристаллов алмаза: а –комбинированный {100}+{111}+{110}+{311}; б – октаэдрический; в –гексоктаэдрический {321} с {311}+{110}

А

б

В

219

У монокристаллов алмаза, выращенных в системах легированных примесью бора: Fe-Co-Al-В, Fe-Co-Ti-В, Fe-Co-Al-Ti-В, наблюдается сильная зависимость вхождения примеси бора в различные пирамиды роста кристаллов. Наиболее ярко выраженной она является у кристаллов алмаза, полученных в системах с Ti, вследствие значительного развития у них рациональных форм роста. Это препятствует получению кристаллов, обладающих стабильными полупроводниковыми свойствами [3] в этих ростовых системах. Существующий компенсационный механизм вхождения примеси бора в решетку алмаза позволяет устранить желтую окраску кристаллов, которую они получают при вхождении в решетку атомов азота, (рис. 3, а–в).

а б в

Рис. 3. Монокристаллы алмаза выращенные в системе Fe-Co-Al: а – без легирования В; б –0,25 мас. % В; в – 0,5 мас. % В

Установленные качественные и количественные характеристики влияния примесей Al, Ti, B на рост кристаллов алмаза позволяют обеспечить получение кристаллов с требуемыми и повторяемыми физико-химическими характеристиками.

1. Wentorf R.H. Some studies of diamond growth rates // J. Phys. Chem. – 1971. – 75, № 12. – P. 1833–1837.

2. Bundy F.P., Strong H.M., Wentorf R.H. Methods and mechanisms of synthetic diamond growth // Chem. and Phys. Carbon. – 1973. – 10. – P. 213–272.

3. Шевчук С.Н., Романко Л.А. Электрофизические характеристики монокристаллов алмаза, выращенных методом температурного градиента // ФТВД. – 2003. – 13, № 2. – С. 81–88.

220

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ, КИМБЕРЛИТОВ И АЛМАЗА (МОДЕЛЬ ГОРЯЧЕЙ АККРЕЦИИ ЗЕМЛИ) В.С. Шкодзинский Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, пр-т Ленина, 39 shkodzinskiy@diamond.ysn.ru

В результате обобщения опубликованных данных установлено расположение полей составов различных мантийных ксенолитов из кимберлитов вдоль трендов магматического фракционирования. Средние возрасты и температура кристаллизации их при давлении 50 кбар уменьшаются в последовательности, соответствующей фракционированию (рис. 1). Возраст различных включений в алмазах также соответствует этому фракционированию. Это подтверждает планетологические данные о горячем образовании Земли и свидетельствует о формировании мантийной литосферы древних платформ, кимберлитовых остаточных расплавов и алмазов в процессе фракционирования перидотитового расслоенного постаккреционного магматического океана [1]. Такое единство происхождения объясняет обычно более древний возраст включений алмаза по сравнению с кимберлитами и существование корреляции его свойств с составом кимберлитов.

Рис. 1. Средние изотопные возрасты различных пород из ксенолитов в кимберлитах (линия По), включений в алмазах (линия ВА), средняя температура образования при 50 кбар (линия Т) и среднее содержание MgO (линия MgO) в породах. Состав пород и включений в алмазах: Г – гарцбургитовый; П – перидотитовый нерасчлененный; Л – лерцолитовый; Э – эклогитовый; В – верлитовый и вебстеритовый. Ф – флогопитсодержащие породы; Ка – карбонатиты; К – кимберлиты. Здесь и далее числа у точек – количество использованных определений

221

При фракционировании в среднем увеличивалась вязкость остаточных расплавов и степень пересыщения их углеродом, уменьшалась скорость диффузии этого компонента. Это приводило к эволюции морфологии кристаллизовавшихся алмазов в последовательности октаэдры – додекаэдроиды – кубы – агрегаты (рис. 2). В остаточных расплавах резко увеличивалось содержание щелочей, легких редких земель, летучих компонентов (в том числе азота) и легкого изотопа углерода. Это является причиной повышенного содержания этих компонентов в поздних алмазах по сравнению с ранними (рис. 3, 4).

Рис. 2. Последовательность изменения состава остаточных расплавов при фракционировании перидотитового слоя магматического океана от гарцбургитового к кимберлитовому и кристаллизации алмазов: О – октаэдрических, Д – ромбододекаэдрических, К - кубических и А – агрегатов

Рис. 3. Увеличение среднего общего содержания азота от ранних алмазов к поздним в разновидностях (1; Фи – в фибрилярных), в алмазах из мантийных ксенолитов (2; Г – гарцбургитовых; Л – лерцолитовых; Э – эклогитовых) и с различным парагенезисом включений (3)

222

Рис. 4. Облегчение среднего изотопного состава углерода от ранних алмазов к поздним в разновидностях (1; О – октаэдрах; Д – додекаэдроидах; Я – ядрах кубических алмазов в оболочке; Об – в оболочках этих алмазов; Ф – в фрамезитах; К – в карбонадо) и в алмазах с различными парагенезисами включений (2; П – с перидотитовым; Э – эклогитовым; В – вебстеритовым)

При таком происхождении кимберлитов и алмаза становится понятной приуроченность их только к платформам с древней мощной литосферой и природа правила Клиффорда. Все участки таких платформ перспективны на кимберлиты, если в них происходили тектонические деформации, способствовавшие выжиманию и всплыванию кимберлитовых остаточных расплавов в верхние части коры. Температура солидуса кимберлитов ниже таковой в основании современной литосферы древних платформ. Поэтому такие расплавы до сих пор существуют в этой литосфере, что подтверждает возрастание интенсивности кимберлитового магматизма к концу фанерозоя (рис. 5).

Рис. 5. Увеличение количества (n) и средней площади (S) кимберлитовых трубок с уменьшением их возраста

1. Шкодзинский В.С. Происхождение кимберлитов и алмаза. Якутск: ОАО Медиа-холдинг. – Якутия, 2009. – 352 с.

223

НОВЫЙ ГЕНЕТИЧЕСКИЙ ТИП ЛОНСДЕЙЛИТА Т.Г. Шумилова, С.И. Исаенко Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, Россия shumilova@geo.komisc.ru

Лонсдейлит, он же гексагональный алмаз, известен со второй

половины 60-х годов прошлого века. Несмотря на уже довольно длительную историю с момента его открытия в природе и синтеза в лабораторных условиях, он остается одной из наиболее загадочных фаз углерода. Многие исследователи до сих пор не уверены в возможности существования лонсдейлита как самостоятельной фазы, поскольку он встречается лишь в тесном срастании с кубическим алмазом.

До последнего времени лонсдейлит в природе был известен только в связи с импактными структурами, и одно наличие его уже считалось признаком ударного метаморфизма того или иного объекта. В то же время в условиях эксперимента синтез лонсдейлита был осуществлен не только путем твердофазной трансформации графита при сверхвысоких статических и стрессовых давлениях, но и посредством кристаллизации из газовой фазы при низком давлении. Таким образом, логично было теоретически предположить возможность полигенности лонсдейлита и в природе. Весьма примечательно, что фрагментарные признаки присутствия гексагонального алмаза в углеродной минерализации Кумдыкульского месторождения микроалмазов (Северный Казахстан) были обнаружены еще в 90-х годах прошлого века [2]. Именно это обстоятельство и явилось основанием для проведения исследований кумдыкульской минерализации с использованием современных инструментальных возможностей.

Нами детально изучены углеродные фазы Кумдыкульского месторождения алмазов с применением просвечивающей электронной микроскопии (ПЭМ) высокого разрешения: электронной дифракции, высокоразрешающей спектроскопии потерь энергии электронов, высокоразрешающей спектроскопии комбинационного рассеяния света. В ходе исследований был выявлен лонсдейлит не только в срастании с другими углеродными фазами, но и в виде самостоятельных частиц (рис.) [3].

Индивидуальные обособления лонсдейлита представляют собой прозрачные зеленоватые уплощенные частицы с кристаллическими и неопределенными очертаниями. На основании данных электронной дифракции установлено, что все они характеризуются монокристаллическим строением, а моноуглеродный состав частиц подтвержден энергодисперсионной рентгеновской спектроскопией. Согласно высокоразрешающей спектроскопии потерь энергии

224

электронов, частицы состоят из углерода, находящегося в sp3-состоянии (292.2 eV).

В гексагональном алмазе теоретически имеются три активные частоты комбинационного рассеяния света – 1250 см-1 (E2g мода), которая практически никогда не наблюдается в связи с ее малой интенсивностью, а также A1g и E1g оптические моды в области 1305–1326 см-1. Несмотря на относительно многочисленные попытки, спектральное разрешение рамановских полос дуплета лонсдейлита до сих пор так и не было экспериментально достигнуто.

Нами разработан способ диагностики лонсдейлита с помощью высокоразрешающей рамановской спектроскопии на основе использования выявленной разницы в динамике возбуждения комбинационного рассеяния света лонсдейлита и алмаза [1]. С его помощью впервые удалость экспериментально получить рамановские спектры лонсдейлита со спектрально разрешенными между собой A1g и E1g модами, и кроме того разделить полосы E1g лонсдейлита и T2g алмаза в двухфазных срастаниях. Ширина рамановских полос лонсдейлита в исследованных образцах не превышает 5–6 см-1

, что указывает на высокую степень упорядочения лонсдейлита из Кумдыкульского месторождения.

Кроме индивидуальных частиц, нами установлен лонсдейлит в тесном срастании с кубическим алмазом, с которым он образует когерентные структуры, формируя своеобразную суперрешетку (рис.). Были выявлены также трехфазные срастания лонсдейлита с кубическим алмазом и графитом, в которых проявляется аналогичная когерентная ориентировка гексагонального и кубического политипов алмаза, а плоскость графита (002) ориентируется перпендикулярно к плоскостям (111) алмаза и (002) лонсдейлита.

а б Рис. Изображения лонсдейлита: а – обособленная частица в проходящем неполяризованном свете в препарате для ПЭМ; б – в когерентном срастании с кубическим алмазом, ПЭМ-снимок в режиме светлого поля и соответствующая электронная дифракция

225

Существует несколько точек зрения о происхождении алмазов Кумдыкульского месторождения, среди которых выделяются две принципиально разные и наиболее развитые позиции – формирование при сверхвысоких давлениях в условиях субдукции и флюидогенное образование при относительно низком давлении. Геологические условия нахождения месторождения, а также типоморфные особенности алмазов и сопутствующих минералов исключают какое-либо наличие признаков импактного происхождения кумдыкульского объекта. Из чего следует, что выявленный кумдыкульский лонсдейлит относится к новому генетическому типу и связан, по всей видимости, с флюидными процессами.

Результаты исследований имеют большое значение для минералогии и теории конденсированного состояния углерода в целом, для моделирования процессов природного алмазообразования и разработки новых методов синтеза сверхтвердых материалов.

Авторы выражают благодарность Е. Майеру, К. Герварц, М. Хайделманн, Д. Вагнеру, Д. Паку за помощь в проведении инструментальных исследований с помощью просвечивающей электронной микроскопии, В.Л. Масайтису за научную дискуссию, А.А. Заячковскому за предоставление каменного материала.

Исследования проведены в рамках проекта Фонда содействия отечественной науке (2011–2012 гг.) и Немецкой службы межакадемических обменов (проект DAAD # 325).

1. Исаенко С.И., Шумилова Т.Г. Термостимулированное расщепление

КР-активных мод лонсдейлита // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. – 2011. – № 9. – С. 29–33.

2. Шумилова Т.Г. Минералогия скелетных алмазов из метаморфических пород. – Сыктывкар, 1996. – 49 с.

3. Шумилова Т.Г., Майер Е., Исаенко С.И. Природный монокристаллический лонсдейлит // Доклады РАН. – 2011. – 441, № 2. – С. 236–239.

226

ПОСТКОЛІЗІЙНИЙ МАФІТ-УЛЬТРАМАФІТОВИЙ МАГМАТИЗМ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА І КІМБЕРЛІТОУТВОРЕННЯ Л.В. Шумлянський Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України, м. Київ, Україна, lshumlyanskyy@yahoo.com

Останнім часом, із застосуванням методів локальної геохронології, коли визначення U-Pb ізотопного віку виконується по окремих ділянках кристалів циркону, з’являється все більше і більше відомостей про важливість геологічної події віком біля 1800 млн років. Зокрема, наразі відомо вже декілька магматичних подій, що припадають на цей вік. Серед них – формування “давніх анортозитів” [1, 2] та найдавніших гранітоїдів [3] Коростенського плутону, долеритових дайок та розшарованих габроїдних інтрузивів Північно-Західного району УЩ [4, 5], деяких долеритових дайок коростенського комплексу [6]. Окрім того, циркони такого віку виявляють у самих різноманітних метаморфогенних та ультраметаморфогених утвореннях. До них можна віднести групу цирконів віком 1779 ± 10 млн років, які встановлені в амфіболітах новокриворізької світи [7], а також циркони віком 1747 ± 68 млн років, що трапляються в мігматитах с. Олександрівка та віком 1792,5 ± 8,5 млн років, що виявлені в гнейсах тетерівської серії.

Цей етап розвитку УЩ співпадає з колізією двох сегментів Східно-Європейської платформи – Сарматського (поєднаного вже на той час з Волго-Уральським) та Фенноскандинавського [8, 9]. Вочевидь, процеси, пов’язані з колізією (власне зіткнення або “причленування” двох сегментів, післяколізійне розтягнення, спричинене ротацією Сарматії) призводили до дестабілізації літосфери, декомпресійного плавлення, утворення мантійних розплавів, а також до помірного метаморфізму і метасоматозу, наслідки якого фіксуються в тому числі у вигляді поодиноких кристалів циркону в різноманітних породах.

Численні й різноманітні за складом (включаючи кімберлітові) дайки Кіровоградського блоку також, мабуть, формувались у цей час. Те ж можна сказати і про інтрузиви городницького комплексу, розповсюджені на північному заході УЩ.

Постколізійний мафіт-ультрамафітовий магматизм Українського щита охоплює широке коло порід: (1) дайки сублужних долеритів коростенського комплексу та плутонічні породи цього комплексу; (2) численні дайки нікеленосних долеритів та розшаровані габроїдні масиви прутівсько-каменського комплексу; (3) мало розповсюджені дайки сублужного олівінового габро стрибізького комплексу; (4) лужно-ультраосновні породи городницького комплексу; (5) різноманітні за складом (включаючи кімберліти) дайки Кіровоградського блоку. Всі ці

227

породи пов’язані спільністю причини, яка призвела до їх утворення – колізією Сарматії та Феноскандії, і зумовленою нею дестабілізацією літосфери. Геохімічні та ізотопні характеристики зазначених порід свідчать про їх формування з різних джерел, розташованих на різних глибинах, і про різний ступінь контамінації коровою речовиною. Зокрема, глибина розташування джерела плавлення зростає у зазначеній вище послідовності, в той час як ступінь плавлення – скорочується. Втім, наявних геохронологічних даних ще недостатньо для будь-яких висновків про послідовність формування тих чи інших порід. Вирішення цього питання потребує подальших детальних досліджень, особливо мало вивчених і різноманітних за складом дайкових порід Кіровоградського блоку.

1. Верхогляд В.М. Возрастные этапы магматизма Коростенского плутона

// Геохимия и рудообразование. – 1995. – Вып. 21. – С. 34–47. 2. Amelin Yu.V., Heaman L.M., Verchogliad V.M., Skobelev V.M.

Geochronological constraints on the emplacement history of an anorthosite-rapakivi granite suite: U-Pb zircon and baddeleyite study of the Korosten complex, Ukraine // Contrib. Mineral. Petrol. – 1994. – 116. – P. 411–419.

3. Шумлянський Л.В., Богданова С.В. U-Pb вік цирконів та геохімічні особливості ріолітів Овруцької западини, Північно-Західний район Українського щита // Мінерал. журн. – 2009. – 31, № 1. – С. 40–49.

4. Шумлянський Л.В., Белоусова О.А., Елмінг С.-О. Нові відомості про ізотопний вік порід палеопротерозойської габро-долеритової асоціації Північно-Західного району Українського щита // Мінерал. журн. – 2008. – 30, № 4. – С. 58–69.

5. Bogdanova S.V., Gintov O.B., Kurlovich D., Lubnina N.V., Nilsson M., Orlyuk M.I., Pashkevich I.K., Shumlyanskyy L.V., Starostenko V.I. Late Palaeoproterozoic mafic dyking in the Ukrainian Shield (Volgo-Sarmatia) caused by rotations during the assembly of supercontinent Columbia // Подано до Lithos.

6. Шумлянський Л.В., Мазур М.Д. Вік та речовинний склад йотунітів Білокоровицького дайкового поясу // Геолог України. – 2010. – № 1–2. – С. 70–78.

7. Степанюк Л.М., Бобров О.Б., Паранько І.С., Пономаренко О.М., Сергеєв С.А. Генезис та вік циркону із амфіболіту новокриворізької світи Криворізької структури // Мінерал. журн. – 2011. – 33, № 3. – С. 69–76.

8. Bogdanova S., Gorbatschev R., Grad M., Janik T., Guterch A., Kozlovskaya E., Motuza G., Skridlaite G., Starostenko V., Taran L., EUROBRIDGE, POLONAISE Working Groups. EUROBRIDGE: new insight into the geodynamic evolution of the East European Craton. In: Gee, D.G., Stephensson, R.A. (Eds.), European Lithosphere Dynamics. – 2006. – 32, Geological Society, London, Memoirs. – P. 599–625.

9. Elming S.-Å., Shumlyanskyy L., Kravchenko S., Layer P., Söderlund U. Proterozoic Basic dykes in the Ukrainian Shield: a palaeomagnetic, geochronologic and geochemical study – the accretion of the Ukrainian Shield to Fennoscandia // Precambrian Research. – 2010. – 178. – P. 119–135.

228

КРИТЕРИИ ВЫЯВЛЕНИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ ФОРМАЦИЙ В КРАТОНАХ И МЕГАБЛОКАХ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ Н.П. Щербак, Г.В. Артеменко Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины, г. Киев, Украина

Разрыв во времени между кристаллизацией алмаза в мантийных

образованиях и выносом его в литосферу кимберлитами и лампроитами измеряется часто сотнями миллионов лет [5]. Иными словами в раннедокембрийских формациях можно ожидать наличие ксенокристов алмаза. Надежные критерии выявления потенциально алмазоносных формаций в раннем докембрии могут быть установлены только на основе комплексного изучения главных структур докембрийских щитов, к которым обычно приурочены эти формации. Такими являются кратоны и мегаблоки щитов.

Нами обобщены результаты геолого-тектонических, петрологических и изотопно-геохронологических исследований раннего докембрия Украинского щита и для сравнения использованы данные аналогичных исследований раннего докембрия Балтийского щита, полученных российскими исследователями.

Одним из главных геолого-тектонических критериев выделения перспективных алмазоносных формаций среди раннедокембрийских ассоциаций пород является наличие мантийных килей, подстилающих архейские кратоны [5]. Последние, как и межблоковые тектонические зоны Украинского и Балтийского щитов, во многом подобны по генезису и направлению тектонических зон и разломов, ограничивающих отдельные домены архейского и палеопротерозойского возраста.

Этапы тектонического развития Украинского и Балтийского щитов отличаются по рубежам формирования зеленокаменных ассоциаций, которые на Карельском кратоне известны в четырех провинциях, а на Украинском щите – в двух.

Супракрустальные зеленокаменные толщи на Балтийском щите значительно шире распространены, чем на Украинском щите. На Украине наиболее перспективной для выявления раннедокембрийских алмазоносных формаций является западная часть Приазовского мегаблока Украинского щита, где в последнее время нами установлены палеоархейские образования (рис.) [3]. К сожалению, район развития их недостаточно изучен в геолого-структурном отношении, а имеющихся геофизических данных о его глубинном строении очень мало.

229

Рис. Структурная схема Приазовского мегаблока по [1] с дополнениями: 1 — гранитоиды с реликтами гнейсов амфиболитовой и гранулитовой фации, 2 — зеленокаменные структуры, 3 — площади с сохранившимся палеоархейским фундаментом, 4 — элементы структуры гранит-зеленокаменных поясов, 5 — нерасчлененные протерозойские гранитоиды и щелочные породы, 6 — разломы. Гранитоидные купола: I — Салтычанский, II — Гайчурский, III — Волчанский, IV — Кальмиусский, V — Мангушский синклинорий, VI — Орехово-Павлоградская шовная зона, VIa — западноприазовская часть ОПШЗ, VII — Ремовский блок. Главные разломы (цифры в кружках): 1 — Орехово-Павлоградский, 2 — Западноприазовский, 3 — Корсакский, 4 — Центральноприазовский, 5 — Малоянисольский. Цифры на схеме – возраст в млн лет

Среди петрологических критериев главными являются установление породных ассоциаций, формировавшихся в благоприятных условиях для образования и сохранения алмаза, и их хроностратиграфическое расчленение. Особого внимания заслуживают породы днестровско-бугской и западноприазовской серий.

Для Украинского щита характерно развитие доменов, сложенных палеоархейскими образованиями, как в пределах Приазовского и Днестровско-Бугского мегаблоков, так и на площадях межблоковых тектонических зон. Домены палеоархейского возраста по геофизическим данным характеризуются утолщенной литосферой [2], что считается благоприятным фактором проявления килевых структур. Архейские кратоны, к которым могут быть приурочены килевые структуры в Карелии и на Кольском полуострове, достигают площади

230

400000 км2 [4]. В пределах западной части Приазовского мегаблока они более чем на порядок меньше по размерам.

В геохронологическом отношении устанавливаются рубежи формирования начальных и конечных этапов формирования архейских породных ассоциаций палео-, мезо- и неоархейских этапов в пределах 3,6–3,2; 3,2–2,8; 2,8–2,6 млрд лет. Эти рубежи послужили основой геохронологической корреляции породных ассоциаций и рудных формаций Украинского и Балтийского щитов. Выполнению этих исследований способствовал проект совместных работ ИГМР им. Н.П. Семененко НАН Украины и ИГГД РАН в 2009–2010 гг.

Выводы. Сравнительный анализ породных ассоциаций раннего докембрия Украинского и Балтийского щитов показал, что перспективы алмазоносности обусловлены такими факторами:

1. Наличием килевых структур, подобных установленым в пределах Кольского и Карельского кратонов Балтийского щита. Такие структуры имеются в западной части Приазовского мегаблока Украинского щита.

2. Килевые структуры характеризуются утолщенной литосферой, что может быть обусловлено субдукционными процессами [4]. На Украинском щите домены, которые сложены мезоархейскими зеленокаменными образованиями и подстилаются палеоархейским фундаментом, заслуживают первоочередного внимания, а изучение их геофизическими методами является одной из главных задач.

3. Важным критерием сохранности алмазоносных докембрийских формаций является фактор отсутствия наложенных процессов в постархейский этап геологической истории.

1. Глевасский Е.Б. Зеленокаменные пояса и перспективы поисков

золотого оруденения в Приазовье // Мінерал. журн. – 1996. – 18, № 4. – С. 72–88.

2. Соллогуб В.Б. Литосфера Украины. – Киев: Наук. Думка, 1986. – 184 с.

3. Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Швайка И.А. и др. Палеоархейский возраст (3,56 млрд лет) тоналитовых гнейсов Приазовского мегаблока и проблемы алмазоносности восточной части Украинского щита // Мінерал. журн. – 2011. – 33, № 4. – С. 67–72.

4. Щипанский А.А. Субдукционная геодинамика в архее и формирование алмазоносных литосферных килей и ранней континентальной коры кратонов // Геотектоника. – 2012. – № 2. – С. 42–64.

5. Steven B. Shirey, Stephen H. Richardson, Jeffrey W. Harris. Integrated models of diamond formation and craton evolution // Lithos. – 2004. – 77. – Р. 923–944.

231

ФЛЮЇДИЗАТНО-ЕКСПЛОЗИВНА МОДЕЛЬ І КРИТЕРІЇ ПОШУКІВ РОДОВИЩ АЛМАЗІВ НА ТЕРИТОРІЇ УКРАЇНИ

Г.М. Яценко1, О.В. Гайовський1, О.А. Бучковська1, В.Г. Яценко2 1Львівський національний університет ім. Івана Франка, вул. Грушевського, 4, м. Львів, Україна Yatsenko1941@list.ru 2Державна установа “Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України”, пр-т Акад. Паллладіна, 34 а, м. Київ, Україна vgyatsenko@gmail.com

З другої половини минулого століття у світі виділено майже всі

відомі різновиди алмазів, представлено нові гіпотези їхнього походження, відкрито родовища і прояви нового типу.

Раніше вирішення проблеми походження алмазів в Україні пов’язувалося з кімберлітами. Ситуація змінилась з відкриттям алмазоносної лампроїтової трубки Аргайл в Австралії. Виявлено алмази кокчетавського типу у метаграувакових товщах нижньопротерозойського віку, лонсдейліти в структурах, названих астроблемами, алмази дністерського типу в алювіальних відкладах та деякі інші. Їх прояви відомі в Україні, проте родовища ще не встановлено. Роботи проводяться головно в кімберлітовому напрямі.

Наприкінці минулого століття проблемою нетрадиційних проявів алмазів зайнялася алмазна школа геологічного факультету Львівського національного університету імені Івана Франка. Виконані протягом зазначеного періоду дослідження привели до створення флюїдизатно-експлозивної моделі особливого типу рудогенезу, складовою частиною якого є алмаз [1]. Це спостерігається і в роботах інших дослідників (Е.Г. Песков, 2000; А.Б. Макеев, 2000; В. Ларин, В.А. Смирнов, 2008; А.А. Калашник, 2009). Поштовхом стала неоднозначність визначення кімберлітів за походженням. Їх зачислено до магматичних порід, а фактично це суміші мінералів, порід та їх уламків різного складу і походження (магматичних, метаморфічних, осадових).

У Росії в цьому аспекті проблема розвивається ученими Пермського державного університету й Інституту геології Комі НЦ УрВ РАН [2], Санкт-Петербурга та ін. Напрям, який не охоплював алмази, представлений працями Г.М. Туговика [4]. Особливої уваги заслуговує робота акад. М.П. Семененка [3].

Алмази переносяться флюїдизатами з мантії по зонах розломів в суміші з газами, парами, твердими частинками. Переміщення супроводжується вибуховими явищами. Флюїдизати несуть стійкі

232

мінерали (алмази та ін.), частинки металів у самородній формі, широке коло некогерентних елементів та інші складові. Привноситься матеріал перетнутих порід. Кінцевий матеріал локалізується у трубках, дайках або викидається на поверхню, де змішується з осадовим у складі порід чохла. Ініціюються метасоматичні й гідротермальні процеси.

Особливу роль у флюїдизатно-експлозивних процесах відіграють лужні елементи (Na, K), які сприяють метасоматозу і рудоутворенню на Українському щиті – урану та ін. На заключній стадії превалюють рудоносні гідротермальні процеси, формуються стратиформні рудні формації, звичайно з осадовими компонентами. Під час поверхневих вивержень у водному середовищі флюїдизати приймають активну участь і в формуванні родовищ осадового типу. З цими процесами пов’язаний і апвеллінг.

Сказане дає підстави для виділення самостійного, флюїдизатно-експлозивного, типу структур, формацій та проявів корисних копалин нарівні з магматичними, осадовими і метаморфічними [1]. Флюїдизатно-експлозивні утворення широко розповсюджені в основі та чохлі платформи, проте не завжди примітні. Завдяки високим початковим температурам створюються умови для формування розплавів в обмеженій кількості, які застигають у вигляді шлаків, скла різного складу, кульок та інших форм. Зазвичай ці породи зачисляють до магматичних, вивержені – до осадових чи туфогенних. Мінеральна складова у флюїдизатах представлена парастерезисами або сукупностями незгідних компонентів у різній кількості.

До даного типу відноситься конкретний ряд формацій: кімберлітова, лампроїтова і вперше виділені рівненськітова, іллінцитова, а також ігнімбритова [1]. У даному ряді породи всіх формацій можуть містити мінерали і уламки порід мантійного походження. Окреме місце займають кластитові протрузії і кори звітрювання.

Флюїдизатно-експлозивна діяльність активно проявляється на етапах активізації, які в геологічній історії періодично повторюються в кристалічній основі та чохлі платформи від раннього протерозою до неогену.

Відповідно до запропонованої моделі, змінюються і доповнюються критерії пошуків родовищ алмазів на щиті та його схилах. Це значно розширює ореоли розповсюдження проявів алмазів. До перспективних належать південно-західне занурення Східноєвропейської платформи, схили щитів і плити [1]. У занурених структурах значно підвищується роль чохла в локалізації та збереженні алмазоносних структур і формацій, знівельованих на щиті ерозією (придунайські – в межах України, задунайські – на території Румунії, а також структури на півночі Молдови). Особливої уваги заслуговує

233

Волино-Подільська плита, Прикарпаття, Волинь і південний схил Воронезького масиву [1].

Перспективними територіями, згідно з правилом Кліффорда (1983), є архони (Подільський, Середньопридніпровський, Західноприазовський), сприятливі для розповсюдження кімберлітів. Проте за площею вони уступають протерозойським протонам, які виявляються не менш перспективними, ніж архони. Виділено потенційно алмазоносні структури і формації лампроїтового типу, переважно у межах протонів (наприклад, лампроїти Австралії). Передбачається локалізація рудоносних структур і формацій як в докембрійській основі, так і в докембрійському чохлі. Установлено, що лампроїти формувалися в межах України на етапах активізації з раннього протерозою і до палеогену. Відповідно, існують первинні колектори алмазів молодого віку, наприклад, відклади балтської світи в західній частині Українського щита.

Потенційно алмазоносні флюїдизатно-експлозивні прояви групуються у поля структур типу “бокалів шампанського” в Кіровоградському, Середньопридніпровському та Західноприазовському блоках.

На регресивній стадії складаються сприятливі умови для формування родовищ різних рудних і нерудних корисних копалин. З кімберлітами і лампроїтами в Кіровоградському блоці та Приазов’ї асоціюють родовища золота, урану, мангану, прояви рідкісних металів. Їх формування пов’язане з лужними метасоматичними та гідротермальними процесами.

Особливе положення займають виявлені в Кіровоградському блоці на Клинцівському золоторудному родовищі прояви дрібних алмазів кокчетавського типу у метаграувакових породах давньої вулканічної діяльності. Подібні алмази входять також в склад третинних розсипищ титану і циркону на правобережжі Дніпра.

У породах флюїдизатно-експлозивних структур, крім алмазів і названих металів, часто зустрічаються нерудні компоненти (фосфати, глини, глауконіт та інші). Вони класифікуються зазвичай як осадові кори звітрювання. Парастеричні асоціації флюїдизатно-експлозивного походження відрізняються за складом від закономірних асоціацій вулканічних туфів.

В аспекті зазначеного виникає необхідність проведення пошуків й оцінки нетрадиційних потенційно алмазоносних структур і формацій, а також проявів рудних і нерудних корисних копалин флюїдизатно-експлозивного типу.

1. Алмазоносные формации и структуры юго-западной окраины

Восточно-Европейской платформы. Опыт минерагении алмаза /

234

Яценко Г.М., Гурский Д.С., Сливко Е.М. и др. – К.: УкрГГРИ, 2002. – 331 с.

2. Рыбальченко А.Я., Рыбальченко Т.М., Силаев В.И. Теоретические основы прогнозирования и поисков коренных месторождений алмазов туффизитового типа // Известия Коми научного центра УрО РАН. – 2011. – Вып 1 (5). – С. 54–65.

3. Семененко Н.П. Геохимия сфер Земли. – К.: Наук. думка, 1987. – 160 с.

4. Туговик Г.Н. Флюидизатно-эксплозивные структуры и их рудоносность. – М.: Наука, 1984. – 193 с.

235

СИЛИКАТНО-МЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ЭНДОГЕННЫЕ СФЕРУЛЫ В ЭКСПЛОЗИВНЫХ ФОРМАЦИЯХ И.Г. Яценко, С.Н. Бекеша, Н.Т. Билык, А.В. Шваевский Львовский национальный университет имени Ивана Франко г. Львов, Украина Yatsenko1941@list.ru

Авторы изучили различные типы микросферул, которые были

выделены из пород эксплозивных структур и вулканогенно-осадочных образований на территории Украины. Как правило, совместно со сферулами присутствует комплекс самородных металлов (Cu, Sn, Zn, As, Pb, W, Si), интерметалических соединений и таких минералов как муассанит, ферросилиций, вюстит (иоцит), цангбеит, кусонгит, когенит, алмаз.

В большинстве случаев сферулы состоят из металлической (самородное железо) и силикатной (стекло) фаз, встречаются также однофазные сферулы, чисто силикатные либо металлические. Силикатные сферулы эндогенного происхождения представлены двумя основными типами - кальций-силикатные (КС-СФ) и титан-марганец-железо-силикатные (ТМЖС-СФ). Как показали исследования, ТМЖС-СФ являются наиболее распространенным типом сферул в различных образованиях эксплозивного типа. На территории Украины они были выявлены авторами в пирокластических отложениях трубки “Мрия”, эксплозивных структурах Кировоградско-Смелянского поля, кимберлитах Щорсовского участка, кимберлитовых брекчиях трубки “Южная”. В вулканогенно-осадочных отложениях ТМЖС-СФ установлены в пробах из поисковых (на алмазы) скважин в районе восточного борта Белокоровичской структуры, в концентрате Иршанского ильменитового месторождения, в шлиховых пробах Приднестровского региона (р. Тупа). Особого внимания заслуживает тот факт, что сферулы и шлаковидные обломки такого типа были выявлены в качестве постоянной примеси во флишоидных отложениях Скибовой зоны Карпат. Авторами изучены также ТМЖС-СФ из Якутского региона (р. Н. Куанапка). Обнаружены и изучены ТМЖС-СФ в пробах из кимберлитовых трубок Архангельской провинции (“Карпинская-1”, “Поморская”).

ТМЖС-СФ в большинстве своем содержат хондры самородного железа. В некоторых случаях железо образует ядра размером до 1,5 мм, в других случаях это тонкая эмульсионная вкрапленность. Силикатная составляющая сферул представлена либо гомогенным стеклом, либо

236

симплектитом из стекла и кристаллической фазы. Кристаллическая фаза образована скелетными и игольчатыми формами окислов титана с высоким содержанием марганца – ильменит (пирофанит), армолколит, ульвошпинель, рутил (рис.).

Рис. Характер кристаллической фазы в стекле ТМЖС-СФ: а – игольчатые кристаллы армолколита в стеклянном матриксе (кимберлитовая трубка “Карпинская-1”); б – удлиненные кристаллы ильменита (светло-серый), в мезостазисе – армолколит (серый) с интерстициальным стеклом (темно-серый), кимберлиты Щорсовского участка (Кировоградский блок); в – игольчатые кристаллы рутила (светло-серый) с интерстициальным стеклом (палеогеновая флишоидная толща, Скибовая зона Крапат); г – кристаллы пирофанита (серый) в стеклянном мезостазисе (темно-серый), (трубка “Карпинская-1”); д – скелетные кристаллы ульвошпинели (трубка “Карпинская-1”); е – сферула, состоящая из гомогенного стекла (Кировоградско-Смелянское поле)

Первичный состав стекла (до выделения кристаллической фазы)

достаточно близкий для сферул из различных регионов – Nа2O (0,5–3,3 %), MgO (0,2–6,2 %), Al2O3 (2,2–6,2 %), SiO2 (17–27 %), K2O (0,38–8 %), CaO (0,5–10,5 %), TiO2 (23–44,3 %), MnO (10–19 %), FeO (7–32 %). По мере увеличения содержания кристаллической фазы в стекле сферул увеличивается содержание кремния, алюминия, калия и натрия.

Из литературных источников известно, что ТМЖС-СФ присутствуют в кимберлитах Якутской алмазоносной провинции, трубке “Катока” (Ангола), лампроитах палеогеновой магматической провинции южной Испании, криптовулканических эксплозивных структурах Русской платформы, кольцевых структурах Уфимского плато, неогеновых отложениях южной части Камчатского региона. Описаны также находки ТМЖС-СФ в рудоносных толщах золоторудных месторождений – “Келлям” (Якутия), Благодатненский

237

рудный узел (Приморский край). В связи с золоторудными месторождениями Приморского края неоднократно описываются и магнитные магнетит-железные сферулы.

Таким образом, ТМЖС-СФ независимо от состава пород встречаются в эксплозивных образованиях различного типа, в районах с различными геодинамическими режимами (кратонизированные участки, геосинклинальные области). Весьма перспективным видится их использование как диагностического и поискового признака при выявлении эксплозивных структур, изучении переотложенных туфоидных образований. В этом аспекте очень важную роль играет «консервативный» характер сферул, т.е. их исключительно эксплозивное происхождение. На данный момент уверенно можно рассматривать наличие ТМЖС-СФ в отложениях как поисковый признак алмазоносности, благородно-метального оруденения. Возможно, что ТМЖС-СФ могут указывать и на перспективы нефте-газоносности, связанной с эксплозивными структурами. Следует упомянуть о еще одном исключительно важном факте, связанном с ТМЖС-СФ, – они обнаружены в породах импактных (?) структур (Болтышская, Белиловская). Это еще раз подымает вопрос о природе подобных образований. Вопрос весьма важный в практическом отношении, так как по сути это определяет перспективы потенциальной рудоносности этих структур.

1. Бекеша С., Яценко І., Білик Н., Дацюк Ю., Дручок Л. Особливості

хімічного складу силікатних мікросферул з експлозивних та вулканогенно-осадових формацій України // Мінерал. зб. – 2011. – № 61. – Вип. 1–2. – С. 134–145.

2. Маршинцев В.К. Природа сфероидных образований в кимберлитах. Следы космических воздействий на Землю. – Новосибирск: Наука, Сибирское отделение, 1990. – С. 45–57.

3. Сандимирова Е.И., Главатских С.Ф., Рычагов С.Н. Магнитные сферулы из вулканогенных пород Курильских островов и южной Камчатки // Вестник КРАУНЦ наук о Земле. – 2003. – № 1. – С. 135–139.

4. Хисина Н.Р., Вирт Р. Химическая нанонеоднородность и фазовый состав Ti-Fe-Mn силикатных микросферул из протолочек шахтных геологических проб (золотое месторождение Келлям) // Материалы конференции. Федоровская сессия 2010, Санкт-Петербург, 12–15 октября 2010 г. – 62 с.

5. Шафрановский Г.И., Зинченко В.Н. Сфероиды из пород кимберлитовой трубки Катока (CВ Ангола) // Материалы конференции. Федоровская сессия 2010, Санкт-Петербург, 12–15 октября 2010 г. – С. 63–66.

238

ЗМІСТ СОДЕРЖАНИЕ

CONTENTS

Алтухова З.А. АЛМАЗЫ В АВТОЛИТАХ И КИМБЕРЛИТОВЫХ БРЕКЧИЯХ ТРУБКИ УДАЧНАЯ …..……………………………………

5

Афанасьев В.П. ПОЛИГЕНЕЗ АЛМАЗОВ И КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ АЛМАЗОВ СИБИРСКОЙ И ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМ ………………………………………..…

9

Бекеша С.М. ПАРАСТЕРЕЗИС ПРИРОДНИХ АЛМАЗІВ …………....

11

Биллер А.Я. МИНЕРАЛЬНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В ГРАНАТЕ ИЗ АЛМАЗОНОСНЫХ РОССЫПЕЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЯКУТСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ ……..........................

14

Богуш И.Н., Специус З.В., Ковальчук О.Е. ХАРАКТЕРИСТИКИ АЛМАЗОВ ПЕРИДОТИТОВОГО И ЭКЛОГИТОВОГО ГЕНЕЗИСА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ……………………………………………

17

Божко Н.А. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ЛОКАЛИЗАЦИИ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ И ИХ РОЛЬ В ОЦЕНКЕ ПЕРСПЕКТИВ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ………………………………………..

21

Боримский А.И., Ильницкая Г.Д., Лавриненко В.И., Ткач В.Н., Смоквина В.В. СВОЙСТВА НИЗКОПРОЧНЫХ АЛМАЗОВ, СИНТЕЗИРОВАННЫХ В СИСТЕМАХ Ni-Mn-C и Fe-Si-C …………...

25

Бурмистров А.А. ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ СРЕДНЕПРИДНЕПРОВСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА В СВЕТЕ ОБЩИХ ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ ФОРМИРОВАНИЯ ПРОМЫШЛЕННО АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ …………...

28

Великанов Ю.Ф., Великанова О.Ю. ПЕРВОМАЙСКАЯ ТРУБКА ВЗРЫВА В СЕВЕРНОМ КРИВОРОЖЬЕ ………………………............

32

Вишневский А.А. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ПОИСКОВОЕ ЗНАЧЕНИЕ ПИРОПОВ ИЗ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ПОБУЖЬЯ (УКРАИНА) ………………………………………….................................

35 Wirth R. FIB, TEM AND COMBINED FIB/SEM SYSTEMS: IDEAL TOOLS FOR THE INVESTIGATION OF DIAMOND AND INCLUSIONS THEREIN ………………………………………………..…………………...

38

Владыкин Н.В. К ВОПРОСУ КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ ЭБЕЛЯХСКОЙ РОССЫПИ, ВОСТОЧНОЕ ПРИАНАБАРЬЕ …………..

41

239

Возняк Д.К., Квасница В.Н. О СИНГЕНЕТИЧНОСТИ МИНЕ-РАЛЬНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В КРИСТАЛЛАХ АЛМАЗА ……………...

44

Гаєвський Ю.Д., Грущинська О.В. ВСТАНОВЛЕННЯ ОЗНАК ОБЛАГОРОДЖЕННЯ ДІАМАНТІВ ЗА ДОПОМОГОЮ МЕТОДУ ІНФРАЧЕРВОНОЇ-ФУР’Є СПЕКТРОСКОПІЇ З ВИКОРИСТАННЯМ ПРИСТАВКИ ДИФУЗІЙНОГО ВІДБИТТЯ ………………………………

47

Гейко Ю.В., Гейченко М.В., Приходько В.Л., Цымбал С.Н. ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ УКРАИНЫ ……

50

Гейченко М.В., Пігулевський П.Г. ОГЛЯД ДОСЛІДЖЕНЬ З ПРОБЛЕМИ АЛМАЗОНОСНОСТІ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА .................

55

Голубева И.И., Махлаев Л.В. ФЛЮИДИЗАТНО-ЭКСПЛОЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ СРЕДНЕГО ТИМАНА ……………………………….....

59

Гракова О.В. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ АЛМАЗСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД ТИМАНА ……………………………………………….……….…

62

Зинчук Н.Н., Зинчук М.Н. О НЕКОТОРЫХ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВАХ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ………………..

65

Зинчук Н.Н., Савко А.Д., Шевырёв Л.Т. ЭКСТРАГЕННЫЙ ЭТАП ИСТОРИИ АЛМАЗА КАК ОТРАЖЕНИЕ ЭВОЛЮЦИИ ЭНЕРГЕТИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ …………

69

Исаенко С.И., Шумилова Т.Г. ОСОБЕННОСТИ ДИАГНОСТИКИ ЛОНСДЕЙЛИТА МЕТОДОМ СПЕКТРОСКОПИИ КОМБИ-НАЦИОННОГО РАССЕЯНИЯ СВЕТА …………………………..……….

72

Іванів І.М. ГЕОЛОГІЧНІ АСПЕКТИ МОРФОЛОГІЇ АЛМАЗІВ ………..

75

Калашник А.А., Палкина Е.Ю. ПЕРСПЕКТИВЫ АЛМАЗОНОСНОСТИ КИРОВОГРАДСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ……….

79

Калашникова Т.В., Костровицкий С.И., Соловьева Л.В. Р-Т УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ГЛУБИННЫХ КСЕНОЛИТОВ ИЗ ТРУБОК ОБНАЖЕННАЯ И УДАЧНАЯ ……………………………………………..

83

Каминский Ф.В. НЕКИМБЕРЛИТОВЫЕ ИСТОЧНИКИ АЛМАЗОВ: СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ …………………………

86

Квасница В.Н. АЛМАЗЫ ИЗ САМОТКАНСКОЙ ТИТАНО-ЦИРКОНИЕВОЙ РОССЫПИ (СРЕДНЕПРИДНЕПРОВСКИЙ МЕГАБЛОК УКРАИНСКОГО ЩИТА) ……………………….…………..

88

240

Ковальчук О.Е., Богуш И.Н., Специус З.В., Липашова А.Н. АЛМАЗЫ ИЗ РОССЫПЕЙ СЕВЕРО-ВОСТОКА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ КАК СВИДЕТЕЛИ СУБДУКЦИОННЫХ ПРОЦЕССОВ ………………..

91

Козарь Н.А., Чашка А.И., Стрекозов С.Н., Лацько В.Г., Дзядук О.П. МЕТОДИКА ПОИСКОВ АЛМАЗОВ В ПРЕДЕЛАХ ПРИАЗОВСКОГО МЕГАБЛОКА УЩ …………………………………..……………………....

95

Костенко М.М., Міхницька Т.П. ПОЛІГЕННИЙ І ПОЛІХРОННИЙ МАГМАТИЗМ – ВАЖЛИВИЙ КРИТЕРІЙ ПРОГНОЗУВАННЯ КОРІННОЇ АЛМАЗОНОСНОСТІ ОВРУЦЬКОГО РИФТОГЕНА ………

98

Костровицкий С.И., Яковлев Д.А., Эсенкулова С.А. КИМБЕРЛИ-ТОВЫЕ ПОРОДЫ – ВАЖНЕЙШИЕ ПРОЦЕССЫ ИХ СТАНОВЛЕНИЯ

102

Kryvoshlyk I.N. GEOMETRY OF KIMBERLITES …………………………

105

Лацько В.Г., Бондаренко В.А., Козарь Н.А., Стрекозов С.Н., Дзядук О.П., Деменко О.В. СОСТОЯНИЕ ПОИСКОВЫХ РАБОТ НА АЛМАЗЫ В ПРИАЗОВЬЕ ……………………………………………….…

107

Лацько В.Г., Стрекозов С.М., Козар М.А. РЕЧОВИННИЙ СКЛАД КІМБЕРЛІТІВ І ЛАМПРОЇТІВ ПРИАЗОВ’Я …………………….……….

110

Литвин Ю.А. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ СИНГЕНЕЗИСА АЛМАЗА И ГЕТЕРОГЕННЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В КАРБОНАТНО-СИЛИКАТНЫХ МАТЕРИНСКИХ РАСПЛАВАХ (ЭКСПЕРИ-МЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ) ………………………………………

113

Лобанова Е.Б., Макеев Б.А., Шевчук С.С. ТИПОМОРФИЗМ ГРАНАТОВ ДУНИТ-ГАРЦБУРГИТОВОГО, ЛЕРЦОЛИТОВОГО И ЭКЛОГИТОВОГО ПАРАГЕНЕЗИСОВ ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ ……………...

116

Логвинова А.М., Вирт Р., Соболев Н.В. ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА АЛМАЗООБРАЗУЮЩИХ ВЫСОКОПЛОТНЫХ ФЛЮИДОВ: НА ПРИМЕРЕ ИЗУЧЕНИЯ НАНОРАЗМЕРНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В АЛМАЗАХ ИЗ РОССЫПЕЙ И КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК ЯКУТИИ ……………………………………………………………………..

120

Лютоев В.П., Васильев Е.А., Силаев В.И., Лукьянова Л.И., Чайковский И.И. СРАВНИТЕЛЬНОЕ ИК-СПЕКТРОСКОПИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ АЛМАЗОВ ИЗ ТУФФИЗИТОВ И РОССЫПЕЙ УРАЛА ……………………………………………………………………….

123

241

Майстренко А.Л., Олейник Н.А., Сизоненко О.Н., Базалий Г.А. ПРАКТИКА И ПЕРСПЕКТИВЫ ПРИМЕНЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАСКРЫТИЯ ПРОДУКТОВ СИНТЕЗА АЛМАЗА ………...

126

Макеев А.Б., Криулина Г.Ю., Трубкин Н.В. МИНЕРАЛЬНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В АЛМАЗАХ ТРУБКИ АРХАНГЕЛЬСКАЯ ………….....

129

Никитина Л.П., Королев Н.М., Зинченко В.Н., Шафрановский Г.И. МАНТИЙНЫЕ КСЕНОЛИТЫ ИЗ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИ-ТОВ АНГОЛЫ: СОСТАВ, УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ …………..

132

Никитина Э.В. АЛМАЗЫ ИЗ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ КИМБЕРЛИТОВ КАРЕЛИИ ………………………….……………………

135

Новиков Н.В., Ильницкая Г.Д. ФОРМИРОВАНИЕ СВОЙСТВ ПОРОШКОВ СИНТЕТИЧЕСКИХ АЛМАЗОВ В ПРОЦЕССЕ ИХ РАЗДЕЛЕНИЯ ………………………………….……………………………

139

Новиков Н.В., Ильницкая Г.Д., Исонкин А.М., Богатырева Г.П., Зайцева И.Н. ЭЛИТНЫЕ ШЛИФПОРОШКИ ИЗ СИНТЕТИЧЕСКИХ АЛМАЗОВ ДЛЯ ПОРОДОРАЗРУШАЮЩЕГО ИНСТРУМЕНТА ……..

143

Павлушин А.Д., Яковлев В.Г. СТРУКТУРНО-ПРИМЕСНЫЕ ДЕФЕК-ТЫ В КРИСТАЛЛАХ АЛМАЗА ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ КАРНИЙСКОГО ЯРУСА НИЖНЕЛЕНСКОГО АЛМАЗОНОСНОГО РАЙОНА ………….

147

Павлюк В.Н., Довгань Р.Н., Катюк И.Ю., Цымбал Ю.С. СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ПОИСКОВЫХ РАБОТ НА АЛМАЗЫ В ПРЕДЕЛАХ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ УКРАИНСКОГО ЩИТА …….

150

Пігулевський П.Г. ПЕРСПЕКТИВИ СЕРЕДНЬО-ПРИДНІПРОВСЬ-КОГО МЕГАБЛОКУ НА ПРОЯВИ КІМБЕРЛІТОВОГО ТА ЛАМПРОЇТОВОГО МАГМАТИЗМУ ……………………………………..

153

Подгаецкий А.В. ВЛИЯНИЕ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА НА ТЕХНОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОРОД ТРУБКИ АРХАН-ГЕЛЬСКАЯ …………………………………………………………………..

157

Ракин В.И. КРИСТАЛЛОФИЗИКА ПОВЕРХНОСТЕЙ АЛМАЗА УРАЛЬСКОГО ТИПА ……………………………………............................

160

Розен О.М., Зинчук Н.Н. ФЛЮИДИЗАЦИЯ ВТОРИЧНОГО ПЛЮМА НА РАЗДЕЛЕ 410–670 КМ КАК ИСТОЧНИК КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ ……………………………………………………………..….........

163

Рузина М.В., Терешкова О.А. ПЕРСПЕКТИВЫ АЛМАЗОНОСНОСТИ КИРОВОГРАДСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ………

166

242

Сворень Й. НАДРА ЗЕМЛІ – ПРИРОДНИЙ ФІЗИКО-ХІМІЧНИЙ РЕАКТОР: СХЕМА УТВОРЕННЯ КРИСТАЛІВ ДІАМАНТА ……….…

169

Скворцова Л.В., Петровский В.А., Криулина Г.Ю. КИМБЕРЛИТОВЫЕ ПОРОДЫ И ОБОЛОЧКИ, ОКРУЖАЮЩИЕ АЛМАЗ …………………...

172

Соболев В.В. О “ПРОБЛЕМЕ” ПОЛУЧЕНИЯ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИ МЕТАСТАБИЛЬНЫХ МОНОКРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА ………………..

176

Соловьева Л.В., Костровицкий С.И., Калашникова Т.В. ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ СУБКОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ ДРЕВНИХ КРАТОНОВ ………………………….........................................

180

Специус З.В., Иванов А.С. ВКЛЮЧЕНИЯ И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ АЛМАЗОВ – КЛЮЧ К РАСШИФРОВКЕ ПРОЦЕССА ИХ ОБРАЗОВАНИЯ …………………………………………………………….

183

Спивак А.В., Солопова Н.А., Литвин Ю.А., Дубровинский Л.С., Дубровинская Н.А. ПОВЕДЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ РАСПЛАВОВ В УСЛОВИЯХ ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЫ И НИЖНЕЙ МАНТИИ ЗЕМЛИ: ПРИЛОЖЕНИЕ К УСЛОВИЯМ ОБРАЗОВАНИЯ СВЕРХГЛУБИННЫХ АЛМАЗОВ …………………………………………

186

Стегницкий Ю.Б., Саблуков С.М., Карпенко М.А. МАГМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ КОРЕННЫХ ИСТОЧНИКОВ АЛМАЗОВ НАКЫНСКОГО КИМБЕРЛИТОВОГО ПОЛЯ ЗАПАДНОЙ ЯКУТИИ ……………………

189

Татарінцев В.І., Ємельянов І.О., Катруша А.М. ДІАГНОСТИЧНІ КРИТЕРІЇ ПРИРОДНИХ ТА СИНТЕТИЧНИХ ЧОРНИХ АЛМАЗІВ З ПРИРОДНИМ ТА ШТУЧНО ОТРИМАНИМ ЗАБАРВЛЕННЯМ ………

193

Угапьева С.С. МОРФОЛОГИЯ И РЕНТГЕНОГРАФИЯ ВКЛЮЧЕНИЙ МИНЕРАЛОВ В АЛМАЗАХ ЯКУТИИ ….………………………………...

197

Уханов А.В., Рощина И.А., Алтухова З.А. ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ВАРИАЦИИ АВТОЛИТОВ, КАК ОТРАЖЕНИЕ ИЗМЕНЧИВОГО СОСТАВА КИМБЕРЛИТОВОЙ МАГМЫ В ТРУБКЕ УДАЧНАЯ ……………………………………………………………….…..

200

Федоришин Ю.І., Козар М.А., Стрекозов С.М. ОСОБЛИВОСТІ ГЛИБИННОЇ БУДОВИ ПРИАЗОВСЬКОГО МЕГАБЛОКА У ЗВ’ЯЗКУ З ПЕРСПЕКТИВАМИ ВИЯВЛЕННЯ АЛМАЗОНОСНИХ ТІЛ …………

203

Цымбал С.Н. СОСТАВ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ПОД УКРАИНСКИМ ЩИТОМ (ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ КИМБЕРЛИТОВ, МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ И КСЕНОКРИСТОВ) ………………………….................................................

207

243

Цымбал Ю.С., Цымбал С.Н. ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И ВЕРОЯТНЫЕ КОРЕННЫЕ ИСТОЧНИКИ ПИРОПОВ ИЗ МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ БАССЕЙНА ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ р. ДНЕСТР ………………………………………..

211

Чашка А.И., Федоришин Ю.И., Лацько В.Г., Стрекозов С.Н., Козарь Н.А. К ВОПРОСУ О ПЕРСПЕКТИВАХ ВЫЯВЛЕНИЯ ПРОМЫШЛЕННО АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ В ПРИ-АЗОВЬЕ ……………………………………………………………………...

215

Шевчук С.Н., Фольштадт Х. ВЛИЯНИЕ ЛЕГИРУЮЩИХ ДОБАВОК Al, Ti и B НА ДЕФЕКТНО-ПРИМЕСНЫЙ СОСТАВ МОНО-КРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА, ВЫРАЩЕННЫХ В РАСТВОР-РАСПЛАВНЫХ СИСТЕМАХ НА ОСНОВЕ Fe-Co ………………………

217

Шкодзинский В.С. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ, КИМБЕРЛИТОВ И АЛМАЗА (МОДЕЛЬ ГОРЯЧЕЙ АККРЕЦИИ ЗЕМЛИ) …………………………………………………….....

220

Шумилова Т.Г., Исаенко С.И. НОВЫЙ ГЕНЕТИЧЕСКИЙ ТИП ЛОНСДЕЙЛИТА ……………………………………………………………

223

Шумлянський Л.В. ПОСТКОЛІЗІЙНИЙ МАФІТ-УЛЬТРАМА-ФІТОВИЙ МАГМАТИЗМ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА І КІМБЕРЛІ-ТОУТВОРЕННЯ …………………………………………………………….

226

Щербак Н.П., Артеменко Г.В. КРИТЕРИИ ВЫЯВЛЕНИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ ФОРМАЦИЙ В КРАТОНАХ И МЕГАБЛОКАХ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ …………………………………………………...

228

Яценко Г.М., Гайовський О.В., Бучковська О.А., Яценко В.Г. ФЛЮЇДИЗАТНО-ЕКСПЛОЗИВНА МОДЕЛЬ І КРИТЕРІЇ ПОШУКІВ РОДОВИЩ АЛМАЗІВ НА ТЕРИТОРІЇ УКРАЇНИ ………………………

231

Яценко И.Г., Бекеша С.Н., Билык Н.Т., Шваевский А.В. СИЛИКАТНО-МЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ЭНДОГЕННЫЕ СФЕРУЛЫ В ЭКСПЛОЗИВНЫХ ФОРМАЦИЯХ ……………………………………………………………….

235

244

АВТОРСЬКИЙ ПОКАЖЧИК АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ

AUTHORS INDEX

Алтухова З.А. Артеменко Г.В. Афанасьев В.П. Базалий Г.А. Бекеша С.М. (Бекеша С.Н.) Биллер А.Я. Билык Н.Т. Богатырева Г.П. Богуш И.Н. Божко Н.А. Бондаренко В.А. Боримский А.И. Бурмистров А.А. Бучковська О.А. Васильев Е.А. Великанов Ю.Ф. Великанова О.Ю. Вирт Р. (Wirth R.) Вишневский А.А. Владыкин Н.В. Возняк Д.К. Гаєвський Ю.Д. Гайовський О.В. Гейко Ю.В. Гейченко М.В. Голубева И.И. Гракова О.В. Грущинська О.В. Деменко О.В. Дзядук О.П. Довгань Р.Н. Дубровинская Н.А. Дубровинский Л.С. Ємельянов І.О. Зайцева И.Н. Зинченко В.Н. Зинчук М.Н. Зинчук Н.Н. Іванів І.М. Иванов А.С.

5, 200 228 9 126 11, 235 14 235 143 17, 91 21 107 25 28 231 123 32 32 38, 120 35 41 44 47 231 50 50, 55 59 62 47 107 107 150 186 186 193 143 132 65 65, 69, 163 75 183

245

Ильницкая Г.Д. Исаенко С.И Исонкин А.М. Калашник А.А. Калашникова Т.В. Каминский Ф.В. Карпенко М.А. Катруша А.M. Катюк И.Ю. Квасница В.Н. Ковальчук О.Е. Козар М.А. (Козарь Н.А.) Королев Н.М. Костенко М.М. Костровицкий С.И. Криулина Г.Ю. Kryvoshlyk I.N. Лавриненко В.И. Лацько В.Г. Липашова А.Н. Литвин Ю.А. Лобанова Е.Б. Логвинова А.М. Лукьянова Л.И. Лютоев В.П. Майстренко А.Л. Макеев А.Б. Макеев Б.А. Махлаев Л.В. Міхницька Т.П. Никитина Л.П. Никитина Э.В. Новиков Н.В. Олейник Н.О. Павлушин А.Д. Павлюк В.Н. Палкина Е.Ю. Петровский В.А. Пігулевський П.Г. Подгаецкий А.В. Приходько В.Л. Ракин В.И. Розен О.М. Рощина И.А.

25, 139, 143 72, 223 143 79 83, 180 86 189 193 150 44, 88 17, 91 95, 107, 110, 203, 215 132 98 83, 102, 180 129 105 25 95, 107, 110, 215 91 113, 186 116 120 123 123 126 129 116 59 98 132 135 139, 143 126 147 150 79 172 55, 153 157 50 160 163 200

246

Рузина М.В. Саблуков С.М. Савко А.Д. Сворень Й. Сизоненко О.Н. Силаев В.И. Скворцова В.Л. Смоквина В.В. Соболев В.В. Соболев Н.В. Соловьева Л.В. Солопова Н.А. Специус З.В. Спивак А.В. Стегницкий Ю.Б. Стрекозов С.М. (Стрекозов С.Н.) Татарінцев В.І. Терешкова О.А. Ткач В.Н. Трубкин Н.В. Угапьева С.С. Уханов А.В. Федоришин Ю.И. (Федоришин Ю.І.) Фольштадт Х. Цимбал Ю.С. (Цымбал Ю.С.) Цымбал С.Н. Чайковский И.И. Чашка А.И. Шафрановский Г.И. Шваевский А.В. Шевчук С.Н. Шевчук С.С. Шевырёв Л.Т. Шкодзинский В.С. Шумилова Т.Г. Шумлянський Л.В. Щербак Н.П. Эсенкулова С.А. Яковлев В.Г. Яковлев Д.А. Яценко В.Г. Яценко Г.М. Яценко И.Г.

166 189 69 169 126 123 172 25 176 120 83, 180 186 17, 91, 183 186 189 95, 107, 110, 203, 215 193 166 25 129 197 200 203, 215 217 150, 211 50, 207, 211 123 95, 215 132 235 217 116 69 220 72, 223 226 228 102 147 102 231 231 235

247

НАУКОВЕ ВИДАННЯ

МОДЕЛІ УТВОРЕННЯ АЛМАЗУ ТА ЙОГО КОРІННИХ ДЖЕРЕЛ.

ПЕРСПЕКТИВИ АЛМАЗОНОСНОСТІ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА І СУМІЖНИХ ТЕРИТОРІЙ

Збірник тез Міжнародної наукової конференції

РЕДАКЦІЙНА КОЛЕГІЯ В.М. Квасниця (відп. редактор) С.М. Цимбал С.С. Мацюк Д.С. Черниш ТЕХНІЧНА ПІДГОТОВКА МАТЕРІАЛІВ О.А. Жук О.О. Неведомська ХУДОЖНЄ ОФОРМЛЕННЯ В.Т. Скобін ПІДГОТОВКА ОРИГІНАЛ-МАКЕТУ В.П. Янченко

�������� � ���� 09.08.2012 . ��. � 240 ���� 60�90 1/16. ���� �������. ��� – �������.

������ 120 ���. ��. ���. ��. 1,1 ��� «�� “�� �!"�#”»

$%��&�% �� � 3131 %�� 04.08.2011 . �. ��'%, %��. ������%���(��, 28

���. 528-05-42

����