Збірник наукових праць УкрДГРІ by Татьяна Рыженко

УКРАЇНСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ГЕОЛОГОРОЗВІДУВАЛЬНИЙ ІНСТИТУТ

№1 2013

Збірник наукових праць УкрДГРІ науковий журнал Виходить чотири рази на рік Засновано у 2000 р.

Київ УкрДГРІ 2013

ББК

ISSN 1682-3591

32.973я43+33.12я43 З-41

Г о л о в н и й р е д а к т о р: доктор технічних наук С. В. Гошовський Р е д а к ц і й н а к о л е г і я: О. Б. Бобров (заступник головного редактора), Б. М. Васюк, Ю. М. Веклич, В. Я. Веліканов, А. С. Войновський, Ю. І. Войтенко, В. М. Гулій, І. Г. Зезекало, І. В. Карпенко, В. М. Клочков, М. М. Костенко, І. В. Кравченко, М. Д. Красножон (заступник головного редактора), А. Є. Кулінкович, Я. Г. Лазарук, О. І. Левченко, О. Ю. Лукін, А. В. Лущик, О. А. Лисенко, Н. Г. Люта, Г. Г. Лютий, Б. І. Малюк, Н. Я. Мармалевський, С. О. Некрасова, С. В. Нечаєв, І. Є. Палкін, А. Я. Парфенова (відповідальний секретар), А. В. Полівцев, Т. М. Пригаріна, В. Я. Пустовий, І. В. Саніна, Л. М. Степанюк, В. В. Сукач, Ю. К. Тяпкін Затверджено до друку вченою радою УкрДГРІ

ЗБІРНИК НАУКОВИХ ПРАЦЬ УкрДГРІ науковий журнал № 1/2013 Засновник — Український державний геологорозвідувальний інститут (УкрДГРІ) Зареєстровано в Державному комітеті інформаційної політики, телебачення та радіомовлення України Свідоцтво про державну реєстрацію серія КВ № 4558 від 18.08.2000 p. Завідувач редакції С. О. Некрасова Літредактори-коректори Р. В. Корнієнко, Л. Г. Моргун Комп’ютерна верстка C. І. Вишницька Художній редактор Б. І. Волинець Технічний редактор І. О. Нагорних

Здано до складання 24.01.2013. Підписано до друку 29.03.2013. Формат 60×84 1/8. Ум. друк. арк. 27. Обл.-вид. арк. 25,3. Тираж 500 прим. Зам. № 256 Видавництво УкрДГРІ Р. с. серія ДК № 182 від 18.09.2000 р. 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78 Адреса редакції та п/п: інформаційно-видавничий відділ УкрДГРІ 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78 Тел.: 206-35-18; тел./факс: 432-35-22 Е-mail: mru@ukrdgri.gov.ua

UKRAINIAN STATE GEOLOGICAL RESEARCH INSTITUTE

№1 2013

Scientific proceedings of UkrSGRI SCIENTIFIC JOURNAL 4 ISSUES PER YEAR FOUNDED IN 2000

Kyiv UkrSGRI 2013

ББК

ISSN 1682-3591

32.973я43+33.12я43 З-41

Editor-in-Chief S. V. Hoshovskiy EDITORIAL BOARD: O. B. Bobrov (Deputy Editor-in-Chief), B. M. Vasyuk, Yu. M. Veklych, V. Ya. Velikanov, A. S. Voynovskiy, Yu.I.Voytenko, V. M. Guliy, I. G. Zezekalo, I. V. Karpenko, V. M. Klochkov, M. M. Kostenko, I. V. Kravchenko, M. D. Krasnozhon (Deputy Editor-in-Chief), A. Ye. Kulinkovych, Ya. G. Lazaruk, O. I. Levchenko, O. Yu. Lukin, A. V. Luschik, O. A. Lysenko, N. G. Lyuta, G. G. Lyuty, B. I. Malyuk, N. Ya. Marmalevskiy, S. O. Nekrasova, S. V. Nechaev, I. Ye. Palkin, A. Ya. Parfenova (Managing Secretary), A. V. Polivcev, T. M. Prygarina, V. Ya. Pustoviy, I. V. Sanina, L. M. Stepanyuk, V. V. Sukach, Yu. K. Tyapkin

Approved to publishing by Scientific Council of UkrSGRI

SCIENTIFIC PROCEEDINGS of UkrSGRI SCIENTIFIC JOURNAL № 1/2013 FOUNDER – UKRAINIAN STATE GEOLOGICAL RESEARCH INSTITUTE (UkrSGRI) Head of the Editorial Staff S. O. Nekrasova Literary editing R. V. Kornienko, L. G. Morgun

EDITORSHIP ADDRESS Avtozavodska, 78А, Kyiv 04114, Ukraine Phone (+38044) 430-70-24, fax (+38044) 432-35-22 ukrdgri@ukrdgri.gov.ua

ЗМІСТ Конференції Піддубна Т. Д. ПРО ПІДСУМКИ МІЖНАРОДНОЇ НАУКОВО-ПРАКТИЧНОЇ КОНФЕРЕНЦІЇ “СУДАЦЬКІ ГЕОЛОГІЧНІ ЧИТАННЯ-III (VIII)”

Гошовський С. В., Піддубна Т. Д., Маклакова Л. О. ГРАВІТАЦІЙНЕ ЗБАГАЧЕННЯ ОКИСЛЕНИХ ЗАЛІЗНИХ РУД КРИВБАСУ – НОВІ ПІДХОДИ Й РІШЕННЯ

Проскуряков О. А. Баранов П. М. ЗАЛІЗОРУДНІ РОДОВИЩА КРИВБАСУ ЯК ПОТЕНЦІЙНЕ ДЖЕРЕЛО НАРОЩУВАННЯ МІНЕРАЛЬНО-СИРОВИННОЇ БАЗИ КАМЕНЕСАМОЦВІТНОЇ СИРОВИНИ

Рудько Г. І., Панібрацька О. В. МОНІТОРИНГ І НАУКОВЕ СУПРОВОДЖЕННЯ ГЕОЛОГОРОЗВІДУВАЛЬНИХ I ГІРНИЧОДОБУВНИХ РОБІТ В УКРАЇНІ

Зінчук М. М. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ Й РОЗВИТКУ СИБІРСЬКОЇ ПЛАТФОРМИ У ЗВ’ЯЗКУ З АЛМАЗОПОШУКОВИМИ РОБОТАМИ

Калашник Г. А. ЗАКОНОМІРНОСТІ ЛОКАЛІЗАЦІЇ РОДОВИЩ УРАНУ ЕКЗОГЕННОІНФІЛЬТРАЦІЙНОГО ТИПУ ДНІПРОВСЬКОГО УРАНОВУГІЛЬНОГО БАСЕЙНУ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА В ТІСНОМУ ЗВ’ЯЗКУ З РОЗЛОМНОЮ ТЕКТОНІКОЮ

Афанасьєв В. П., Зінчук М. М., МІНЕРАЛОГІЇ АЛМАЗУ

Похиленко М. П.

ОСОБЛИВОСТІ

ПОШУКОВОЇ

Ротман А. Я., Герасимчук О. В. КІМБЕРЛІТИ В СИСТЕМІ МОДЕЛЮВАННЯ Й ПРОГНОЗУВАННЯ КОРІННОЇ АЛМАЗОНОСНОСТІ ЯКУТІЇ

Зінчук М. М., Савко А. Д., Шевирьов Л. Т. РАННІ ЕТАПИ ГЕОЛОГІЧНОЇ ІСТОРІЇ АЛМАЗУ

103

Василенко В. Б., Кузнецова Л. Г., Мінін В. О., Толстов О. В., Зінчук М. М., Разумов О. М. ЗМІНА ВМІСТУ Nd, Sm, Rb, Sr І ВІДНОШЕНЬ ЇХ ІЗОТОПІВ ПІД ЧАС ВТОРИННИХ ЗМІН АЛМАЗОНОСНИХ КІМБЕРЛІТІВ ЯКУТІЇ

112

Безкрованов В. В. ПРО ПЕРШОДЖЕРЕЛА АЛМАЗІВ ІЗ РОЗСИПІВ АНАБАРСЬКОГО РАЙОНУ 123 Зінчук М. М. ЛІТОЛОГО-ФАЦІАЛЬНИЙ СКЛАД ДРЕВНІХ ОСАДОВИХ ТОВЩ СИБІРСЬКОЇ ПЛАТФОРМИ У ЗВ’ЯЗКУ З ПРОГНОЗНО-ПОШУКОВИМИ ДОСЛІДЖЕННЯМИ НА АЛМАЗИ

139

Толстов О. В., Фомін В. М., Разумов О. М., Гончаров Є. М. НОВІ ПІДХОДИ ДО ПОШУКІВ РОДОВИЩ АЛМАЗІВ В ЯКУТСЬКІЙ АЛМАЗОНОСНІЙ ПРОВІНЦІЇ 154 Зінчук М. М., Зінчук М. М. МІНЕРАГЕНІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ МЕЗОЗОЙСЬКИХ ОСАДОВИХ ТОВЩ СИБІРСЬКОЇ ПЛАТФОРМИ У ЗВ’ЯЗКУ З ЇХ АЛМАЗОНОСНІСТЮ 162 Дубина О. В., Кривдік С. Г. ГЕОХІМІЧНІ I ПЕТРОЛОГІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ БАЗИТІВ ТА УЛЬТРАБАЗИТІВ ЛУЖНИХ КОМПЛЕКСІВ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА 173 Зінчук М. М., Зінчук М. М. ЗВ’ЯЗОК ПЕТРОФІЗИЧНИХ І ПЕТРОХІМІЧНИХ ОСОБЛИВОСТЕЙ КІМБЕРЛІТІВ ТА ЇХ ПРИКЛАДНЕ ЗНАЧЕННЯ

192

Безкрованов В. В., Зінчук М. М., Специус З. В. ТИПОМОРФІЗМ ТА ОНТОГЕНІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ АЛМАЗІВ З МАНТІЙНИХ КСЕНОЛІТІВ

202

РЕФЕРАТ ЗВІТУ НАУКОВО-ДОСЛІДНОЇ РОБОТИ, ЩО НАДІЙШЛА У ФОНДИ УКРАЇНСЬКОГО ДЕРЖАВНОГО ГЕОЛОГОРОЗВІДУВАЛЬНОГО ІНСТИТУТУ У 2012 РОЦІ 214 Анонс 4-a МІЖНАРОДНА НАУКОВО-ПРАКТИЧНА КОНФЕРЕНЦІЯ “СУЧАСНІ МЕТОДИ СЕЙСМОРОЗВІДКИ ПІД ЧАС ПОШУКІВ РОДОВИЩ НАФТИ Й ГАЗУ В УМОВАХ СКЛАДНОПОБУДОВАНИХ СТРУКТУР (СЕЙСМО-2013)” 215 ДО ВІДОМА АВТОРІВ

216

CONTENTS Conferences Poddubnaya T. D. ABOUT RESULTS OF INTERNATIONAL SCIENTIFIC-PRACTICAL CONFERENCE “SUDAKSKIE GEOLOGICAL READINGS-III (VIII)”

Goshovskiy S. V., Poddubnaya T. D., Maklakova L. A. GRAVITATION ENRICHING OF THE OXIDIZED IRON-STONES OF KRIVBASS – NEW APPROACHES AND DECISIONS

Proskuryakov A. A., Baranov P. N. IRON ORE DEPOSITS KRYVBAS CAPACITY AS A POTENTIAL SOURCE OF MINERAL RESOURCES SEMIPRECIOUS RAW

Rudko G. I., Panibratska O. V. MONITORING AND SCIENTIFIC EXPLORATION AND MINING OPERATIONS IN UKRAINE

SUPPORT

Zinchuk N. N. SPECIFIC FEATURES OF GEOLOGICAL STRUCTURE AND DEVELOPMENT OF THE SIBERIAN PLATFORM IN CONNECTION WITH DIAMOND PROSPECTING WORKS

Kalashnyk G. A. THE CONFORMITIES TO LAW OF LOCALIZATION OF EXOGENOUSLYINFILTRATION URANIUM DEPOSITS OF THE DNEPR URANIUM-COAL BASIN OF THE UKRAINIAN SHIELD IN CLOSE CONNECTION WITH FAULT TECTONIC

Afanasiev V. P., Zinchuk N. N., Pokhilenko N. P. SPECIFIC FEATURES OF PROSPECTING MINERALOGY OF DIAMOND

Rotman A. Ya., Gerasimchuk A. V. KIMBERLITES IN SIMULATION AND FORECAST SYSTEM OF PRIMARY DIAMONDIFEROUSNESS OF YAKUTIA

Zinchuk N. N., Savko A. D., Shevyrev L. T. EARLY STAGES OF THE DIAMOND GEOLOGICAL HISTORY

103

Vasilenko V. B., Kuznetcova L. G., Minin V. A., Tolstov A. V., Zinchuk N. N., Razumov A. N. THE CHANGE OF ND, SM, RB, SR CONTENTS AND RATIOS OF THEIR ISOTOPES DURING THE SECONDARY ALTERATION OF YAKUTIAN DIAMONDIFEROUS KIMBERLITES

112

Beskrovanov V. V. ON PRIMARY SOURCES OF DIAMONDS FROM PLACER DEPOSITS IN THE ANABAR REGION

123

Zinchuk N. N. LITHOLOGIC-FACIAL COMPOSITION OF ANCIENT SEDIMENTARY THICK LAYERS OF THE SIBERIAN PLATFORM IN CONNECTION WITH FORECASTPROSPECTING INVESTIGATIONS ON DIAMONDS

139

Tolstov A. V., Fomin V. M., Razumov A. N., Goncharov E. M. THE NEW APPROACHES TO DIAMOND DEPOSITS EXPLORATION IN YAKUTIAN DIAMOND PROVINCE

154

Zinchuk N. N., Zinchuk M. N. MINERAGENETIC SPECIFIC FEATURES OF MESOZOIC SEDIMENTARY THICK LAYERS OF THE SIBERIAN PLATFORM IN CONNECTION WITH THEIR DIAMONDIFEROUSNESS

162

Dubina O. V., Kryvdik S. G. GEOCHEMICAL AND PETROLOGICAL FEATURES BASITES AND ULTRABASITES OF ALKALINE COMPLEXES FROM THE UKRAINIAN SHIELD

173

Zinchuk N. N., Zinchuk M. N. RELATIONSHIP OF PETROPHYSICAL AND PETROCHEMICAL SPECIFIC FEATURES OF KIMBERLITES AND THEIR APPLIED SIGNIFICANCE

192

Beskrovanov V. V., Zinchuk N. N., TYPOMORPHISM AND ONTOGENETIC FEATURES OF DIAMONDS FROM MANTLE XENOLITHS

202

ABSTRACT OF REPORTS OF RESEARCH WORK FROM THE FUNDS OF THE UKRAINIAN STATE GEOLOGICAL RESEARCH INSTITUTE. 2012

214

Advertising THE FOURTH INTERNATIONAL SCIENTIFIC CONFERENCE “MODERN SEISMIC METHODS FOR OIL AND GAS PROSPECTING IN COMPLEX STRUCTURES (SEISMO2013)”

215

УДК 553.061+550.8

Т. Д. Поддубная, канд. геол. наук, старший научный сотрудник (УкрГГРИ)

ОБ ИТОГАХ МЕЖДУНАРОДНОЙ НАУЧНО-ПРАКТИЧЕСКОЙ КОНФЕРЕНЦИИ “СУДАКСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЧТЕНИЯ-III (VIII)” Подведены итоги работы Международной научно-практической конференции “Судакские геологические чтения-III (VIII)” на тему “Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых” (17–23 сентября 2012 г., г. Судак, АРК, Украина). Дан краткий анализ докладов и презентаций, отмечены актуальность тем и проблем, роль научных исследований в наращивании минерально-сырьевой базы страны, сформулированы основные рекомендации научного форума. Ключевые слова: научно-практическая конференция, металлогения, мониторинг, рудные и нерудные месторождения, обогащение, золото, алмаз, твердые полезные ископаемые.

17–23 сентября 2012 года в г. Судак АР Крым состоялась Международная научно-практическая конференция “Судакские геологические чтения-III (VIII)” на тему “Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых”. Конференция организована Украинским государственным геологоразведочным институтом по инициативе Государственной службы геологии и недр Украины при поддержке НАК “Недра Украины”, Всероссийского института минерального сырья (ВИМС), Воронежского государственного университета, ГКЗ Украины, ГП “Украинская геологическая компания”, Западно-Якутского научного центра АН РС (Я), Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Института минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов (Россия), КП “Кировгеология” (Украина), КП “Южукргеология”, Российской горной компании. Оргкомитет конференции возглавили председатель Государственной службы геологии и недр О. А. Проскуряков и ди-

ректор УкрГГРИ, д-р техн. наук, профессор С. В. Гошовский (фото 1). Подобные научные форумы проводятся в Крыму с 1999 года и стали регулярным и важным событием в геологической жизни стран-участников конференции. Прошедшие с 2001 по 2008 годы конференции были посвящены в основном природным и техногенным россыпям; алмазная тематика в полном объеме была представлена в 1999 и 2004 годах. В состоявшейся конференции приняли участие около 100 специалистов, в том числе 13 докторов наук и 12 кандидатов наук (фото 2). О значении этого мероприятия для развития минерально-сырьевого комплекса Украины свидетельствовал представительный и профессиональный состав его участников, актуальность тем заслушанных докладов. В рамках конференции были рассмотрены проблемы: • современные вопросы теории и методологии металлогенических исследований месторождений золота, алмазов и цветных металлов; • месторождения неметаллических полезных ископаемых – взгляд в будущее с инновационными технологиями;

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

Фото 1. Открытие конференции

• мониторинг и научное сопровождение геологоразведочных работ: проблемы и решения;

Фото 2. Пленарное заседание конференции

• современные тенденции в развитии технологии обогащения минерального сырья в условиях охраны окружающей среды;

• экономические и экологические критерии в оценке геологических объектов на современном этапе. Объединение совместных усилий ученых и практиков в рациональном недропользовании – одна из задач конференции. Отрадно отметить, что в Судакских чтениях в 2012 году приняли участие не только ученые, но представители производственных предприятий Государственной службы геологии и недр и горнорудных компаний, активно развивающих свой бизнес в Украине. Их участие в подобном научном форуме обусловлено интересом к новейшим достижениям геологической науки и возможностью внедрения их в процесс поисков, оценки, разведки и эксплуатации месторождений на территории Украины. В конференции приняли участие ученые из ведущих научных центров России: ВИМСа, ИГЕМа, ИМГРЭ, ИПКОН РАН, Воронежского университета, ЗападноЯкутского научного центра АН Республики Саха, Научно-исследовательского геологоразведочного предприятия АК “АЛРОСА”, Северо-Восточного федерально-

го университета им. Амосова. Их доклады были посвящены актуальным проблемам прогноза, поисков и геологической оценки стратегически важных для России видов минерального сырья: алмазов, золота, титана, циркония, нерудного сырья. В ряде докладов приведены последние достижения в изучении проблем алмазоносности (д-р геол.-минерал. наук Н. Н. Зинчук (Западно-Якутский научный центр АН Республики Саха (Якутия)) “О поисковой минералогии алмаза”; д-р геол.-минерал. наук В. В. Бескрованов (СевероВосточный Федеральный университет, г. Якутск) “О дискретности процессов алмазообразования”; д-р геол.-минерал. наук А. Я. Ротман (НИГП АК “АЛРОСА”, г. Якутск) “Кимберлиты в системе моделирования и прогнозирования коренной алмазоносности Якутии” (фото 3). Доклад “Технологический аспект изучения вторичных минералов кимберлитов трубки Архангельская” представил канд. техн. наук А. В. Подгаецкий (ИПКОН РАН, Москва). Отмечена развивающаяся тенденция в изучении комплексности минерального

Фото 3. Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, Западно-Якутский научный центр АН Республики Саха (Якутия)

сырья и при этом широкое применение новых методов аналитических исследований, что весьма актуально и для изучения руд месторождений Украины (д-р геол.минерал. наук Л. З. Быховский (ВИМС, Москва) “Современные тенденции развития и освоения минерально-сырьевой базы титана и циркония в России и мире”; д-р геол.-минерал. наук А. Д. Савко (ВГУ, Россия) “Геолого-экономическая оценка твердых полезных ископаемых Центрально-Черноземного региона”; канд. геол.минерал. наук Л. И. Веремеева (ИМГРЭ, Москва) “Особенности формирования золотоносных фаций в титано-циркониевых россыпях” и другие). Украинская сторона была представлена делегациями ученых УкрГГРИ, ИГМР им. Семененко НАНУ, ИГН НАНУ, Института геохимии окружающей среды НАНУ, УкрНИМИ НАНУ, ГВУЗ “НГУ” и ГКЗ Украины. Украина с её минерально-сырьевым потенциалом занимает лидирующие позиции по запасам ряда важнейших полезных ископаемых, что и было отражено в ряде докладов отечественных исследователей. По тематике “Современные вопросы теории и методологии металлогенических и минерагенических исследований месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых” было заслушано более 30 докладов, часть из них носила презентационный характер. С большим интересом было принято научное сообщение председателя ГКЗ Украины д-ра геол.-минерал., геол., техн. наук Г. И. Рудько. В своем выступлении он изложил основные положения геолого-экономической оценки месторождений, представил порядок проведения оценки и требования к материалам, необходимым для государственной экспертизы. В последнее время эти вопросы широко обсуждаются как в Украине, так и России; механизм недропользования базируется на законодательных актах, и нормативно-правовое регулирование становится основой рационального пользования недрами.

Несмотря на резкое сокращение финансирования геологической науки, на конференции были представлены доклады с новыми результатами исследований по ряду месторождений Украины, которые могут быть объектами инвестиций на современном этапе. Среди них можно отметить Беляевское месторождение свинцово-цинковых руд, титано-циркониевые россыпи в зоне сочленения Донбасса с Приазовским кристаллическим массивом, месторождения дефицитного апатитового сырья (Новополтавское, Черниговское, Стремигородское, Федоровское, Носачевское, Володарское месторождения). Впервые на конференции был представлен обширный доклад о самоцветах Украины (д-р геол.-минерал. наук П. Н. Баранова (ГВУЗ “НГУ”, г. Днепропетровск), где предложена модель развития минерально-сырьевой базы камнесамоцветного сырья, показана необходимость внедрения принципиально новых дизайнерских решений и методов обработки камня. Вопросам металлогении и поискам месторождений полезных ископаемых на территории Украинского щита посвящены научные сообщения д-ра геол.-минерал. наук Е. М. Шеремета (УкрНИМИ НАНУ, г. Донецк) и канд. геол.-минерал. наук Н. М. Костенко (УкрГГРИ). Проблемы неметаллических полезных ископаемых Украины обобщены в сообщении С. В. Блажука (УкрГГРИ). Автор отметил, что потребности промышленности в нерудном сырье возрастают, на основе неметаллов синтезированы новые индустриальные минералы, а освоение нетрадиционных месторождений в перспективе откроет возможность создания новых отраслей промышленности. В представленных докладах нашел отражение и научный потенциал технологического развития перерабатывающего комплекса. Приятно отметить, что доклады по технологии обогащения минерального сырья были заслушаны с особым вниманием. В последние годы, в связи с вовлечением в переработку упорных руд

сложного состава и повышением требований к экологической и техногенной безопасности, важной задачей становится разработка и внедрение экологически чистых и эффективных технологий. Научно-технический прогресс в условиях жесткой конкуренции предопределяет совершенствование методов и способов переработки минерального сырья, развитие и внедрение новых аппаратов и технологического оборудования. Аудитория ознакомилась с новыми разработками и результатами исследований по биотехнологическим методам переработки золотосодержащего сырья, эффективным технологиям получения из отходов обогащения марганцевых и железных руд золотосодержащих продуктов, способам обогащения комплексных редкоземельных руд Мазуровского и Азовского месторождений. Все эти технологии разработаны специалистами УкрГГРИ. С докладом “Возможности воздушной классификации и сепарации в подготовительных процессах обогащения минерального сырья” выступил А. В. Мельников, ОДО “ЛАМЕЛ-777”, Республика Беларусь (фото 4). В нем изложены принципы и методы сухой переработки рудных и нерудных видов полезных ископаемых на воздушных классификаторах, измельчительно-классифицирующих линиях и оборудовании. В докладе д-ра техн. наук Г. Д. Краснова (ИПКОН РАН, Москва) приведены основные требования к процессу дезинтеграции горной массы для последующего обогащения. Сообщение “Инновационные технологии и аппараты компании ООО “Коралайна Инжиниринг/СЕТСО” презентовала О. В. Боброва (ООО “Коралайна Инжиниринг/СЕТСО”). В своем выступлении она отметила роль минералого-технологического картирования руд месторождений для разработки эффективной технологии переработки упорных и труднообогатимых руд. Автор предложила шире внедрять современные технологии на предприятиях горного профиля в Украине.

В один из дней работы форума состоялась геологическая экскурсия по маршруту Судак – Солнечная Долина – мыс Француженка – с. Архадерессе – Заводи Больших плит (б. Капсель). В 1979 году в пляжевых отложениях м. Француженка в 8 из 11 шлиховых проб было обнаружено от 1 до 80 знаков золота. Спектральным анализом в тяжелой немагнитной фракции двух шлихов определено золото в содержаниях 10 и 80 г/т. Считается, что источником золота являются конгломераты средней-верхней юры (фото 5). В районе б. Капсель (Заводи Больших плит) участники экскурсии ознакомились со строением фрагмента Карангатской террасы. Она сложена конгломератами, песчаниками детритовыми с обилием крупных обломков раковин. Мощность её составляет 2–5 м. Поверхность террасы полого опускается, погружаясь в море. Превышения поверхности террасы в береговых обрывах местами достигают 5 м. В цоколе вскрываются глины среднего

Фото 4. А. В. Мельников, ОДО “ЛАМЕЛ-777”, Республика Беларусь

Фото 5. Геологическая экскурсия на мыс Француженка

бата-среднего келловея с единичными конкрециями септариевых известняков и сидерита. В последний день работы конференции состоялось заседание в формате “круглый стол”, где участники подвели итоги конференции и приняли решение (фото 6). РЕШЕНИЕ КОНФЕРЕНЦИИ Участники конференции отметили: 1. Название “Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых” является оптимальным и охватывает достаточно широкий спектр геологических и сопутствующих проблем. 2. Материалы конференции содержат результаты исследований по вопросам: теории и методологии металлогенических исследований месторождений золота, алмазов, других важнейших металлов и неметаллов; мониторинга и научного сопровождения геологоразведочных и горнодобывающих работ на

важнейшие виды минерального сырья; развития технологий обогащения руд в условиях охраны природной среды; экономических и экологических критериев в оценке геологических и горнопромышленных объектов на современном этапе. Освещены современные тенденции освоения и развития минеральносырьевой базы главнейших полезных ископаемых. 3. Особый интерес вызвали доклады, посвященные различным аспектам изучения геологии месторождений стратегически важных видов твёрдых полезных ископаемых, разработки технологии их обогащения, новейшему технологическому оборудованию и новым подходам к освоению месторождений полезных ископаемых. При этом было констатировано, что отдельного внимания требуют вопросы совершенствования методик поисков, разведки и переработки остродефицитного и нетрадиционного сырья, разработки современных методов комплексного анализа вещественного состава полезных

Фото 6. Обсуждение результатов работы конференции и принятие решений

ископаемых и внедрения инновационных технологий в добыче и переработке минерального сырья. 4. Высокий уровень организации и плодотворную научную работу конференции. Участники конференции рекомендуют: 1. Продолжить освещение инновационных технологий прогнозирования, поисков, разведки, переработки месторождений полезных ископаемых и рационального использования недр в целом. Активнее привлекать к участию в конференции геоэкологов, экономистов и менеджеров, поскольку конечная цель проведения геологических работ – выявление месторождений с повышенной инвестиционной привлекательностью. 2. Проводить конференции ежегодно. Откорректировать название конференции, добавив направление, посвящённое инновационным технологиям в добычу и переработку полезных ископаемых. Повысить инвестиционную привлекательность конференции путём сосредоточе-

ния внимания на рассмотрении вопросов совместной работы геологов, технологов-обогатителей, аналитиков, экологов, экономистов, горняков и маркетологов для создания модели рационального освоения месторождений. 3. Рекомендовать на следующую конференцию подготовку доклада о необходимости составления документов по стадийности ГРР, классификации месторождений, запасов и прогнозных ресурсов, которые должны быть основаны на единой терминологии для всего постсоветского пространства, что облегчит понимание инвестиционной привлекательности объектов. 4. Обратить внимание на дисбаланс системы по созданию МСБ твёрдых полезных ископаемых и неудовлетворительное состояние государственной геологии в Украине. Отметить необходимость государственного финансирования опережающих региональных, поисковых и разведочных работ, фундаментальных и прикладных научных исследований, свя-

занных с поисками стратегически важных твердых полезных ископаемых, обновления технологической и аналитической базы предприятий и учреждений геологоразведочной отрасли. 5. Отметить недостаточный уровень подготовки молодых научных и производственных кадров, специализирующихся в области прогноза, поисков, комплексного геологического изучения

и освоения природных и техногенных месторождений. 6. Провести следующую Международную научно-практическую конференцию “Судакские геологические чтения-IV (IX)” на тему “Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков, технологий переработки и оценки месторождений твердых полезных ископаемых” в 2013 г. Р у к о п и с о т р и м а н о 14.01.2013.

Підведено підсумки роботи Міжнародної науково-практичної конференції “Судацькі геологічні читання-III (VIII)” на тему “Актуальні проблеми геології, прогнозу, пошуків і оцінки родовищ твердих корисних копалин” (17–23 вересня 2012 р., м. Судак, АРК, Україна). Дано стислий аналіз доповідей і презентацій; відзначено актуальність тем і проблем, роль наукових досліджень у нарощуванні мінерально-сировинної бази країни, сформульовано основні рекомендації наукового форуму. Ключові слова: науково-практична конференція, металогенія, моніторинг, рудні й нерудні родовища, збагачення, золото, алмаз, тверді корисні копалини. Summed up work of the International scientific-practical conference “Sudakskie geological readings-III (VIII)” on a theme: “Actual geological problems, problems of forecast, searching and estimation of deposits of hard minerals”, (on September, 17–23 of 2012, Sudak, ARK, Ukraine). The short analysis of lectures and presentations is given; actuality of themes and problems is marked, the role of scientific researches is marked in the increase of raw mineral-material base of country, the basic recommendations of scientific forum are formulated. Keywords: scientific-practical conference, metal genetic, monitoring, ore and non-metallic deposits, enriching, gold, diamond, hard minerals.

УДК 553.331 (477)

С. В. Гошовский, д-р техн. наук, профессор, директор, Т. Д. Поддубная, канд. геол. наук, старший научный сотрудник (УкрГГРИ), Л. А. Маклакова

ГРАВИТАЦИОННОЕ ОБОГАЩЕНИЕ ОКИСЛЕННЫХ ЖЕЛЕЗНЫХ РУД КРИВБАССА – НОВЫЕ ПОДХОДЫ И РЕШЕНИЯ На основании детального изучения вещественного состава окисленных железных руд Ингулецкого месторождения выполнена минералого-технологическая оценка руды, определена и обоснована принципиальная схема обогащения с учетом технологических свойств, получены предельно достижимые показатели по гравитационной схеме переработки. Приведены результаты технологических испытаний по разработанной технологической схеме. Ключевые слова: гематит, гравитация, плотность, схема обогащения, железорудный концентрат, хвосты, измельчение.

Постановка проблемы Криворожский железорудный бассейн – основной промышленный район по добыче и переработке железорудного сырья в Украине. Разведанные запасы месторождений железных руд составляют 21,8 млрд т, прогнозные ресурсы оцениваются в 19,0 млрд т [5]. Практически на всех крупных железорудных месторождениях Кривбасса встречаются окисленные железистые кварциты. Государственным балансом Украины на 01.01.2012 г. учтено 3,6 млрд т окисленных железистых кварцитов, т. е. около 15 % от общего количества железных руд Украины. Они залегают в благоприятных горно-геологических условиях действующих карьеров и добываются попутно с магнетитовыми кварцитами. Ежегодная добыча их составляет более 10 млн т. Окисленные железные руды, в связи с отсутствием рентабельной технологии их обогащения, не перерабатываются и складируются в сохранные отвалы. Это приводит к удорожанию добычи железных руд, увеличению затрат на содержание отвалов, изъятию плодородных земель из оборота и

значительному ухудшению и так сложной экологической обстановки в Кривбассе. Окисленные железные руды относятся к категории труднообогатимых. Трудность обогащения окисленных железных руд обусловлена исключительным своеобразием руды: тонкой слоистостью, выражающейся в чередовании рудных, нерудных и смешанных слоев, и тонкой вкрапленностью составляющих её минералов. Промышленные минералы железа – гематит, мартит, в меньшей степени магнетит, практически всегда ассоциированы с гидрооксидами железа, гетита, гидрогетита, а глубокое ожелезнение кварца и силикатов приводит к частичному замещению в минералах силикатных ионов ионами железа. Среднее содержание Feобщ в руде 37,0 %. Традиционная магнитная схема обогащения, принятая при технологии переработки магнетитовых кварцитов, в данном случае не эффективна, так как основные промышленные минералы не обладают явно выраженными магнитными свойствами. Наиболее широко развиты окисленные руды в пределах Скелеватского (Южный

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

ГОК), Валявкинского (АрселорМиттал Кривой Рог) и Ингулецкого (ИнГОК) месторождений. В связи с этим, в начале 80-х годов ХХ ст. были начаты работы по проектированию и строительству Криворожского горнообогатительного комбината окисленных руд (КГОКОР), производительностью 33,7 млн т руды в год, на базе окисленных руд Скелеватского и Валявкинского месторождений. Строительство КГОКОР было приостановлено в 1997 году и не возобновлено до настоящего времени. В основу обогащения этих руд на КГОКОРе была положена магнитная сепарация с последовательным доизмельчением магнитной фракции; технологические показатели по магнитной схеме обогащения: выход железного концентрата 37,8 %, содержание Feобщ в концентрате 61 %, извлечение Feобщ в концентрат 64 %. В дальнейшем эта схема многократно корректировалась с целью внедрения новых технологических решений, снижения высоких энергетических затрат и т. п. Для обеспечения рентабельной работы КГОКОР по выпуску конкурентоспособной продукции возникла проблема усовершенствования технологической схемы для получения концентрата с содержанием Feобщ 65–67 %, выходом 40–42 % и извлечением в концентрат железа 70–73 %. Как показывают результаты современных исследований по обогащению окисленных железных руд по магнитной технологии, повышение качества концентрата до 65 % Feобщ практически невозможно. Для корректировки схемы КГОКОР на основе проведенных исследований в РИС КГОКОР и ЗАО ВТНПФ “Коло” была предложена магнитно-флотационная технология [7, 9]. Предлагаемая технология предусматривает магнитное обогащение исходной руды с получением промпродукта с содержанием железа 60 % и флотационная доводка до концентрата с содержанием Feобщ 66,5 %. При этом магнитное обогащение и измельчение дробленой руды должно осуществляться в две стадии. Предусмотрено введение и третьей стадии измельчения – концентрата маг-

нитного обогащения перед флотацией. Магнитная сепарация осуществляется в слабом и сильном магнитных полях для каждой стадии обогащения. Третья стадия обогащения – обратная катионная флотация с использованием флотореагентов. Использование реагентов влечет за собой экологические проблемы, а расходы по очистке промстоков, которые очень велики, практически сводят на нет достижения флотационного метода обогащения окисленных железных руд. В зарубежной практике имеются аналоги такой технологии (магнитная сепарация, обратная катионная флотация), однако массовая доля железа в концентрате, производимом по этой технологии, не превышает 63 % при извлечении железа до 65 % [1]. Активно ведутся работы и по разработке технологии обогащения окисленных железных руд с применением пенной сепарации [3]. Как показали работы ОАО НИПИ “Механобрчермет”, применение пенной сепарации для выделения концентрата из тонковкрапленных окисленных железных руд, измельченных до крупности 70–75 % класса –0,074 мм, обеспечивает повышение показателей обогащения и уменьшает в три раза фронт магнитной сепарации. Для обогащения окисленных железных руд разработана и обжигмагнитная схема (Центральный ГОК). Эта технология относится к разряду высокоэнергоемких, поскольку только для обжига 1 т руды необходимо 50,6 м3 природного газа и 51,6 кг бурого угля, что и является препятствием к её использованию при переработке окисленных железных руд. Интересное направление в обогащении окисленных железных руд определилось в связи с появлением полиградиентной магнитной сепарации. Лабораторные исследования в сильном магнитном полиградиентном поле дали хорошие результаты [2, 4, 6, 8]. На базе “Криворожсталь”, ныне ОАО “АрселорМиттал Кривой Рог”, (ОФ-2, секция № 10) в 1997–2005 гг. были проведены опытно-промышленные

испытания по обогащению окисленных руд Валявкинского месторождения по проекту ОАО НИПИ “Механобрчермет” с использованием высокоинтенсивных магнитных сепараторов 6ЭРМ-35/315, разработанных специально для руд этого ГОКа. Но регламентируемой производительности магнитных сепараторов и качества концентрата достичь не удалось, и, очевидно, говорить об окончательных результатах и роли полиградиентной магнитной сепарации при обогащении окисленных руд еще преждевременно. В последнее время разработка технологии высокоэффективного обогащения руд базируется на предварительном удалении шламов из измельченных руд, поскольку при магнитной сепарации и флотационном обогащении шламы значительно снижают эффективность этих процессов. Достижение достаточной степени раскрытия рудных минералов перед обогащением – операция радикальная, тем более, при удалении шламов из руды улучшаются реологические свойства пульпы и повышается эффективность обогащения при магнитной сепарации. При высокоградиентной магнитной сепарации важным показателем является содержание массовой доли твердого в исходном питании. С использованием этой технологии возможно получение железного концентрата с содержанием железа общего 64,1 %, а извлечение полезного компонента в товарный продукт не превысит 70 %. Технико-экономические расчеты, выполненные в ОАО НИПИ “Механобрчермет”, однозначно указывают, что достижение технологических показателей по магнитной и магнитно-флотационной технологиям в сочетании с резким возрастанием стоимости энергоресурсов не обеспечат рентабельность переработки окисленных железных руд. Оценивая состояние и перспективы усовершенствования технологии обогащения этих труднообогатимых руд, можно констатировать, что на сегодняшний день доступной и рентабельной техноло-

гии их переработки нет. Ясно одно – она должна развиваться по пути ресурсоэкономичного рудоподготовительного процесса (измельчение) с применением экологически безопасных методов переработки сырья. УкрГГРИ проблемой обогащения окисленных железных руд занимается на протяжении многих лет. Накопленный опыт в этом направлении указывает на необходимость нетрадиционного подхода к их обогащению. На примере окисленных железных руд Ингулецкого месторождения разработана технология обогащения, в основу которой положены стадиальное измельчение руды и гравитационные методы на каждой стадии вскрытия, а применение современного технологического оборудования позволяет по-новому оценить перспективы освоения труднообогатимых руд, в том числе и окисленных железных. Особенности вещественного состава окисленных железных руд Цель изучения вещественного состава – выбор рациональной схемы обогащения и определение технологически значимых показателей по схеме. Ингулецкое месторождение расположено в южной части Криворожского бассейна и ограничено контуром распространения железистых пород в районе замыкания Лихмановской синклинали. Продуктивной толщей на месторождении являются породы железисто-кремнистой формации саксаганской свиты криворожской серии, в основном IV и V железистые горизонты. Руды Ингулецкого месторождения с 1965 г. отрабатываются Ингулецким ГОКом; в основу обогащения положена схема многостадийного магнитного обогащения с начальным измельчением материала руды 55–60 % класса -0,07 мм и конечной – 98 % класса -0,05 мм, причем измельчению подвергается магнитная фракция, которая идет на последующую стадию магнитной сепарации. Это позволяет из магнетитовых кварцитов получать железный концентрат, содер-

жащий 64,5 % Feобщ , при выходе 39–40 %; извлечение Feобщ в концентрат составляет 73 %. Введена в эксплуатацию флотационная доводочная фабрика для получения концентрата высокого качества – до 67 % Feобщ. Окисленные железные руды широко распространены в пределах действующего карьера на гор. –120 и –135 м (фото 1) и при добыче складируются в отвалы. Здесь в основном они представлены гематитовыми кварцитами с содержанием Feобщ 25,0–38,4 %. Структура пород разнозернистая, гранобластовая, местами беспорядочно-зернистая, гранолепидобластовая; текстура полосчатая, обусловленная чередованием рудных и нерудных прослоев. Породообразующие минералы – гематит и кварц (табл. 1). Магнетит присутствует в малых содержаниях (от 0,6 до 6,9 %); гидрооксидов железа от 1,8 до 7,2 %. Гематит как основной рудный минерал в породе распространен в виде тон-

кой вкрапленности и плотных прослоев. Мощность кварцевых прослоев от 0,05 до 0,4 мм, а рудные прослои – 0,2 мм составляют 20–28 % от общего количества. По текстурному признаку выделяются и макрополосы до 7 мм, выполненные тонкозернистым гематитом. В пределах этих полос распространен кварц с удлиненной формой зерен с плотной “упаковкой”. Также встречаются слои позднего порядка, которые выполнены более тонким гематитом и кварцем. Все рудные прослои имеют вкрапленность и микропрослойки кварца, их границы прерывистые и неровные (фото 2). Разница в ритмичности слоев и их количестве разительна. Гематит – основной рудный минерал толщи. В морфологическом аспекте выделяются собственно гематит и псевдоморфный гематит. Среди собственно гематита преобладают тонкодисперсный (0,001–0,01, редко до 0,02 мм) яснокристаллический и микропластинчатый,

Фото 1. Зона окисления железистых кварцитов Ингулецкого месторождения

Таблица 1. Минеральный состав разновидностей окисленной зоны Минерал Магнетит Гематит (мартит) Гидрооксиды Fe Гидрослюда, хлорит Кварц Акцессорные минералы Содержание Feобщ, %

1 1,75 46,9 7,2

2 0,6 31,3 4,43

Содержание, % 3 4 4,0 6,9 42,4 38,4 1,82 4,2

5 10,5 22,5 4,0

Среднее 5,5 35,9 4,35

1,5

–

2,9

0,4

1,2

42,4

63,3

50,85

46,83

62,25

52,5

0,25

0,37

0,93

0,77

0,35

0,55

38,4

25,0

33,65

34,4

25,7

31,7

придающий руде буровато-красный цвет, и мелкозернистый (0,01–0,2, реже 1 мм), окрашивающий её в синевато-серый цвет. Псевдоморфный гематит замещает магнетит от частичного до полного преобразования с созданием пятнистых, линейных каемчатых и комбинированных структур замещения. Среди генетических типов преобладает гипергенный гематит и метасоматический. Первый образуется в результате гематитизации и мартитизации магнетита, весьма многообразных по масштабам и морфологии. Кварц – основной нерудный минерал. Характерны обильные минеральные включения, в том числе магнетита и гематита, что является характерной особенностью кварца из окисленных пород и существенно влияет на их технологические свойства, особенно магнитные и плотностные. Карбонаты представлены сидеритом. В кварцевых прослоях они представлены идиоморфными зернами, размером от 0,01 до 0,4 мм, реже крупнее. Среди гематитовых прослоев – в виде послойных агрегатов. Слюда (мусковит) ассоциирует с гематитом и представлена чешуйчатопластинчатыми агрегатами послойной и линзовидной формы. Амфиболы встречены в виде волокнистых и призматических образований щелочного состава. Хлорит образует чешуйчатые зерна, составляющие полосчатые и спутанно-волокнистые агрегаты, согласные с первичной слоистостью руд.

Фото 2. Прослои кварца в гематитовой руде

Минералого-технологическая оценка окисленной железной руды Ингулецкого месторождения Основные рудные минералы (магнетит и гематит) существенно отличаются от вмещающих пород (кварц) своим удельным весом. Учитывая это различие, была проведена оценка разделения рудных и нерудных минералов по гравитационным свойствам для моделирования технологической схемы с определением предельно достижимых показателей обогащения. Дробление проб осуществлялось до крупности материала 8,0 мм. В гранулометрическом составе дробленой руды во фракциях +0,5 мм концентрируется от 71,5 до 79,5 % материала. Потому была оценена возможность предварительного гравитационного обогащения этого материала с целью сброса отвальных хвостов и умень-

шения количества материала, направляемого на измельчение. С этой целью материал крупных классов был фракционирован по плотности 2,9 г/см3 ( табл. 2). Установлено, что соотношение средних плотностей этих двух фракций не превышает 1,38 раза. Для эффективного гравитационного разделения материала это соотношение должно быть не менее 1,7 раза, в противном случае операции обогащения на гравитационном оборудовании не имеют смысла. Более крупный материал еще более неблагоприятен для предварительного обогащения. Чистого кварца в породе практически нет, что и подтверждается наличием в легкой фракции (< 2,9 г/см3) железа от 4,0 до 5,5 % (табл. 2). Как показано в табл. 2, только в классах крупности менее 0,2 мм отмечается частичное раскрытие минералов железа – выход фракции > 4,3 г/см3 составляет 26,7 % с содержанием железа 66,7 %. Именно материал такой крупности и представляет интерес для гравитационного разделения. Выход легкой фракции

– 28,5 %, а отношение удельных весов этих фракций составляет более 1,78; это очень благоприятный показатель для их разделения. Проведенный анализ показал нецелесообразность предварительного гравитационного обогащения крупных классов и необходимость измельчения материала до крупности –0,2 мм. После измельчения руды до крупности 0,2 мм, как видно из табл. 3, гравитационными методами обогащения можно получить 22,2 % товарного высококачественного железорудного концентрата с содержанием 66,7 % Feобщ. При измельчении до такого класса крупности идет неизбежное шламообразование. Дисперсионный анализ шламов приведён в табл. 4. Установлено, что в шламовой части (–0,02 мм) содержится до 24 % рудных минералов, тоньше 0,007 мм, а на 67,4 % она представлена классом крупности –0,02+0,01 мм, что дает основание на незначительный прирост извлечения при их гравитационном обогащении на современных и эффективных аппаратах.

Таблица 2. Результаты фракционирования дробленой руды до 8 мм Класс крупности, мм, фракция –8,0 + 2,5 (всего), в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 –2,5+1,0 (всего), в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 –1,0+0,5 (всего), в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 –0,5+0,315 (всего), в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 –0,315+0,2 (всего) >4,3 г/см3, в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 –0,2 (всего) >4,3 г/см3, в т. ч. >2,9 г/см3 < 2,9 г/см3

Показатели выход фракции от класса, % 100 91,1 8,9 100 78,9 12,1 100 81,3 18,7 100 80,3 19,7 100 – 80,0 20,0 100 26,7 44,8 28,5

содержание Feобщ, % 32,58 34,96 8,3 33,42 36,95 7,86 33,14 38,99 7,66 32,31 38,51 6,96 – 33,46 66,7 31,8 5,02

Таблица 3. Результаты фракционирования дробленой руды до крупности –0,2 мм

Фракция

выход, %

>4,3 г/см3 4,3–2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 Шламы –0,02 мм Руда –0,2 мм

22,2 37,3 23,7 16,8 100

Показатели Feобщ, % содержание, % 66,7 31,8 5,02 23,06 31,74

извлечение, % 46,6 37,4 3,8 12,2 100

Таблица 4. Результаты дисперсионного анализа шламов (-0,02 мм) Fe общ, %

Выход, %

Класс крупности, мм

от шламов

от руды

содержание

–0,02+0,01 –0,01+0,005 –0,005 Всего

67,4 14,0 18,6 100

11,3 2,34 3,12 16,8

23,7 20,0 23,0 23,06

Потери ценных компонентов с легкой фракцией невелики; при выходе 23,7 % она содержит 4,5–5 % железа. Этот продукт можно вывести из процесса дальнейшего обогащения как отвальные хвосты, так как для дальнейшего раскрытия свободных зерен рудных минералов в этой фракции необходимо последующее измельчение до сотых долей микрона. Как показал минеральный состав плотностных фракций (табл. 5), выход промежуточной фракции (4,3–2,9 г/см3) составляет 37,3 %, но свободные минералы железа в ней отсутствуют. Исходя из

извлечение от шламов 69,3 12,1 18,6 100

извлечение от руды 8,5 1,5 2,2 12,2

гранулометрических характеристик минералов, эта фракция была измельчена до крупности 0,05 мм с целью глубокого раскрытия рудных зерен и материал её разделен в тяжелых жидкостях (табл. 6). Как видно из результатов анализа, можно дополнительно получить гравитационными методами 9,1 % высококачественного концентрата при извлечении железа 19,1 %. При таком измельчении образуется в операции 38,1 % шламов, потери с которыми Feобщ составят 11,2 %, но извлечение рудных минералов такой крупности проблематично.

Таблица 5. Минеральный состав плотностных фракций (%) Минерал Магнетит, в т. ч. свободный Гематит, в т. ч. свободный Гидрооксиды железа Кварц Акцессорные минералы

Фракция 4,3–2,9 г/см3 2,43 – 41,0 –

< 2,9 г/см3 – – 2,6 –

3,4

2,17

5,3

4,46

53,2

92,1

0,2

1,2

–

>4,3 г/см 16,94 14,8 75,0 70,6

Таблица 6. Результаты фракционирования промежуточного продукта, дробленого до –0,05 мм Показатели выход, %

Фракция >4,3 г/см3 4,3–2,9 г/см3 < 2,9 г/см3 Шламы –0,02 мм Всего –0,05 мм

Feобщ, %

от операции

от исходного

содержание

24,4 16,4 21,1 38,1 100

9,1 6,12 7,88 14,2 37,3

66,0 31,1 4,5 25,0 31,8

Фракция (4,3–2,9 г/см3) в основном представлена сростками рудных минералов с кварцем. Выход такого продукта составляет 6,12 %; с ним связано 6 % Feобщ. Вскрыть рудные зерна можно только доизмельчением, но необходимо учесть, что при тонком измельчении большая часть материала перейдет в шламы. Этот продукт можно рассматривать как хвосты либо попытаться извлечь из него продукт с меньшей плотностью, чем товарный концентрат, что соответственно скажется на качестве этого продукта – он будет значительно беднее. Разделение материала по плотности 3,9 г/см3 подтверждает это: выход фракции > 3,9 г/см3 составит 3,3 % , содержание Feобщ 51 %. Выполненные исследования однозначно указывают на возможность применения гравитационных методов при обогащении окисленных железных руд. Минералого-технологические особенности руды показали: 1. Первую стадию измельчения необходимо проводить до крупности 0,2 мм, а не до 0,071 мм (как это принято традиционно для обогащения железных руд на действующих ГОКах Кривбасса) с последующим гравитационным обогащением (первая стадия) измельченного материала, что корреспондируется с принципом Чечетта [10]. 2. Высококачественный концентрат и отвальные хвосты можно выводить из технологического процесса постадийно, тем самым сокращая объемы доизмельчения. Получающийся при обогащении промпродукт, выход которого составит 37 %, направлять на вторую стадию из-

извлечение от исходного 19,1 6,0 1,1 11,2 37,4

мельчения до крупности 0,05 мм с последующим гравитационным обогащением (вторая стадия) на современных аппаратах, позволяющих разделять продукты такой крупности. 4. При увеличении содержания железа в исходном сырье отмечается рост выхода концентрата при сохранении его качественных характеристик. 5. Предельно достижимые показатели обогащения окисленных железных руд, полученные по гравитационной схеме обогащения с двухстадийным измельчением, составят: гравитационный концентрат – выход 34,6 %, содержание Feобщ 65,1 %, извлечение Feобщ 71 %. Результаты технологических испытаний по обогащению окисленных железных руд Ингулецкого месторождения Минералого-технологическая оценка руды определила принципиальную последовательность технологических исследований с целью разработки схемы обогащения. Материал пробы дробился до 8 мм, затем был измельчен по схеме замкнутого цикла с предварительной и контрольной классификацией по крупности –0,2 мм. Практикой работ с отходами железорудных комбинатов установлено, что шламы не мешают процессу гравитации и поэтому из процесса перед подачей на гравитацию не выводились. Более того, проведенные исследования в этом направлении позволяют рассматривать этот материал не как отвальный и способный обогащаться вместе с песчаной фракцией.

Гравитационное обогащение материала проводилось на винтовом шлюзе (производство ООО “Спирит”, г. Иркутск, Россия) с диаметром спирали 500 мм. Необходимым условием эффективной работы сепаратора является правильный выбор плотности питания пульпы, чему в работе было уделено особое внимание. Выбор режимных параметров, в том числе и положение отсекателя, проводился экспериментальным путем. Необходимо отметить, что винтовой шлюз конструкции ООО “Спирит” не совсем эффективный аппарат для разделения материала такого минерального состава и крупности. При обогащении аналогичного материала на винтовом сепараторе производства компании Outоtec эффективность этой операции выше в 1,5 раза, что в свою очередь значительно повышает качественно-количественные показатели. Одна основная операция не позволила получить отвальные продукты – хвосты с содержанием железа 21,4 % рассматриваются нами как питание контрольной сепарации, с ними связано 33,8 % железа, а концентрат основной операции необходимо перечищать. Результаты, полученные по первой стадии гравитационного обогащения, приближаются к данным минералоготехнологической оценки: можно вывести из процесса 20 % товарного высококачественного железорудного концентрата (65,5 % Feобщ) с извлечением в него 41,3 % Feобщ. Исследования по измельчению промпродукта до класса крупности 0,05 мм проводились на том же технологическом оборудовании, режимные параметры подбирались опытным путем по тем

же критериям оценки процесса. Особое внимание было уделено выбору времени измельчения, которое определялось по оптимальным параметрам циркуляционной нагрузки и выходом шламовой фракции. Дополнительно было получено 8,6 % концентрата с содержанием Feобщ 66,3 % и извлечением 18,0 %. Промпродукт, полученный в результате перечистки концентрата и хвостов, может быть подвергнут сепарации на аппаратах нового поколения для гравитационного разделения минералов с небольшой разницей удельных весов типа ЦОМ Келси (Сетко) с целью извлечения из него богатых сростков, но измельчение его до более тонких классов не имеет смысла. Таким образом, по схеме гравитационного обогащения дробленой до 8 мм руды в две стадии с предварительным измельчением перед первой стадией до крупности 0,2 мм, перед второй до 0,05 мм получены конечные продукты, качественно-количественные показатели которых приведены в табл. 7. Резервом повышения выхода концентрата являются хвосты с содержанием железа 17,03 %. Выводы 1. Результаты работы показали возможность создания достаточно эффективной гравитационной технологии обогащения окисленных железных руд. 2. Использование в качестве аппаратурного оформления высокоэффективного и современного технологического оборудования позволит приблизить полученные показатели к предельно достижимым для этого вида сырья. 3. Разработка и внедрение технологии гравитационного обогащения окислен-

Таблица 7. Баланс по двухстадийной схеме гравитационного обогащения окисленной железной руды Ингулецкого месторождения Продукт

Выход, %

Концентрат Хвосты Всего

30,6 69,4 100

Feобщ, % cодержание 65,0 17,03 31,7

извлечение 62,7 37,3 100

ных железных руд в перерабатывающую промышленность Кривбасса дело времени, и на сегодняшний день с учетом сложной экологической обстановки в регионе альтернативы ей нет. 4. Технология защищена Патентом на полезную модель № 42508 “Способ обогащения гематитовых руд”. ЛИТЕРАТУРА 1. Бердышева Т. Т. Обогащение бедных окисленных и смешанных железных руд с кремнеземистыми породами за рубежом// (Экспресс-информ., серия 2. Обогащение руд; вып. 2, ЦНИИТЭИЧМ. М., 1975. 16 с. 2. Вилкул Ю. Г., Яременко В. И., Кравцов В. Н. Особенности повышения эффективности магнитного обогащения окисленных железистых кварцитов Кривбасса//В сб. научных трудов “Качество минерального сырья”. Кривой Рог, 2005. С. 167–171. 3. Воробьев Н. К., Соколова В. П. Использование процесса пенной сепарации при обогащении руд цветных металлов и нерудного сырья, а также в комбинированных схемах обогащения окисленных железных руд// Обогащение руд. 2002. № 1. С. 16–18. 4. Ганзенко Т. Б., Малый В. М., Скородумова Л. П. Отработка технологии обогащения окисленных железистых кварцитов Кривбасса//Развитие техники и технологии рудоподготовки в черной металлургии: Отрасл. тематич. сб. М.: Недра, 1983. С. 22–25.

5. Гурский Д. С., Есипчук К. Е., Калинин В. И., Кулиш Е. А., Нечаев С. В. и др. Металлические и неметаллические полезные ископаемые Украины. Т. 1. Металлические полезные ископаемые. Киев-Львов: Центр Европы, 2005. 783 с. 6. О рациональной технологии обогащения окисленных железистых кварцитов/ Е. Ф. Ветрова, В. С. Уваров, Т. Б. Ганзенко и др.//Обогащение руд черных металлов: Отрасл. тематич. сб. М.: Металлургия, 1972. С. 21–31. 7. Проектные предложения для корректировки проекта по магнитно-флотационной технологии обогащения окисленных железных кварцитов с применением обратной катионной флотации: Пояснительная записка, шифр 315.32/П-04. Кривой Рог, 2004. 8. Промышленные испытания технологии магнитного обогащения окисленных кварцитов Кривбасса/Г. Ф. Сусликов, В. М. Малый, Т. Б. Ганзенко и др.//Обогащение слабомагнитных руд черных металлов: Отрасл. тематич. сб. М.: Недра, 1984. С. 16–22. 9. Технологические решения по организации эффективного производства высококачественного железорудного сырья на Криворожском горно-обогатительном комбинате окисленных руд/В. Д. Прилипенко, А. А. Авраменко, А. В. Петров, В. И. Яременко и др. ЗАО “ВТНПФ “КОЛО”, 2009 г. 10. Шохин В. Н., Лопатин А. Г. Гравитационные методы обогащения. М.: Недра, 1980. 400 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 28.01.2013.

На підставі детального вивчення речовинного складу окислених залізних руд Інгулецького родовища виконано мінералого-технологічну оцінку для обґрунтування схеми збагачення, визначено параметри, що визначають технологічні властивості, отримано гранично досяжні показники за гравітаційною схемою збагачення. Наведено результати технологічних випробувань за розробленою технологічною схемою. Ключові слова: гематит, гравітація, щільність, схема збагачення, залізорудний концентрат, хвости. On the basis of the detailed study of substance composition of the oxidized iron-stones of Inguletskii deposit the mineral-technological estimation is executed for the ground of chart of enriching, determined parameters, which are certain technological properties and maximum-attainable indexes, are got on the gravitation chart of enriching. The results of technological tests are given according to the developed technological chart. Keywords: gematit, gravitation, closeness, chart of enriching, iron-stones concentrate, scraps.

УДК 622.324:551

О. А. Проскуряков, министр экологии и природных ресурсов Украины, П. Н. Баранов, д-р геол. наук, профессор (Национальный горный университет, Днепропетровск)

ЖЕЛЕЗОРУДНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ КРИВБАССА КАК ПОТЕНЦИАЛЬНЫЙ ИСТОЧНИК НАРАЩИВАНИЯ МИНЕРАЛЬНО-СЫРЬЕВОЙ БАЗЫ КАМНЕСАМОЦВЕТНОГО СЫРЬЯ Железорудные месторождения Кривбасса – потенциальные источники для наращивания минерально-сырьевой базы камнесамоцветного сырья Украины, которые создадут благоприятные условия для развития отечественной камнерезной отрасли. Ключевые слова: минерально-сырьевая база, камнесамоцветное сырье, джеспилиты, железорудные месторождения.

Актуальность Минерально-сырьевая база камнесамоцветного сырья (МСБ КСС) включает традиционные для Украины разновидности: янтарь, топаз, берилл, горный хрусталь. На государственном балансе стоят два месторождения янтаря, одно мраморного оникса и одно родонита. Выявлены также проявления изумруда, аквамарина, рубина, сапфира, граната, аметиста и других ювелирно-поделочных камней, но перспективы их освоения не выяснены. Такое положение обусловлено тем, что добыча камнесамоцветного сырья в бывшем СССР была ориентирована на известные месторождения России. В настоящее время коммерческий интерес представляют только месторождения янтаря. Пьезокварц и сопутствующие ювелирные камни (топаз, берилл, морион, цитрин) Волынского месторождения добывались на протяжении многих лет, но сегодня его геологическая ситуация не известна даже специалистам. Добыча камня здесь прекращена, шахты и карьеры законсервированы (затоплены). В современных условиях развития экономики в Украине МСБ КСС необходимо

создавать с учетом рыночных отношений, что согласуется с основными положениями “Общегосударственной программы развития минерально-сырьевой базы Украины на период до 2030 года”. Особенно инвестиционно привлекательными для наращивания МСБ КСС являются железорудные месторождения Кривбасса, где декоративное сырье, добываемое попутно, может стать одним из наиболее выгодных бюджетонаполняющих полезных ископаемых. Основные результаты Кривбасс – один из активно развивающихся горнодобывающих регионов Украины, где разрабатывается 21 железорудное месторождение. Разведанные запасы всех железных руд Кривбасса составляют 21,8 млрд т, а прогнозные ресурсы оцениваются более чем в 9 млрд т [1]. Основными типами железных руд и декоративных джеспилитов Кривбасса являются: 1. Железистые неокисленные кварциты. По минералогическому составу железистые кварциты подразделяются на магнетитовые, мартитовые, гематит-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

мартитовые, гематит-магнетитовые, железослюдково-магнетитовые, силикатмагнетитовые, куммингтонит-магнетитовые. Содержание железа до глубины 500–800 м составляет 30–45 %, запасы составляют 13 404,6 млн т. Прирост запасов железистых кварцитов возможен за счет доразведки флангов и глубоких горизонтов эксплуатируемых, резервных и новоразведуемых участков. Залежи кварцитов локализованы главным образом в замках складчатых структур с горизонтальной мощностью продуктивных толщ 400–1 000 м. Железистые неокисленные кварциты включают в себя красно-полосчатые джеспилиты (таблица). Цвет полос определяется содержанием микролитов гематита и разной степенью его дисперсности. Многообразие цветовых оттенков и закономерности их распределения на поверхности камня после обработки (распиловка, шлифовка, полировка) позволило выделить пять основных декоративных разновидностей по рисунку: – Параллельно-полосчатый джеспилит характеризуется параллельно расположенными полосами, отличающимися цветом, минеральным составом и структурой.

По ширине полос выделяют широко- и тонкополосчатые разновидности с равномерным и неравномерным чередованием слоев. По расположению полос различают параллельно-полосчатые, косослоистые и прерывисто-полосчатые рисунки. – Волнисто-полосчатый джеспилит характеризуется волнообразными полосами, среди которых выделяют широкополосчатые и тонкополосчатые разновидности. Текстура четко- и неяснополосчатая с участками будинирования. Данная текстурная разновидность декорирована мелкой трещиноватостью, выполненной вторичным магнетитом и гематитом. – Плойчатый джеспилит характерен для параллельно-полосчатых, волнистополосчатых разновидностей джеспилитов, подвергнутых сильным деформациям и, вследствие этого, содержащих большое количество природных трещин, сдвигов, смещений, разрывов, выполненных кварцем, магнетитом, гематитом, железной слюдкой. – Брекчиевый джеспилит представлен породой различного состава, разбитой на части и сцементированной кремнистым, иногда кремнисто-карбонатным цементом. Обломки пород отличаются не толь-

Таблица. Запасы железных руд и ресурсы КСС железорудных месторождений Кривбасса Железные руды

Камнесамоцветное сырье

тип руды

запасы, млн т

виды

ресурсы, млн т

область применения

Железистые кварциты неокисленные

13 404, 6

джеспилиты коричневые, красно-коричневые

134

камнерезная отрасль

джеспилиты желтые, оранжевые, ярко красные

6,6

камнерезная отрасль

тигровый, соколиный глаз

случайные находки

ювелирная отрасль

кристаллы кварца, аметиста

случайные находки

натечный халцедон

случайные находки

–

Богатые железные руды

Железистые окисленные кварциты Бурые железняки

1 322,5

4 241,9 11,3

ювелирная отрасль коллекционный материал ювелирная oтрасль коллекционный материал –

ко по составу, но и по форме (округлые, остроугольные), размеру и цвету (темносерые, серые, серые с серебристым блеском, бордовые, ярко-красные, красные). Характерной декоративной особенностью этой разновидности текстурного рисунка является передача динамики и направленности движения. – Пейзажный джеспилит обычно представляет собой контакт двух пород: джеспилита с кварцем или сланцами. Декоративность этой разновидности определяется контрастом цветов, характером контакта (резкий, нерезкий, четкий, нечеткий), цветом минералов, выполняющих природные трещины, и декоративными элементами, образовавшимися в результате вторичных процессов, происходивших в зоне контакта. Следует заметить, что здесь описаны основные разновидности джеспилита, однако существует большое разнообразие рисунков, определяемое мощностью полос, их выдержанностью в пространстве, соотношением ахроматических и хроматических прослоев. Краснополосчатые джеспилиты имеют неограниченные запасы, так как являются вмещающими породами для железорудной руды и залегают ниже рудных тел (подсчет запасов и ресурсов не проводился). На разрабатываемых месторождениях прогнозные ресурсы краснополосчатых джеспилитов составляют около 134 млн т (1 % от общих запасов). 2. Богатые железные руды (содержание железа достигает 67 %), общие запасы которых по разным категориям составляют около 1 322,5 млн т. Железные руды этого типа развиваются преимущественно среди железистых кварцитов. Рудные залежи разнообразны по форме: пластообразные, линзовидные, столбообразные и т. п. Мощность рудных тел достигает 100 м. По минеральному составу руды представлены магнетитовыми, гематитмагнетитовыми, гематит-мартитовыми (“синька”), гетит-железослюдково-мартитовыми (“краско-синька”), гетит-железослюдковыми (“краска”) разностями.

Различные цветовые оттенки и блеск декоративным джеспилитам придают минералы и минеральные ассоциации железа. Выделены три основные разновидности джеспилита по цвету: желтый, оранжевый, ярко-красный. Для первых двух разновидностей цвет определяется наличием гетита с лимонитом, для второй – гематита. Ахроматические цвета: темно-серый, серый, серый с сильным металлическим блеском, серый с алмазным блеском. Темно-серые цвета с землистым блеском придает слабоизмененный магнетит (рыхлый). Серый цвет с сильным металлическим цветом обусловлен магнетитом, серый цвет с алмазным блеском – железной слюдкой. Темно-серый цвет со стеклянным блеском определяет кварц с включениями магнетита размером до первых десятков миллиметров. Наибольшую популярность и ценность имеют разновидности с ярко-красными полосами. По качеству обработки желто-полосчатые джеспилиты уступают краснополосчатым за счет пористости, которая возникает в результате вымывания лимонита водой при шлифовке и полировке. Желто-полосчатые джеспилиты встречаются на контакте с неокисленными, их запасы составляют около 6,6 млн т (0,5 % от общего объема). Тигровый, соколиный глаз. Темно-синий (сапфировый) цвет соколиного глаза обусловлен срастанием субпараллельных удлиненных зерен кварца с игольчатыми кристаллами рибекитизированного куммингтонита. Голубоватый оттенок породы связан с наличием рибекита, а ее шелковистый отлив – с микроволокнистой структурой (удлиненные одинаково ориентированные зерна кварца и амфиболов). Размер полос в среднем составляет 3–4 мм, что обуславливает низкое качество сырья. Специальные геологоразведочные работы по определению запасов не проводились. Встречаются довольно редко. Коллекционное сырье представлено кристаллами кварца и кальцита с идеально развитыми формами с гладкими гра-

нями. Размер кристаллов достигает 5 см. Обычно они прикреплены к стенкам открытых трещин, по которым циркулировали кремнисто-карбонатные растворы. 3. Железистые окисленные кварциты (труднообогатимые) сформировались в результате окисления в зонах гипергенеза исходных магнетитовых и других кварцитов. Разновидности: гетит-железослюдково-гематит-мартитовые, гетит-железослюдковые. Запасы составляют около 4 241,9 млн т. Коллекционное сырье представлено натечным халцедоном. В минералогическом отношении это гидрогетит-халцедоновый агрегат с метаколлоидной текстурой. Халцедон образует удлиненные кристаллы, слагающие “волокнистые” и радиально-лучистые сферолитоподобные агрегаты. Местами халцедон переходит в агрегаты кварца. Гидрогетит присутствует в виде скоплений псевдоморфных игольчатых зерен, образовавшихся при замещении силикатов (хлорита). 4. Бурые железняки сформировались по железистым кварцитам, богатым рудам и высокожелезистым вмещающим породам в результате физико-химических процессов при изменении климатических условий. Форма залегания – площадная (глубина до 100 м) и линейная (глубина до 2 500 м). Запасы составляют около 11,3 млн т. В данном генетическом типе КСС не обнаружено. В настоящее время железные руды добывают открытым и подземным способом, иногда попутно извлекается и КСС. Добыча основного полезного ископаемого осуществляется согласно классической технологии: подготовка горных пород к выемке с помощью буровзрывных работ; погрузка горной массы экскаваторами в автосамосвалы и транспортировка вскрыши в отвал, основного сырья – на промышленную площадку, а затем на обогатительную фабрику. Негабаритные куски при разработке плохо взорванного массива складываются на рабочей площадке и подвергаются вторичному дроблению механическим, взрывным или электрофизическим способом.

Ежегодно в Кривбассе добывают около 180 млн т железной руды. Попутно добываемый декоративный джеспилит 9 млн т (без учета других видов сырья) складируют в общий отвал или используют для прокладки дорог, предварительно раздробив его до фракции 40/70 мм. При этом следует отметить, что стоимость декоративного джеспилита примерно в 100 раз выше стоимости железной руды. На предлагаемой схеме (рисунок) отбора декоративного джеспилита из горной массы видно, что этот процесс не влияет и не нарушает технологию добычи железной руды. В результате попутного отбора можно получать декоративный джеспилит в виде щебня (фракция 3–5 см), образцы размером до 60 см и блоки до 2 м в поперечнике. Таким образом, железорудные месторождения Кривбасса являются потенциальным источником качественного коллекционного сырья и декоративных разновидностей джеспилита по цвету и рисунку. Специфика камнесамоцветного сырья такова, что его добыча экономически выгодна на объектах недр с различной величиной запасов (крупные, средние, мелкие и даже с единичными находками) [2]. Для этих геологических объектов должны быть установлены геммологические критерии оценки качества КСС, определяемые декоративными и технологическими свойствами, что придаст им инвестиционную привлекательность. Поэтому для месторождений и проявлений КСС предлагается применять термин “геммологический объект”. Классификация геммологических объектов с учетом современной экономической ситуации в стране выглядит следующим образом: 1) объекты с промышленными запасами (более 500 т), на базе которых работают предприятия; 2) объекты с небольшими запасами (до 500 т), на базе которых работают предприятия малого и среднего бизнеса; 3) объекты с незначительными запасами или единичными находками цветных

камней (качественное сырье) для изготовления авторских работ или формирования коллекций. В Геммологическом центре ГВУЗ “НГУ” разработаны методические рекомендации по отбору цветных камней на геммологических объектах различной степени геологической изученности и состояния отработки. – Методика отбора камнесамоцветного сырья на разрабатываемых месторождениях.

– Методика отбора камнесамоцветного сырья на отработанных и законсервированных месторождениях. – Добыча камнесамоцветного сырья на разведанных участках (Залиманское, Новопсковское). – Отбор образцов цветных камней в естественных обнажениях. Предложенные методики разработаны с учетом горнотехнических условий эксплуатации месторождений и физико-механических свойств камнесамоцветного сырья.

Рисунок. Схема попутного отбора КСС на разрабатываемых месторождениях

Потенциальный инвестор каждого геммологического объекта должен владеть информацией о запасах, качественных характеристиках и технологии обработки сырья, области его применения. С этой целью в лаборатории ГВУЗ “НГУ” были изготовлены экспериментальные образцы декоративно-художественных изделий и определена область применения декоративных разновидностей джеспилита, халцедона, тигрового, кошачьего глаза, щеток кварца в ювелирной и камнерезной отраслях. Во-первых, вышеперечисленные камни пригодны для изготовления изделий на базе стандартных дизайнерских решений: тела вращения, художественная резьба, плоскостные изделия, декоративная галька. Во-вторых, как следует из вышеизложенного, джеспилит обладает разнообразием рисунков и широкой цветовой гаммой, что дает возможность художнику и мастеру раскрыть природную красоту камня с помощью авторских дизайнерских решений, продемонстрировав свои творческие способности. Декоративные свойства джеспилита положены в основу разработки законов формообразования природного камня, создания фундаментальных основ дизайна природного камня и художественной обработки сырья. В Геммологическом центре ГВУЗ “НГУ” собрана коллекция декоративных разновидностей джеспилитов, которая служит учебным пособием при подготовке студентов направления

“Геология” со специализацией “Диагностика и оценка драгоценных и полудрагоценных камней”. Принимая во внимание историческую роль джеспилита, его значение для экономики Украины и благоприятные геммологические свойства, были разработаны проекты создания “Джеспилитовой комнаты” как памятника отечественному уникальному камню. Реализация этой идеи станет основанием для развития камнесамоцветного рынка, национальных традиций и культуры камня в Украине. Выводы 1. Железорудные месторождения Кривбасса являются источником качественного декоративного (разновидности джеспилита) и коллекционного (тигровый и кошачий глаз, щетки кварца, халцедоны) сырья. 2. Предлагаемая методика отбора камнесамоцветного сырья будет способствовать расширению его ассортимента, созданию благоприятных условий для развития камнерезной отрасли и развитию МСБ КСС. ЛИТЕРАТУРА 1. Металлические и неметаллические полезные ископаемые Украины: В 2 т./Госуд. геол. служба Украины. Киев–Львов: Изд-во “Центр Европы”, 2005. Т. 1. Металлические полезные ископаемые. 785 с. 2. Самоцветы Украины. Джеспилиты/Под ред. П. Н. Баранова. Т. 2. К.: ЮвелирПРЕСС, 2006. 100 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 12.02.2013. Залізорудні родовища Кривбасу – потенційні джерела для нарощування мінерально-сировинної бази каменесамоцвітної сировини України, які створюють сприятливі умови для розвитку вітчизняної каменерізної галузі. Ключові слова: мінерально-сировинна база, каменесамоцвітна сировина, джеспіліти, залізорудні родовища. Kryvbas iron-ore deposits are potential sources for increasing the gemstone mineral resource base of Ukraine. They will create favorable conditions to develop domestic gemstone-carving industry. Keywords: mineral resources, raw gems, jaspilites, iron ore deposits.

УДК 553.04

Г. И. Рудько, д-р геол.-минерал. наук, д-р географ. наук, д-р техн. наук, профессор, председатель, А. В. Панибрацкая, канд. географ. наук, начальник отдела (Государственная комиссия Украины по запасам полезных ископаемых)

МОНИТОРИНГ И НАУЧНОЕ СОПРОВОЖДЕНИЕ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫХ И ГОРНОДОБЫВАЮЩИХ РАБОТ В УКРАИНЕ Рассмотрена специфика организационно-правового обеспечения мониторинга и научного сопровождения недропользования в Украине – нового механизма государственного регулирования в сфере использования недр. Раскрыты особенности и направления развития мониторинга и научного сопровождения недропользования в Государственной комиссии Украины по запасам полезных ископаемых (ГКЗ). Определены текущие проблемы и задачи развития системы мониторинга и научного сопровождения недропользования в Украине. Ключевые слова: мониторинг и научное сопровождение, объект недропользования, постоянно действующая модель, специализация исполнителей.

Все стадии освоения минеральных ресурсов (от геологического изучения до консервации месторождений) характеризуются различными видами интенсивного техногенного воздействия на разные компоненты геологической и окружающей природной среды, что обуславливает необходимость организации мониторинга и научного сопровождения работ по использованию недр. Разработка и внедрение системы мониторинга и научного сопровождения (МиНС) недропользования в Украине инициированы на государственном уровне [1, 3]. Создание системы МиНС как нового механизма государственного регулирования в сфере использования недр направлено на: 1 – обеспечение информационной модернизации системы управления государственным фондом недр; 2 – создание условий для эффективного и рационального использования минеральных ресурсов; 3 – снижение рисков развития опасных природных и природно-техногенных процессов.

Основным нормативно-правовым документом, закрепляющим проведение мониторинга и научного сопровождения выполнения особых условий пользования недрами, предусмотренных специальным разрешением и соглашением об условиях пользования недрами, является “Порядок предоставления специальных разрешений на пользование недрами” (п. 26), утвержденный Постановлением Кабинета Министров Украины № 615 от 30.05.2011 года [3]. На выполнение данного Постановления Государственной службой геологии и недр Украины разработан ряд нормативных актов, определяющих порядок и методику проведения работ по МиНС недропользования. Среди этих документов – “Положение ...” и “Методические рекомендации по проведению мониторинга и научного сопровождения недропользования”. В соответствии с “Положением ...”, МиНС – это системное регулярное наблюдение за объектом недропользования и выполнением условий, предусмотренных специальным разрешением на пользова-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

ние недрами и соглашением об условиях пользования недрами; оценка состояния, моделирование и прогнозирование изменений геологической среды; консультативно-методическое обеспечение всех этапов, стадий и видов работ, предусмотренных программой работ пользователя недр, разработка научно обоснованных рекомендаций по их оптимизации, оказание помощи пользователю недр в соблюдении требований законодательных и нормативно-правовых актов, методических рекомендаций, инструкций, стандартов, технических регламентов, других общегосударственных и отраслевых нормативных документов. Объектами МиНС являются: 1 – участок недр, определенный в специальном разрешении и соглашении об условиях пользования недрами; 2 – все виды работ, предусмотренные программой работ пользователя недр; 3 – изменения геологической среды в зоне ожидаемого воздействия работ по использованию недр [2]. Методические рекомендации по проведению МиНС недропользования содержат перечни вопросов, требующих изучения специализированными предприятиями при проведении работ по мониторингу и научному сопровождению. Специализированными предприятиями, аккредитованными Государственной службой геологии и недр Украины для проведения мониторинга и научного сопровождения являются: Государственная комиссия Украины по запасам полезных ископаемых, Государственное геофизическое предприятие “Укргеофизика”, Казенное предприятие “Южный эколого-геологический центр”, Публичное акционерное общество “Национальная акционерная компания “Недра Украины”, Украинский государственный геологоразведочный институт. Необходимость МиНС включается в специальное разрешение в качестве обязательного условия недропользования. МиНС является обязательной составной частью программы работ пользователя недр в соответствии с соглашением об условиях пользования недрами.

Таким образом, развитие системы мониторинга и научного сопровождения базируется на объектном уровне и основывается на использовании существующих организационных структур государственных геологических организаций. Организационным ядром системы является Государственная служба геологии и недр Украины, которая обязывает владельцев спецразрешений осуществлять мониторинг и научное сопровождение недропользования, с одной стороны, и аккредитует специализированные государственные предприятия, учреждения и организации на его проведение, с другой. Геологическое изучение и разработка месторождений полезных ископаемых на территории Украины может осуществляться только на основании специальных разрешений на пользование недрами (лицензий). Обязательной частью разрешения является соглашение об условиях пользования недрами с программой работ пользователя недр, определяющие правила и стандарты использования конкретного участка недр, качество продукции и работ, технологии добычи и переработки полезных ископаемых, последовательность, объемы и сроки выполнения работ, в т. ч. прекращение деятельности с целью предотвращения негативных экологических последствий и обеспечения безопасности застроенных территорий. МиНС недропользования проводится на основании договоров, заключенных между пользователями недр и специализированными государственными предприятиями в соответствии с требованиями законодательства на срок действия специальных разрешений. Финансовое обеспечение проведения МиНС недропользования объектного уровня осуществляется за счет владельцев спецразрешений. В “Порядке предоставления специальных разрешений на пользование недрами” [3] определены виды использования недр, на которые Государственная служба геологии и недр Украины предоставляет специальные разрешения, и сроки их

предоставления. Такими видами использования недр являются: геологическое изучение месторождений полезных ископаемых (срок предоставления спецразрешения не должен превышать 5 лет); геологическое изучение, в том числе опытно-промышленная разработка месторождений полезных ископаемых общегосударственного значения (срок предоставления спецразрешения не должен превышать 5 лет); добыча полезных ископаемых (срок предоставления спецразрешения не должен превышать 20 лет); геологическое изучение нефтегазоносных площадей, в том числе опытно-промышленная разработка, с дальнейшей добычей; строительство и эксплуатация подземных сооружений, не связанных с добычей полезных ископаемых, в том числе сооружений для подземного хранения нефти, газа и других веществ и материалов, захоронения вредных веществ и отходов производства, сброса сточных вод; создание геологических территорий и объектов, имеющих важное научное, культурное, санитарнооздоровительное значение (научные полигоны, геологические заповедники, заказники, памятники природы, лечебные, оздоровительные учреждения и т. д.); выполнение работ (осуществления деятельности), предусмотренных соглашениями о распределении продукции. В зависимости от срока, на который предоставляется специальное разрешение на пользование

недрами, устанавливается срок выполнения работ по МиНС. На сегодняшний день в Украине действует около 3 600 специальных разрешений на пользование недрами, из них по видам полезных ископаемых 47 % приходится на нерудные полезные ископаемые, 22 % – на подземные воды, 13 % – нефть и газ, 12 % – уголь и сланцы, 2 % – руды черных и цветных металлов. По видам недропользования 76 % спецразрешений приходится на добычу полезных ископаемых, 17 % – на геологическое изучение с опытно-промышленной эксплуатацией, 5 % – на геологическое изучение, 2 % – на другие виды использования недр (рисунок). Различие объектов по видам недропользования, наличию характерных для них проблем и противоречий обуславливает разделение направлений мониторинга и научного сопровождения. Основным противоречием текущего периода в области горнодобывающих работ является то, что после утверждения запасов минерального сырья недропользователь практически без жесткого контроля начинает составлять проект разработки, определяя технологический рисунок горного производства часто без учета экологических требований и нормативов. Даже в самом лучшем проекте невозможно предсказать все возможные последствия вмешательства в литосферу в процессе разработки недр.

Рисунок. Структура действующих специальных разрешений на пользование недрами и структура заключенных в 2012 году договоров ГКЗ Украины на проведение МиНС по видам недропользования и по видам полезных ископаемых

В области геологоразведочных работ в качестве основного противоречия текущего периода, кроме недостаточного учета экологических последствий при проектировании геологоразведочных работ, можно рассматривать пренебрежение требованиям инструкций Государственной комиссии Украины по запасам полезных ископаемых при подготовке материалов геолого-экономической оценки месторождений. Мониторинг призван обеспечить своевременную диагностику наличия непредвиденных проектом изменений геологической среды, сократить затраты предприятия на ликвидацию их неблагоприятных последствий. Научное сопровождение предполагает консультативно-методическое обеспечение рациональной и научно обоснованной организации геологоразведочных и горнодобывающих работ, соблюдение соответствующей нормативноправовой базы. Государственная комиссия Украины по запасам полезных ископаемых является специализированным предприятием, прошедшим аккредитацию в Государственной службе геологии и недр Украины на проведение мониторинга и научного сопровождения недропользования и в течение 2012 года выполняющим эти работы. МиНС недропользования представляет собой новый вид работ и направление научной деятельности. Необходимость их разработки и внедрения обусловило создание нового структурно-функционального подразделения в ГКЗ Украины. Развитие МиНС недропользования связано с практической апробацией “Методических рекомендаций по проведению мониторинга и научного сопровождения недропользования”, последующим их усовершенствованием на основе наработанных методик и полученных результатов. На сегодняшний день практическая апробация “Методических рекомендаций по проведению мониторинга и научного сопровождения недропользования” в ГКЗ Украины проходит в восьми основных направлениях: 1 – МиНС добычи нерудных полезных ископаемых; 2 – МиНС геологи-

ческого изучения нерудных полезных ископаемых, 3 – МиНС добычи подземных вод, гидроминерального сырья и лечебных грязей, 4 – МиНС геологического изучения подземных вод с опытно-промышленной эксплуатацией, 5 – МиНС добычи каменного угля, 6 – МиНС добычи руд черных и цветных металлов; 7 – МиНС геологического изучения руд черных и цветных металлов, 8 – МиНС геологического изучение руд черных и цветных металлов с опытно-промышленной эксплуатацией (рисунок). Согласно разработанной специалистами ГКЗ Украины концепции [5] результатом мониторинга и научного сопровождения является создание объектных постоянно действующих моделей на основе данных мониторинговых наблюдений, картографических и статистических баз геоинформационной системы для подготовки управленческих решений и передачи недропользователю. На основе этого недропользователь принимает решение о детализации системы наблюдений с полнотой, достаточной для исключения негативных последствий развития природных и природно-техногенных процессов. В дальнейшем предусматривается страхование рисков с учетом стоимостного выражения лицензий. Все это позволит оптимизировать условия эксплуатации недр и снизить риски экологически опасных природных и природно-техногенных процессов. Создание объектной модели МиНС участка недр как постоянно действующей информационно-аналитической системы происходит путем прохождения трех основных стадий: 1 – предварительной; 2 – разработки модели объекта и информационной базы данных; 3 – функционирования созданной системы. Прохождение предварительной стадии предусматривает сбор и систематизацию имеющейся информации о строении и состоянии геологической среды участка недр, анализ разрешительной, проектной и обязательной отчетной документации недропользователя. Прохождения стадии разработки модели

объекта и информационной базы данных предусматривают построение логической системы модели, обоснование структуры и состава базы данных модели, выбор и реализацию программного обеспечения. Переход к стадии функционирования созданной системы предполагает собственно реализацию задач мониторинга и научного сопровождения недропользования. На этой стадии развития основными видами работ являются: обработка и накопление структурированной информации об объекте МиНС, представление результатов обработки и анализа информации, моделирование и ситуационное прогнозирование, разработка рекомендаций по управлению, корректировка системы мониторинга. Например, в случае МиНС добычи полезных ископаемых на стадии функционирования созданной системы реализуются следующие задачи: – моделирование текущего состояния разработки месторождения; – анализ соблюдения плана разработки месторождения, технологии его эксплуатации, а также влияния эксплуатационных работ на геологическую среду и компоненты окружающей природной среды; – прогнозирование показателей разработки месторождения и ситуации в зоне влияния эксплуатационных работ; – формирование управленческих решений относительно мер по повышению комплексности, рациональности и полноты разработки, предупреждению аварийных ситуаций и ослаблению негативного влияния эксплуатационных работ на геологическую среду и на компоненты окружающей природной среды; – корректировка факторов мониторинга и научного сопровождения, структуры и состава базы данных постоянно действующей модели месторождения. Многообразие объектов недропользования по видам полезных ископаемых и видам работ, способам и стадиям разработки месторождений обусловливает различия их влияния на компоненты окружающей природной среды, что создает

предпосылки для развития специализации исполнителей мониторинга и научного сопровождения. Для каждого из видов полезных ископаемых и стадий разработки месторождения определяются основные процессы техногенного воздействия работ по использованию недр на компоненты окружающей природной среды, предлагается своя система специализированных наблюдений. Например, добыча щебеночного сырья предусматривает проведение буровзрывных работ, экскавацию и транспортировку горной массы в дробильно-сортировочные цеха, сопровождающихся физическими и химическими процессами техногенного воздействия на компоненты окружающей природной среды. Среди физических процессов техногенного воздействия имеют место: механическое воздействие (внутреннее разрушение массива в результате буровзрывных работ и экскавации, эрозионные и аккумулятивные изменения рельефа в результате экскавации и отвалообразования); гидродинамическое воздействие (изменения режима подземных и поверхностных вод в результате функционирования карьерного водоотлива); образование шума, вибрации, сейсмических и ударных волн, разлет камней. При этом потенциально уязвимыми к описанным видам техногенного воздействия являются горные породы, почвы, рельеф, подземные воды, поверхностные воды и геодинамические процессы. Среди химических процессов техногенного воздействия имеют место загрязнения атмосферного воздуха, подземных и поверхностных вод. Интенсивность процессов техногенного воздействия различной природы описывается соответствующими показателями. Физические техногенные воздействия могут характеризоваться плотностью соответствующих физических полей, химические воздействия – показателями скорости массопереноса. Результат процессов техногенного воздействия описывается показателем техногенной изменяемости компонентов окружающей природной

среды [4, с. 41, 42]. Определение основных процессов техногенного воздействия и потенциально уязвимых компонентов окружающей среды позволяет предложить недропользователю ту или иную систему специализированных наблюдений с целью обеспечения необходимой информацией для принятия превентивных мер и корректирующих смягчений негативного влияния работ по использованию недр. Развитие и внедрение мониторинга и научного сопровождения недропользования как нового вида работ закономерно сопровождается возникновением отдельных проблемных вопросов и трудностей. Часть из них решается в текущем режиме работы ГКЗ, а часть требует вынесения на рассмотрение всех специализированных предприятий – исполнителей работ по МиНС недропользования, Государственной службы геологии и недр Украины. Анализ общих проблем внедрения системы мониторинга и научного сопровождения недропользования в Украине позволил наметить основные задачи ее дальнейшего развития: 1. Несовершенство организационноправовых механизмов обеспечения мониторинга и научного сопровождения недропользования требует нормативноправового урегулирования. 2. Выполнение работ различными специализированными предприятиями требует совершенствования единой методической базы проведения мониторинга и научного сопровождения недропользования, применения ними единых форм и форматов представления информации. 3. Разнообразие объектов по видам работ по использованию недр и видам полезных ископаемых создает предпосылки для развития специализации исполнителей мониторинга и научного сопровождения недропользования. 4. Развитие сотрудничества между заказчиками и исполнителями мониторинга и научного сопровождения недропользования должно обеспечить формирование заинтересованности недропользователей

в проведении мониторинга и научного сопровождения недропользования. 5. Рекомендации исполнителей мониторинга и научного сопровождения недропользования должны быть направлены на повышение эффективности геологоразведочных и горнодобывающих работ, полноты извлечения и комплексности использования полезных ископаемых, охрану окружающей среды. Выводы 1. Мониторинг и научное сопровождение недропользования – новый механизм государственного регулирования в сфере использования недр. Его цель – привлечение научных организаций в систему управления недропользованием, перевод функции контроля над использованием недр на качественно новый научно обоснованный уровень, развитие системы консультативно-методической поддержки и помощи пользователю недр. 2. Мониторинг и научное сопровождение геологоразведочных и горнодобывающих работ – новый вид работ и новое направление научной деятельности. Их развитие связано с практической апробацией “Методических рекомендаций по проведению МиНС”, последующим их усовершенствованием на основе наработанных методик и полученных результатов. 3. Многообразие объектов недропользования по видам полезных ископаемых и видам работ, способам и стадиям разработки месторождений обусловливает различия их влияния на компоненты окружающей природной среды, что создает предпосылки для развития специализации исполнителей мониторинга и научного сопровождения. 4. Особое значение среди определенных в статье задач развития системы мониторинга и научного сопровождения недропользования имеет совершенствование ее методической базы и создание единого информационного пространства относительно представления результатов МиНС. Решение этой задачи направлено на интегрирование информации, получен-

ной в ходе выполнения работ по МиНС недропользования объектного уровня, использование, сравнение и анализ их результатов для разработки и реализации государственной политики в сфере рационального использования и охраны недр. ЛИТЕРАТУРА 1. Закон України “Про затвердження Загальнодержавної програми розвитку мінерально-сировинної бази України на період до 2030 року”//Відомості Верховної Ради, 2011. № 44. С. 457. 2. Інформація для надрокористувачів щодо проведення моніторингу та наукового супроводження надрокористування/ [Электронный ресурс]. Режим доступу: http://www.geo.gov.ua/monitoring-ta-naukovesuprovodjennia-nadrokoristuvannia.html

3. Постанова Кабінету Міністрів України № 615 від 30.05.2011 “Про затвердження Порядку надання спеціальних дозволів на користування надрами”//Офіційний вісник України, 2011, № 45. 1832 с. 4. Рудько Г., Адаменко О. Екологічний моніторинг геологічного середовища: Підручник. Львів: Видавничий центр ЛНУ ім. Івана Франка, 2001. 260 с. 5. Рудько Г. И., Панибрацкая А. В. Разработка концепции мониторинга объектов недропользования для снижения экологических опасностей (на примере Украины)//Экологический риск и экологическая безопасность: Материалы ІІІ Всероссийской научной конференции с международным участием (Иркутск, 24–27 апреля 2012 г.). Иркутск: Издательство Института географии им. В. Б. Сочавы СО РАН, 2012. Т. 2. С. 283–286.

Р у к о п и с о т р и м а н о 08.01.2013.

Розглянута специфіка організаційно-правового забезпечення моніторингу й наукового супроводження надрокористування в Україні – нового механізму державного регулювання у сфері використання надр. Розкриті особливості й напрями розвитку моніторингу й наукового супроводження надрокористування в ДКЗ. Визначені поточні проблеми й завдання розвитку системи моніторингу та наукового супроводження надрокористування в Україні. Ключові слова: моніторинг і наукове супроводження, об’єкт надрокористування, постійно діюча модель, спеціалізація виконавців. Present article reviews organizational and legal mechanisms concerning monitoring and scientific support of subsurface use in Ukraine – a new instrument of state regulation in the sphere of subsurface management. The features and directions of monitoring development as well as the scientific maintenance of subsoil use in State Commission of Ukraine on Mineral Resources were described. Current challenges and issues concerning monitoring development and scientific maintenance of subsoil use in Ukraine were identified. Keywords: monitoring and scientific support, object subsoil, continually-operating model, specialization of executors.

УДК 551.735.9:552.5

Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, проф., акад. АН РС(Я), председатель Западно-Якутского научного центра (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный

ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И РАЗВИТИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ В СВЯЗИ С АЛМАЗОПОИСКОВЫМИ РАБОТАМИ Приведена краткая характеристика геологического строения и особенностей развития Сибирской платформы, начиная от архея и заканчивая формированием четвертичных отложений. Особое внимание уделено перспективным на поиски алмазных месторождений верхнепалеозойским и мезозойским терригенным толщам основных алмазоносных районов платформы (Малоботуобинский, Моркокинский и Далдыно-Алакитский). Показано, что в разрезе платформенного чехла отчётливо выделяются пять крупных литолого-формационных комплексов, разделённых региональными несогласиями: вендсилурийский, среднепалеозойский (девон-нижнекаменноугольный), верхнепалеозойскийнижнемезозойский, мезозойский-третичный и четвертичный. Магматические образования представлены основными (траппы) и щёлочно-ультраосновными (кимберлиты) группами пород. Отложения верхнепалеозойского возраста повсеместно развиты в регионе (от Малоботуобинского района на юге до Далдыно-Алакитского района – на севере) и являются основными коллекторами кимберлитовых минералов. Для мезозойского времени характерны специфические особенности накопления продуктивных отложений, обусловленные развитием двух структурно-формационных зон. В юго-восточной зоне, охватывающей центральную часть Ангаро-Вилюйского наложенного мезозойского прогиба, были неблагоприятные условия для накопления алмазоносного материала. В северо-западной структурно-формационной зоне практически с позднетриасового до плинсбахского времени на возвышенных платообразных поднятиях, где выходили на дневную поверхность кимберлитовые тела и более древние коллектора алмазов и их минераловспутников, происходило корообразование с одновременным размывом и переотложением материала кор выветривания в располагающихся вблизи локальных депрессиях. Ключевые слова: Сибирская платформа, Малоботуобинский, Моркокинский и Далдыно-Алакитский алмазоносные районы, мезозойские структурно-формационные зоны.

Сибирская платформа является типичной древней структурой, формирование фундамента которой относится к археюначалу протерозоя [15, 19]. В нем выделяется несколько разновозрастных древних складчатых комплексов. Осадочный чехол представлен верхнепротерозойскими и фанерозойскими образованиями [12–20]. Границы современной Сибирской платформы подчёркиваются швами и разновозрастными краевыми прогибами. Так, западная граница прослеживается

несколько восточнее р. Енисей, по территории Туруханских складок и Енисейского кряжа. На севере она проходит в средней части Пясинской впадины, где под полого залегающим чехлом мезозоя и кайнозоя через Предтаймырский прогиб платформа смыкается с Таймырской складчатой областью. Далее она оконтуривается Лено-Анабарским прогибом, окаймляющим с юга затухающую ветвь мезозойских складчатых структур кряжей Прончищева, Оленёкского и Усть-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

Оленёкского. На востоке вдоль Предверхоянского прогиба Сибирская платформа граничит с мезозойскими структурами Верхоянской складчатой зоны. Лишь на юге, на склоне Алданской антеклизы, её сочленение с этой складчатой зоной проходит по краевому шву. На юго-востоке, юге и юго-западе платформа соприкасается (обычно по зонам крупных разломов) с протерозойскими складчатыми областями: Джугджуро-Становой, Байкальской и Восточно-Саяно-Енисейской [7, 8, 16]. Сибирская платформа представляет собой обширную плиту, осложнённую рядом положительных и отрицательных структур. Основными тектоническими элементами платформы являются антеклизы, седловины, поднятия, синеклизы, прогибы и впадины. Последние были активно развивающимися структурами, которые испытывали прогибания в течение продолжительного времени. В противоположность этому антеклизы, седловины и поднятия формировались как пассивные образования платформы, возникшие в связи с прогибанием синеклиз, прогибов и впадин. Главными среди структур выделяются Алданская, Анабарская, Байкитская и Непско-Ботуобинская антеклизы, которые представляют собой обширные структуры с чрезвычайно пологими крыльями. Их заложение относится к самым начальным стадиям формирования платформы, Но уже в протерозое, в связи с развитием на юге входящего угла Байкальской геосинклинали, в пределах “первичного щита” платформы, в бассейне р. Вилюй, заложилась система крупных разломов северо-восточного простирания и связанных с ними прогибов (авлакогенов), которые разделили платформу на два блока [1, 6, 10]: Тунгусско-Анабарский и Лено-Алданский. Эти блоки, являющиеся первым выражением антеклиз, в дальнейшем по мере расширения синеклиз, молодых впадин и прогибов региона существенно сокращались в размерах, но сохраняли своё приподнятое положение на протяжении всего палеозоя, мезозоя и кайнозоя. В современном структур-

ном плане антеклизы не имеют чёткого антиклинального строения, а представляют собой плосковершинные структуры – приподнятые блоки фундамента. Здесь обнажаются наиболее древние породы, относящиеся к нижним горизонтам чехла или фундамента. Для синеклиз характерны длительное конседиментационное развитие и прогрессивное их расширение за счёт антеклиз. Синеклизы, особенно по верхним горизонтам выполняющих их отложений, имеют характер наложенных структур. В геологическом строении Сибирской платформы принимает участие обширный комплекс пород от архейского до современного возраста [4–7]. Фундамент сложен архейскими и нижнепротерозойскими породами, а платформенный чехол – верхнепротерозойскими, палеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими образованиями. Архейские метаморфические породы выходят на дневную поверхность на Анабарском и Алданском щитах. Сложены они разнообразными гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами и в меньшей степени кварцитами и мраморами, общей мощностью более 25 км. Нижнепротерозойские образования обнажаются только на Оленёкском поднятии, где они представлены сравнительно слабо метаморфизованными толщами песчаников, алевролитов и других пород. Верхнепротерозойские отложения вскрываются в пределах Анабарской и Алданской антеклиз и сложены терригенными (преимущественно песчаного состава) породами, которые залегают с размывом на образованиях нижнего протерозоя или архея. Кембрийские, ордовикские и силурийские карбонатные, сульфатно-галогеннокарбонатные и терригенно-карбонатные осадки сплошным чехлом перекрывают породы архея и протерозоя и нередко выходят на дневную поверхность в пределах антеклиз платформы. Девонские отложения выполняют среднепалеозойские Эвенкийскую синеклизу, Ыгыаттинскую и Кемпендяйские впадины, перекрытые соответственно верхнепалеозойскими об-

разованиями Тунгусской и мезозойскими осадками Вилюйской синеклиз и участками (на северо-востоке – первой и на западе – второй) выходят на дневную поверхность по обрамлению этих синеклиз [10, 19]. Они представлены лагунными и прибрежно-морскими терригенными образованиями, к которым в Ыгыаттинской и Кемпендяйской впадинах присоединяются вулканогенные породы. Развитие верхнепалеозойских терригенных отложений приурочено к Тунгусской синеклизе, а также к Предтаймырскому и Лено-Анабарскому прогибам. Вскрываются они по бортам этих структур, а в центральной части синеклизы перекрыты мощной толщей терригенно-вулканогенных образований нижнего триаса. Последние устанавливаются в Предтаймырском и ЛеноАнабарском краевых прогибах. При этом в Ыгыаттинской впадине под мезозойскими осадками Вилюйской синеклизы отмечаются только нижнекаменноугольные терригенные отложения. Мезозойские терригенные осадки широко развиты в Вилюйской синеклизе, а также в обрамляющих платформу краевых прогибах (Предтаймырский, Лено-Анабарский и Предверхоянский). Из кайнозойских образований ограничено распространены неогеновые покровные осадки Вилюйской синеклизы и южного склона Анабарской антеклизы, отложения нижних частей наиболее древних террас долин рек Лена и Вилюй, а также континентальная угленосная толща Нижнеалданской впадины в низовьях р. Алдан. Четвертичные отложения наблюдаются на описываемой территории повсеместно. Магматические образования Сибирской платформы сформировались в течение семи циклов [4, 10]. Проявления архейского цикла установлены на территории Анабарского кристаллического массива. В ранние его фазы происходили излияния лав основного состава, а в поздние – внедрение интрузий кислого состава. Здесь также известны магматические образования раннепротерозойского (ранние породы имеют основной состав, а бо-

лее поздние – средний и кислый) и позднепротерозойского (породы основного состава) циклов. Кроме того, в ЮдомоМайском прогибе Алданской антеклизы известны интрузии ультраосновного щёлочного состава верхнего протерозоя. В раннепалеозойский магматический цикл формировались изверженные породы основного состава и на Анабарской антеклизе. На территории Сибирской платформы широко проявился среднепалеозойский цикл магматической деятельности, которая ознаменовалась выносом магматических продуктов основного и ультраосновного (образовались кимберлитовые трубки) состава. Позднепалеозойский-раннемезозойский магматический цикл наиболее интенсивно проходил в пределах Тунгусской синеклизы, где образовалась мощная туфолавовая толща, а по периферии – трапповые силлы. Кроме того, на завершающем этапе этого цикла внедрялись породы ультраосновного состава. В мезозойский (средне-позднемезозойский) цикл на территории Анабарской антеклизы происходили излияния лав основного состава и образовались кимберлитовые трубки. Магматические образования представлены основными (траппы) и щёлочно-ультраосновными (кимберлиты) группами пород. Первые развиты преимущественно в западной части региона, вторые обнаружены в пределах Малоботуобинского, Моркокинского и Далдыно-Алакитского алмазоносных районов. Породы трапповой формации образуют силлы, дайки и трубки взрыва и имеют среднепалеозойский и позднепалеозойский-раннемезозойский возраст. При этом среднепалеозойские траппы в северной части региона не установлены. Кимберлиты, слагающие трубки взрыва, дайки и силлы, имеют среднепалеозойский возраст. В истории геологического развития Сибирской платформы намечается [10] девять этапов: архейский, раннепротерозойский, позднепротерозойский, кембрийско-раннедевонский, среднедевонский-раннекаменноугольный, среднека-

менноугольный-триасовый, юрский-раннемеловой, позднемеловой-палеогеновый и неоген-четвертичный. В первые два этапа произошло становление складчатых структур фундамента платформы. С верхнего протерозоя началось формирование осадочного чехла и заложение её первичного структурного плана, по которому в кембрийско-раннедевонский этап продолжалось его развитие на всей территории платформы. Резкая перестройка структурных планов платформы произошла в среднедевонский-раннекаменноугольный этап, когда окончательно сформировались впадины на территории ныне существующих Тунгусской и Вилюйской синеклиз. В последние три этапа развитие территории платформы происходило по этому новому структурному плану. В последнем (неоген-четвертичном этапе) отмечается общее воздымание Сибирской платформы. Выполняющие Тунгусскую синеклизу терригенные отложения верхнего палеозоя выходят на дневную поверхность по её бортам. Здесь они представлены континентальными и прибрежно-морскими терригенными образованиями. Поскольку высокоалмазоносные среднепалеозойские кимберлитовые трубки обнаружены у восточного борта синеклизы, то именно здесь (Малоботуобинский, Моркокинский и Далдыно-Алакитский алмазоносные районы) в этих образованиях в основном и сконцентрированы [2, 3, 9] продукты разрушения кимберлитов – алмазы и их минералы-спутники (пироп, пикроильменит, хромшпинелиды и др.), а в Малоботуобинском районе установлены и россыпи алмазов позднепалеозойского возраста. Вдоль южного борта синеклизы развиты преимущественно тонкозернистые осадки (глины и алевролиты), в которых фиксируются единичные мелкие (менее 1 мм) зёрна пиропов. Слабая заражённость кимберлитовыми минералами отложений верхнего палеозоя отмечается и на северном борту Тунгусской синеклизы. В отличие от этого, на её западном борту (в пределах Байкитской антеклизы) в

данных отложениях участками устанавливается несколько повышенная концентрация минералов-спутников алмаза и находки самих алмазов. Всё это обусловило высокую степень геологической изученности верхнепалеозойских образований восточного борта Тунгусской синеклизы, который остаётся наиболее перспективным на обнаружение здесь как погребённых высокоалмазоносных кимберлитовых трубок, так и россыпей алмазов, то есть эта территория на сегодня является основным объектом поисков и эталоном в геолого-структурном, методическом и поисковом плане для других подобных регионов платформы. Восточный борт верхнепалеозойской Тунгусской синеклизы в структурном отношении находится в пределах крупных и древних (дофанерозойского заложения) структур Сибирской платформы, таких как Анабарская, Непско-Ботуобинская антеклизы и расположенной между ними Сюгджерской седловины и впоследствии в различной степени наложившихся на них Тунгусской верхнепалеозойской и Вилюйской мезозойской синеклиз, а также одновозрастного с последней Ангаро-Вилюйского прогиба [10]. Площадь данной территории составляет 260 тыс. км2, протягиваясь в виде меридиональной полосы, шириной 400 км и длиной 650 км. На южном её окончании находится Малоботуобинский алмазоносный район, который приурочен к Ботуобинскому сводовому поднятию (северовосточная часть Непско-Ботуобинской антеклизы), разделяющему две крупные впадины: Тунгусскую синеклизу на западе и Вилюйскую синеклизу на востоке. Северное же окончание этой полосы охватывает Далдыно-Алакитский, а между ними находится Моркокинский алмазоносный район, располагающиеся в пределах южного склона Анабарской антеклизы и Сюгджерской седловины, на которые наложены северо-восточное и восточное крылья Тунгусской синеклизы. Платформенный чехол рассматриваемой территории сложен терригеннокарбонатными и сульфатно-галогенно-

карбонатными породами венда-нижнего палеозоя, залегающими непосредственно на кристаллическом фундаменте, несогласно перекрывающими их вулканогенно-терригенными образованиями верхнего палеозоя-нижнего мезозоя, терригенными породами верхнего триаса-нижней юры, а также маломощными четвертичными отложениями. Образования рифея и среднего палеозоя выпадают из разреза. Первые, по-видимому, не накапливались на площади Непско-Ботуобинской антеклизы и Сюгджерской седловины, хотя в смежных впадинах, погребённых под Тунгусской и Вилюйской синеклизами, они достигают большой мощности [10, 20]. Среднепалеозойские образования фрагментарно накапливались на указанных поднятиях, но впоследствии были почти полностью размыты. В погребённой Ыгыаттинской впадине, расположенной восточнее изученного региона, они представлены вулканогенно-терригенными и карбонатными отложениями большой (до 1 км) мощности. Общая мощность пород платформенного чехла достигает на крыльях этих поднятий 3 000 и более метров, а в их сводовой части сокращается до 1 940 м (бассейн верхнего течения р. Большая Ботуобия). Современный структурный план рассматриваемой территории сформировался в результате суммарных, неоднократно проявившихся в течение всей истории геологического развития, разного рода тектонических движений, что нашло своё отражение как в формах самих структур, так и в закономерностях изменения вещественного состава пород. Естественно, каждое последующее проявление тектонических движений оставляло свой след на уже имевшихся к тому времени структурах и порой настолько сильно их видоизменило, что они не всегда распознаются традиционными методами исследований. Восстановление древнего структурного плана каждого периода в отдельности и особенно для времени формирования кимберлитовых тел и россыпей является одной из важнейших геологических за-

дач при прогнозировании месторождений алмазов. Исходя из этого и имеющегося фактического материала, анализируется развитие геологических структур изучаемого региона и особенно тех, которые предположительно контролируют размещение кимберлитов и россыпей алмазов. Так, в разрезе платформенного чехла отчётливо выделяются пять крупных литолого-формационных комплексов, разделённых региональными несогласиями [7, 10]: венд-силурийский, среднепалеозойский (девон-нижнекаменноугольный), верхнепалеозойский-нижнемезозойский, мезозойский-третичный и четвертичный. С учётом этого и наличия в смежных погребённых впадинах мощных рифейских толщ, а также принимая во внимание проявления разновозрастного магматизма различной глубинности, в истории геологического развития рассматриваемой территории выделяется шесть этапов. В течение наиболее древнего рифейского этапа указанные выше поднятия региона отчётливо фиксируются по выпадению отложений соответствующего возраста. Их большая мощность в смежных впадинах, установленная геофизическими методами, указывает на существовавший в это время контрастный тектонический рельеф. Например, в центральной части Нюйско-Джербинской впадины общая мощность этих отложений составляет 2,0–2,5 км, в Вилюйской синеклизе равна 1,5 км, а в Тунгусской достигает 6 км. Все эти данные позволили отдельным исследователям сделать вывод о том, что в позднем протерозое сохранялся дифференцированный рельеф, установленный от орогенного этапа, а тектонические движения были довольно интенсивными. Поэтому накопление образований рифея происходило главным образом в глубоких прогибах, а также на склонах и в меньшей степени на сводах некоторых относительно слабо возвышающихся поднятий. К последним обычно относят Анабарский массив и поднятия его южного склона. Исходя из этого можно заключить, что время заложения данной крупной поло-

жительной структуры относительно к рифею – эпохе, когда отчётливо фиксируется усиление воздымания других поднятий Сибирской платформы и её складчатого обрамления [10]. Возможно позже, в конце рифея, указанная структура разбивается на ряд обособленных поднятий: Анабарскую и Непско-Ботуобинскую антеклизы и находящуюся между ними Сюгджерскую седловину. Венд-силурийский этап характеризуется развитием надпорядковых аккумулятивных структур платформы, которым свойственна определённая последовательность тектонических движений, образующих завершенный тектоноседиментационный цикл. На протяжении этого этапа сформировалась мощная (более 2 км) толща карбонатных образований. Степень их терригенности и количество соленосных горизонтов уменьшается с юга на север. Так, в южной половине рассматриваемой территории развиты терригенные и карбонатно-терригенные отложения курсовской и иктяхской свит венда, общей мощностью 430–575 м, карбонатно-соленосные образования юедейской (325–400 м) свиты, битуминозные карбонатные – эльгяйской (80–90 м), карбонатно-соленосные – толбачанской (440–450 м), существенно карбонатные – олекминской (130–170 м), карбонатносоленосные – чарской (200–350 м) и битуминозные карбонатно-ангидритогипсоносные брекчиевые образования метегерской свиты (100–145 м) среднего кембрия. Верхняя часть разреза пород, сформированных в течение данного этапа, сложена терригенно-карбонатными отложениями мирнинской (130–180 м), холомолохской (210 м) свит верхнего кембрия и балыктахской (160–190 м) свиты нижнего ордовика. Выше залегают карбонатные и гипсо-карбонатные породы криволуцкой (35–45 м), станской (30–60 м) свит среднего и харьялахской (35–85 м), ойусутской (40 м) свит верхнего ордовика, а также меикской (80–130 м) свиты нижнего силура. В северной половине описываемого региона развита карбонатная толща по-

род, содержащих на отдельных горизонтах примеси глинистой составляющей. В её разрезах выделяются следующие свиты: старореченская (160 м) венда, маныкайская (190 м), эмяксинская (440 м) и куонапская (125 м) нижнего кембрия, удачнинская (550 м) среднего кембрия, чукукеская (110 м), мархинская (460 м) и моркокинская (385 м) верхнего кембрия, олдондинская (305 м) и сохсолоохская (85 м) нижнего, сытыканская (5–15 м) среднего и кылахская (10–35 м) верхнего ордовика, а также меикская (50–180 м) нижнего силура. Следует отметить, что породы вендсиллурийского тектоноседиментационного цикла выходят на дневную поверхность лишь участками в сводовой части НепскоБотуобинской антеклизы и Сюгджерской седловины, а на остальной площади региона перекрыты верхнепалеозойскими и мезозойскими отложениями. Характерно, что карбонатные образования с фауной средне-верхнего ордовика и нижнего силура сохранились от размыва на крыльях этих поднятий [10]. О былом повсеместном распространении указанных отложений свидетельствует их литологическое сходство и идентичность встречаемой фауны на восточном и западном склонах данных поднятий, а также наличие многочисленных ксенолитов пород с фауной лландоверийского яруса нижнего силура в кимберлитовых трапповых трубках взрыва, обнажающихся в настоящее время в сводовой части Ботуобинского поднятия среди пород верхнего кембрия или нижнего ордовика [10]. Характеризуемый этап разделяется на венд-средне-кембрийский и позднекембрийский-силурийский подэтапы, на границах которых произошла небольшая перестройка структурного плана, особенно четко проявившаяся на юге платформы. В начальный период дифференцированный блоковый характер движений обусловил накопление толщ вендских отложений повышенной мощности (первые километры) в крупных впадинах платформы и пониженной мощности (первые сотни метров) – на поднятиях. Так, согласно

региональным исследованиям [12, 13], вся платформа в вендско-среднекембрийское время затопляется мелководным эпиконтинентальным морем. В её пределах выделяются три различные структурноформационные зоны: Лено-Тунгусская, Юдомо-Оленёкская и Анабаро-АлданоРыбнинская. Последняя представляла собой мелководный своеобразный барьер, который отделял воды глубоководной части открытого моря (Юдомо-Оленёкская зона) от солеродных вод самой крупной лагуны в истории земного шара (ЛеноТунгусская зона). Изученный регион находится в пределах Алдано-АнабароРыбинской положительной структуры, охватывая Ангаро-Вилюйское поднятие, которое в общем плане соответствует современным границам Непско-Ботуобинской, Анабарской антеклиз и Сюгджерской седловины. В ранне-среднекембрийское время структуры вендского периода развивались унаследовано и характеризуются относительно менее четким оформлением впадин и разделяющих их приподнятых зон. Существовавшие стабильные тектонические условия способствовали формированию мощной толщи сульфатно-галогенно-карбонатных пород. Однако в отдельные периоды венда-среднего кембрия на территории всей Сибирской платформы все же проявлялась активность этих движений, которая обусловила перерывы в осадконакоплении, существовавшие в период формирования своеобразных гипсоангидритовых образований с горизонтами карбонатных брекчий. Кроме того, в конце первой половины среднего кембрия в связи с общим поднятием Сибирской платформы, вызванным завершением геосинклинального развития обширных областей её южного обрамления, наступила новая более существенная структурная перестройка территории и регрессия моря [10, 12]. На освободившихся от моря участках суши происходили размыв карбонатных пород кембрия и образование брекчий. В этот своеобразный период развития региона, являющийся границей между двумя

геотектоническими этапами развития Сибирской платформы, осуществлялось накопление специфических образований (гипсоангидритовые породы и карбонатные брекчии) среднего кембрия, которыми и завершается формирование отложений венд-среднекембрийского подэтапа. В Предбайкальском прогибе этот региональный перерыв, вызванный структурной крупнейшей перестройкой региона, сопровождался магматическими процессами, которые выразились во внедрении в породы чехла по тектоническим нарушениям основной магмы, родоначальной для диабазов патомского комплекса [7]. Диабазы в виде даек выполняют зоны разломов, а также образуют пластовые тела, мощностью до первых десятков метров. Располагаются они этажами, приурочиваясь к определённым ослабленным горизонтам или же к границам слоистых толщ среди пород венда и нижнего кембрия. Подобные магматические образования встречены в Малоботуобинском алмазоносном районе и в других частях Сибирской платформы и её обрамления. Следует при этом подчеркнуть, что в Ангаро-Ленском прогибе отложения верхнего кембрия залегают на размытых породах среднего или нижнего кембрия с угловым несогласием. Здесь же отмечается дислоцированность пластовых тел траппов совместно с вмещающими их образованиями венда-среднего кембрия. С удалением на север от приорогенной области в сторону Сибирской платформы рассматриваемый региональный перерыв в осадконакоплении и вызвавшая его структурная перестройка выражаются менее отчётливо, потому что этот перерыв в описываемом регионе по времени был меньшим, так как мощность среднекембрийских отложений здесь превышает таковую в прогибе [10]. Образование сначала красноцветных и пёстроцветных терригенно-карбонатных, а затем карбонатных и гипсоносных пород позднекембрийского-силурийского подэтапа происходило в условиях неглубокого морского бассейна на некотором

удалении от области питания – Байкальской горной страны. Поэтому в южном направлении в указанных породах возрастает крупность терригенных частиц. При этом наибольшие развития в составе устанавливаются для верхнекембрийско-ордовикских отложений. В данном регионе эти осадки имеют карбонатно-терригенный состав и мощность 0,4–0,5 км. В Тунгусской и Вилюйской синеклизах состав их изменяется на глинисто-карбонатный и карбонатный, а мощности возрастают примерно в четыре раза. От синеклиз по мере приближения к рассматриваемым крупным поднятиям и на самих поднятиях происходит увеличение количества и крупности терригенного материала верхнекембрийских отложений и возрастает их красноцветность (особенно это характерно для южной половины региона), что свидетельствует об увеличении глубины морского бассейна в синеклизах. Следует также отметить специфические текстурные особенности и состав образований верхнего кембрия-нижнего ордовика (наличие горизонтов внутриформационных карбонатных конгломератов, следов ряби, трещин усыхания и др.), которые обусловлены проявлением восходящих тектонических движений, вызвавших постепенное обмеление морского бассейна и приведших в конце раннеордовикского времени к установлению в регионе континентальных условий и частичному размыву пород. При анализе состава ордовикских отложений можно сделать вывод, что Непско-Ботуобинская антеклиза и Сюгджерская седловина как положительные структуры вновь начали особенно рельефно проявляться со среднего ордовика. Этот вывод подтверждается сокращением мощности и увеличением крупности терригенных частиц образований криволуцкой свиты по направлению к сводовой части рассматриваемых поднятий. Базальные слои образований яруса залегают на размытой поверхности различных горизонтов нижнего ордовика. Необходимо также подчеркнуть, что венд-силурийский этап можно характери-

зовать как период развития крупных пологих структур, в общем унаследованных от структур фундамента. При этом структуры более высоких порядков (второго и выше) в то время имели более сглаженные формы чем сейчас, что подтверждается результатами бурения здесь глубоких нефтеразведочных скважин, вскрывших под осадочным чехлом породы архея и сокращённые мощности (по сравнению с соседними впадинами) венд-силурийских отложений. Реставрация структурно-формационной обстановки в среднем палеозое для региона сопряжена с большими трудностями, обусловленными отсутствием на его площади соответствующих отложений. Поэтому приходится использовать материалы по сопредельным территориям, сведения по ксеногенному материалу трубок взрыва кимберлитовых и трапповых пород. Нередко в качестве косвенных признаков используется состав материала кор выветривания и продуктов их ближнего переотложения в верхнепалеозойских и мезозойских отложениях, а также закономерности распространения в регионе определённых стратиграфических горизонтов нижнепалеозойских пород, выведенных на дневную поверхность в результате тех или иных тектонических движений. Существование Непско-Ботуобинской антеклизы и Сюгджерской седловины в качестве положительных структур в среднем палеозое определяется на основании изучения формационных рядов среднепалеозойских отложений, развитых в Эвенкийской синеклизе и Ыгыаттинской впадине. Из этих рядов формаций видно [10], что состав пород в указанных структурах резко различный, свидетельствующий об их автономном развитии, то есть они разделялись между собою указанными поднятиями. В то же время данные поднятия были перекрыты среднепалеозойскими отложениями, состав которых здесь был другой, чем в сопредельных впадинах. Об этом свидетельствуют следующие данные: а) кимберлитовые трубки Спутник и Дачная в значительной степени обогаще-

ны (иногда до 40 % общей массы кимберлита) псаммитовым материалом на глубину до 70 м от современной поверхности кимберлитовмещающих пород, который несколько отличается от такового терригенно-карбонатных образований нижнего палеозоя по размеру и составу его зёрен; б) в лапчанской свите нижней перми, отложения которой по составу и условиям формирования относятся к формациям переотложенных древних кор выветривания, отмечается, наряду с плохо окатанным и несортированным обломочным материалом, присутствие большого количества (до 60 %) хорошо окатанных зёрен песчаной размерности и крупных галек пород, несвойственных региону, а также устанавливаются минералы-спутники алмаза со следами значительного износа. Поступали данные минералы в лапчанскую свиту из более древних (вероятно, нижнекаменноугольных) отложений, сформированных уже после внедрения кимберлитов. Всё это вместе взятое позволяет с некоторой долей условности наметить следующий ряд формаций в разрезе отложений среднего палеозоя, существовавший в пределах указанных поднятий: песчаная позднедевонского возраста (до внедрения кимберлитов) и гравийнопесчаная нижнего карбона, накопившаяся после внедрения кимберлитов. К сожалению, мощности этих формаций в настоящее время определить нельзя, но можно предположить, что они были в несколько раз меньше, чем в западной части Ыгыаттинской впадины и в восточной части Эвенкийской синеклизы, наиболее близко расположенных к рассматриваемым поднятиям. Они в среднем палеозое (особенно в девонское время) относительно резко воздымались над окружившими впадинами (Ыгыаттинской и Эвенкийской), то есть были проявлены наиболее ярко за всё время своего существования. О внутреннем строении данных поднятий можно судить исходя из степени эродированности отдельных их частей в позднепалеозойское и мезозойское время. В сводовых частях поднятий размыты поро-

ды нижнего силура, верхнего, среднего и частично нижнего ордовика, а участками и верхние горизонты пород верхнего кембрия. В то ж время на склонах поднятий эти породы сохранились от размыва и поля их развития имеют вытянутую в северо-восточном направлении форму, то есть являются узкими блоками, которые в результате дифференцированных движений характеризовались разной амплитудой вертикальных перемещений. Эти блоки расположены на протяжении вытянутой в этом же направлении самой структуры Ыгыаттинской впадины, также ограниченной разломами северо-восточной, субмеридиональной и северо-западной ориентировки. О высокой их активности свидетельствует приуроченность к ним даек диабазов и трубок взрыва агломератовых туфов основного состава преимущественно по разломам северо-восточного и субмеридионального простирания, трубок и даек кимберлитовых пород по разломам северо-западного (Малоботуобинский район) и северо-восточного (ДалдыноАлакитский район) направлений, в зонах сочленения с нарушениями, соответственно, субмеридионального и северо-западного простирания. Условия формирования структурного среднепалеозойского комплекса на Сибирской платформе обусловлены завершением каледонского и началом герцинского тектонического циклов. В указанный период произошла значительная структурная перестройка региона. В раннем девоне южная часть платформы (в том числе и рассмотренные поднятия) испытали резкое воздымание. Поэтому здесь установились континентальные условия и начался размыв пород нижнего палеозоя. В это же время происходило становление Байкало-Патомской горной области и складчатости в Ангаро-Ленском прогибе. А в рассматриваемом регионе практически завершилось формирование положительных структур разного порядка, и по разломам происходило внедрение в породы нижнего палеозоя трапповой магмы. При этом активизация траппового магма-

тизма происходила неоднократно, так как в разрезе отложений среднего палеозоя Ыгыаттинской впадины установлены покровы базальтов и прослои туфов и туффитов. Данная впадина, унаследованная от более древней структуры, по разломам северо-западного направления продолжала интенсивно развиваться в среднем девоне, вплоть до раннего карбона. За это время в западной части впадины сформировалась толща вулканогенно-осадочных образований, расчленённая на харьяюряхскую, аппаинскую и вилюйчанскую свиты (до 400 м) среднего-верхнего девона, эмяксинскую и онкучахскую свиты нижнего карбона, общей мощностью до 470 м. При этом следует отметить, что относительно крутой (4–6°) восточный склон Ботуобинского поднятия приобрёл близкие к современным очертаниям во время формирования Ыгыаттинской впадины. Поскольку кимберлитовый магматизм в регионе проявился в конце девона-начале карбона, то возможно эта новая активизация тектонических движений обусловлена заложением Тунгусской синеклизы и замыканием бассейнов средне-позднепалеозойского осадконакопления на Сибирской платформе. Таким образом, в среднепалеозойское время Непско-Ботуобинская антеклиза и Сюгджерская седловина представляли собой наиболее ярко выраженные положительные структуры и имели линейноблоковое строение. При этом амплитуда перемещения отдельных блоков изменялась от первых метров (или полного его отсутствия) в пределах сводовой части этих поднятий до 600 м на западной окраине Ыгыаттинской впадины. После завершения осадконакопления и инверсий структур среднего палеозоя рельеф района, по-видимому, был контрастным, что способствовало значительному размыву (около 300 м) пород региона (в том числе и кимберлитов) до начала формирования отложений верхнего палеозоя. В первую очередь подвергались денудации, имевшие развитие в районе, маломощные образования среднего палеозоя, а затем

– терригенно-карбонатные породы нижнего палеозоя. Особенностью позднепалеозойского-раннемезозойского этапа является то, что позднепалеозойские структуры региона развивались после внедрения кимберлитов, то есть когда началось формирование россыпей алмазов. Поэтому для прогнозно-поисковых работ на алмазы очень важно знать, какие структуры существовали в это время, как они осложнили структурный среднепалеозойский план и к каким частям приурочены повышенные концентрации кимберлитового материала. В целом структурный план позднепалеозойского-раннемезозойского этапа отличается от среднепалеозойского ещё более дробным, мозаичным строением. Вертикальная амплитуда тектонических подвижек Анабарской и Непско-Ботуобинской антеклиз и Сюгджерской седловины значительно уменьшилась, и эти поднятия стали втягиваться в общее опускание, связанное со значительным погружением смежной Тунгусской синеклизы. Локальные новообразованные поднятия и впадины влияли на закономерности распространения кимберлитовых минералов в отложениях верхнего палеозоя. Завершение формирования верхнепалеозойского-нижнемезозойского структурного комплекса ознаменовалось мощным проявлением траппового магматизма, породы которого сложно интрудировали отложения палеозоя, в результате чего сформировался относительно контрастный рельеф, который в триасовое время подвергся денудации. Структурный мезозойский комплекс сформировался в Вилюйской синеклизе под влиянием развития Верхояно-Колымской геосинклинали. В позднетриасовое время после стабилизации тектонических движений на юге региона (Малоботуобинский алмазоносный район) заложился Ангаро-Вилюйский прогиб. На фоне вначале относительно медленного, а затем всё более интенсивного погружения территории накапливалась толща мезозойских отложений как в самом прогибе, так и в пределах восточного склона Ботуобинского

поднятия и Сюгджерской седловины. Так, возобновление тектонических подвижек в предраннеюрское и предраннеплинсбахское время привело к интенсивному опусканию территории и накоплению (более 200 м) континентальных и прибрежно-морских отложений нижней юры. Для мезозойского времени характерны специфические особенности накопления продуктивных отложений, обусловленные прежде всего развитием двух структурно-формационных зон. В юго-восточной зоне, охватывающей центральную часть прогиба, условия, благоприятные для накопления алмазоносного материала, практически отсутствовали. Здесь за позднетриасовоераннеюрское время образовалась аллювиальная песчано-галечная толща, отложения которой представлены в основном полимиктовым, чуждым району материалом. Формирование плинсбахских и тоарских пород в пределах этой зоны происходило в прибрежно-морских условиях при незначительном поступлении алмазоносного материала из областей размыва, являвшихся обрамлением возникшего морского бассейна. В отличие от этого, в северо-западной структурно-формационной зоне практически с позднетриасового до раннеплинсбахского времени на возвышенных платообразных поднятиях, где выходили на дневную поверхность кимберлитовые тела и более древние коллектора алмазов и их минералов-спутников, происходило корообразование с одновременным размывом и переотложением материала кор выветривания в располагающихся вблизи локальных депрессиях (Тогахская и др.), а также частичный вынос его за пределы данной зоны. Здесь существовали условия для формирования делювиально-пролювиальных, пролювиально-аллювиальных и озёрных (озёрно-болотных) фаций. В позднеплинсбахское время находившиеся в рассматриваемой зоне продукты кор выветривания и обогащённые ими породы подвергались абразии с последующим накоплением эродированного материала в базальных горизонтах прибрежно-морских отложений. Глинистые морские об-

разования тоарского яруса накапливались уже в условиях перекрытия продуктов кор выветривания или их полного размыва. Исходя из этого можно сделать вывод, что в северо-западной структурно-формационной зоне существовали благоприятные условия для образования отложений, обогащённых продуктами местного материала, а при наличии выходов на дневную поверхность источников алмазов могли формироваться их россыпи. Именно таким условиям отвечает полоса, шириной до 30 км, вдоль северо-западного борта Ангаро-Вилюйского прогиба, совпадающая с Мирнинским поднятием. Здесь к пролювиально-аллювиальным и озёрным отложениям, тяготеющим к локальным депрессиям (Иреляхская и Маччобинская) центральной части указанной полосы, приурочены верхнетриасовые-нижнеюрские россыпи алмазов. В начале средней юры, после эпохи малоамплитудного погружения региона в тоарском веке, произошло воздымание всей рассматриваемой территории, в процессе которого в её пределах сформировался пенеплен с развитыми на нём корами выветривания мел-палеогенового возраста. В неогене это воздымание усилилось, что привело к почти полному их размыву. Четвертичный этап отличается от предыдущего дальнейшим усилением общего поднятия, что обусловило эрозионное расчленение древнего пенеплена. Начало врезания речных долин формируется на рубеже плиоцена и плейстоцена, на что указывает возраст высоких террас. В результате вся рассматриваемая территория приобрела облик слаборасчленённого плато. В заключение необходимо отметить, что наряду с главными неотектоническими структурами, определяющими современные условия седиментации и связанные с последними закономерности размещения кор выветривания и россыпей полезных ископаемых, во всех структурно-формационных зонах региона по дешифрированию, элементам рельефа, косвенным и прямым геологическим признакам и другим данным выявлено много

разрывных нарушений северо-западного, северо-восточного и других направлений, осложняющих внутреннее строение зон. Смещения по ним обычно небольшие (первые метры) или вообще не проявились, т. е. эти разломы заметно не влияли на условия современного осадконакопления и на закономерности размещения россыпей. Их поисковое значение заключается в том, что многие из них унаследованы от более древних эпох развития региона, и, следовательно, по ним можно картировать разрывные структуры, которые в прошлом контролировали размещение магматических образований, в том числе и кимберлитов. ЛИТЕРАТУРА 1. Акульшина Е. П., Аксенова Т. П., Фомин А. М., Писарева Т. М. Позднепалеозойский литогенез алмазоносных районов Якутии. Новосибирск: изд-во ИГиГ СО РАН, 1983. 201 с. 2. Афанасьев В. П. Типизация шлихоминералогических поисковых обстановок Якутской алмазоносной провинции//Советская геология, 1989. № 1. С. 24–33. 3. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Основные литодинамические типы ореолов индикаторных минералов и обстановки их формирования//Геология рудных месторождений, 1999. Т. 41. № 3. С. 281–288. 4. Бобриевич А. П., Бондаренко М. Н., Гневушев М. А. и др. Алмазные месторождения Якутии. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 527 с. 5. Борис Е. И., Иванив И. Н. Палеогеографические особенности формирования верхнепалеозойских продуктивных отложений Малоботуобинского района//В сб.: Геология и полезные ископаемые юга Восточной Сибири. Иркутск: изд-во ВостСНИИГИМС, 1974. С. 163–165. 6. Вербицкая Н. Г., Плотникова М. И. Региональные и локальные закономерности размещения экзогенных месторождений алмаза. Л.: Недра, 1971. 60 с. 7. Егоров К. Н., Зинчук Н. Н., Мишенин С. Г. и др. Перспективы коренной и россыпной алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы//В сб.: Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании “АЛРОСА”: современное состояние, перспективы, решения. Мирный: изд-во Мирнинской типографии, 2003. С. 50–84.

8. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). Новосибирск: изд-во Новосибирского ун-та, 1994. 240 с. 9. Зинчук Н. Н., Афанасьев В. П., Борис Е. И. Основы разномасштабного районирования алмазоносных территорий по минералам-спутникам алмаза//В сб.: Прогнозирование и поиски коренных алмазных месторождений. Симферополь, 2000. С. 34–42. 10. Зинчук Н. Н., Борис Е. И., Яныгин Ю. Т. Особенности минерагении алмаза в древних осадочных толщах (на примере верхнепалеозойских отложений Сибирской платформы). Мирный: изд-во Мирнинской типографии, 2004. 172 с. 11. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с. 12. Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск: Наука, 1976. 271 с. 13. Коры выветривания Сибири. Книга 2. Формация кор выветривания Сибирской платформы. М.: Недра, 1979, 249 с. 14. Крашенинников Г. Ф. Учение о фациях. М.: Высшая школа, 1971. 367 с. 15. Павлов С. Ф., Кашик С. А., Мазилов В. Н. и др. Позднепалеозойский литогенез на востоке Тунгусского бассейна. Новосибирск: Наука, 1982. С. 7–21. 16. Палеогеография СССР. Объяснительная записка к атласу литолого-палеогеографических карт СССР. Т. 2. Девонский, каменноугольный, пермский периоды. М.: Недра, 1975. 180 с. 17. Подвысоцкий В. Т. Терригенные алмазоносные формации Сибирской платформы. Якутск, 2000. 330 с. 18. Салтыков О. Г., Эринчек Ю. М., Устинов В. Н., Мильштейн Е. Д. Позднепалеозойские терригенные коллектора алмазов восточного борта Тунгусской синеклизы. С.-П., 1991. 223 с. 19. Старицкий Ю. Г., Басков Е. А., Малич Н. С. и др. Минерагения Сибирской платформы. М.: Недра, 1970. 208 с. 20. Файнштейн Г. Х. Основные черты строения алмазоносных осадочных формаций верхнего палеозоя восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1981. № 5. С. 46–53.

Р у к о п и с о т р и м а н о 09.01.2013.

Дано стислу характеристику геологічної будови й особливостей розвитку Сибірської платформи, починаючи від архею й закінчуючи формуванням четвертинних відкладів. Особлива увага приділена перспективним на пошуки алмазних родовищ верхньопалеозойським і мезозойським теригенним товщам основних алмазоносних районів платформи (Малоботуобінський, Моркокінський та Далдино-Алакітський). Показано, що в розрізі платформного чохла виразно вирізняються п’ять великих літолого-формаційних комплексів, розділених регіональними незгідностями: венд-силурійський, середньопалеозойський (девон-нижньокам’яновугільний), верхньопалеозойський-нижньомезозойський, мезозойськотретинний та четвертинний. Магматичні утворення представлені основними (трапи) й лужно-ультраосновними (кімберліти) групами порід. Відклади верхньопалеозойського віку повсюдно розвинені в регіоні (від Малоботуобінського району на півдні до ДалдиноАлакітського району – на півночі) і є основними колекторами кімберлітових мінералів. Для мезозойського часу характерні специфічні особливості накопичення продуктивних відкладів, зумовлених розвитком двох структурно-формаційних зон. У південно-східній зоні, що охоплює центральну частину Ангаро-Вілюйського накладеного мезозойського прогину, були несприятливі умови для накопичення алмазоносного матеріалу. У північнозахідній структурно-формаційній зоні майже з пізньотріасового до плінсбахського часу на піднятих платоподібних підняттях, де виходили на денну поверхню кімберлітові тіла й древніші колектори алмазів та їх мінералів-супутників, відбувалося короутворення з одночасним розмивом і перевідкладенням матеріалу кори вивітрювання в розміщених поблизу локальних депресіях. Ключові слова: Сибірська платформа, Малоботуобінський, Моркокінський та Далдино-Алакітський алмазоносні райони, мезозойські структурно-формаційні зони. Brief characteristics of geological structure and specific features of the Siberian platform development is provided, beginning from Archean and ending with formation of Quaternary deposits. Special attention is paid to promising on prospecting diamond deposits Upper Paleozoic and Mesozoic terrigenous thick layers of basic diamondiferous regions of the platform (Malo-Botuobinsky, Morkoka, and Daldyn-Alakit). It is indicated that in the section of platform cover five large lithologic-formation complexes could be clearly distinguished: Vend-Silurian, Middle Paleozoic (Devonian – Lower Carboniferous), Upper Paleozoic – Lower Mesozoic, Mesozoic-Tertiary and Quaternary. Magmatic formations are represented by basic (trapps) and alkali-ultrabasic (kimberlites) groups of rocks. Deposits of Upper Paleozoic age are overall developed in the region (from Malo-Botuobinsky region in the south to Daldyn-Alakit region in the north) and are the main collectors of kimberlite minerals. For Mesozoic time specific features of accumulating productive sediments, specified by development of two structural-formation zones are typical. In south-eastern zone, covering the central part of Angara-Vilyuy superposed Mesozoic sag conditions for accumulating diamondiferous material were unfavorable. In north-western structural-formation zone, practically from Late Triassic till Pliensbachian time on elevated plateau-like uplifts, where kimberlite bodies and more ancient diamonds and their accessory minerals collectors were exposed, crust formation took place with simultaneous erosion and material redeposition of crusts of weathering in situated nearby local depressions. Keywords: Siberian platform, Malo-Botuobinsky, Morkoka and Daldyn-Alakit diamondiferous regions, Mesozoic structural-formation zones.

УДК 553.495:550.83

А. А. Калашник, канд. геол. наук, главный геофизик (ГРЭ-37 КП “Кировгеология”)

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛОКАЛИЗАЦИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ УРАНА ЭКЗОГЕННО-ИНФИЛЬТРАЦИОННОГО ТИПА ДНЕПРОВСКОГО УРАНОУГОЛЬНОГО БАССЕЙНА УКРАИНСКОГО ЩИТА В ТЕСНОЙ СВЯЗИ С РАЗЛОМНОЙ ТЕКТОНИКОЙ Рассмотрены геолого-структурные особенности экзогенно-инфильтрационных месторождений урана в Днепробассе УЩ и изучена роль влияния тектонического фактора на их формирование, что позволяет выявить закономерности их пространственной локализации в регионе в тесной связи с разломной тектоникой, установить степень влияния эндогенных факторов на процесс рудообразования наряду с экзогенными. Изложены представления о наиболее значимых источниках урана при образовании месторождений в бучакских отложениях, основанные на радиогеохимических особенностях пород ЮжноБугского, Ингуло-Ингулецкого и Саксаганско-Сурского рудных районов. Ключевые слова: месторождения урана экзогенно-инфильтрационного типа, стадия рудоподготовки, неотектоническая активизация, тектонический фактор, разломная тектоника.

Общая постановка проблемы и связь с практическими заданиями Открытие новых месторождений полезных ископаемых становится все более трудной задачей. Для ее успешного решения необходима наработка новых эффективных критериев, отражающих специфику локализации месторождений полезных ископаемых, прежде всего геолого-структурные особенности того геологического региона, в котором они сформировались, и учитывающих последние теоретические представления и суждения о металлогении. В настоящее время в Украине отрабатывается ряд месторождений урана, принадлежащих к метасоматическому геолого-промышленному типу. Месторождения этого типа по ряду особенностей обуславливают высокую чувствительность сырьевой базы урана Украины к изменению экономических условий [8]. Лишь небольшая часть промышленных запасов нашего государства представлена

месторождениями песчаникового типа [8]. Часть из ранее выявленных песчаниковых месторождений урана уже отработана. Месторождения песчаникового типа Украины, пригодные для отработки методом подземного выщелачивания, относятся к стабильно рентабельным и их поиск и открытие новых промышленных объектов – один из путей повышения устойчивости сырьевой базы урана Украины к изменению экономических условий. Поэтому важнейшей задачей является разработка новых критериев и признаков поиска месторождений урана этого типа, выполнение обоснованных прогнозов на основе разработки новых методологических приемов для более экономичного и быстрого восстановления утраченных ресурсов, улучшение возможностей существующих поисковых методов, недопущение существенного исчерпания рентабельных запасов полезных ископаемых, в первую очередь урана как основного

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

источника сырья для стабильной работы атомной энергетики Украины на современном этапе. Реальные предпосылки выявления новых урановых месторождений песчаникового геолого-промышленного типа и неравномерная степень специализированной изученности территории Днепробасса УЩ делают этот регион одним из привлекательных для проведения поиска месторождений, пригодных для отработки методом подземного выщелачивания (ПВ). Способ разработки методом ПВ наиболее прогрессивный и рациональный в настоящее время, имеет целый ряд преимуществ по сравнению с традиционным (горным) способом добычи руд и может на основе использования инноваций при отработке месторождений урана (и комплексных руд) на месте залегания проводиться сбалансировано с минимизацией и компенсацией частичного ущерба окружающей среды, обеспечивает получение более высоких технико-экономических показателей эксплуатации. Обзор публикаций и нерешенные части общей проблемы Теоретическое обоснование и модели формирования месторождений урана экзогенно-инфильтрационного типа с разной степенью детальности рассмотрены в работах [2, 3, 7]. По мнению большинства исследователей, крупные экзогенные месторождения урана образовались за счет урана, мобилизованного из вмещающих или подстилающих пород земной коры. Исходя из принятой модели образования экзогенно-эпигенетических месторождений урана [6], основным критерием при прогнозировании урановых месторождений песчаникового типа для Днепробасса является наличие зон грунтово-послойного окисления в проницаемых угленосных отложениях осадочного чехла УЩ, сформированных ураноносными водами глубинной зоны поверхностного (современного грунтового) окисления. Основная роль в формировании эпигенетического уранового оруденения в угленосных отложениях Днепробасса принадлежит

экзогенным факторам [6], источниками урана для месторождений так называемого песчаникового (девладовского) типа является подвижный уран как отложений платформенного чехла, так и, особенно, подвижный уран кор выветривания кристаллических пород [6]. И. И. Абрамовичем на основе анализа ряда экзогенных месторождений урана было высказано предположение, что основными поставщиками урана гидрогенных месторождений являются флюидные потоки, а не растворы, циркулирующие в пределах фундамента платформ, и не метеорные воды, промывающие породы орогенов [1]. Предположения о связи среднеазиатских экзогенно-эпигенетических месторождений с глубинными процессами высказано в работах Е. М. Шмариовича [9], Г. В. Грушевого и И. Г. Печенкина [4]. По обобщению Г. В. Грушевого и И. Г. Печенкина [4], крупнейшие кайнозойские гидрогенные месторождения Средней Азии и Китая находятся в протяженном урановорудном поясе, который на протяжении 10 тысяч километров примыкает к Средиземноморско-Гималайской зоне коллизии, при этом локально месторождения в чехлах смежных платформ по фиксации контролируются локальными палеогеографическими условиями. Выявленные нами геолого-структурные особенности размещения месторождений урана песчаникового типа отдельно в каждом из рудных районов Днепробасса Украинского щита (УЩ) – в Южно-Бугском, Ингуло-Ингулецком, СаксаганскоСурском – позволили нам сделать выводы [5], что месторождения этого типа размещаются в зонах глубинных долгоживущих разломов преимущественно широтного простирания, а это указывает, что в зонах разломов, которые характеризуются интенсивной тектонической проработкой пород системами зон дробления и трещиноватости, подновляющихся при каждой последующей тектонической активизации разломов, при неотектонических движениях возникали условия, которые спо-

собствовали формированию ураноносных растворов и активного транзита урана. Выявленная закономерность не может найти объяснения, если предполагать заимствование урана только из подстилающих или вмещающих пород, поскольку зачастую они характеризуются обедненным (ниже кларкового) содержанием в них урана. На стадии рудоподготовки тектонический фактор для этого типа уранового рудообразования в Южно-Бугском, Ингуло-Ингулецком, Саксаганско-Сурском рудных районах Днепробасса УЩ играл существенную роль [5]. Необходимо синтезировать и систематизировать выявленные нами специфические особенности для каждого из отдельно взятых рудных районов, установить их сходство и отличия с тем, чтобы выявить общие закономерности локализации месторождений экзогенно-инфильтрационного типа и их причины, что позволит при прогнозировании месторождений данного типа в угленосных отложениях осадочного чехла УЩ, наряду с имеющейся методикой прогнозирования перспективных площадей и потенциально-урановорудных полей [6], дополнительно учитывать степень проявленности новых факторов с целью повышения эффективности прогнозно-геологических и поисковых работ, направленных на поиски месторождений урана песчаникового типа. Цель статьи Цель статьи – исследование геологоструктурных особенностей экзогенно-инфильтрационных месторождений урана в пределах Днепровского буроугольного бассейна УЩ для выявления основных закономерностей их фиксации в породах осадочного чехла и разработка, наряду с установленными, новых критериев поиска месторождений урана этого типа с учетом структурных особенностей обстановки локализации месторождений определенных геологических регионов и повышения эффективности работ по наращиванию устойчиво рентабельных ресурсов урана Украины.

Методика исследований Нами выполнен анализ геолого-структурных условий формирования месторождений урана экзогенно-инфильтрационного типа в углистой формации палеогена Южно-Бугского, Ингуло-Ингулецкого и Саксаганско-Сурского рудных районов Днепробасса УЩ на основе синтеза и анализа всей имеющейся геолого-геофизической информации. Проанализированы особенности литолого-фациальных комплексов основных месторождений урана данного типа, выполнено обобщение материалов по их связи с зонами долгоживущих глубинных разломов. Рассмотрены возможные источники рудного вещества на основе изучения закономерностей распределения урана и элементов-спутников в разновозрастных породах и в зонах глубинных разломов, имеющих влияние на металлогению урана в породах осадочного чехла. Учитывая результаты предыдущих исследований и комплекс выделенных благоприятных критериев и признаков оруденения данного типа, установленные основные закономерности размещения месторождений песчаникового типа в пределах Южно-Бугского, Ингуло-Ингулецкого и Саксаганско-Сурского рудных районов, результаты комплексного анализа структурных, литолого-стратиграфических, радиогидрогеохимических особенностей рудного района, проявлений неотектонических движений, механизма формирования уранового оруденения экзогенно-инфильтрационного типа, нами намечены наиболее перспективные участки для проведения дальнейших исследований с целью поиска промышленных объектов оруденения данного типа. Геолого-структурные и геохимические особенности месторождений урана экзогенно-инфильтрационного типа Днепробасса Украинского щита Днепробасс прослеживается в пределах территории УЩ с северо-запада на юго-восток на протяжении около 740 км в виде полосы, шириной до 180 км, вдоль среднего течения р. Днепра. В осадочном

чехле УЩ выделена Бугско-Днепровская металлогеническая область, перспективная на выявление промышленного уранового оруденения в зонах пластового окисления угленосной формации. Она включает три основных урановорудных района: Южно-Бугский (с Садовым, Братским и Ташлыкским месторождениями), Ингуло-Ингулецкий (с Сафоновским, Девладовским и Христофоровским месторождениями) и Саксаганско-Сурский (с Новогурьевским, Сурским, Червоноярским, Еленовским, Криничанским, Хуторским и др. месторождениями). Все эти месторождения приурочены к субширотной полосе с образованными реками палеодолинами, которые стекали с Украинского щита на север, в морской бассейн Днепровско-Донецкой впадины, или на юг, в морской бассейн Тетиса [7] (рис. 1). В образовании палеодолин (паледепрессий) ведущую роль сыграли эрозионные процессы, обычно развивавшиеся по тектонически ослабленным зонам и по породам, более легко подвергавшимися выветриванию. Таким образом, природа этих структур главным образом эрозионно-тектоническая. При неотектонических подвижках происходили расширение и переуглубка ранее образованных депрессий и интенсивное формирование новых. По особенностям формирования, связанным рельефом и гипсометрическим положением, конфигурацией палеодепрессий и их фациальным заполнением, бучакские отложения Днепробасса относятся к трем литолого-фациальным комплексам: речному, лагунно-лиманному и озерноболотному. В бучакское время в пределах Днепробасса происходило массовое накопление органического вещества и образование бурых углей, что привело к формированию экзогенной уранорудогенерирующей системы. Уран осаждался в углисто-терригенных разностях пород. Важную роль в уранонакоплении играли кислотно-щелочной и сорбционный барьеры. Эпигенетические, связанные с инфильтрационными процессами изменения в породах угленосной формации, привнос

и перераспределение урана широко проявлялись в конце плиоцена – начале четвертичного периода и продолжаются и в настоящее время, о чем свидетельствуют данные изотопного исследования уранового оруденения Братского месторождения (от 10–20 тыс. лет до 1–2 млн лет, В. И. Малышев [7]). Решение вопроса об источнике урана для формирования инфильтрационных месторождений имеет важное значение для установления рудоконтролирующих и поисковых критериев таких месторождений, но единства мнений в этом вопросе до сих пор не существует. Питание водоносного горизонта в бучакских отложениях происходило несколькими путями: за счет непосредственной инфильтрации атмосферных осадков, путем поступления вод по склонам палеодепрессий, а также за счет напорных трещинных вод, попадающих непосредственно из кристаллических пород фундамента в зонах разломов. Потоки кислородных вод направлены от водоразделов к региональным дренам, которыми для ИнгулоИнгулецкого и Южно-Бугского рудных районов и в целом для южного склона УЩ является Причерноморская впадина, для Саксаганско-Сурского рудного района и для северного склона УЩ – Днепровско-Донецкая впадина. Эти потоки обуславливали образование глубинной зоны поверхностного окисления, в которой происходило начальное обогащение вод ураном за счет выщелачивания из осадочных пород и из коры выветривания пород фундамента при региональном стоке. Однако необходимо отметить существенную роль в формировании ураноносных вод обводненных тектонических зон, пересекающих палеодепрессии. В структурных узлах, образованных пересечением разломами водоносных горизонтов, возможно, происходило смешение эндогенных трещинных растворов и экзогенных пластовых вод. Прямых критериев, позволяющих оценить долю различных источников урана в образовании промышленного уранового оруденения в бучакских отложениях, пока не существует. Однако,

Рис. 1. Схема расположения месторождений и рудопроявлений урана, размещения потенциально ториеворудных районов, зон и узлов, проявлений кимберлитового и лампроитового магматизма, минерагенических зон с установленным пространственным и временным сопряжением кимберлитопроявлений и урановорудных объектов на территории Украинского щита (основа – А. В. Кузьмин, КП “Кировгеология”, 2008 г. с изменениями и дополнениями автора): 1 – мегаблоки УЩ: I – Волынский, II – Днестровско-Бугский, III – Росинско-Тикичский, IV – Ингульский, V – Среднеприднепровский, VI – Приазовский; 2 – протоплатформенный массив мезоархейского заложения; 3 – протоплатформенные массивы палеопротерозойского заложения: А – Волынский, Б – Подольский, В – Кировоградский, Г – Приазовский; 4 – шовные зоны: I – Голованевская, II – Западно-Ингулецкая, III – Орехово-Павлоградская; 5 – мезопротерозойская фаза развития мантийных диапиров: А-2 – Коростенский вулкано-плутонический комплекс, Б-2 – Гайсинская криптоинтрузия, В-2 – Корсунь-Новомиргородский плутон, Г-2 – ВосточноПриазовский плутон; 6 – осевые линии глубинных разломов I порядка; 7 – осевые линии разломов II порядка; 8 – осевые линии минерагенических разломных зон с региональным контролем уранового оруденения различного генезиса: 1 – Субботско-Мошоринская, 2 – КриворожскоКременчугская, 3 – Южно-Донбасская, 4 – Полесская (Припятская), 5 – Западно-Ингулецкая; 6 – Девладовская; 7 – Братская; 8 – Софиевско-Криничеватская; 9 – граница Украинского щита; 10 – границы мегаблоков; 11 – потенциально ториеворудные районы, зоны и узлы; 12–17 – эндогенные урановорудные объекты различных генетических типов: 12 – месторождения гидротермально-метасоматического типа в натриевых и карбонатных метасоматитах; 13 – осадочно-метаморфогенные в конгломератах и песчаниках кристаллического фундамента: а – месторождения, б – рудопроявления; 14 – гидротермально-метасоматические в калиевых метасоматитах и пегматоидных гранитах: а – месторождения, б – рудопроявления; 15 – Николаевское месторождение гидротермального типа в минерализованных зонах; 16 – рудопроявления: а – типа “несогласия”, б – гидротермального типа в минерализованных зонах дробления пород кристаллического фундамента; 17 – рудопроявления: а – гидротермальные уранбитумные в зонах дробления пород кристаллического фундамента и складчатых областей, б – магматические в интрузивных массивах щелочных сиенитов, лейкократовых гранитов и карбонатитов; 18 – инфильтрационные месторождения (“песчаникового” типа); 19 – кимберлитовые трубки; 20 – эксплозивные лампроитопроявления (трубки); 21 – участки с находками обломков кимберлитовых пород; 22 – кимберлитопроявления дайковой фации; 23 – лампроитопроявления в виде жил и даек; 24 – алмазоперспективные эксплозивные структуры; 25 – находки коренных алмазов

имеется ряд признаков, свидетельствующих о большей доле урана, привнос которого осуществлялся по тектоническим нарушениям ураноносными растворами. Это и значительная (в отдельных случаях сопоставимая с содержанием урана) концентрация совместно с ураном ряда рудных элементов (молибден, селен, рений, иттрий и др.), источником которых не могут служить породы кристаллического фундамента и осадочного чехла района выявленных месторождений, отличающиеся фоновыми содержаниями этих элементов существенно ниже кларкового [5]. Вероятнее всего, при возникновении малоинтенсивной тектонической неоактивизации в проницаемых зонах разломов обеспечивалось проникновение химических реагентов и активное поступление урана к геохимическим барьерам за счет усиления скорости фильтрации пластовых вод, дополнительной поставки урана вследствие интенсивного увеличения реактивной растворяющей способности вод в тектонических зонах с проявленным древним приразломным урановым оруденением и за счет глубинных растворов, обогащенных ураном. По нашему мнению, вероятность интенсивного выщелачивания урана из пород фундамента и поступления в грунтово-трещинные воды в Южно-Бугском, Ингуло-Ингулецком, Саксаганско-Сурском рудных районах увеличивалась под влиянием усиления водообмена в зонах долгоживущих разломов преимущественно широтного простирания (Девладовского, Софиевско-Криничеватского, Братского, Субботско-Мошоринского), которые регионально контролируют все выявленные месторождения экзогенноинфильтрационного типа данных рудных районов (рис. 1, 2). В пределах регионов хорошо изученных урановых месторождений Братского, Садового (Южно-Бугский район), Сурского, Новогурьевского, Девладовского (Саксаганско-Сурский район), Сафоновского (Ингуло-Ингулецкий район) выявлены многочисленные проявления неотектонических движений в по-

родах фундамента и чехла, проявленные широко распространенными тектоническими швами с зеркалами скольжения и бороздами трения в рыхлых отложениях от коры выветривания до позднемиоценовых отложений, резкими изменениями мощности на коротких расстояниях, в выпадении отложений сарматского, киевского, бучакского возрастов, в появлении удвоенных мощностей горизонтов и т. д. Амплитуды вертикальных перемещений в отложениях чехла достигают 30 м. Важная особенность – все неотектонические проявления обычно расположены над или рядом с древними тектоническими зонами разломов в фундаменте. Рассмотрим основные геолого-структурные особенности каждого из трех урановорудных районов для выявлениия общих закономерностей в целом для Днепробасса УЩ. Южно-Бугский урановорудный район расположен в районе Среднего Побужья южной части Ингульского мегаблока (рис. 2). В бучакских отложениях Среднего Побужья выявлены Садовое, Братское и Ташлыкское месторождения песчаникового типа, которые контролируются древним рельефом и тектоническим строением кристаллического основания. По характеру геологического разреза они относятся к речному комплексу небольших палеорек, а также верховий и притоков более крупных рек с преобладающим развитием русловых песчаных фаций. На фоне общего погружения фундамента (рис. 2) здесь выделяется пять древних эрозионных депрессий: Капитановская, Бандуровская, Константиновская, Братская и Еланец-Михайловская (рис. 3), выполненные континентальными среднеэоценовыми отложениями. На площади развития этих депрессий в породах фундамента характерно развитие уранинитовой и в меньшей мере малаконовой и циртолитовой минерализации, связанной с образованием пегматоидных гранитов и проявлением грейзенизации и формированием высокотемпературных кремнийкалиевых метасоматитов.

Рис. 2. Обзорная схема Днепровского ураноугольного бассейна в отложениях среднего эоцена: 1 – месторождения урана экзогенно-инфильтрационного; 2 – рудопроявления; 3 – точки минерализации; 4 – рудные районы: А – Южно-Бугский, 2 – Ингуло-Ингулецкий, 3 – Саксаганско-Сурский; 5 – палеодепрессии среднеэоценового возраста; 6 – участки полного размыва осадочных отложений в четвертичное время; 7 – граница Бугско-Днепровской минерагенической области; 8 – границы мегаблоков: I – Ингульского, II – Среднеприднепровского; III – Приазовского; 9 – осевые линии глубинных разломов: I – Субботско-Мошоринского, II – Девладовского; ІІІ – Братского; IV – Софиевско-Криничеватского; 10 – граница УЩ

Рис. 3. Схема распространения среднеэоценовых отложений с металлогенической нагрузкой в Южно-Бугском урановорудном районе: 1 – контур распространения углистых отложений бучакского возраста; 2 – месторождений урана в буроугольных отложениях: А – Братское, Б – Садовое, В – Ташлыкское; 3 – рудопроявления урана в буроугольных отложениях бучакского возраста; 4 – разломы в кристаллическом фундаменте: I – Ташлыкский, II – Николаевский, III – Анновский

Вероятность интенсивного выщелачивания урана из пород фундамента и поступления в грунтово-трещинные воды в Южно-Бугском рудном районе увеличивается под влиянием усиления водообмена в зоне долгоживущего Братского разлома широтного простирания, который регионально контролирует все три месторождения экзогенно-инфильтрационного типа (рис. 3). Потоки кислородных вод в общем направлены от водоразделов к региональным дренам, которыми для Среднего Побужья и в целом для южного склона УЩ является Причерноморская впадина. По литолого-фациальным особенностям рудовмещающие отложения Братского, Садового и Ташлыкского рудного полей характеризуются близкими условиями накопления и относятся к комплексу отложений небольших палеорек, которые были развиты на южном склоне Украинского щита. Анализ размещения месторождений и рудопроявлений в среднеэоценовых отложениях Среднего Побужья (ЮжноБугский район) [5] показывают, что все месторождения и рудопроявления урана песчаникового типа в этих породах и большинство радиоактивных аномалий локализованы в тех участках древних палеодолин, в которых они пересекаются с мощными тектоническими разломами в кристаллическом фундаменте (рис. 3), которые по данным радиогеохимического опробования характеризуются относительной обогащенностью радиоактивными элементами именно в зонах разломов, в первую очередь широтного Братского разлома, а также Николаевского и Ташлыкского (рис. 3). Так, если центральная часть Вознесенского массива имеет средние содержания урана 4,0·10-4 %, тория 21·10-4 %, то вдоль зоны Братского разлома их содержание возрастает – урана до 5,3·10-4 %, тория до 23·10-4 %, вблизи Садового месторождения вдоль Николаевского разлома – урана до 7,7·10-4 %, тория до 27·10-4 %. Помимо данных о повышении фоновых концентраций урана вдоль Братского разлома, вблизи Братского

месторождения в зонах разломов были зафиксированы радиоактивные аномалии и уранопроявления эндогенного типа с древней минерализацией и гипергенные уранопроявления более молодые, выявленные в зонах трещиноватости. Среднеэоценовые отложения Садового рудного поля выполняют Константиновскую палеодепрессию (рис. 3). Руды Садового месторождения образуют две рудные залежи, которые расположены в участках основной палеодолины с ее мелкими притоками и одновременно являются местами пересечения палеодепрессии тектоническими нарушениями Николаевского разлома и Братской широтной зоны разломов. Братская широтная зона разломов является наиболее значимой в регионе и имеет ширину до 10 км. Изучение радиогидрогеологической обстановка района Садового месторождения показало, что вдоль зоны Николаевского разлома размещены источники подземных вод, характеризующиеся аномальными концентрациями урана (Ф. Л. Темный, КП “Кировгеология”). По Николаевской зоне разломов до настоящего времени наблюдается разгрузка радиоактивных подземных вод (Н. Н. Макаренко, КП “Кировгеология”), которые могли быть основным источником урана для Садового месторождения. Николаевский разлом проявлен катаклазом и дроблением пород, нередко со следами гидротермально-метасоматической проработки: гидротермальным кварцем, микроклинизацией, альбитизацией. В районе Садового месторождения, в узле сочленения Николаевского разлома с Братской широтной разломной зоной, отмечены многочисленные радиоактивные аномалии в коре выветривания и кристаллических породах, обусловленные регенерированными и остаточными урановыми чернями. На северном участке Садового месторождения радиоактивный ореол в катаклазированных гранитах и мигматитах Николаевского разлома имеет по данным изотопно-свинцового анализа относительно молодое наложенное происхождение, что

свидетельствует о наложенном характере уранового оруденения. Структурно-тектонические и радиогеохимические особенности кристаллического фундамента в районе Садового месторождения указывают на длительность и интенсивность развития разнонаправленных тектонических структур, на урановую специализацию радиогеохимической обстановки в зонах разломов и многоэтапность уранового оруденения в их пределах. Ташлыкское месторождение расположено в части Константиновской палеодепрессии над зоной Ташлыкского разлома (рис. 3). Так же, как и Николаевский, Ташлыкский разлом характеризуется изменением радиохимической специализации в сторону урана. Урановое оруденение на Ташлыкском месторождении приурочено к углистым глинам, углистым пескам и к бурым углям, урановые залежи относятся к прибортовому типу. Для хорошо изученного Братского месторождения установлена следующая геохимическая особенность: выявлены аномальные значения содержаний ряда рудных элементов (Pb, Mo, Cu, Zn, Co, Ni, V), при этом не устанавливается приуроченности аномальных концентраций рассматриваемых рудных элементов к какому-либо литолого-фациальному типу бучакских отложений, за исключением свинца, который находится в повышенных концентрациях преимущественно в глинистых разностях пород. В разрезе аномальные концентрации рудных элементов преимущественно залегают в контуре урановых залежей. В целом для месторождения установлена прямая корреляционная связь с молибденом, цинком, никелем, которые являются характерными элементами-спутниками урана для Братского месторождения. При этом отмечается значительная обедненность этими элементами всех типов пород района месторождения (осадочных и пород кристаллического фундамента). Для Братского месторождения является характерным телескопированный характер развития аномальных концентраций эле-

ментов-спутников урана над сильнообводненными зонами разломов в фундаменте, несущими местами повышенные содержания этих элементов и уран, что свидетельствует о значительном их привносе совместно с ураном трещинными водами. Саксаганско-Сурский урановорудный район расположен в северо-восточной части Днепробасса и включает в себя верховья Александрийской, Попельнастовской, Куцеваловско-Солошинской, Пятихатской, Саксаганской, Верховцевской, Верхнеднепровской, Сурской и Синельниковской палеодепрессий северного склона УЩ. Входящие в контур района части депрессий лишь в самых своих верховьях и мелких ответвлениях выполнены угленосными отложениями речного комплекса второго типа разреза со свойственной плохой сортировкой обломочного материала, отсутствием четкой ритмичности с переходом к северу в образования лагунно-лиманного комплекса. Для данной группы палеодепрессий характерно развитие водоупорных отложений разного уровня сплошности, выполненных отложениями киевского, а в восточной части (Верхнеднепровская, Сурская, Синельниковская) и сарматского яруса над угленосной толщей. В низовьях и средних частях палеодепрессий угленосные отложения находятся ниже регионального базиса эрозии. Новогурьевское, Хуторское месторождения сосредоточены в палеодолинах, заполненных речными отложениями. Сурское и Червоноярское месторождения приурочены к лагунно-лиманному комплексу пород. Одной из геолого-структурных особенностей площади Саксаганско-Сурского района является отсутствие четкого контроля палеодепрессий близмеридиональными региональными разрывными структурами в породах фундамента. Депрессии главным образом приурочены к участкам развития сети разнонаправленных разрывов и зон повышенной трещиноватости, что обуславливает их сложную морфологию. При этом на общем структурном фоне четко проявлены осложнения Сур-

ской депрессии Девладовским широтным глубинным разломом, Саксаганской, Верховцевской, Верхнеднепровской палеодепрессий Субботско-Мошоринским и Девладовским широтными глубинными разломами. Все выявленные месторождения и рудопроявления экзогенно-инфильтрационного типа Саксаганско-Сурского рудного района группируются в широтную полосу, шириной до 75 км и протяженностью более 270 км, ограниченную с юга Девладовским, а с севера – Субботско-Мошоринским региональными широтными разломами (рис. 1, 2) в пределах Среднеприднепровского мегаблока. К этой полосе приурочены многочисленные разной величины широтные осложнения депрессий и основная масса выявленных в указанных палеодепрессиях и их притоках проявлений урановой минерализации и радиоактивных аномалий. За пределами данной широтной полосы установлены лишь единичные радиоактивные аномалии и лишь одно проявление урановой

минерализации. С нашей точки зрения, это обусловлено существенным влиянием на формирование оруденения экзогенноинфильтрационного типа тектонического фактора рудоконтроля, влияния наличия в указанной широтной полосе многочисленных широтных разрывов, создающих тектонически ослабленную зону широтной ориентировки. Большинство месторождений урана песчаникового типа в Саксаганско-Сурском рудном районе сосредоточены в локальных близширотных отвержках палеодепрессий, которые коррелируют с широтными разломными зонами (рис. 4, 5). На Сурском месторождении вместе с ураном накапливались цирконий, молибден, никель, кобальт, медь, мышьяк с высокими коэффициентами концентраций, в основном в виде сорбций и в меньшей мере в виде сульфидов. На Новогурьевском месторождении, наряду со свинцом, элементами-спутниками урана в рудном процессе являются накопленные иногда

Рис. 4. Схема уранового оруденения Хуторского месторождения: 1 – контур современного распространения углистых отложений; 2 – контур распространения углистых отложений в третичном периоде; 3 – площадь основного уранового оруденения в бучакских отложениях; 4 – месторождения урана экзогенно-инфильтрационного типа; 5 – контуры палеодепрессии среднеэоценового возраста

в сопоставимых с ураном концентрациях, молибден, медь, цирконий. В разрезе аномальные концентрации рудных элементов преимущественно залегают в контуре урановых залежей. Чаще всего при этом не устанавливается приуроченности аномальных концентраций рассматриваемых рудных элементов к какому-либо литолого-фациальному типу бучакских отложений и породам кристаллического фундамента. Ингуло-Ингулецкий урановорудный район расположен в центральной части Днепробасса, включает в себя верховья Новобугской и Сафоновской, верховья и прибортовые части Западно-Криворожской и Восточно-Криворожской палеодепрессий южного склона УЩ. ЗападноКриворожская и Восточно-Криворожская палеодепрессии при совмещении с планом докембрийских образований как бы обтекают с запада и востока зону Криворожско-Кременчугского разлома нижнепротерозойского заложения, наследуя разрывные структуры более высокого порядка, по которым развивались более поздние хрупкие деформации и контакты крупных полей развития гранитоидов и метаморфических пород с различной устойчивостью к процессам выветривания. Западно-Криворожская депрессия

приурочена к контакту гнейсовой толщи с гранитоидами ингулецкого комплекса на юге и с гранитоидами, слагающими Боковянский массив на севере. Восточно-Криворожская депрессия наследует контакты пород криворожской серии с гранитами саксаганского комплекса и последних с гранитоидами днепропетровского комплекса. Неоднородный состав пород фундамента обусловил их неодинаковый размыв с образованием в палеодепрессиях поднятий и погружений в осевой части, к которым приурочен ряд месторождений угля и углепроявлений. Христофоровское месторождение расположено в одноименном широтном ответвлении Западно-Криворожской депрессии и контролируется зоной широтного Софиевско-Криничеватского разлома (рис. 2, 6). Относится к месторождениям речного комплекса сравнительно крупных палеодолин со слабым развитием русловых песчаных фаций (рис. 6). Христофоровское ответвление прослеживается в широтном направлении на расстоянии около 9 км. В структурном отношении месторождение расположено в южной части Боковянского массива гранитов. Подстилающие осадочный комплекс кристаллические породы фундамента представляют

Рис. 5. Схема уранового оруденения Червоноярского месторождения Усл. обозначения см. рис 4.

собой чередование гнейсов и гранитов. Христофоровское месторождение представлено в плане одним рудным телом, которое прослеживается от верховья депрессии на восток на расстоянии около 4 000 м. Большая часть уранопроявлений в бучакском комплексе пород расположена в районе пересечения депрессии тектоническими зонами широтного северо-восточного направления, в пределах которых в кристаллических породах установлены поля повышенных и аномальных содержаний урана, а также радиогидро-

аномалии в сопряжении с тектоно-метасоматическими зонами северо-западного простирания. Сафоновское месторождение выявлено в угленосных отложениях одноименного ответвления Новобугской депрессии, расположенной в сфере влияния Братского глубинного широтного разлома и участка зоны Западно-Ингулецкого глубинного разлома. В области верховий Новобугской и Сафоновской депрессий установлены многочисленные рудопроявления и месторождения урана в породах фундамента

Рис. 6. Схема геологических разрезов района Христофоровского месторождения урана: 1 – пески мелкозернистые (Pg2kv); 2 – песчаники (Pg2kv); 3 – глины (Pg2kv); 4 – глины углистые (Pg2bc); 5 – бурые угли (Pg2bc); 6 – пески мелкозернистые (Pg2bc); 7 – вторичные каолины (Pg2bc); 8 – глинистая кора выветривания, мощностью до 5 м (Mz-Kz); 9 – глинистая кора выветривания, мощностью свыше 5 м (Mz-Kz); 10 – кристаллические породы (PR1); 11 – площадь основного уранового оруденения в бучакских отложениях; 12 – а – скважины вне линии разреза, встретившие аномалии в бучакских отложениях, б – положение уранового оруденения в разрезе; 13 – контур палеодепрессии; 14 – контур современного распространения бучакских отложений

на фоне площадных радиогеохимических аномалий и обширные ореолы аномальных концентраций урана в трещинных водах. Девладовское месторождение приурочено к одноименному широтному ответвлению Западно-Криворожской депрессии и контролируется зоной Девладовского глубинного разлома. После открытия Девладовского месторождения существовало предположение, что оно является ореолом крупных коренных оруденений урана, связанных с имеющими на участке широкое распространение дизъюнктивными структурами. Поисковые работы позволили выявить в истоках Девладовской депрессии, выше по ее течению от крупных оруденений в бучакских пластах, лишь группу урановых проявлений, связанных с корой выветривания кристаллических пород (рис. 7) без непосредственной связи с коренными оруденениями урана в разломных структурах среди пород кристаллического массива. Девладовское месторождение относится по характеру геологического разреза к речному комплексу палеорек с преобладающим разви-

тием русловых песчаных фаций. Нижняя часть разреза угленосной толщи сложена безугольными разнозернистыми песками и вторичными каолинами, а верхняя часть, с которой связано урановое оруденение, – с углистыми глинами с небольшими линзами бурых углей. Основная масса руды сосредоточена в углистых песках, и лишь 20 % её находится в углистых глинах. В пределах Ингуло-Ингулецкого рудного района выявлены одиночные и групповые радиогидроаномалии отдельных (уран, радон, радий, гелий) элементов и комплексные различной контрастности. Эти аномалии группируются в несколько крупных областей распространения радиоактивных вод, одна из которых выделена в обрамлении Боковянского массива и имеет характерную четкую приуроченность комплексных ореолов к крупным тектоно-метасоматическим зонам. Радиогидроаномалии высококонтрастные, интенсивные, характеризуются большими площадными масштабами с усилением ореолов с глубиной. В большинстве аномалий совмещены ореолы урана, радона,

Рис. 7. Схема уранового оруденения Девладовского месторождения: 1 – площадь основного уранового оруденения в бучакских отложениях; 2 – участки уранового оруденения в коре выветривания коренных пород; 3 – тела амфиболитов; 4 – контур депрессии кристаллического фундамента; 5 – линии профилей разведочных скважин

радия и гелия, сопровождающиеся аномальными концентрациями микрокомпонентов. Здесь вместе с ураном на месторождениях Ингуло-Ингулецкого рудного района отмечено накопление и других элементов (селена, рения, иттрия, молибдена, стронция, хрома, никеля, цинка, титана). В разрезе аномальные концентрации рудных элементов преимущественно залегают в контуре урановых залежей, и чаще всего при этом не устанавливается приуроченности аномальных концентраций рассматриваемых рудных элементов к какому-либо литолого-фациальному типу бучакских отложений и породам кристаллического фундамента. При этом отмечается развитие аномальных концентраций элементов-спутников урана над сильнообводненными зонами разломов в фундаменте, несущими местами повышенные содержания этих элементов и уран, что, по нашему мнению, свидетельствует о значительном их привносе совместно с ураном глубинными трещинными водами. По обогащению тектонических зон кристаллического фундамента под месторождениями (Сафоновским, Девладовским, Христофоровским) рядом элементов формирование русловых месторождений урана региона не объясняется удовлетворительно только лишь разрушением первичных эндогенных проявлений урановой минерализации или радиоактивных гранитов. Этот факт свидетельствует об источнике урана, поставляемого растворами по разноориентированным тектоническим зонам, которые контролируют палеодолины и сами являются рудоносными. Резюмируя вышеизложенное, в соответствии с представлениями о генезисе оруденения в угленосных отложениях, необходимыми условиями формирования промышленных концентраций урана экзогенно-инфильтрационного типа в Днепробассе является сочетание следующих условий: благоприятный литологический состав вмещающих отложений, благоприятная эпигенетическая зональность, благоприятные гидродинамические и радиогидрогеологические условия. Однако формирование

всех этих условий находится под существенным влиянием тектонического фактора рудоконтроля на стадии рудоподготовки. Так, зоны глубинных разломов имели на протяжении фанерозоя постоянный господствующий тектонический контроль над формированием прогибов, выполнением их фациальными комплексами, в том числе с благоприятной для осаждения фациальногеохимической обстановкой, вертикальной зональностью главных типов подземных вод и областей их разгрузки. Тектонические зоны обеспечивали проявление энергичной гидродинамики в сфере водообмена и интенсивность эрозионных процессов. При возникновении малоинтенсивной тектонической активизации формировались новые отвержки палеодолин и углубка уже существовавших, в проницаемых зонах разломов обеспечивалось проникновение химических реагентов и активное поступление урана к геохимическим барьерам как за счет усиления скорости фильтрации пластовых вод, так и за счет дополнительной поставки урана вследствие интенсивного увеличения реактивной растворяющей способности подземных вод в тектоно-метасоматических зонах древнего приразломного уранового оруденения. Прямых критериев, позволяющих оценить долю различных источников урана в образовании промышленного уранового оруденения в бучакских отложениях, пока не существует. Однако на экзогенно-инфильтрационных месторождениях всех из рассмотренных урановорудных районов Днепробасса УЩ (Южно-Бугском, Саксаганско-Сурском, Ингуло-Ингулецком) имеется ряд признаков, свидетельствующих о большей доле урана, привнос которого осуществлялся по тектоническим нарушениям ураноносными растворами. Это и значительная концентрация совместно с ураном ряда рудных элементов (молибден, цинк, селен, иттрий и др.), источником которых не могут служить породы кристаллического фундамента районов установленных меторождений урана, отличающиеся сильно пониженными фоновыми содержаниями этих элементов.

Выводы и перспективы дальнейшего развития в данном направлении 1. Все выявленные месторождения урана экзогенно-инфильтрационного типа среднеэоценового возраста в Днепробассе УЩ размещаются на участках пересечения крупными долгоживущими тектоническими разломами бучакских палеодолин. Вероятнее всего, для формирования этих месторождений на стадии рудоподготовки решающим было питание восходящими подземными урановыми водами и глубинными ураноносными растворами бучакского горизонта в зонах проницаемых долгоживущих тектонических структур, по которым происходили неоднократные неотектонические движения. Для локализации оруденения и образования промышленных концентраций урана в буроугольных отложениях среднего эоцена Днепробасса более благоприятными, наряду с литологическими и геохимическими признаками, при равных условиях являются участки пересечения древних палеодепрессий с древними тектоническими нарушениями, несущими эндогенное урановое оруденение, по которым в случае подновления тектонической активизации проходила разгрузка подземных радиоактивных вод. 2. Выявленные закономерности развития уранового рудогенеза экзогенноинфильтрационного типа в Днепробассе в связи с зонами долгоживущих глубинных разломов служат объективным фактором для прогнозной оценки выявления новых промышленных объектов, обоснованной локализации перспективних участков для дальнейшего опоискования. 3. Исходя из вышеуказанной связи локализации месторождений урана экзогенно-инфильтрационного типа с разломной тектоникой, с учетом степени специализированной изученности и литолого-фациальных и др. факторов оруденения, дальнейшие поисковые исследования с целью выявления новых промышленных содержаний урана в бучакских отложениях в Днепробасса необходимо сориентировать следующим образом. В Южно-Бугском

рудном районе поисковый интерес представляют слабоизученные Еланец-Михайловская депрессия, верховье Константиновской депрессии, расположенные в зонах влияния разломов в породах фундамента и перспективные для выявления новых месторождений урана экзогенно-инфильтрационного типа. В Ингуло-Ингулецком рудном районе перспективна для более детального изучения периферия верховий Новобугской и Сафоновской палеодепрессий с целью поиска новых ответвлений, находящихся в сфере влияния долгоживущих глубинных разломов в кристаллическом фундаменте, благоприятных для развития зон пластового окисления со значительным объемом русловых фаций в угленосной толще, перекрытой водоупорными отложениями киевской свиты и сарматского яруса. Перспективной для выявления новых промышленных объектов в угленосной толще также является территория, охватывающая верховья Восточно- и Западно-Криворожской палеодепрессий и их ответвления, которые контролируются глубинными долгоживущими разломами фундамента, в частности Девладовским и Софиевско-Криничеватским, в сфере влияния которых находятся, соответственно, Девладовское и Христофоровское месторождения и многочисленные рудопроявления в зонах пластового окисления, радиогеохимические и радиоактивные аномалии, а также аномальные концентрации урана в подземных водах. Верховья этих депрессий сложены осадками речного комплекса с преобладанием русловых песчаных фаций, угленосная толща почти на всем протяжении депрессий перекрыта водоупорными глинами и мергелями киевской свиты. Заслуживают дальнейшего изучения верховья и средние части палеодепрессий Саксаганско-Сурского рудного района и поиск их новых ответвлений в пределах выделенной полосы широтного простирания зоны влияния широтных Субботско-Мошоринского и Девладовского глубинного разломов. Здесь могут быть выявлены новые месторождения в зонах пластового окисления как отложений реч-

ного комплекса, так и в переходных к лагунно-лиманным образованиях. На следующем этапе необходимо обобщить и проанализировать геологоструктурные особенности и закономерности пространственного размещения выявленных проявлений урановой минерализации в угленосных образованиях эоценовых палеодепрессий, расположенных за пределами Южно-Бугского, Ингуло-Ингулецкого и Саксаганско-Сурского урановорудных районов. ЛИТЕРАТУРА 1. Абдулкабиров Х. Б. О глубинном происхождении растворов на урановых месторождениях в платформенных отложениях депрессионных структур//Геология Казахстана, 1998. № 2. С. 40–46. 2. Абрамович И. И. Металлогения/И. И. Абрамович. М.: ГЕОКАРТ-ГЕОС, 2010. 328 с. 3. Белевцев Я. Н., Коваль В. Б., Бакаржиев А. Х. и др. Генетические типы и закономерности размещения урановых месторождений Украины/Под ред. Я. Н. Белевцева, В. Б. Коваля. К.: Наукова думка, 1995. 376 с. Библиогр.: с. 376–392. 4. Грушевой Г. В., Печенкин И. Г. Металлогения ураноносных осадочных бассейнов Центральной Азии. М.: Изд-во ВИМС, 2003. 120 с.

5. Калашник А. А. Геолого-структурные особенности экзогенно-инфильтрационных месторождений урана в Южно-Бугском рудном районе Украинского щита/А. А. Калашник//Зб. наукових праць УкрДГРІ. 2012. № 3. С. 33–45. 6. Макаренко Н. Н. Модель образования и перспективы развития в Украине сырьевой базы урановых месторождений песчаникового типа/Н. Н. Макаренко, Г. Г. Чурзин, А. В. Кузьмин: Тез. докл. научно-практ. конф. “Кировгеологии – 60 лет: история, достижения, перспективы” (Киев, 22–23 ноября 2007 года). К., 2007. С. 40–44.: табл. Библиогр.: с. 44. 7. Металлические и неметаллические полезные ископаемые Украины. Том 1. Металлические полезные ископаемые/Д. С. Гурский, К. Е. Есипчук, В. И. Калинин и др. Киев-Львов: Изд-во “Центр Европы”, 2005. 785 с. 8. Синчук В. В. Взаимосвязь технологий добычи и переработки урановых руд и состояния балансовых запасов//Доклады Межд. научно-практ. конф. “Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых”. (Симф.–Судак, 27 сент.–3 окт. 2010 г.). К.: Академпериодика, 2011. С. 118–123. 9. Шмариович Е. М., Максимов М. Ф. Пластово-инфильтрационное рудообразование. М.: Недра, 1993. 160 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 02.01.2013.

Розглянуто геолого-структурні особливості екзогенно-інфільтраційних родовищ урану в Дніпробасі УЩ і вивчено роль впливу тектонічного чинника на їх формування, що дає змогу виявити закономірності їх просторової локалізації в регіоні в тісному зв’язку з розломною тектонікою, установити міру впливу ендогенних чинників на процес рудоутворення поряд з екзогенними. Викладено уявлення про найзначиміші джерела урану під час утворення родовищ у бучацьких відкладах, які ґрунтуються на радіогеохімічних особливостях порід Південнобузького, Інгуло-Інгулецького, Саксагансько-Сурського рудних районів. Ключові слова: родовища урану екзогенно-інфільтраційного типу, стадія рудопідготовки, неотектонічна активізація, тектонічний чинник, розломна тектоніка. The geologicaly-structural features of uranium exogenously-infiltration deposits in the Dnieper basin of the Ukrainian shield were considered. The role and influence of tectonic factor on the formation of uranium deposits of this type has been studied. This is revealed patterns of spatial localization of hydrogenic uranium deposits in the Dnieper basin region with fault tectonic and it allows to set the degree of influence of endogenous factors on the process of оre formation of this type along with exogenous. Ideas about of the most meaningful sources of uranium at formation of deposits in buchak’s sediments which are based on radiation-geochemical features of country rocks of the SouthBugsky, Ingulo-Inguletsky, Saksagansko-Sursky ore regions expounded in the paper. Keywords: uranium ore deposition exogenously-infiltration type, ore preparation stage, neotectonic activation, tectonic factor, fault tectonic.

УДК 549.12

В. П. Афанасьев, д-р геол.-минерал. наук, главный научный сотрудник (Институт геологии и минералогии Сибирского отделения Российской академии наук, г. Новосибирск), Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, проф., акад. АН РС(Я), председатель (Западно-Якутский научный центр (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, Н. П. Похиленко, д-р геол.-минерал. наук, проф., акад. Российской академии наук, директор (Институт геологии и минералогии Сибирского отделения РАН, г. Новосибирск)

ОСОБЕННОСТИ ПОИСКОВОЙ МИНЕРАЛОГИИ АЛМАЗА Приведено краткое содержание опубликованной в 2010 году в Новосибирске в издательстве “Гео” книги В. П. Афанасьева, Н. Н. Зинчука, Н. П. Похиленко “Поисковая минералогия алмаза” (650 с), которая является завершающим обобщением и продолжением ранее опубликованных следующих книг с участием этих же авторов: В. П. Афанасьев, Э. С. Ефимова, Н. Н. Зинчук, В. И. Коптиль “Атлас морфологии алмазов России”, Новосибирск, изд-во НИЦ СО РАН, 2000, 298 с. и В. П. Афанасьев, Н. Н. Зинчук, Н. П. Похиленко “Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов”, Новосибирск, издво “Гео” СО РАН, 276 с. Новая последняя книга из серии по глубинным минералам кимберлитов охватывает все аспекты минералогических поисков месторождений алмазов. Охарактеризовано исходное состояние индикаторных минералов, строение и условия формирования их ореолов, историю развития ореолов, основные шлихоминералогические типы поисковой обстановки, принципы и методы минералогического прогнозирования месторождений алмазов. Ключевые слова: поисковая минералогия алмаза, глубинные минералы кимберлитов, шлихоминералогические типы поисковой обстановки.

В системе поисков месторождений полезных ископаемых минералогические методы являются древнейшими, и можно полагать, что поисковая минералогия была одной из самых ранних специализированных форм деятельности человека. Несмотря на теоретические прогнозы, выявление сходства геологического строения Сибирской платформы с Южной Африкой, где были известны коренные источники алмазов – кимберлиты, геологи вначале достаточно смутно представляли себе характер коренных источников алмазов на первой. Поэтому в начальные периоды работ на Сибирской платформе естественным было искать коренные источники алмазов по самим алмазам, что

не давало желаемых поисковых результатов при работах на огромных слабоизученных территориях. Но уже в 1953– 1954 годах произошёл кардинальный перелом в методике поисков коренных месторождений алмазов, так как вслед за В. С. Соболевым (1951 г.) А. А. Кухаренко и Н. Н. Сарсадских сформулировали основные положения метода “пироповой съемки”, применяя которую Л. А. Попугаева в августе 1954 года открыла первую в России алмазоносную кимберлитовую трубку “Зарница”. Тогда же появилось понятие “минералы-спутники алмаза”, под которыми подразумевались минералы, сопутствующие алмазу в кимберлитах и сохранившиеся в механических ореолах

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

рассеяния. Основными результатами этого периода являются: а) обнаружение коренных источников алмазов Сибирской платформы – кимберлитов; б) разработка новой методики поисков месторождений алмазов по минералам-спутникам. Поскольку последних в кимберлитах на несколько порядков больше, чем алмазов, появилась возможность соответственно уменьшить и объемы опробования при поисках для получения “полезного сигнала” – минералов-спутников алмаза. Переход от крупнообъемного к шлиховому и мелкообъемному опробованию позволил быстро опоисковывать большие территории. При этом основные поиски сосредоточились в пределах Западной Якутии, где были открыты первые промышленные коренные месторождения алмазов (трубки Мир, Удачная, Айхал, Сытыканская и др.) и много трубок с непромышленными содержаниями алмазов. Изучение кимберлитов позволило расширить спектр минералов-спутников. Помимо пиропа и пикроильменита, к ним добавились хромшпинелид, оливин, хромдиопсид, циркон, апатит и флогопит. Выдающейся вехой этого периода стала коллективная монография “Алмазные месторождения Якутии” [19] под редакцией В. С. Соболева (1959 г.), которая ярко показала, как далеко продвинулись геологи (с момента открытия в 1954 году первой на Сибирской платформе кимберлитовой трубки) в изучении кимберлитов, алмазов и их минералов-спутников, а также различных аспектов геологии алмазных месторождений. Несмотря на многочисленные опубликованные работы по различным направлениям поисковой минералогии алмаза [18–20, 34–38], в том числе и на ряд монографий с нашим участием [25, 26, 29, 31], отмечается недостаточность обобщающих работ по поисковой минералогии алмаза. Частично эта проблема на текущее время была снята в связи с выходом в свет книг В. П. Афанасьева, Э. С. Ефимовой, Н. Н. Зинчука, В. И. Коптиля “Атлас морфологии алмазов России”, Новоси-

бирск, изд-во НИЦ СО РАН, 2000, 298 с. [8] и В. П. Афанасьева, Н. Н. Зинчука, Н. П. Похиленко “Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов”, Новосибирск, изд-во “Гео” СО РАН, 2001, 276 с. [13]. Опубликованная в 2010 году в издательстве “Гео” г. Новосибирска монография В. П. Афанасьева, Н. Н. Зинчука, Н. П. Похиленко “Поисковая минералогия алмаза” – это заключительная крупная (650 с) монография этой серии, состоящая из семи глав, введения, заключения и обширного списка использованной литературы, которая подводит итоги как многолетних исследований её авторов, так и содержит аналитические обобщения доступного фактического и опубликованного материала по достаточно локальной тематике – поисковой минералогии алмаза. В расширенном введении работы дан исчерпывающий аналитический обзор по проблеме, начиная от первых прогнозов на алмазоносность Сибирской платформы до настоящего времени, что позволило сформулировать слабоосвещённые и недостаточно изученные вопросы, которые поставлены как главные задачи новой монографии. Вместе с тем ряд задач и проблем рассмотрены намного шире проблемы поисковой минералогии алмаза. Так, в главе 1 “Теоретические аспекты поисковой минералогии” затронуты её общие положения и методологические основы, даны её основные определения и принципы. Подчёркивается, что в настоящее время основные усилия исследователей сосредоточены на: а) поисках месторождений, меньших по масштабах и с меньшими концентрациями полезного компонента; б) поисках месторождений со слабовыраженными индикационными признаками; в) поисках в сложных геологических условиях главным образом глубоко залегающего скрытого оруденения либо месторождений, погребённых под более молодыми осадочными толщами; г) поисках в удалённых, труднодоступных, слабо освоенных районах; д) поисках месторождений нетрадиционных типов и с нетрадиционными индикационными

признаками. Бурное развитие в последние десятилетия аналитической базы и технологических средств опробования глубоких горизонтов создало предпосылки для расширения эмпирического базиса поисковой минералогии. В нашем понимании поисковая минералогия – это комплексная геолого-минералогическая дисциплина, исследующая закономерности строения, свойств, эволюции и пространственно-временных связей минералогических полей и порождающих их рудопроявлений, а также индикационных свойств минералов и минеральных ассоциаций, для прогнозирования и поисков месторождений полезных ископаемых. Объектом исследований поисковой минералогии являются минералогические поля, а также порождающие их рудопроявления. Рудопроявление является объектом исследований в двух аспектах: а) как объект, генерирующий минералогическое поле; б) как конечная цель для оценки его соответствия заданным технико-экономическим кондициям в отношении содержания и качества полезного компонента. Предметом поисковой минералогии является связь “минералогическое поле (выступающее в процессе исследования через свои элементарные объекты – минеральные ассоциации) -рудопроявление”, осуществляемая через геологическую среду. На познании этой связи строится поиск месторождений полезных ископаемых, который в нашем понимании представляет собой алгоритм действий субъекта поиска, направленных на обнаружение объекта с заданными свойствами. Этот процесс опирается на ряд объективно существующих свойств данной предметной области, которые используются в системе поисков как поисковые принципы. Последние представляют собой необходимый для построения теории минералогических поисков комплекс фундаментальных положений, являющихся результатом обобщения и теоретического осмысления опытных данных по свойствам объектов поисков и их отражению в геологической среде. Теория поисков месторождений

полезных ископаемых является частью общей теории поиска объектов, в основе которых лежит опыт минералогических поисков, использующих следующие принципы: а) дискретности – предусматривает множественность объектов поиска и их разобщённость в пространстве; б – неслучайности – предусматривает существование закономерностей в размещении объектов поиска; в) дальнодействия – отражает существование вокруг объектов аномальных полей признаков (в частном случае минералогических), генерируемых самими объектами, либо возможность проявления объектов в полях, наведённых от других источников; г) соответствия – формы и свойства полей дальнодействия определяются характером их источника и условиями среды, через которую распространяется сигнал, т. е. поля дальнодействия имеют ситуационный характер; д) индикационного множества – каждый объект отражается в полях дальнодействия различными индикационными свойствами; е) затухания – сигналы от объектов, имеющие форму индикационных признаков и выражаемые через поля дальнодействия, затухают в пространстве и времени; ж) суперпозиции – поля дальнодействия, формирующиеся при прохождении сигналов от объектов через среду, представляют собой сумму признаков, характеризующих объект (внутренние признаки) и среду (внешние признаки); з) неполноты отражения – объект поиска не может быть отражён в окружающей среде во всей полноте. Эмпирический характер перечисленных принципов и следствий из них подразумевает невозможность существования некоего алгоритма, с помощью которого можно было бы разработать необходимый и достаточный для создания теории комплекс принципов, отражающий современное состояние поисковой минералогии. Поиск как система субъект- объективных взаимоотношений должен опираться на ряд априорных оснований, предпосылок, без наличия которых система не может функционировать результативно.

Предпосылки относятся как к объекту поиска, определяя его способность быть обнаруженным, так и к субъекту поиска, определяя её способность обнаружить объект. Соответственно предпосылки поиска делятся на объективные, присущие объекту поиска и вмещающей его среды, и субъективные, объединяющие наличие адекватного целеполагания, техникотехнологических и интерпретационных средств, которыми должен располагать объект до начала поисковых работ. К объективным предпосылкам относятся: а) индикационные, определяющие способность объекта формировать поля дальнодействия путём эмиссии в законтурное пространство своего вещества и (или) энергии либо путем специфической организации полей дальнодействия, наведённых от других источников; б) предпосылки отражения – способность законтурной по отношению к объекту среды взаимодействовать с объектом, воспринимать и сохранять поля дальнодействия объектов либо передавать его отражение в наведённых полях. К субъективным предпосылкам относятся: а) информационные – наличие у субъекта адекватной информации об объекте поиска, позволяющей сформулировать поисковую задачу; б) технико-метрологические – наличие у субъекта технических средств достаточной чувствительности для обнаружения и прослеживания полей дальнодействия объектов либо отражения в наведённых полях; в) интерпретационные – наличие у субъекта алгоритма (концептуальной матрицы), использование в котором полученных параметров полей дальнодействия позволяет идентифицировать и локализовать объект поиска; г) предпосылки обнаружения – способность субъекта обнаружить объект, т. е. осуществить с ним физический контакт путём практической реализации теоретического решения поисковой задачи. Методологической основой поисковой минералогии является принцип развития, предусматривающий закономерную эволюцию порожденных рудопроявлением или генетически свя-

занных с ним минеральных систем в пространстве и времени. Основными методами поисковой минералогии являются онтогенический анализ, имеющий целью восстановление истории минеральных индивидов и минеральных ассоциаций, а также типоморфный анализ, направленный на реконструкцию геологических условий, ответственных за те или иные типоморфные особенности минералов и их ассоциаций. Их совокупность позволяет реконструировать историю объектов и характер геологических обстановок на протяжении всей этой истории. Эмпирическим базисом данных методов является изучение типоморфных свойств, особенностей индикаторных минералов оруденения и геологических условий, ответственных за их появление, минералогическое картирование как операция моделирования минералогических полей и минералогическое районирование как операция по выявлению пространственных закономерностей размещения минералогических полей в зависимости от геологических обстановок их формирования. В главе 2 “Методы исследования минералов” авторами отмечено, что в настоящее время существует огромное количество методов изучения минералов, в том числе индикаторных минералов кимберлитов (ИМК). Их можно объединить в огромное количество групп методов, из которых наиболее распространёнными являются [13, 14, 31, 38]: физиографические; методы определения химического состава и микропримесей в минералах; физические и структурные. Использование и приоритетность тех или иных методов определяется их информативностью и доступностью на данный момент. В поисковой минералогии алмаза наиболее применимы физиографические методы и методики определения химического состава минералов. Для алмаза широко применяются физические методы изучения и изотопные исследования углерода. При изучении минералов для целей прогноза месторождений алмазов каждая группа

методов решает свои задачи. Наиболее простые в использовании физиографические методы, поэтому они применяются к изучению практически всего получаемого при поисках минералогического материала. Они дают возможность реконструировать условия и историю развития ореолов ИМК, в то время как исследования химического состава минералов позволяют оценить потенциальную алмазоносность кимберлитов и оптимальны для идентификации ореолов. Под физиографией понимается комплекс исследований, осуществляемых на качественном уровне с помощью визуальных наблюдений невооруженным глазом либо с использованием оптических и других приспособлений (например, электронный микроскоп), расширяющих возможности зрительного восприятия. В комплекс физиографических признаков входят кристалломорфология (габитус кристаллов и гранная морфология), проявления механического износа и хронологические взаимоотношения разного рода скульптур, цвет минерала, включения в нём, характер скола и зональность. Физиографические исследования дают основной материал для реконструкции онтогенеза минералов (истории их индивидуального развития). В отличие от инструментальных, они обладают неоспоримым преимуществом благодаря своей доступности и экспрессности, в связи с чем они используются на начальном этапе исследований с максимально широким охватом исследуемого материала. Онтогенический и типоморфный анализы являются основой использования физиографических особенностей ИМК для решения истории и условий формирования индикаторных минералов, их идентификации и локализации местоположения коренных источников (в том числе формирования прогнозных заключений). Онтогенический анализ подразумевает реконструкцию истории индивидуального развития объекта (минерального индивида, минеральной ассоциации, ореола). История развития минерального индивида (отдельных зерен пиропов, ильменита

и др.) может быть реконструирована как последовательность этапов морфогенеза. В процессе онтогенеза изменения, связанные с каждым последующим этапом морфогенеза, накладываются на изменения предыдущего этапа, стирая и модифицируя их, при этом некоторые типоморфные особенности предыдущих этапов могут быть уничтожены практически полностью. Онтогенез минеральной ассоциации и ореола рассматриваются через онтогенез минеральных индивидов. В данном случае применим так называемый метод морфогенетических рядов – реконструкция условий того или иного этапа морфогенеза для минеральной ассоциации при неодинаковом проявлении соответствующей морфологической особенности на отдельных минеральных индивидах. Методологической основой этого метода служит то обстоятельство, что любая типоморфная особенность имеет не “точечный” характер, а реализуется в определенном диапазоне (поле) внешних и внутренних условий морфогенеза, ответственных за неё, аналогично полю устойчивости минерала на физико-химической диаграмме. Метод морфогенетических рядов бывает необходим для расшифровки истории и условий формирования минеральных ассоциаций любого типа – магматических, гидротермальных, метаморфических, сформированных в разнообразных условиях седиментогенеза и неоднократно переотложенных, гетерогенных и гетерохтонных. Однако не каждый непрерывный морфогенетический ряд можно интерпретировать через единый комплекс условий морфогенеза. Реконструируемый онтогенез минерального индивида, минеральной ассоциации, ореола, как любого объекта, имеет дискретный характер, т. е. он описывается через рассмотрение череды событий с указанием их интервала во времени. Онтогенический анализ на основе реконструкции этапов морфогенеза позволяет установить существование “немых” периодов в геологической истории исследуемых районов, т. е. таких, для которых не

сохранилось геологических документов в виде отложений, и в совокупности с типоморфным анализом дать информацию о геологических обстановках на эти периоды. Основу типоморфного анализа составляет реконструкция геологических обстановок, с которыми связаны те или иные этапы морфогенеза. Под типоморфизмом подразумевается способность минерала отражать в своих структурных, морфологических, физических, химических и других свойствах и особенностях среду, в которой он зарождался, рос, существовал на протяжении всей своей истории. Большая путаница существует в понимании категорий “типоморфизм”, “типоморфное свойство” и “типоморфная особенность”. Категория “типоморфизм” означает общее свойство отражения минеральным веществом условий роста и дальнейшего существования минерала. Категория “типоморфное свойство” представляет собой качество минерального вещества, отражающее условия его формирования, имманентно ему присущее и характеризующее минеральный индивид как представителя данного минерального вида. Имманентность свойства означает, что оно всегда, в любых условиях внутренне присуще минеральному индивиду. Типоморфное свойство закладывается в период зарождения и роста минерального индивида, соответствует условиям роста и отражает их, а поэтому его можно рассматривать как диагностическую характеристику минерального вида, определяющую его принадлежность к данному минеральному виду. Любой минерал обладает комплексом типоморфных свойств. Ограниченная изменчивость типоморфных свойств является следствием того, что любой минерал устойчив в ограниченном диапазоне физико-химических параметров среды, в которой он образовался (поле устойчивости минерала). Категория “типоморфная особенность” представляет собой качество минерального индивида, отражающее конкретные условия среды существования минерала в конкретные

периоды его истории. В отличие от типоморфного свойства, типоморфная особенность является акцидентной, т. е. может либо присутствовать, либо отсутствовать у минерала, причём это никак не сказывается на сохранении видовой принадлежности индивида. Совокупность минералов с одинаковой формулой морфогенеза (т. е. имеющих одинаковую историю развития) можно характеризовать как частные парастерезисы в пробах или ореолах. Под парастерезисом понимается закономерная ассоциация минералов, связанных общностью сонахождения, в отличие от парагенезиса, подразумевающего общность условий образования. Из сказанного следует, что онтогенический и типоморфный анализы в совокупности с методом морфогенетических рядов и парастерическим анализом позволяют реконструировать историю индивидуального развития объектов (минеральных индивидов, ассоциаций или ореолов), а также геологическую историю, в том числе на “немые” периоды геологического развития, а парастерический анализ и описание признаков сходства-различия объектов между собой позволяет формулировать прогнозные заключения. Именно эти методы используются при изучении физиографических особенностей индикаторных минералов для получения максимальной информации прогнозного характера. Самой большой по объёму проанализированного материала и разнообразию решаемых вопросов является глава 3 “Глубинный морфогенез минералов”, в которой рассмотрены процессы глубинного развития ИМК, более узко – глубинный морфогенез, который в конечном счете обусловливает “первичную” в поисковом отношении морфологию минералов. Оценку всех экзогенных изменений мы соотносим именно с этим состоянием минералов, что связано с закономерностями их глубинного морфогенеза. В истории глубинного (магматического) морфогенеза пиропов выделяются три основных этапа: а) идиоморфного роста;

б) оплавления; в) келифитизации. Четвертый этап – постмагматических изменений – завершает историю морфогенеза ИМК, минералы приобретают тот облик, который мы называем “первичным” в поисковом отношении. Для каждого конкретного кимберлитового тела, группы тел или кимберлитовых полей эти этапы имеют индивидуальные особенности. Сравнение кристалломорфологии идиоморфных пиропов из ксенолитов глубинных пород и связующей массы кимберлитов не показало существенных различий, что свидетельствует об их ксеногенной природе. Глубинные условия морфогенеза отразились и на особенностях структуры пиропов, точнее на характере её дефектов [1, 16]. В генетическом плане выделяются три группы включений в гранатах: эпигенетические (структуры распада твердого раствора – игольчатые включения и продукты их морфологического преобразования), протогенетические (выросшие несколько ранее и захваченные гранатом) и сингенетические (кристаллизовавшиеся совместно с матрицей). Пикроильменит из кимберлитов не обладает огранкой или хотя бы её реликтами, чем отличается от пикроильменита из других источников, в частности железорудных трубок взрыва ангаро-илимского типа [14, 20]. По характеру внешней морфологии выделяются два основных типа пикроильменитов: с микропирамидальным рельефом и без такого. Наличие или отсутствие микропирамидального рельефа – яркий типоморфный признак, позволяющий решать задачу идентификации ореолов индикаторных минералов. Характерной особенностью пикроильменита, выделяющей его среди других кимберлитовых минералов, является агрегатное строение многих зерен, которые в переменном количестве встречаются в большинстве кимберлитовых тел. В кимберлитах одновременно присутствуют две отличающиеся в онтогенетическом отношении группы пикроильменита – агрегатные и монокристальные с постепенными переходами между ними. Хромшпинелиды из кимберлитов

обладают высокой степенью идиоморфизма, что делает их привлекательными для морфологических исследований и получения информации, во-первых, об условиях глубинного морфогенеза, вовторых, по идентификации шлиховых ореолов при решении задач прогнозирования [2–7, 9–12,17]. По физиографическим особенностям выделяются три морфологических типа кристаллов: а) октаэдры; б) октаэдры, вершины и ребра которых притуплены множеством мелких граней; в) мириоэдрические кристаллы, оформленные массой мелких гранок и искривлённых поверхностей, среди которых теряются грани октаэдра. Выделяется два основных типа магматической коррозии хромшпинелидов. Коррозия первого типа представляет собой геометрически правильный узор, дающий в потоке света суммарный отблеск вблизи положения октаэдра. Другой тип коррозии (более распространённый) представляет собой равномерную матировку, развивающуюся независимо от кристаллографической принадлежности грани и обладающую низкой геометрической индивидуальностью. Проведёнными исследованиями установлено существование в алмазоносных россыпях двух морфогенетических типов хромшпинелидов. Первый представлен мантийными породами и характерен для кимберлитов и лампроитов, в которых хромшпинелиды являются ксенокристаллами; этот тип минерала может быть назван “мантийным”. Второй тип широко распространен в осадочных коллекторах различных алмазоносных и потенциально алмазоносных регионов как совместно с индикаторными минералами (в том числе и с хромшпинелидами первого типа), так и самостоятельно. Коренные источники хромшпинелидов этого типа в Якутской алмазоносной провинции (ЯАП) пока не установлены. По месту кристаллизации их можно назвать “интрузивными” либо, более широко, “коровыми”. Большое внимание в работе уделено характеристике морфогенеза индикаторных минералов в постмагматических усло-

виях. Скачкообразное изменение условий существования минералов после становления кимберлитового тела и застывания магматического расплава вызывает лавину процессов, связанных с физикохимической неустойчивостью минералов в новых условиях. Морфогенетические процессы в постмагматических условиях делятся на две основные группы: а) связанные с дефектами структуры; б) связанные с химической неустойчивостью минерала. Первая группа процессов выражена главным образом через эффект коррозионного растрескивания, которое охватывает в постмагматических условиях практически все глубинные минералы. Вторая группа процессов выражена преимущественно в инконгруэнтном растворении минералов, когда они замещаются другими новообразованиями либо меняется состав реакционных зон. Исследованиями показано, что коррозионное растрескивание глубинных минералов кимберлитов играет большую роль в их эпигенетическом поведении. Оно стимулирует процессы, приводящие к изменению химического и фазового состава минералов, их гранулометрического спектра, внешней и внутренней морфологии, способствует преимущественному уничтожению высокодефектных зёрен минералов и относительному накоплению кристаллов с более совершенной структурой. Эффект коррозионного растрескивания необходимо учитывать как при анализе процессов глубинного минерагенеза в кимберлитах, так и поведения мантийных минералов в экзогенных условиях. В процессе постмагматических преобразований на пиропах из кимберлитов обычно образуется пирамидальночерепитчатый рельеф. Для пикроильменита и хромшпинелида не установлены специфические черты постмагматического морфогенеза, которые являлись бы индивидуальными для каждого кимберлитового тела или группы тел. Поэтому признаки постмагматического морфогенеза этих минералов выступают только в роли индикаторов данного этапа.

Алмазы известны не только в кимберлитах, но и в других типах пород (лампроитах, коматиитах, лампрофирах и др.), что даёт основание обсуждать полигенез алмазов. И хотя основным объектом добычи алмазов являются кимберлиты, мы посчитали целесообразным в рамках поисковой минералогии алмаза охарактеризовать его физиографические особенности более широко с учётом алмазов некимберлитового происхождения. Из всех мантийных минералов алмаз обладает наибольшей кристаллографической индивидуальностью и служит прекрасным объектом для кристалломорфологических исследований. Для характеристики элементов морфологии в монографии использована терминология российской алмазной школы, выработанная за все годы изучения алмазов Урала, Якутии и других алмазоносных регионов [8, 18, 34]. Габитус кристаллов алмаза определяется, с одной стороны, формами их роста в мантийном субстрате, с другой – формами травления в посткристаллизационных условиях. Гранная морфология алмаза (т. е. характер скульптур поверхности) чрезвычайно разнообразна. Процессы травления и формирования гранной морфологии играют более значительную роль, чем в формировании габитуса, поскольку даже при незначительном травлении на поверхности алмаза развиваются разнообразные скульптуры. В работе использована классификация алмазов Ю. Л. Орлова, созданная в 1965 году и с тех пор прочно вошедшая в отечественную алмазную школу [34]. Она относится к разряду индуктивных классификаций, т. е. построена на ограниченном эмпирическом материале. В работе детально описаны (и проиллюстрированы фотографиями) одиннадцать разновидностей алмазов. Несмотря на то, что к настоящему времени в этой классификации выявились некоторые противоречия, мы посчитали необходимым проиллюстрировать в монографии основные разновидности алмазов, поскольку она ещё широко применяется. В работе приведены также материалы, показывающие

высокую эффективность изотропных исследований углерода алмазов как в генетическом, так и в геологическом плане. Исследования изотопии углерода (особенно для алмазов новых площадей) во многих случаях могут указывать на парагенезис алмазов даже в случае необнаружения характеристических минеральных включений, способствуют выделению и генетической интерпретации разновидностей алмазов. Изотопия может указать на различия алмазов даже в случае конвергентности других их признаков. Поэтому она должна быть обязательным элементом в комплексе исследований алмазов для решения геологоразведочных задач и в первую очередь идентификации россыпей. В большинстве кимберлитовые тела (трубки, дайки и жилы) представляют собой породы, в разной степени изменённые вторичными процессами и нередко являются апокимберлитами [28, 30, 32]. Образовавшиеся при этом постмагматические минералы, возникшие в результате пневматолитово-гидротермальной деятельности, относятся к вторичным новообразованиям [21–26]. Реальный облик кимберлитовых тел в значительной мере определяется развитием комплекса вторичных минералов, возникших после консолидации породы в результате эндои экзогенных преобразований. Дальнейшее развитие представлений о процессах вторичного преобразования кимберлитов основано на исследованиях по выявлению закономерностей распределения минералов-новообразований основной массы кимберлитов трубок Мир, Удачная, Юбилейная, Сытыканская и др. Были получены свидетельства того, что исследованные кимберлиты претерпели в процессе формирования неоднократные изменения, что привело к образованию более полусотни новообразований, относящихся к сульфидам, оксидам и гидроксидам, силикатам и алюмосиликатам, боратам, фосфатам, сульфатам, карбонатам и хлоридам. Интенсивность преобразования кимберлитов на разных стадиях форми-

рования трубок имеет индивидуальный характер и зависит от конкретных условий минералообразования. Установлено, что существуют отличия в минеральном составе новообразований не только в разных трубках, но и в объёме отдельных тел и блоков. Впервые охарактеризованы [33] наиболее распространённые в кимберлитовых породах ассоциации новообразований, состоящие из двух и более минералов, большинство из которых являются парагенетическими, что позволило решить некоторые вопросы постмагматических преобразований кимберлитов. Рассмотрение особенностей развития вторичных минералов в основной массе кимберлитов Якутии с использованием таких характеристик как встречаемость, средние содержания минералов и анализ их ассоциаций показали, что различия алмазных коренных месторождений обусловлены преимущественно интенсивностью развития и равномерностью распределения карбонатов, флогопитов и хлоритов при относительно однородной картине развития серпентинов. В кимберлитовых породах ЯАП определённую роль во вторичном минералообразовании сыграл сероводород, связавший железо в сульфиды и тем самым заблокировавший образование несвойственных кимберлитам карбонатов железа. Сероводород в некоторых случаях послужил источником возникновения серной кислоты, сыгравшей важную роль в процессе вторичного минералообразования. Однако образование гипса, например, происходило не только в результате воздействия серной кислоты на карбонатные породы, но и при выпадении этого минерала из раствора сульфата кальция в связи с его пересыщением из-за испарения или вымерзания воды. Установлены отличия в минеральном составе новообразований не только в разных трубках, но и в плане отдельных тел или блоков одной и той же трубки. Отмеченные закономерности в распределении минералов-новообразований можно использовать для типизации кимберлитовых пород. В целом существует тесная связь между распространением

литофильных минералов в жилах и породах, что следует учитывать при комплексном изучении кимберлитовых пород с целью решения как генетических, так и прикладных прогнозно-поисковых задач. Различие коренных месторождений алмазов обусловлено интенсивностью развития и равномерностью распределения следующих вторичных минералов и их разновидностей: кальцита, доломита и пироаурита, Mg- и Fe- постмагматических флогопитов, лизардита, хризотила и Alсерпентина с различной степенью развития дефектов структуры. К индикаторным минералам кимберлитов относится достаточно широкий набор минералов ультраосновных и эклогитовых парагенезисов, образовавшихся в диапазоне Р-Т-условий вертикального разреза литосферной мантии древних платформ [14, 35, 37]. Весь набор этих минералов присутствует также и в ксенолитах мантийных пород, вынесенных кимберлитами из значительного интервала мантийных глубин на земную поверхность. Наиболее глубинные из этих ксенолитов относятся к зоне взаимодействия вещества конвектирующей астеносферы с подошвой литосферы и представлены катаклазированными гигантозернистыми лерцолитами, обогащенными перидотитами мегакристовой ассоциации и очень редкими ксенолитами полимиктовых брекчий. К наименее глубинным относятся шпинелевые перидотиты и пироксениты зоны перехода кора-верхняя мантия. Большинство исследователей кимберлитов сходятся во мнении, что преобладающая часть индикаторных минералов кимберлитов – продукт дезинтеграции древних пород литосферной мантии, поэтому эти минералы являются ксеногенными по отношению к кимберлитам. В то же время ими не исключается возможность кимберлитового происхождения обогащённых железом и титаном минералов мегакристовой ассоциации – бедных хромом пиропов, пикроильменитов, субкальциевых клинопироксенов, сравнительно низкомагнезиальных эн-

статитов с заметной примесью диопсидовой молекулы и оливина с повышенной железистостью. Комплекс минералов кимберлитов и ксенолитов мантийного происхождения в кимберлитах делится на две главные ассоциации: ультраосновную и эклогитовую, которые в свою очередь включают ряд минеральных парагенезисов. Минералы ультраосновных парагенезисов мантийного происхождения широко представлены в кимберлитах и лампроитах [14, 35]. К минералам ультраосновных парагенезисов относятся оливины, хромсодержащие магнезиальные гранаты с широкими вариациями содержаний кальцитового и хромового компонентов, клинопироксены с низкой железистостью, энстатиты, хромшпинелиды, пикроильмениты, алмазы, цирконы, часть первичного флогопита; проблематично к этому парагенезису относятся также муассанит и апатит. К эклогитовым и пироксенитовым парагенезисам относятся гранаты (исключительно широкие диапазоны колебаний содержаний железа, кальция и магния), широко варьирующие по составу клино- и ортопироксены, дистен, корунд, рутил, кварц, коэсит, циркон, сульфиды, железисто-марганцовистые ильмениты, железистые хромшпинелиды. Минералогические критерии алмазоносности разработаны на основе изучения особенностей состава твердых образований, включенных в алмазы, и поиске фаз, аналогичных по составу, в общем комплексе минералов кимберлитового тела, исходя из предположения, что такие минералы кристаллизовались в одних условиях с алмазами и являются индикатором алмазоносности, т. е. минералы алмазной ассоциации. Эти критерии разработаны на основе детальных исследований распределения составов и парагенезисов многих десятков тысяч зерен ИМК в концентратах обогащённых пород около ста кимберлитовых и лампроитовых трубок и даек с различной алмазоносностью. Наиболее четкие и надежные корреляционные связи установлены между величинами алмазоносности пород и долями пиропов и хромитов

алмазной ассоциации, имеющих специфические характеристики состава и присутствующих в переменных количествах в концентратах только алмазоносных разностей кимберлитов и лампроитов. Наличие пиропов и хромитов особого состава в кимберлитах или их ореолах является прямым признаком алмазоносности, что даёт возможность вести целенаправленные поиски заведомо алмазоносных объектов. Например, существенная роль таких высокохромистых гранатов выявлена и при изучении концентрата тяжёлой фракции из нижнекаменноугольных известковистых гравелитов Кютюнгдинского прогиба, что указывает на наличие здесь нового поля алмазоносных кимберлитов, относящихся к среднепалеозойскому циклу внедрения [10, 14, 35]. В главе 4 “Морфогенез индикаторных минералов в экзогенных условиях” показано, что основными факторами морфогенеза в таких обстановках являются механический износ в процессах транспортировки и физико-химические изменения минералов в сформировавшихся механических ореолах рассеяния. В процессе транспортировки реализуются миграционные свойства минералов, определяющие форму и строение ореолов ИМК и процессы россыпеобразования в целом. Различия миграционных свойств минералов выражаются через изменение состава и свойств ассоциаций индикаторных минералов. Эти три группы процессов в связи с геологическими обстановками, их обусловливающими, формируют всё многообразие минералогических материалов, используемых в рамках поисковой минералогии алмаза. К последней к экзогенным мы относим все изменения индикаторных минералов, которые они претерпевают после завершения формирования кимберлитов. Этап начального размыва кимберлитов – важнейший в истории развития ореолов индикаторных минералов. На этом этапе обычно формируются основные черты распределения кимберлитовых минералов относительно коренных источников, в той или иной степени

транслирующиеся на все последующие этапы развития ореолов. Транспортировка минералов в процессе формирования шлиховых ореолов обусловливает появление на них признаков механического износа, который проявленный в той или иной степени, тех или иных формах, является важнейшим фактором экзогенного морфогенеза. Физико-химические изменения минералов, осуществляющиеся в сформированных коллекторах, осложняют поиски, поскольку искажают или уничтожают исходную морфологию минералов, не будучи связанными с местоположением коренного источника. Основные ИМК по степени убывания абразивной устойчивости располагаются в ряд: хромшпинелидпироп-оливин-пикроильменит-хромдиопсид. За счет только механического износа шлиховая ассоциация обогащается пиропом (причем хромистыми его разностями) и хромшпинелидами. Пикроильменит в ореолах прибрежно-морского трансгрессивного типа может уничтожаться полностью. Остальные реликтовые минералы встречаются редко. Гидравлическая крупность минералов является функцией плотности, размера, формы и характера их поверхности. В процессе перемещения закономерно меняется состав, гранулометрический спектр шлиховой ассоциации кимберлитовых минералов, модифицирующих состав ассоциации. Гипергенное выветривание является важнейшим физико-химическим процессом, влияющим на состав ассоциации. По мере возрастания гипергенной устойчивости кимберлитовые минералы располагаются в ряд: оливин-хромдиопсид-пироп-пикроильменитхромшпинелид-циркон. Диагенетические изменения индикаторных минералов осуществляются в осадках постоянно, но достаточно слабы и не меняют существенно состав ассоциации минералов и их отдельные свойства. Основной формой изменений минералов в таких условиях является коррозионное растрескивание. Изменения в условиях метагенеза и метасоматоза связаны с локальными факторами морфогенеза, которые достаточно просто опре-

деляются по геологической обстановке. Их влияние на характер минералов может быть разным, иногда очень сильным. Изменения в условиях перманентного экзогенеза обусловлены специфическим характером вмещающих кимберлиты пород, обеспечивающим постоянный промывной режим грунтовых вод, который за сотни миллионов лет после формирования кимберлитов и ореолов ИМК обеспечивает физико-химическое изменение последних, морфологически близкие к условиям метасоматоза. В целом же экзогенные процессы направлены на снижение контрастности ассоциации ИМК и самих алмазов по отношению к окружающей среде. Общий характер изменений можно охарактеризовать как “вызревание” ассоциации минералов. При этом относительно упрощается минеральный состав ассоциаций за счёт преимущественного уничтожения относительно менее устойчивых минеральных индивидов, но растёт информационная нагруженность остальных индивидов, так как на них “записывается” информация обо всех обстановках, сквозь которые они прошли на протяжении экзогенной истории. Фактически продолжением предыдущего материала является глава 5 “Строение и условия формирования ореолов индикаторных минералов”, в которой на большом фактическом материале показано влияние на эти особенности процессов седиментогенеза. Формирование ореолов индикаторных минералов подчиняется определённым закономерностям, и его история может быть реконструирована на основе некоторой концептуальной матрицы, включающей основные черты поведения индикаторных минералов в соответствующих обстановках седиментогенеза. Режим осадконакопления определяет строение и условия формирования коллекторов индикаторных минералов, отражаясь специфическими чертами на минералах и их ассоциациях. Последнее позволяет решать обратную задачу – по типоморфным особенностям минералов и их ассоциаций реконструировать режимы

седиментогенеза, ответственные за формирование ореолов. Под ореолом ИМК подразумевается полная совокупность минералов, высвобожденных из кимберлитов в процессе эрозии и локализованных в осадочной толще, которая в данном случае может характеризоваться как коллектор индикаторных минералов кимберлитов. На поверхности земли ИМК как обломочные частицы подчиняются закономерностям седиментогенеза, благодаря чему их поведение предсказуемо. Разнос минералов и формирование ореолов осуществляется на суше в направлении максимального градиента геопотенциала, в генеральном плане от кимберлитового тела в сторону конечного бассейна стока через иерархическую систему промежуточных базисов эрозии. Разнос минералов на континенте в аллювиальных условиях может осуществляться на сотни километров. При этом основным законом распределения минералов является экспоненциальное падение концентрации по мере удаления от кимберлитового тела и гидравлическая сортировка, вследствие которой повышается доля мелких гранулометрических классов и преимущество в транспортируемой ассоциации переходит к более легким силикатным минералам, тогда как тяжёлые рудные отстают. Масштабы ореолов отдельных кимберлитовых тел определяются: а) размером тел; б) концентрацией ИМК; в) величиной эрозионного среза кимберлитовых тел. По условиям формирования древние ореолы как завершённые продукты определённого цикла седиментогенеза делятся на три литодинамических типа: континентальный (аллювиальный), прибрежно-морской трансгрессивный и прибрежно-морской регрессивный. Трансгрессии и регрессии значительно сокращают масштабы континентальных ореолов, поэтому минералы, относящиеся к континентальному литодинамическому типу, улавливаются обычно только вблизи коренных источников. Циклы седиментогенеза разделяются, как правило, эпохами выветривания различного типа

и интенсивности. Под литодинамическим типом ореола ИМК подразумевается специфический комплекс типоморфных особенностей минеральных индивидов и их ассоциаций, отражающий литодинамические условия формирования ореола (ландшафтные, климатические, литологический состав, динамику и кинематику среды и др.) в рамках определённого периода седиментогенеза. Ореолом является некоторый итоговый продукт седиментогенеза, и поэтому в строгом понимании он может быть только древним. Кроме отмеченных выше трех основных литодинамических типов ореолов, можно выделить ещё ряд типов, имеющих локальное значение, например, ледниковый, характерный для северной части Сибирской, Восточно-Европейской и Канадской платформ. Однако подавляющее большинство шлиховых ореолов ИМК сформировано разнородным в минералогическом плане материалом, т. е. ореолы являются гетерогенными. Шлиховые ореолы могут быть сложены минералами, переотложенными из древних осадочных коллекторов, а также продуктами современного размыва кимберлитовых тел, т. е. минералы по времени вымывания из коренных источников являются разновозрастными, а их ассоциации – гетерохронными. Гетерогенность и гетерохронность шлиховых ореолов, их переотложенный характер – следствие периодически возобновляющегося размыва коренных источников и осадочных толщ, содержащих их минералы. Переотложение разрывает непосредственную связь шлиховых минералов с коренными источниками и приводит к тому, что ореолы оказываются локализованными в осадочных толщах, захороняющих кимберлитовые тела. Поэтому прямой выход на коренные источники по переотложенному кимберлитовому материалу (даже континентальных шлиховых ореолов) оказывается невозможным. В случае гетерохронных шлиховых ореолов имеется возможность выхода на коренные источники по минералам их прямого размыва.

В геологическом плане можно констатировать, что россыпи алмазов широко распространены на территории древних платформ в разновозрастных отложениях – от докембрия [15] до современных, в различных фациях – континентальных и прибрежно-морских, располагаются как на окраинах, так и во внутренних частях платформ, а также в складчатых областях. В то же время, независимо от этого, выделяются два основных типа россыпей, резко различающихся по условиям образования. К первому типу относятся россыпи континентального (более узко–аллювиального, делювиально-пролювиального) типа. Основными чертами алмазоносных россыпей этого типа являются: а) формирование за счёт крупных и высокоалмазоносных кимберлитовых тел при достаточной величине их эрозионного среза; б) тесная пространственная связь с коренными источниками; в) слабый механический износ кимберлитовых минералов, сопутствующих алмазу, и отсутствие износа на самих алмазах; г) низкая степень гидравлической сортировки кимберлитовых минералов и алмазов по гранулометрии и плотности. Минеральная ассоциация этого типа россыпей в максимальной степени близка к исходной в коренном источнике. Ко второму типу относятся россыпи прибрежно-морского трансгрессивного типа. Они формируются за счёт материала, сносимого с суши в общем случае из многочисленных коренных источников, который накапливается в береговой зоне конечного бассейна стока. В связи с этим наличие в качестве коренных источников богатых и крупных кимберлитовых тел необязательно, так как значительные по масштабам россыпи могут формироваться за счёт большого количества мелких и слабоалмазоносных объектов при достаточной величине эрозионного среза. Прибрежно-морские россыпи могут быть локализованы в различных структурно-тектонических позициях. В большинстве случаев они располагаются на

территории платформ, соответственно, это древние россыпи, сформированные в процессе обширных трансгрессий. Характеризуя “Основные типы шлихоминералогической поисковой обстановки” (глава 6), отмечено, что Сибирская платформа имеет таких четыре: а) коренные источники выходят на дневную поверхность, промежуточные коллекторы кимберлитовых минералов отсутствуют; б) кимберлитовые тела выходят на дневную поверхность, существующие древние промежуточные коллекторы размыты; в) кимберлитовые тела погребены под терригенными отложениями, вмещающими ореолы индикаторных минералов кимберлитов; г) разновозрастные шлиховые ореолы кимберлитовых минералов, формировавшиеся в прибрежно-морских условиях. При характеристике этих типов поисковых обстановок освещены основные проблемы минералогических поисков на закрытых территориях, описана при этом роль карста, При характеристике поисковых обстановок, связанных с индикаторными минералами не в осадочных коллекторах, детально описаны ИМК как терригенная часть в мезозойских кимберлитах и триасовых туфах юго-западного борта Тунгусской синеклизы. В заключительной главе 7 “Принципы и методы прогнозирования месторождений алмазов” показано, что в природе существует чрезвычайное разнообразие поисковых обстановок и ситуаций, различное материальное, финансовое обеспечение работ, разная подготовленность кадров и другие факторы, которые способствуют качественному решению поисковых задач. Необходимо учитывать иерархические и изоморфные ряды объектов поисков. Под объектами иерархического ряда подразумеваются естественные сообщества алмазоносных пород (кимберлитов), образующих ряд соподчинённости, в котором каждому иерархическому уровню соответствует свой набор прогнозно-поисковых моделей. Так, алмазоносная провинция – эквивалент понятия “древняя платформа”. Алмазо-

носная субпровинция – крупные (десятки, первые сотни тысяч квадратных метров) геоблоки древней платформы с одинаковым возрастом кратонизации фундамента, историей геологического развития, интенсивностью проявлений тектономагматической активизации и др. Минерагеническая алмазоносная зона – линейная высокопроницаемая структура древнего заложения, неоднократно активизировавшаяся и контролирующая появления корово-мантийного энергомассопереноса. Алмазоносный район – естественная группировка пространственного сближения кимберлитовых полей, приуроченная к пересечению минерагенической зоны с крупными приподнятыми блоками или зонами глубинных разломов. Алмазоносное поле – естественная группировка пространственно сближенных кимберлитовых тел, связанных с развитием единой вертикальной “стволовой” зоны повышенной проницаемости (флюидо-магматической колонны). Куст (кластер) кимберлитовых тел – обособленные группы по 2–10 кимберлитовых тел в пределах поля. Коренное месторождение – трубка взрыва или дайка, концентрация и запасы алмазов в которой делают добычу экономически выгодной. Эти определения соответствуют феноменологическому ряду соподчинённости геологических структур и их взаимоотношений. Поскольку конечным объектом является коренное месторождение, то поиск его объединяет необходимость решения двух задач: идентификации и локализации. Очевидно, что иерархический ряд объектов соответствует последовательному сокращению площадей опоискования, причём задача локализации решается для каждого нижележащего объекта на площади вышележащего. Фактически речь идет о районировании площади вышележащего объекта по критериям выделения нижележащего. Иерархические ряды объектов поисков в методологическом плане позволяют упорядочить в соответствии с ними систему прогнозирования и поиска, в том числе такие их элементы, как ми-

нералогическое районирование и минералогическое картирование. Возможны специализированные подходы к районированию, например, районирование той или иной площади по типам поисковой обстановки, районирование закрытых площадей по порогу экономической целесообразности и др. Минералогическое картирование представляет собой один из способов моделирования геологического пространства. Можно выделить два способа моделирования: а) топоминералогическое картирование; б) прогнозно-минералогическое картирование. Формирование минералогического поля в значительной мере зависит от геологических полей, более высоких по иерархическому уровню, в первую очередь литолого-фациального и структурно-тектонического. Однако оценка зависимости шлихоминералогического поля от структурно-тектонического и литолого-фациального полей при крупномасштабных исследованиях является значительно более сложной задачей. Применение вероятностно-статистических методов для обработки шлихоминералогической информации, её сворачивание и интерпретация открывают значительные перспективы совершенствования минералогических методов поисков алмазных месторождений. Описание шлиховых ореолов на основе модели минералогического поля открывает широкие возможности для их изображения и выделения закономерностей размещения объектов поисков и их локализации. Корректное использование математических методов позволяет даже на основе ограниченного шлихового материала существенно повысить объективность прогноза погребённых месторождений алмазов. ЛИТЕРАТУРА 1. Афанасьев В. П. Генезис пирамидальночерепитчатого рельефа растворения на гранатах пироп-альмандинового ряда//Зап. Всесоюз. минерал. об-ва, 1985. Ч. 114. Вып. 1. С. 73–80. 2. Афанасьев В. П. К методике минералогического картирования шлиховых ореолов кимберлитовых тел//Геология и геофизика. 1989. № 5. С. 35–42.

3. Афанасьев В. П. Закономерности эволюции кимберлитовых минералов и их ассоциаций при формировании шлиховых ореолов// Геология и геофизика. 1991. № 2. С. 78–85. 4. Афанасьев В. П. О механическом износе кимберлитовых минералов в шлихах//Сов. геология. 1986. № 10. С. 81–87. 5. Афанасьев В. П. Типизация шлихоминералогических поисковых обстановок Якутской алмазоносной провинции//Сов. геология. 1989. № 1. С. 24–33. 6. Афанасьев В. П., Борис Е. И. Некоторые закономерности формирования древних ореолов рассеяния кимберлитовых минералов//Сов. геология. 1984. № 6. С. 92–98. 7. Афанасьев В. П., Гриффин В. Л., Натапов Л. М. и др. О перспективах алмазоносности юго-западного фланга Тунгусской синеклизы//Геология руд. месторождений. 2005. Т. 47. № 1. С. 51–70. 8. Афанасьев В. П., Ефимова Э. С., Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Атлас морфологии алмазов России. Новосибирск: изд-во НИЦ СО РАН, 2000. 298 с. 9. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Минералогия древних россыпей алмазов восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1987. № 1. С. 90–96. 10. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Проблемы шлихоминералогических поисков месторождений алмазов на закрытых территориях Якутии//Руды и металлы. 1996. № 6. С. 25–32. 11. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Основные литодинамические типы ореолов индикаторных минералов кимберлитов и обстановки их формирования//Геология руд. месторождений. 1999. Т. 41. № 3. С. 281–288. 12. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Полигенез алмазов в связи с проблемой коренных источников россыпей северо-востока Сибирской платформы//Докл. РАН. 1998. Т. 361. 3–3. С. 366–369. 13. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Похиленко Н. П. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. Новосибирск: изд-во СО РАН, 2001. 276 с. 14. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Похиленко Н. П. Поисковая минералогия алмаза. Новосибирск: изд-во “Гео” СО РАН, 2010. 650 с. 15. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Тычков С. А. Проблема докембрийской алмазоносности Сибирской платформы//Вестник Воронеж. ун-та. 2002. № 1. С. 19–35. 16. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Харькив А. Д., Соколов В. Н. Закономерности из-

менения мантийных минералов в коре выветривания кимберлитовых пород//Минералогия зоны гипергенеза. М.: Наука, 1980. С. 45–54. 17. Афанасьев В. П., Яныгин Ю. Т. О погребённых первичных потоках рассеяния кимберлитовых тел в Мало-Ботуобинском районе//Геология и геофизика. 1983. № 6. С. 85–90. 18. Бартошинский З. В., Квасница В. Н. Кристалломорфология алмаза из кимберлитов. Киев: Наукова думка, 1991. 172 с. 19. Бобриевич А. П., Бондаренко М. Н., Гневушев М. А. и др. Алмазные месторождения Якутии. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 525 с. 20. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Сошкина Л. Г. Ильменит из кимберлитов. М.: издво МГУ, 1984. 240 с. 21. Зинчук Н. Н. О минеральном составе келифитовых кайм на гранатах из кимберлитов//Записки Всесоюз. минерал. об-ва. 1981. Вып. 1. С. 70–76. 22. Зинчук Н. Н. Распределение вторичных минералов в кимберлитовых породах Якутии// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. № 5. С. 70–83. 23. Зинчук Н. Н. Особенности состава и распределения слюдистых образований в кимберлитовых породах Якутии//Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1991. № 7. С. 58–66. 24. Зинчук Н. Н. Сравнительная характеристика вещественного состава коры выветривания кимберлитовых пород Сибирской и Восточно-Европейской платформы//Геология и геофизика. 1992. № 7. С. 99–109. 25. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). Новосибирск: изд-во Новосиб. ун-та, 1994. 240 с. 26. Зинчук Н. Н. Постмагматические минералы кимберлитов. М.: Недра, 2000. 538 с. 27. Зинчук Н. Н., Афанасьев В. П. Генетические типы и основные закономерности формирования алмазоносных россыпей//Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1998. № 2. С. 66–71.

28. Зинчук Н. Н., Афанасьев В. П., Лелюх М. И. О воздействии траппов на кимберлитовые минералы//Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1999. № 3. С. 43–50. 29. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с. 30. Зинчук Н. Н., Лисковая Л. В. Вторичные минералы основной массы кимберлитов Якутии//Геология алмазов – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирный и алмазодобывающей промышленности России). Воронеж: изд-во Воронеж. ун-та, 2005. С. 824–847. 31. Зинчук Н. Н., Специус З. В., Зуенко В. В., Зуев В. М. Кимберлитовая трубка Удачная. Новосибирск: изд-во Новосиб. ун-та, 1993. 147 с. 32. Зинчук Н. Н., Харькив А. Д., Афанасьев В. П. Использование вторичных минералов кимберлитов при поисках алмазов//Геохимия и рудообразование. Вып. 8. Киев: Наукова думка, 1980. С. 78–87. 33. Мельник Ю. М., Зинчук Н. Н., Харькив А. Д. Основные ассоциации вторичных минералов в кимберлитовых породах Якутии// Минерал. сборник Львов. ун-та. 1982. № 36. Вып. 2. С. 76–83. 34. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. М.: Наука, 1973. 223 с. 35. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974. 263 с. 36. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихоминералогического метода поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1995. 348 с. 37. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов Мира. М.: Недра, 1998. 556 с. 38. Юшкин Н. П. Топоминералогия. М.: Недра, 1982. 288 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 09.01.2013.

Наведено стислий зміст опублікованої в 2010 році в Новосибірському видавництві “Гео” книги В. П. Афанасьєва, М. М. Зінчука, М. П. Похиленко “Пошукова мінералогія алмазу” (650 стор.), яка є завершальним узагальненням і продовженням раніше опублікованих книг за участю цих же авторів: В. П. Афанасьєв, Е. С. Єфімова, М. М. Зінчук, В. І. Коптіль “Атлас морфології алмазів Росії”, Новосибірськ, вид-во НІЦ СВ РАН, 2000, 298 с. і В. П. Афанасьєв, М. М. Зінчук, М П. Похиленко “Морфологія і морфогенез індикаторних мінералів кімберлітів”, Новосибірськ, вид-во “Гео” СВ РАН, 276 с. Нова остання книга з серії про глибинні мінерали кімберлітів охоплює всі аспекти мінералогічних пошуків родовищ алмазів.

Охарактеризовано вихідний стан індикаторних мінералів, будову та умови формування їх ореолів, історію розвитку ореолів, основні шліхомінералогічні типи пошукової обстановки, принципи й методи мінералогічного прогнозування родовищ алмазів. Ключові слова: пошукова мінералогія алмазу, глибинні мінерали кімберлітів, шліхомінералогічні типи пошукової обстановки. Brief content is cited of published in 2010 in Novosibirsk publishing house “Geo” book by V. P. Afanasiev, N. N. Zinchuk, N. P. Pokhilenko “Prospecting Mineralogy of Diamond” (650 p.), which is the concluding generalization and sequel of earlier published next books with participation of the same authors: V. P. Afanasiev, E. S. Yefimova, N. N. Zinchuk, V. I. Koptil “Atlas of Diamond Morphology of Russia”. Novosibirsk, publisher of SRC of RAS SB, 2000, 298 p., and V. P. Afanasiev, N. N. Zinchuk, N. P. Pokhilenko “Morphology and Morphogenesis of Kimberlite Indicator Minerals”. Novosibirsk, publishing house “Geo” of RAS SB, 276 p. The new last book from the series on depth minerals of kimberlites covers all aspects of diamond deposits mineralogical prospecting. Initial state of indicator minerals is characterized, as well as structure and formation conditions of their haloes, history of haloes’ development, basic heavy concentrate-mineralogical types of prospecting situation, principles and methods of mineralogical forecasting of diamond deposits. Keywords: prospecting mineralogy of diamond, depth minerals of kimberlites, heavy concentrate-mineralogical types of prospecting situations.

УДК 552.323.6:553.001.57:553.81 (571.56)

А. Я. Ротман, профессор, главный научный сотрудник, А. В. Герасимчук, директор (НИГП АК “АЛРОСА”, г. Мирный, Россия)

КИМБЕРЛИТЫ В СИСТЕМЕ МОДЕЛИРОВАНИЯ И ПРОГНОЗИРОВАНИЯ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ ЯКУТИИ Показаны определяющие факторы состояния минерально-сырьевой базы на алмазы, ресурсный потенциал которой определяют их коренные источники – кимберлиты. Проявления последних распространены в различных районах Сибирской платформы(СП), но доминирующая часть, включая диатремы с промышленной продуктивностью, расположена в Западной Якутии. Приведены основные характеристики пород кимберлитовой формации и проанализированы петролого-минералогические и геохимические признаки их алмазоносности. Рассмотрена роль алмазов различных генетических типов и индикаторных минералов кимберлитов (гранатов, пикроильменита и хромшпинелида), наряду со структурно-тектоническими и глубинными критериями, в принципах выделения разноранговых алмазоносных объектов ряда “провинция-субпровинция-область (зона)-район-кимберлитовое поле-группа кимберлитовых тел-кимберлитовое тело”. Особое внимание уделено совершенствованию и оптимизации прогнозно-поискового комплекса для расширения минерально-сырьевой базы на алмазы с применением моделирования указанных разномасштабных объектов. Такой подход позволит укрепить научно-методический фундамент для обоснованного принятия решений по экономическим, технико-технологическим и структурным преобразованиям в минерально-ресурсной сфере с повышением уровня инвестиционной привлекательности. Ключевые слова: алмазы, кимберлиты, моделирование, алмазоносные объекты.

Целевой задачей алмазной геологии и науки, в частности геологической службы акционерной компании “АЛРОСА”, является укрепление минерально-сырьевой базы на алмазы. Основной ее ресурсный потенциал связан с коренными месторождениями Западной Якутии, представленными диатремами кимберлитов и определяющими рудоносность кимберлитовой формации. Последняя охватывает группу ультраосновных пород субщелочного ряда, включая собственно кимберлиты и родственные им или конвергентные породы, основной формой проявления которых являются диатремы, образующие пространственные сообщества – поля (кусты), в зарубежной литературе – кластеры. В пределах Сибирской платформы (СП) таких полей

выделяется более трех десятков (рис. 1), но собственно кимберлитовых 25–27 (в зависимости от подходов к ранжированию). С учетом правила Клиффорда [26] о приуроченности алмазоносных кимберлитов к платформенным стабильным блокам земной коры с архейским возрастом кристаллического фундамента 1800± ±250 млн лет и находок алмазов в разных районах Сибирской платформы, территория последней многими исследователями рассматривалась в ранге алмазоносной провинции. В результате тектонических исследований последнего времени [16 и др.] установлено, что эта суперструктура представляет собой систему гетерогенных и гетерохронных сооружений, состоящих из отдельных блоков (террейнов) различно-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

го возраста и состава, испытавших в платформенную стадию развития неоднократную тектономагматическую активизацию (ТМА). Весьма важно для прогнозирова-

ния алмазных месторождений дополнение к правилу Клиффорда, предложенное А. Янсе [27], согласно которому древние платформы состоят из разновозрастных

Рис. 1. Схема расположения полей кимберлитов и конвергентных им пород на Сибирской платформе Алмазоносные районы: А – Анабарский, НО – Нижнеоленекский, СО – Среднеоленекский, МТ – МуноТюнгский, ДА – Далдыно-Алакитский, СМ – Среднемархинский, МБ – Малоботуобинский. Поля: 1 – Мирнинское, 2 – Накынское, 3 – Алакит-Мархинское, 4 – Далдынское, 5 – Верхнемунское, 6 – Чомурдахское, 7 – Севернейское, 8 – Западно-Укукитское, 9 – Восточно-Укукитское, 10 – Огонер-Юряхское, 11 – Мерчимденское, 12 – Куойкское, 13 – Молодинское, 14– Толуопское, 15 – Хорбусуонское, 16 – Куранахское, 17 – Лучаканское, 18 – Дюкенское, 19 – Ары-Мастахское, 20 – Старореченское (Нижнекуонамское), 21 – Орто-Ыаргинское, 22 – Котуйское, 23 – Харамайское, 24 – Далбыхское, 25 – Чадобецкое, 26 – Чомполинское, 27 – Тобук-Хатыстырское, 28 – Белозиминское, 29 – Окинское, 30 – Среднекуонамское, 31 – Эбеляхское

блоков, к которым относятся архоны – области архейской консолидации, протоны – блоки, стабилизированные в раннем протерозое, и тектоны, консолидированные в рифее. Анализ пространственного размещения алмазоносных пород на древних платформах показал, что подавляющее количество классических кимберлитов располагается в пределах архонов. К протонам приурочены месторождения лампроитового типа, а также многочисленные проявления алмазов в породах некимберлитового генезиса. Тектоны являются бесперспективными в отношении коренных алмазоносных пород. С этих позиций представление о Сибирской платформе как единой провинции несколько изменяется. В тектоническом строении СП, по мнению специалистов АК “АЛРОСА” [2, 3 и др.], выделяются следующие разнотипные структуры (рис. 2), в той или иной мере определяющие перспективы коренной алмазоносности: 1. Стабильные блоки фундамента, не претерпевшие в платформенную эпоху тектоно-термальной переработки, соответствующие архонам. Они являются благоприятными для локализации алмазоносных кимберлитов. К ним относятся АнабароМирнинский (на северо-востоке СП), Ангаро-Тунгусский и Байкитский (юго-запад СП), Алданский (юго-восточная часть СП) стабильные блоки, отвечающие соответственно кимберлитовым провинциям. 2. Подвижные области, которым соответствуют фанерозойские авлакогены, структурно-вулканические впадины (синеклизы) и региональные прогибы. Это наиболее погруженные (тектонически переработанные) внутренние части Тунгусской и Вилюйской синеклиз, Енисей-Хатангский и Приверхоянский (центральный фрагмент) прогибы. Они считаются бесперспективными в отношении коренных алмазоносных пород. 3. Структуры переходного типа, представляющие собой протерозойские авлакогены, а также складчато-надвиговые (шарьяжные) зоны, располагающиеся, как правило, по периферии стабильных блоков. К ним относятся Заангарская

шарьяжная зона, Приангарская синеклиза, Лено-Анабарский прогиб, северный (Хараулахский) и южный (Юдомо-Майский) фрагменты Приверхоянского складчатонадвигового пояса, Иркинеево-Чадобецкий и Катанга-Котуйский (частично) авлакогены. Основанием для их выделения в самостоятельный тип алмазоносных структур послужили проявленные в их пределах магматические и минералогические признаки месторождений алмазов. В пределах этих структур наиболее вероятны месторождения некимберлитового генезиса. В современной глубинной структуре Сибирской платформы выделяется [3, 12 и др.] три стабильных блока: АнгароАнабарский, Алданский и Байкитский с большой глубиной залегания (150–240 км и более) или отсутствием (выклиниванием) астеносферного слоя и мощной (более 40 км) кристаллической корой. Считается, что в пределах таких блоков в верхней мантии существовали термодинамические условия, необходимые для кристаллизации и длительной сохранности алмазов. Наиболее перспективной является срединная (“килевая”) часть Ангаро-Анабарской стабильной области, выделяемая в качестве глубинной алмазоносной зоны. К ее центральной и северной частям приурочены практически все известные коренные месторождения Западной Якутии. Структуры переходного типа характеризуются как повышенной мощностью коры (области, испытавшие инверсию, например, Енисейский кряж), так и сокращенной, в частности структуры с сохранившейся тенденцией к погружению: Приангарская синеклиза, ЛеноАнабарский прогиб. Подвижные области отличаются минимальными значениями мощности литосферы (менее 150 км) и кристаллической коры (30–35 км). Минерагеническое районирование Сибирской платформы, реализованное на основе обобщения и комплексного анализа структурно-тектонического и глубинного строения [3 и др.], а также минерагении алмаза [8 и др.], позволяет выделить в её пределах (рис. 3) три алмазоносные про-

Рис. 2. Схема тектонического районирования Сибирской платформы Выходы на поверхность: 1 – архейских пород; 2 – нижнепротерозойских пород; 3 – кимберлитовые поля; 4 – граница Сибирской платформы; 5–8 – стабильные блоки: 5 – Байкитский (БСБ), 6 – Ангаро-Анабарский (ААСБ): 7 – Анабаро-Мирнинский (АМСБ), 8 – Ангаро-Тунгусский (АТСБ); 9 – подвижные области и их названия: ТПО – Тунгусская, ПАПО – Приангарская, ВПО – Вилюйская, ПВПО – Приверхоянская, ЛАПО – Лено-Анабарская, ЕХПО – Енисей-Хатангская; 10 – граница между подвижными и стабильными структурами; 11–12 – структуры промежуточного типа: 11 – складчато-надвиговые (шарьяжные) зоны, 12 – протерозойские авлакогены; 13 – зоны разломов 2 порядка; 14 – зоны разломов 1 порядка; 15 – тектонические (алмазоносные) области и их названия: БО – Байкитская, ЕО – Енисейская, АО – Ангарская, ПСО – Присаянская, ВЛО – Верхнеленская, ВАО – Верхнеангарская, ВТО – Восточно-Тунгусская, ВМО – Вилюйско-Мархинская, ВВО – Верхневилюйская, ОО – Оленекская, АО – Анабарская, МКО – Маймеча-Котуйская, АПО – Анабаро-Приверхоянская; 16 – граница между тектоническими областями По материалам Н. И. Горева и др., 2010.

Рис. 3. Схема минерагенического районирования Сибирской платформы на алмазы: 1 – граница Сибирской платформы; 2 – границы алмазоносных провинций: ЯАП – Якутская, ТАП – Тунгусская; 3 – границы алмазоносных субпровинций: Л-А – Лено-Анабарская, ЦС – Центральносибирская, А-Т – Ангаро-Тунгусская, Е-Б – Енисей-Байкитская; 4 – границы алмазоносных областей и их названия; 5 – границы алмазоносных районов и их названия; 6 – месторождения алмазов кимберлитового типа; 7 – месторождения импактных алмазов; 8 – россыпи алмазов; 9 – россыпепроявления; 10 – контуры кимберлитовых полей; 11–20 – алмазоносные области и районы: 11 – с известными высокоалмазоносными среднепалеозойскими кимберлитовыми полями (мес-

торождениями), с прогнозируемыми объектами аналогичных параметров; 12 – с высоким и средним потенциалом алмазоносности среднепалеозойских кимберлитовых полей (месторождений), с прогнозируемыми объектами аналогичных параметров; 13 – с неизвестными кимберлитовыми источниками, с прогнозируемыми полигенными и полихронными рудными полями различного уровня алмазоносности; 14 – с известными фанерозойскими низкоалмазоносными кимберлитовыми полями, с прогнозируемыми кимберлитовыми полями среднего и низкого уровня алмазоносности; 15 – с известными фанерозойскими низкоалмазоносными кимберлитовыми полями, с предполагаемыми отдельными средне- и низкоалмазоносными коренными источниками; 16 – с известными и прогнозируемыми месторождениями импактных алмазов; 17 – с прогнозируемыми коренными источниками некимберлитового генезиса; 18 – с предполагаемыми коренными источниками некимберлитового генезиса; 19 – с предполагаемыми средне- и низкоалмазоносными полигенными коренными источниками мезозойского возраста; 20 – бесперспективные в отношении коренных и россыпных месторождений алмазов По материалам Н. И. Горева и др., 2010.

винции: Якутскую (ЯАП), Тунгусскую (ТАП) и Алданскую (ААП), отличающихся содержанием и типоморфными особенностями алмазов и их минераловспутников (МСА). Контуры этих провинций проводятся обычно по фактическому распространению МСА с учетом тектонической, глубинной и другой информации. ЯАП расчленена достаточно детально (до алмазоносных районов), для ТАП (см. на рис. 1 ТС) разделение на районы можно провести весьма условно, для минерагенического районирования ААП (см. на рис. 1 АС) имеющейся информации пока недостаточно. ЯАП в кристаллическом фундаменте соответствует северо-восточная часть Ангаро-Анабарского мегаблока (Анабаро-Мирнинский блок). В платформенном чехле ей отвечают Анабарская и Непско-Ботуобинская (ее северо-восточная часть) антеклизы, соединяющая их Сюгджерская седловина, краевые части прилегающих к ним отрицательных структур, а также Лено-Анабарский прогиб. Для нее характерны алмазы преимущественно кимберлитового генезиса, а для Лено-Анабарской субпровинции – алмазы северного типа из источников неясного генезиса. ТАП занимает Байкитский и юго-западную часть Ангаро-Анабарского стабильного блока (Ангаро-Тунгусский стабильный блок). В структуре чехла ей соответствуют Байкитская и юго-западная часть Непско-Ботуобинской антеклизы,

Приангарская синеклиза и внешние крылья сопредельных отрицательных структур. Провинция характеризуется специфической ассоциацией алмазов с преобладанием округлых кристаллов уральского типа с признаками “древности”. Структуры переходного типа включены в охарактеризованные выше провинции в качестве самостоятельных минерагенических единиц в ранге алмазоносной области или района, в зависимости от масштаба. Это Анабаро-Приверхоянская и Маймеча-Котуйская алмазоносные области, входящие в Лено-Анабарскую субпровинцию ЯАП; Ангаро-Присаянская область, которая включает Присаянье, Енисейский кряж, Приангарскую синеклизу и Иркинеево-Чадобецкий авлакоген, входящие в ТАП. ААП совпадает с одноименным стабильным блоком. Данных для ее надежного минерагенического районирования в настоящее время нет. Комплексный анализ имеющегося разнопланового материала позволил провести районирование Сибирской платформы с выделением разноранговых алмазоносных объектов, отличающихся генезисом и продуктивностью коренных источников. Модели этих разноранговых алмазоносных объектов составляют основу мелко- и среднемасштабного прогноза коренной алмазоносности и фактически положены в основу перспективного планирования алмазопоисковых работ в регионе.

Магматические проявления обнаружены в разнотипных структурах Сибирской платформы. Стабильные блоки характеризуются незначительным распространением магматических пород. Для них характерны дайковые пояса долеритов, трубки взрыва различного состава, включая и кимберлитовые, другие малые интрузии. Подвижные области отличаются широким развитием магматических пород, преимущественно основного состава – это сибирские траппы и др. Излияние около 250 млн лет назад базальтов, получивших название сибирских траппов, является уникальным по своим масштабам событием в магматизме СП. Они распространены преимущественно в пределах Тунгусской синеклизы, к западу от территории ЯАП. Суммарная мощность покровов лав и туфов здесь местами достигает 3 000 м [1 и др.]. В восточной части платформы на территории ЯАП распространены преимущественно интрузивные траппы, которые представлены протяженными полями силлов и редких даек долеритов, отмечающих зоны крупных расколов земной коры на восточной окраине Тунгусской синеклизы, на югозападном и северо-восточном склонах Анабарской антеклизы. Силлы (нередко многоярусные), суммарной мощностью в несколько сотен метров, вскрыты бурением по бортам синеклизы в палеозойском чехле. Обычно они представляют собой: недифференцированные и слабо дифференцированные интрузивы долеритов, оливиновых долеритов и габбро-долеритов; интрузивы с анортозитовой тенденцией дифференциации, сложенные долеритами, оливиновыми габбро-долеритами и анортозитовыми габбро-долеритами; интрузивы магнезиальных габбро-долеритов с непромышленной сульфидной и самороднометаллической минерализацией; встречаются интрузивы субщелочных долеритов [14, 21]. В петрогенетическом отношении отмеченные породы являются преимущественно производными толеит-базальтовой серии. Извержение сибирских траппов было одним из са-

мых крупных наземных вулканических извержений в фанерозойской истории Земли. Общий объем вулканического материала оценивается в 2·106 – 3·106 км3 [1, 25]. Трапповый магматизм приурочен к границе перми и триаса и продолжался менее 1 млн лет [25]. Такого типа магматизм наиболее полно объясним с позиции эволюции плюмов (мантийных струй), которые зарождаются на границе ядра и мантии и никак не связаны со структурами литосферы [24, 29]. На плюмовую природу магматической активности и периодичность геологических процессов в 30 и 120 млн лет с синхронизацией глобальных геологических событий на рубежах 120, 250 и, возможно, 360 и 480 млн лет назад указывал и Н. Л. Добрецов с соавторами [4, 5 и др.]. С этой эпохой магматизма связаны и проявления кимберлитов (более 165 тел) Восточного Прианабарья (дугообразная Куонапская зона, включающая пять кимберлитовых полей и несколько отдаленное Куранахское поле, см. рис. 1). Значительный интерес вызывают среднепалеозойские ассоциации промышленно-алмазоносных кимберлитов и субщелочных базитов. Последние относятся к различным петрогенетическим типам и обнаруживают заметные вариации состава вследствие гетерогенности процессов, участвующих в эволюции магматических систем. Базиты различаются фациальным и минеральным составом, содержанием и соотношением петрогенных компонентов, обладают специфическими геохимическими признаками, что является одним из главных критериев их расчленения с выделением нескольких самостоятельных значимо различающихся между собой петрохимических типов. Наибольшим разнообразием вещественного состава характеризуются породы трубок взрыва, что отражает латерально-вертикальную неоднородность мантийного субстрата. Гетерогенность последнего, подтверждаемая широким спектром ксенолитов мантийных пород в кимберлитах, обусловила образование очаговых зон с разными условиями функционирования.

В качестве индикатора геодинамических обстановок также выступают массивы щелочно-ультраосновных комплексов, которые локализуются, как правило, по периферии подвижных структур. Кроме разнофациальных базитов пермо-триаса и среднего палеозоя, в пределах Анабарского поднятия установлены рифейские базиты, описанные М. С. Мащаком, А. В. Округиным, М. Д. Томшиным и другими исследователями. Таким образом, отмеченные магматические породы и комплексы являются составными компонентами четырех формаций платформы: трапповой, трахибазальтовой, кимберлитовой и щелочно-ультраосновных пород. Совокупность магматических комплексов региона формирует модели идеальных типовых рядов формаций, характерных для блоков земной коры с определенным геодинамическим развитием, при разномасштабных исследованиях и картировании. Объектами мелко- и среднемасштабных исследований и картирования являются отдельные магматические комплексы, а при крупномасштабных – их составные части: фациальные комплексы, фации и петрографические объекты, имеющие самостоятельные границы. Ультракалиевые породы, представляющие различные фациальные типы, целесообразно выделять в ранге самостоятельной субформации [17]. Характеризуя кимберлитовую формацию следует отметить следующие аспекты. При довольно широком распространении (все древние платформы мира с общим количеством проявлений более трех с половиной тысяч) кимберлиты отличаются наименьшим занимаемым объемом. Основной формой проявления являются диатремы (диатремовая фация) при подчиненной роли интрузивных тел – даек (жил) и редкой встречаемости силлов. Еще одной характерной особенностью служит образование пространственно сближенных сообществ – полей и групп (кустов), в зарубежной литературе – кла-

стеров, совокупности которых обнаруживают часто поясовое (зональное) распределение. Весьма широк возрастной диапазон этой вулканической деятельности (при весьма широких вариациях данных) – от 448 до 148 и даже до 106–98 млн лет [7], определения по цирконам методом треков [10] – от 486 до 147 млн лет. К сожалению, алмазы установлены только в каждом восьмом–десятом теле, а промышленной продуктивностью обладает не более 2 % проявлений, принадлежащих к полям среднепалеозойского возраста. Кимберлитовмещающей средой для диатремовой фации в большинстве случаев служат различные стратиграфические уровни древнего осадочного чехла платформы – от венда (Оленёкское поднятие) до нижнего силура (Алакит-Мархинское поле). Кимберлитовые проявления восточного склона Анабарского поднятия расположены в породах протерозойского и нижне- и среднекембрийского возраста и редко в разрезе кристаллических пород архея. Анализ кимберлитовых пород с позиций петрографии, минералогии и геохимии показывает чрезвычайную сложность состава [9, 18, 22, 28 и др.] вследствие гетерогенности составных компонентов, представляющих образования мантии, коры и вулканогенно-осадочного чехла платформы. Собственно кимберлитовый матрикс отвечает существенно оливиновым породам ультраосновного состава с калиевой ветвью щелочности. Текстурно-структурное изучение показывает существенное доминирование кимберлитовых брекчий (КБ) автолитовых кимберлитовых брекчий (АКБ) при подчиненной роли порфировых кимберлитов (ПК) с массивной текстурой. Доля последних увеличивается в объеме некоторых диатрем Верхнемунского поля (Заполярная, Поисковая, Новинка) и полей Лено-Анабарской субпровинции до полного доминирования в жилах и дайках. Ксеногенный материал в КБ и АКБ представлен преимущественно фрагментами образований платформенного чехла (до

5–12 объем. %, иногда более), в меньшей мере (до 0,5–1,5 объем. %, в трубках Нюрбинская, Ботуобинская и Удачная – до 7–12 % и более) метаморфических пород фундамента и в незначительном количестве (доли процента) мантийной составляющей (обломки ультраосновных и основных пород и их минералов). Порфировое строение в ПК и базисе АКБ и КБ обусловлено вкрапленниками, представленными оливином или псевдоморфозами по нему, иногда флогопитом, которые кристаллизовались в виде вкрапленников в две или редко три стадии. Основная масса, имеющая обычно тонкозернистый облик, сложена серпентин-карбонатными образованиями, включающими викарирующие количества микролитов оливина, монтичеллита, перовскита, флогопита, апатита, ильменита, магнетита и других. В целом выявлено более семи десятков минералов, но среди наиболее характерных необходимо отметить оливин, клинопироксен, ортопироксен, флогопит, алмаз, гранат-пироп, пикроильменит, хромшпинелид, редко циркон, апатит, титанклиногумит. Перечисленные минералы устойчивы в широком диапазоне РТ-условий: от стабильной кристаллизации алмаза до метастабильного состояния пиропа. Кимберлитовый мезостазис, представляющий раскристаллизованные в условиях земной коры порции расплавленного мантийного материала, сложен выделениями минералов второй генерации: оливина, хромшпинелида, ильменита, флогопита, монтичеллита, клинопироксена, рутила, перовскита, кальцита. Коровой составляющей кимберлитов является: а) ксеногенный материал пород, прорываемых кимберлитами и вмещающих кимберлиты; б) материал, перенесенный в кимберлиты из окружающей среды постмагматическими растворами. С минералогической точки зрения кимберлиты отвечают порфировым щелочным перидотитам, содержащим избыточный фенокристовый оливин (обычно замещенный серпентином или карбонатом) и флогопит в мелкозернистой основной массе, сложенной

кальцитом, оливином (псевдоморфозами по нему) и флогопитом, иногда другими минералами. Для прогнозно-поисковых исследований наиболее важными являются алмаз и его минералы-спутники: гранаты, пикроильменит и хромшпинелиды. Характерными свойствами алмазов являются [8 и др.]: морфология кристаллов, скульптуры, непосредственно связанные с ростом и растворением кристаллов, следы травления и растворения на гранях, окраска алмазов, рентгено- и фотолюминесцентные свойства, включения в алмазах, распределение примесных азотных и водородных центров по данным спектров фотолюминесценции и ИК-спектроскопии, изотопный состав углерода. Выявлены различия алмазоносных районов, кимберлитовых полей (кустов) и отдельно взятых месторождений по отмеченным типоморфным признакам алмазов, что используется в качестве одного из минералогических прогнозно-поисковых критериев [8 и др.], а также при минерагеническом районировании (см. ниже). В кимберлитах присутствует несколько разновидностей гранатов [23]: 1) пироп с низким, умеренным и высоким содержанием хрома (с примесью уваровитового и альмандинового компонентов); 2) кноррингит-пироп; 3) уваровит-пироп; 4) пироп-альмандин; 5) альмандин с примесью пиропового компонента; 6) андрадит-гроссуляр. Основная индикаторная принадлежит пиропу, который по химическому составу относится к группе гранатов пироп-альмандинового ряда с преобладанием пироповой молекулы и иногда с заметным содержанием хромового компонента. В соответствии с классификацией Н. В. Соболева [20], все хромсодержащие гранаты делятся на три группы: малокальциевые (1–3 % СаО и 5–14 мас. % Сг2О3) дунит-гарцбургитового парагенезиса, умеренно кальциевые (4–8 % СаО и 2–12 % Сг2О3) лерцолитового парагенезиса и с большим содержанием кальция (8–20 % СаО и 4–15 % Сг2О3) верлитового парагенезиса. При этом гранаты дунит-гарпбургитового парагенези-

са присутствуют только в алмазоносных кимберлитах. Согласно современным представлениям материнскими породами для большинства гранатов в кимберлитах являются породы верхней мантии ряда фаций глубинности, в том числе и алмазпироповой. Н. В. Соболевым [20] установлено, что гранаты-включения в алмазах относятся к четырём парагенезисам (в порядке убывания частот встречаемости): дунит-гарцбургитовому, эклогитовому, лерцолитовому и верлитовому (рис. 4а). Гранаты алмазной ассоциации (алмазпироповая фация глубинности) представляют наибольший интерес, поскольку их

количество в концентрате кимберлитов (рис. 4б) используется в качестве критерия потенциальной алмазоносности (критерий Н. В. Соболева). Пироп алмазоносных кимберлитов по ряду типоморфных признаков достаточно четко отличается от аналогичного минерала всех других магматитов [23]. Он максимально дифференцирован по парагенезисам (присутствуют лерцолитовый, верлитовый, гарцбургит-дунитовый парагенезисы). Обязательным является наличие пиропов алмазной ассоциации. Пироп неалмазоносных кимберлитов практически полностью относится к лерцолитовому и

Рис. 4. Особенности химического состава гранатов из алмазов и алмазоносных ксенолитов (а), из концентрата (б) алмазоносных и неалмазоносных кимберлитов и конвергентных пород Якутской алмазоносной провинции Гранаты из концентрата алмазоносных (•) и неалмазоносных (°) кимберлитов и конвергентных (+) пород. Парагенезисы: I – дунит-гарцбургитовый; II – лерцолитовый; III – верлитовый. Пунктиром на рис. 4б показана граница составов пиропов “алмазной” ассоциации

вебстеритовому парагенезисам при отсутствии пиропов верлитового парагенезиса и алмазной ассоциации. В целом гранаты алмазной ассоциации из кимберлитов высокоалмазоносных тел представлены дунит-гарцбургитовым парагенезисом (тип G10 – малокальциевые хромовые пиропы) и эклогитовым парагенезисом (G3 – кальциевые пироп-альмандины и G5 – магнезиальные альмандины). Типы G гранатов указаны по Дж. Доусону [6]. В кимберлитах среднепродуктивных трубок гранаты алмазной ассоциации дунит-гарцбургитового парагенезиса также преимущественно представлены группой G10, тогда как гранаты эклогитового парагенезиса представлены титансодержащими группами: G1, G2 и G4. Для низкопродуктивных тел характерна относительно невысокая частота встречаемости гранатов алмазной ассоциации как эклогитового, так и дунит-гарцбургитового парагенезисов, при этом гранаты алмазной ассоциации эклогитового парагенезиса представлены главным образом группами G3 и G5, однако в ряде тел отмечаются гранаты групп G1, G2 и G4. Пикроильменит в кимберлитах представлен черными монокристаллами, агрегатными выделениями и зёрнами комбинированного строения. Основная часть пикроильменита представлена желваками мономинерального строения, размером от долей миллиметров до 15 см и более. Иногда отмечаются агрегатные выделения минерала. По данным химических анализов в составе пикроильменита отмечается повышенное содержание MgO (6–14 %), переменным (от 0,2 до 12 %) количеством Сг2О3 и присутствием гематитового компонента, доля которого варьирует от первых процентов до 20 % и более. В некимберлитовых первоисточниках этот минерал встречается редко, характеризуется пониженным содержанием MgO и отсутствием гематитового компонента. Хромшпинелиды в кимберлитах присутствуют в виде зёрен в ксенолитах ультрабазитов, а также в виде вкрапленников в цементе, включений в оливине,

пиропе, алмазе. Они имеют относительно небольшие размеры – 0,1–4,0 мм, преимущественно 0,1–0,8 мм. Представлены округлыми или кривогранными кристаллами, иногда с коррозионной поверхностью, реже октаэдрами и бесформенными зёрнами и зёрнами со сложной вицинальной огранкой. Использование хромшпинелидов при прогнозно-поисковых исследованиях на алмазы затруднено в связи с его полигенностью. Кроме кимберлитов, хромшпинелид встречается во многих других магматитах: альпинотипных ультрабазитах, телах гипербазит-базитовой формации, пикритах, мелилититах, меймечитах, лампрофирах и др., которые нередко пространственно ассоциируют с кимберлитами [23]. В то же время присутствие разновидностей минерала с химизмом, отвечающим “алмазному окну” (62–72 % Сг2О3 при низких содержаниях Аl2О3 ≤ 8 %), служит положительным признаком продуктивности. Концентрация индикаторных минералов (наряду со свойствами алмаза), их соотношения и некоторые другие особенности в кимберлитах Якутии имеют тенденцию к закономерному изменению в направлении от центральных алмазоносных районов к северным. В пределах Якутской кимберлитовой провинции выделяется две алмазоносные субпровинции: Центральносибирская (Мирнинское, Накынское, АлакитМархинское, Далдынское и Мунское кимберлитовые поля) и Лено-Анабарская (см. рис. 1), тела которых, наряду с отличиями по алмазам и другими признаками, различаются по содержанию индикаторных минералов и доле алмазных ассоциаций. Отличия между кимберлитами обеих субпровинций проявляются в содержаниях оксидов Ti и Fe, иногда K, соотношении концентраций Ni и Co, в ряде других характеристик. В кимберлитах первой отмечаются более высокие содержания Ni, Cr, Li и Pt, а во вторых – Co, Mn, V, Ti, Sc, Be, Ga, Ba, Sr, Zr, Nb, Ta, REE, Zn и Sn при примерно равных количествах Rb, Pb, Mo, Th и U. Следует также отметить, что большинство из перечисленных элементов, за исключением Ni, Co, Cr,

Mn и Pt, накапливаются в кимберлитах в концентрациях, во много раз превышающих кларковые для ультраосновных пород. Конвергентные кимберлитам породы (альнеиты, пикриты) отличаются от собственно кимберлитов повышенными концентрациями Fe, Ti, K, Nb, Ta, Zr, Sc, REE при более низком количестве Cr и Ni. Практически все изученные кимберлиты Якутии обладают низкими отношениями Zr/Nb (<2), которые свойственны кимберлитам I группы Южной Африки. Исключение составляют кимберлиты Накынского поля, для которых установлено отношение Zr/Nb=2,2–2,6. Представляется, что выявленные геохимические различия кимберлитовых пород Центральносибирской и Лено-Анабарской алмазоносных субпровинций обусловлены неоднородностью их мантийных источников (типом мантийных резервуаров) – для большинства полей это BSE, для Накынского ЕМ1, а Верхнемунского – HIMU [19 и др.]. Отмеченные характеристики служат элементами геолого-генетических моделей проявлений кимберлитовой формации и коренных месторождений с учетом признаков алмазоносности и комбинаций различных моделей кимберлитовых проявлений, что позволяет использовать числовые параметры в генетических концепциях и способствует выявлению новых прогнозных критериев и признаков кимберлитовых систем и алмазоносных сред. Моделирование коренных месторождений алмазов играет значимую роль на различных этапах геологоразведочного процесса, при оценке прогнозных ресурсов алмазов, принципы чего были сформулированы в серии специализированных работ ЦНИГРИ, НИГП и других организаций. Основные среди них: 1) многоуровневость моделирования (применительно к различным стадиям геологоразведочного процесса); 2) многофакторность моделирования; 3) понятие кимберлитов как рудной формации (группы месторождений со сходными минеральными ассоциациями и близкими геологическими обстановками нахождения). При этом необходимо учитывать наличие в россыпях северо-вос-

тока ЯАП “некимберлитовых” алмазов, которые отличаются своими кристаллохимическими свойствами. В результате многолетних специализированных работ ЦНИГРИ создана система моделей месторождений благородных и цветных металлов [13 и др.], а при участии ЯНИГП ЦНИГРИ (сейчас НИГП АК “АЛРОСА”) и алмазов. Среди них по содержанию и назначению выделяются: 1) геолого-промышленные статистические (“содержание-запасы”) модели месторождений – для оценки ресурсного потенциала прогнозируемых объектов при минерагеническом анализе и поисковых работах; 2) прогнозно-поисковые (качественные) модели месторождений, описываемые как прогнозные и поисковые критерии для выделения перспективных площадей в ранге рудных полей и месторождений; 3) параметрические прогнозно-поисковые и поисковые (количественные) модели, позволяющие при геологосъемочных и поисковых работах по различным элементам околорудного пространства определять в трехмерных координатах удаленность тех или иных точек наблюдения от возможных рудных тел; 4) морфометрические статистические модели рудных тел, основанные на соотношениях их протяженности по трем взаимно перпендикулярным осям и используемые при оценочных работах при оптимизации оценочных и разведочных сетей; 5) концентрационные модели рудных тел, отражающие распределение полезного компонента (алмазов) в рудных телах и позволяющие определять положение и долю зон наибольших содержаний и запасов (“рудных столбов” и др.) при оптимизации оценочных и разведочных сетей; 6) градиентно-векторные (морфометрические и концентрационные) модели рудных тел, позволяющие выявлять структуру продуктивных “потоков масс и содержаний” в объеме рудных тел, что влияет на ориентировку оценочных и разведочных сетей и их плотность; 7) многофакторные количественные (композитные) оценочно-разведочные модели ал-

мазоносных тел, элементами которых являются комплекс подсчетных параметров и серия статистических показателей для обеспечения выбора оценочных и разведочных сетей с заданными погрешностями подсчета запасов; 8) количественные геолого-генетические модели кимберлитовых проявлений и месторождений, учитывающие главные генетические характеристики алмазоносности и основанные на комбинациях различных моделей алмазоносных тел. Для расширения минерально-сырьевой базы алмазодобывающей отрасли путем поиска и открытия новых месторождений стратегическое значение имеет 2-й тип моделей – прогнозно-поисковые (качественные) модели месторождений. Нарабатываются также характеристики для моделей 1, 3 и 8-го типов, необходимые при подсчете ресурсного потенциала. Роль остальных типов моделей более важна при оценке и разведке алмазоносных проявлений. Объектами моделирования являются разноранговые алмазоносные таксоны, включая мелкомасштабные: провинция – субпровинция – область (зона) – район; среднемасштабные: кимберлитовое поле и крупномасштабные: группа кимберлитовых тел – кимберлитовое тело. Их характеристика приведена во многих опубликованных работах ЦНИГРИ и специалистов компании “АЛРОСА”. Перспективные на алмазы территории, площади и участки в пределах провинций характеризуются комплексом признаков и предпосылок месторождений алмазов, апробированных в процессе многолетней практики прогнозно-поисковых работ. В обобщенном виде они сводятся к ряду магматических, минералогических, структурно-тектонических, геофизических (глубинных) и других факторов. При этом для алмазоносных объектов различного масштаба и генезиса набор прогнозных признаков отличается. Главная роль в разбраковке площадей, имеющих благоприятные структурно-тектонические, магматические и другие предпосыл-

ки, остается пока за минералогическими признаками, т. к. алмазы и индикаторные минералы непосредственно указывают на наличие или отсутствие алмазоносных пород. В то же время в прогнозно-поисковых исследованиях учитывается распространение в россыпях провинции алмазов четырех типов первоисточников [11 и др.], включая: I – кимберлитовый высокоалмазоносный; II – кимберлитовый низкокоалмазоносный; III – неясного генезиса; IV – импактный. Они объединяют 11 разновидностей моно- и поликристаллических алмазов, различающихся кристалломорфологическими характеристиками и особенностями условий образования и положенных в основу действующей классификации [11], базирующейся в свою очередь на генетической классификации Ю. Л. Орлова [15]. “Кимберлитовые” алмазы (первый и второй генетические типы) отличаются преобладанием кристаллов I разновидности на фоне индивидов II, III, IV, VIII, IX разновидностей по Ю. Л. Орлову. I разновидность, согласно данным З. В. Бартошинского, В. И. Коптиля, Ю. Л. Орлова и других исследователей, включает преимущественно бесцветные октаэдры с острыми и слегка притуплёнными рёбрами и их двойники, ромбододекаэдры, переходные формы ряда октаэдр-ромбододекаэдр, псевдогемиморфные кристаллы, кубоиды и бесформенные осколки без признаков кристаллографической огранки с обычно “тяжелым” изотопным составом углерода (δ13С–2,2–9,9 ‰). Такие алмазы свойственны промышленно-алмазоносным кимберлитам. В кимберлитовых телах с низкой алмазоносностью доминируют додекаэдроиды с шагренью и полосами пластической деформации “жильного” типа и округлые алмазы уральского типа с “тяжелым” изотопным составом углерода, а также ламинарные кристаллы ряда октаэдрромбододекаэдр с низким и средним содержанием округлых алмазов, в которых фиксируется как “тяжелый”, так и “легкий” изотопный состав углерода; здесь

отмечается значительная доля алмазов эклогитового генезиса. III генетический тип объединяет алмазы неясного коренного источника – алмазы V и VII разновидностей по Ю. Л. Орлову (эбеляхские или северные) с изотопами углерода “промежуточного” и “легкого” составов (предположительно эклогитового генезиса), которые занимают значительную долю (до 50 %) в россыпях севера Якутской провинции и отсутствуют в известных кимберлитовых телах. Кроме отмеченных, в россыпях Лено-Анабарской субпровинции часто преобладают округлые алмазы, среди которых в значительном количестве отмечаются кристаллы с пятнами пигментации. Зачастую в этих россыпях существенную долю (до 10 %) занимают кристаллы II разновидности по Ю. Л. Орлову. Отмеченные морфологические типы алмазов в кимберлитах встречаются в гораздо меньших количествах. Перечисленные подтипы алмазов неясного генезиса могут находиться, по-видимому, как в различных по составу, так и в едином коренном источнике, для которого характерен резко дифференцированный набор алмазов (округлые кристаллы, алмазы эбеляхского и кимберлитового типа, с большой вариацией их количественных соотношений). Отрицательным фактором их сонахождения является различный изотопный состав: преимущественно легкий у эбеляхских алмазов и в основном тяжелый – у округлых кристаллов, а также некоторые другие особенности. Алмазы кимберлитового генезиса в северных россыпях связаны, вероятнее всего, с известными убогоалмазоносными кимберлитами, имеющими на севере провинции широкое распространение и значительный эрозионный срез. IV генетический тип – импактный. Алмазы характеризуются специфической морфологией – в виде пластинчатых гексагональных табличек и агрегатов с примесью лонсдейлита (XI разновидность по классификации Ю. Л. Орлова). Данный тип алмазов распространен на севере

Якутской алмазоносной провинции, где известна крупнейшая в мире Попигайская котловина (астроблема) с разведанными запасами импактных алмазов. Алмазы содержатся в коптогенных породах, представленных зювитами, тагамитами и пр. Среди алмазов отсутствуют ювелирные кристаллы, и поэтому их стоимость очень низкая (менее 1 дол. США за карат), что наряду со сложной технологией извлечения полезного компонента, несмотря на значительные содержания алмазов (до 50 кар/м3) на отдельных участках, многократно превышающие их содержания и запасы в кимберлитах, ставят эти месторождения в разряд нерентабельных (забалансовых). В пределах ЯАП (рис. 2), занимающей площадь около 1 000 тыс. км2, открыто примерно 1 050 кимберлитовых тел, включая трубки, дайки, жилы, штоки, и объединяемых в 25, а с учетом вновь открытого Хампу-Майского – 26 полей. В основе их обнаружения и прогнозирования новых алмазоносных объектов лежит геолого-геофизический комплекс, который наработан в течение полувековой истории геологической службой и адаптирован применительно к условиям провинции. Он основан на параметрах глубинного строения территорий и истории их тектонического развития, учитывает особенности геологического и структурнотектонического строения территорий, характер шлихоминералогических ореолов индикаторных минералов кимберлитов и минералого-геохимические особенности алмазов и их минералов-спутников. При анализе кимберлитового магматизма ЯАП с позиций разноуровневого и многофакторного моделирования и продуктивности следует отметить ряд его отличий. В первую очередь выделяются существенно кимберлитовым составом (классические кимберлиты типа группы 1 Южной Африки) и среднепалеозойским возрастом проявления Центральносибирской субпровинции (Мирнинское, Алакит-Мархинское, Далдынское, Накынское и Верхнемунское кимберлитовые поля), включающие мно-

жество алмазоносных тел, а также практически все известные месторождения. Они характеризуются повышенными, исключая два последних поля, содержаниями пиропа, пикроильменита, хромшпинелида (при высокой доле высокохромистых разновидностей пиропа и хромшпинелида, особенно в трубках с экономически значимой продуктивностью). В зоне локализации кимберлитовых полей Восточно-Анабарской группы (Анабаро-Куонамская область ЛеноАнабарской субпровинции) присутствуют тела конвергентных кимберлитам образований, в северной части этой полосы распространены трубочные тела карбонатитов, в центре и на южном фланге зоны преобладают тела кимберлитов. С юга на север ЯАП – от ВилюйскоМархинской и Верхневилюйской алмазоносных областей до северо-восточной части Анабаро-Куонамской области – прослеживается тенденция возрастания в субмеридиональном направлении количества титаномагнетита и монтичеллита, уменьшения доли кнорингитовой составляющей в пиропах, постепенного исчезновения пикроильменита, наряду с повышением щелочности, железистости и титанистости пород. Это в определенной мере корреспондирует с мощностью литосферы, уменьшающейся от 190–240 км в Центральносибирской субпровинции со средним значением геотермы 35 МВт/м2 до 120–125 км в Лено-Анабарской субпровинции с геотермой около 40 МВт/м2. Разноранговые проявления кимберлитовой формации контролируются определенными структурными и глубинными параметрами строения земной коры и верхней мантии, что установлено исследованиями последнего времени. Так, представляющие первостепенный прогнозно-поисковый интерес продуктивные кимберлитовые поля располагаются в пределах килевых, наиболее глубинных, частей Сибирского кратона, характеризуются повышенной мощностью земной коры, локализованными зонами её повышенной сейсмической расслоенности,

100

электропроводности, пониженной намагниченности и плотности. Таким образом, изложенные данные показывают актуальность дальнейшего развития научно-методических основ прогнозирования и поисков коренных месторождений алмаза, разработки и реализации идеологии разнорангового и многофакторного моделирования с учетом моделей коренных алмазных источников различных типов, их классификации и пространственно-металлогенической таксономии. При формировании моделей коренных источников алмаза в анализ должны вовлекаться основные характеристики разноранговых таксонов (генетические, возрастные, петролого-геохимические и минералогические, геометрические и геофизические), а также модели россыпных объектов от этих источников. Принципиально важным является моделирование условий локализации и нахождения месторождений алмазов на основе унифицированного комплекса как адаптированных, так и вновь внедряемых и совершенствуемых структурно-тектонических, геофизических, структурно-формационных, петролого-геохимических и минералогических критериев и признаков. Набор прогнозных факторов, используемых при выделении перспективных площадей, зависит от их ранга и специфики прогнозируемых месторождений. Формационные факторы, имеющие “сквозное” выражение, для каждого ранга прогнозируемой площади дополняются специфическими критериями и признаками, сумма которых составляет элементы соответствующей геологической модели искомого объекта. Модели объектов прогноза и поисков являются основой технологических схем реализации геологоразведочного процесса, вошедших в практику работ под наименованием прогнозно-поисковых комплексов. В этих комплексах каждая стадия геологоразведочного процесса рассматривается как система взаимосвязанных элементов системы методы-признаки-объект. Формирование модели объекта, оптимизация описывающих ее признаков и опти-

мизация методов, выявляющих признаки, а через них объекты, составляет сущность создании прогнозно-поисковых комплексов как оптимизированных технологических схем каждой стадии и их сочетаний в принятой последовательности. Моделями и их признаками определяются требования к изученности территорий по стадиям, а методами и их сочетаниями – необходимые затраты на реализацию потенциала алмазоносности. Такой подход на фоне мировых закономерностей и тенденций в этом направлении позволит укрепить научнометодический фундамент для обоснованного принятия решений по экономическим, технико-технологическим и структурным преобразованиям в минерально-ресурсной сфере с повышением уровня инвестиционной привлекательности. ЛИТЕРАТУРА 1. Васильев Ю. Р., Золотухин В. В., Феоктистов Г. Д., Прусская С. Н. Оценка объемов и некоторые проблемы генезиса Р-Т траппового магматизма Сибирской платформы//Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 12. С. 48–61. 2. Горев Н. И. Тектоническое районирование Сибирской платформы при прогнозировании коренных источников алмазов//Проблемы алмазной геологии и некоторые пути их решения. Воронеж: Изд-во ВГУ, 2001. С. 462–481. 3. Горев Н. И., Герасимчук А. В., Коптиль В. И., Манаков А. В. Сибирская платформа: особенности строения, алмазоносность//Современные проблемы геологии и разведки полезных ископаемых. Материалы Международной конференции. Томск, 2010. С. 40–46. 4. Добрецов Н. Л. Крупнейшие магматические провинции Азии (250 млн лет): Сибирские и Эменьшаньские траппы (платобазальты) и ассоциирующие гранитоиды//Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 9. С. 870–890. 5. Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал “Гео”, 2003. 420 с. 6. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983. 300 с. 7. Зайцев А. И., Смелов А. П. Изотопная геохронология пород кимберлитовой формации Якутской провинции. Якутск, 2010. 105 с.

8. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: ООО “Недра-Бизнесцентр”, 2003. 603 с. 9. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: Кимберлиты – ультраосновная формация древних платформ/Владимиров Б. М., Соловьева Л. В., Киселев А. И. и др. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1990. 264 с. 10. Комаров А. Н., Илупин И. П. Геохронология кимберлитов Сибирской платформы по данным метода треков//Геохимия. 1990. № 3. С. 365–372. 11. Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов из россыпей северо-востока Сибирской платформы в связи с проблемой прогнозирования и поисков алмазных месторождений//Автореф. дис…. канд. геол.-минерал. наук. Новосибирск: ИМиП СО РАН, 1994. 34 с. 12. Манаков А. В. Закономерности размещения алмазоносных кимберлитов на основе анализа глубинного строения литосферы (на примере Якутской кимберлитовой провинции)/Автореферат на соискание ученой степени доктора геол.-минерал. наук. Якутск. 2002. 40 с. 13. Модели месторождений благородных и цветных металлов: Серия работ. Коллектив авторов/Под ред. А. И. Кривцова. М.: ЦНИГРИ, 2002. 14. Олейников Б. В., Томшин М. Д. Эволюция состава интрузивного базитового магматизма Сибирской платформы во времени//Траппы Сибири и Декана. Новосибирск: Наука, 1991. С. 7–63. 15. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. М.: Наука, 1984. 264 с. 16. Розен Ю. М., Манаков А. В., Зинчук Н. Н. Сибирский кратон: формирование, алмазоносность. М.: Научный мир, 2006. 212 с. 17. Ротман А. Я. Калиевые базальтоиды и лампрофиры в трубках взрыва Якутии//Докл. АН СССР. 1992. Т. 322. № 1. С. 121–124. 18. Ротман А. Я., Богуш И. Н., Тар ских О. В. Разнообразие кимберлитовых пород Якутии//Проблемы источников глубинного магматизма и плюмы. Труды V Международного семинара. Иркутск-Петропавловск-Камчатский. Изд-во Института географии СО РАН, 2005. С. 176–205. 19. Серов И. В., Гаранин В. К., Зинчук Н. Н., Ротман А. Я. Мантийные источники кимберлитового вулканизма//Петрология, 2001. Т. 9. № 6. С. 657–670. 20. Соболев Н. В. О минералогических критериях алмазоносности кимберлитов//Геология и геофизика. 1973. № 3. С. 61–72.

101

21. Феоктистов Г. Д., Ротман А. Я., Владимиров Б. М., Егоров К. Н., Конев А. А. Петрохимия базит-ультрабазитовых формаций палеозоя-мезозоя Сибирской платформы. Новосибирск: Наука. Сибирская издательская фирма РАН, 1999. 149 с. 22. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов мира. М.: ОАО Издательство “Недра”, 1998. 555 с. 23. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихоминералогического метода поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1995. 348 с. 24. Basu A. R., Hannigan R. E., Jacobsen S. B. Melting of the Siberian mantle plume//Geophys. Res. Lett. 1998. V. 25. № 12. Р. 2209–2212.

25. Campbell J. H., Czamanske G. K., Fedorenko V. A. et al. Synchronism of the Siberian traps and the Permian-Triassic boundary//Science, 1992. V. 258. Р. 1760–1763. 26. Сlifford T. N. Tectono-metallogenic units and metallogenic provinces in Africa//Earth, Planet Sci. Lett. 1966. P. 421–434. 27. Janse A. J. Is Clifford rule still valid? Affirmative examples from around the world. Fifth Int. Kimb. Conf, Araxa, Brazil, 1991. Р. 196– 198. 28. Mitchel R. H. 1986. Kimberlites: mineralogy, geochemistry and geology. Plenum Press, New York. 442 p. 29. White R. S., McKenzie D. M. Mantle plumes and flood basalts//J. Geophys. Res. 1995. V. 100. № 89. Р. 17 543–17 585.

Р у к о п и с о т р и м а н о 15.01.2013.

Показані визначальні чинники стану мінерально-сировинної бази на алмази, ресурсний потенціал якої визначають їх корінні джерела – кімберліти. Прояви останніх поширені в різних районах Сибірської платформи, але домінуюча частина, зокрема діатреми з промисловою продуктивністю, розміщена в Західній Якутії. Наведено основні характеристики порід кімберлітової формації й проаналізовано петролого-мінералогічні й геохімічні ознаки їх алмазоносності. Розглянуто роль алмазів різних генетичних типів та індикаторних мінералів кімберліту (гранатів, пікроільменіту й хромшпінеліду), поряд із структурнотектонічними й глибинними критеріями, у принципах виділення різнорангових алмазоносних об’єктів ряду “провінція-субпровінція-область (зона)-район-кімберлітове поле-група кімберлітових тіл-кімберлітове тіло”. Особлива увага приділена вдосконаленню й оптимізації прогнозно-пошукового комплексу для розширення мінерально-сировинної бази на алмази із застосуванням моделювання вказаних різномасштабних об’єктів. Такий підхід дасть можливість зміцнити науково-методичний фундамент для обґрунтованого ухвалення рішень з економічних, техніко-технологічних та структурних перетворень у мінерально-ресурсній сфері з підвищенням рівня інвестиційної привабливості Ключові слова: алмази, кімберліти, моделювання, алмазоносні об’єкти. Governing factors of mineral-raw material base on diamonds state, the resource potential of which is determined by their primary sources – kimberlites, are shown. Occurrence of the latter is common in various regions of the Siberian platform but the prevailing part, including diatremes with industrial productivity, is located in Western Yakutia. Basic characteristics of kimberlite formation rocks are given and petrologic-mineralogical and geochemical indications of their diamondiferousness are analyzed. The role of various genetic type diamonds and kimberlite indicator minerals (garnets, picroilmenite and chromite) is considered, as well as structural-tectonic and deep criteria, in principles of distinguishing different in rank diamondiferous targets of row “province – subprovince – area (zone) – region – kimberlite field – group of kimberlite bodies – kimberlite body”. Special attention is paid to perfection and optimization of forecast-prospecting complex for expansion of mineral-raw material base on diamonds with application of simulation of indicated different in scale targets. Such approach will allow strengthening scientific-methodical basement for making substantiated decisions on economic, technical-technological and structural transformations in mineral-resource sphere with increase of investment appeal level. Keywords: diamonds, kimberlites, simulation, diamondiferous targets.

102

УДК 553.551.1

Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, проф., акад. АН РС(Я) (Западно-Якутский научный центр Академии наук РС(Я), г. Мирный, Россия), А. Д. Савко, д-р геол.-минерал. наук, проф., заведующий кафедрой исторической геологии, Л. Т. Шевырев, д-р геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник (НИИ геологии, Воронежский государственный университет, Воронеж, Россия)

РАННИЕ ЭТАПЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ АЛМАЗА Первые алмазы появились на земной поверхности в позднем архее, притом что в земных недрах они, возможно, возникали и ранее. Это позволяет различать в геологической истории минерала две стадии – криптогенную (раннюю) и экстрагенную (позднюю). Наиболее древними из известных алмазоносных образований являются дайки лампрофиров субпровинции Вава, юго-восток Канады. Палеопротерозойские алмазы открыты в гнейсах Норвегии, зерендинской свите Кудымколя в Казахстане, перидотитах Алданского щита, коматиитах района Дашень Французской Гвианы и т. д. Таким образом, ранними транспортерами минералы были нетрубочные ультрамафиты, но не кимберлиты. Первые настоящие кимберлиты слагают силлы Кимозеро, Карелия (1,7–1,8 млрд лет). Трубочные кимберлиты возникли еще позже, в рифтогенных обстановках рифея, одновременно на всех континентах. Эволюция составов и морфологических типов тел алмазоносных магматитов отразила изменения энергетических обстановок в земных глубинах и реологические свойства поверхностной оболочки. Ключевые слова: алмазы, архей, кимберлиты, нетрубочные ультрамафиты, диатремы.

Исследования кимберлитовых пород трубок Финш и Кимберли ЮАР с использованием Sm/Nd для включений низкохромовых гранатов перидотитового парагенезиса (Р-тип) дали модельный возраст 3,3 млрд лет (ранний архей), интерпретируемый как время образования алмаза. Даты около 3,0–3,5 млрд лет назад еще недавно определяли как нижний возрастной предел для зерен минерала, сохранившихся ныне на глубинах верхней мантии [15], но новые материалы позволяют отодвинуть его существенно дальше вглубь истории Земли. Более древние алмазы катархея возникали в условиях переменчивых, преимущественно высоких температур и давлений обычно, но не всегда переходили в иные модификации углерода. Поступлению их на поверхность Земли

мешали преобладание пластичных дислокаций и слишком высокие температуры плавления потенциальных транспортеров – коматиитов (“криптогенный интервал истории алмаза”). Своеобразная форма древних алмазов – карбонадо – встречена в протерозойских конгломератах Сопа и Томбадов Бразилии, аллювии дренирующих рек. В кимберлитах и лампроитах её не бывает. Полагают, что карбонадо появились при импактном воздействии на органогенное вещество с легким углеродом типа шунгита. Рассматривается возможность их космогенного происхождения. Присутствующие в карбонадо зерна цирконов разложены на ZrO2 и SiO2 при Т =1 825–2 550 °С. Возраст рутила из карбонадо ~3 916±1 300 и ~3 811±1 800 млн лет. Он на 100 млн лет древнее вмещающей

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

103

алмазной массы. Карбонадо с обилием минералов-узников обнаружены в Макпубас, штат Минас Жераис; Шапада Диамантина, штат Гояс; Жуина, штат Мату Гросу [2]. Первое появление зерен минерала на поверхности Земли произошло в завершающие фазы архея, с которого начался

“экстрагенный интервал” истории минерала (рис. 1). В бассейне Витватерсранд конгломераты раннепротерозойской “системы” (отдела) содержат алмазы (найдено несколько сотен кристаллов), в то время как в породах позднеархейского отдела их нет [3]. Алмазоносные отложения

Рис. 1. Геологические события в катархее, дейтерогее (архей + протерозой) и процессы алмазообразования (использована схема С. В. Тихомирова [4, с. 326, 327] с добавлениями) События (цифры и буквы в кружках): 1 – первичные палеограниты, фаза Амитсок, первое появление серых гнейсов; 2 – первые калиевые граниты Алданского щита; 3 – гранитоиды фазы Кеноран, максимальное распространение серых гнейсов; 4 – эбурнейская фаза, селецкие гранитоиды Карелии; 5–6 – свекофенские гранитоиды; 7 – посторогенные граниты вепсия. Условные обозначения: 1 – внедрение гранитной магмы; 2 – грабены, рифты; 3 – флюиды-гранитизаторы; 4 – фазы максимальной мобильности земной коры и мантии; 5 – наибольшее опускание земной коры в начале архея, время Панталассы; 6 – чехол начального развития платформы; 7 – эпиплатформенный чехол; 8 – чехол древних платформ; 9 – устойчивые массивы суши с развитой на них корой выветривания. L – базиты и ультрабазиты рифтовых зон; К – коматииты. Древнейшая история алмаза (нижний график): I – криптогенный интервал (алмаз только в глубинах), в т. ч. в метастабильном состоянии, с тенденцией перехода его углерода в ультравысокобарическую металлическую модификацию (Iа); в стабильном состоянии (Iб); II – экстрагенный интервал – периодическое поступление алмаза на дневную поверхность, в т. ч. только с коматиитовыми носителями (IIа); с кимберлитами и лампроитами (IIб)

104

группы Центрального Ранда датированы 2,9–2,84 млрд лет [17]. В раннем протерозое транспортерами алмаза были коматииты и лампрофиры, перед самым неопротерозоем – кимберлиты, дайки и силлы, диатрем не было. Таковы алмазоносные лампрофиры (Гибсон, Канада), перидотиты (Кудымколь, Таёжное, Фьортьтофт), коматииты (район Дашень, или Даншень (Danchine) Французской Гвианы [8]. Коматииты раннего протерозоя, в отличие от архейских, содержали не более 17– 18 % магнезии, были менее тугоплавки и выплавлялись из химически иных мантийных источников [1]. Палеопротерозойские метаконгломераты группы Вила Нова (Vila Nova) федеральной территории Амапа (Amapa) Северной Бразилии и одновозрастные метаотложения Бирримской супергруппы площади Акватиа (Akwatia) в Гане эксплуатировались в промышленных масштабах. Только из аллювия по Бирримию извлекли более 100 млн каратов. Недавно приступили к отработке собственно бирримских сланцев с датами 2,2 млрд лет, которые сочли коматиитами. Полагают, эти алмазоносные породы являются стратиграфическим аналогом коматиитов Французской Гвианы, но есть между ними и принципиальное отличие: алмазы Бирримия имели перидотитовые источники, алмазы Дашень (Dachine) – эклогитовые. В палеопротерозойских (1 832±28 млн лет) лампрофирах озера Гибсон, СевероЗападные территории Канады, отмечено очень высокое содержание микроалмазов, размерностью менее 75 мкм. На тысячу кристаллов октаэдрического, тетраэдрического и кубического габитуса приходится 2 макроалмаза, размерностью более 0,5 мм [12, 13]. Силлы кимберлитов палеопротерозоя редки (Кимозеро) и имеют даты, приближающиеся к рубежным с неопротерозоем – 1 764±125 млн лет (Sm/Nd) [5]. В поясе Мичипикотен (Michipicoten) на востоке субпровинции Вава (Wawa), юго-запад канадской административной

провинции Онтарио, дайки лампрофиров с датами 2 674±8 млн лет (U-Pb, титанит) содержат алмазы, включения ультрабазитового и эклогитового типов. На востоке субпровинции из лампрофиров выделены тысячи микроалмазов и сотни макроалмазов (рис. 2). При этом содержание алмазов в лампрофирах положительно коррелируется с количеством ксенолитов ультрабазитов, что подчеркивает их генетическую природу. Вулканокластиты проявления Фестивэл (2 744±44 млн лет, U-Pb, цирконы) пояса Мичипикотен содержат обломки интрузивных брекчий с алмазами. Для этих кластитов в литературе приводят неоархейские даты: 2 687±2, 2 683±2 и 2 679±2,1 млн лет. Все они отличаются от дат для вмещающих фельзических вулканитов – 2 701±2,1 млн лет. Дайки собственно лампрофиров датированы 2 680–2 670 млн лет. В поясе Мичипикотен (Michipicoten) на востоке субпровинции в толще конгломератов 200 м мощностью встречены алмазы, массой до 1,5 карата. В продуктах содового спекания обнаружена ассоциация тяжелых минералов и золота, позволившая считать месторождение палеороссыпью. Содержание алмазов в лампрофирах положительно коррелируется с количеством ксенолитов ультрабазитов, что подчеркивает их генетическую природу. Известно о выделении в Вава из 4 080,5 кг породы 22 235 архейских алмазов, в т. ч. 64 макроалмазов. 46 % кристаллов бесцветные, 30 % не имеют равномерную окраску, 17 % желтые. Для всех характерна очень слабая ресорбция (поглощение). Доминируют октаэдры, иногда присутствуют кубы. Многие камни имеют наложенную трещиноватость и гравировку. Выходы алмазоносных архейских пород изображены на рис. 3. Такие алмазы известны на юге субпровинций Абитиби и Йеллоунайф в Канаде [7, 10]. Кимберлитовые трубки не очень древние образования и характерны только для неогея (рифей+фанерозой), тогда как самые ранние кимберлиты представлены нетрубочными силлами. Упомянем здесь и

105

некоторую недавнюю информацию, впрочем, по недостаточности, требующую дополнительного подтверждения. Так, Mike de Wit [17] назвал “самыми древними кимберлитами Земли” (2 850 млрд лет) алмазоносные породы кратона Нтем (Ntem) в Габоне. Там они представлены гипабиссальными образованиями корневых частей даек, метаморфизованными в амфиболитовой фации и сильноэродированными. Цитируемый источник также считает кимберлитами породы небольших штоков западноавстралийских кратонов: 1 – Йилгарн, тело Набберу (Nabberu), 1,9 млрд лет; 2 – Пилбара, дайка Брокмен

(Brokman), 1,9 млрд лет. Их малые размеры, наблюдаемые ныне, обусловлены длительным эрозионным процессом: эти площади после становления тел никогда не перекрывались осадками. Наиболее ранние мезопротерозойские алмазоносные магматиты характерны для кратона Ман (Man) Западной Африки. В Кот-д’Ивуар среди вмещающих гранитов и сланцев описаны дайки и жилы кимберлитов, альнеитов (щелочные лампрофиры из мелилита, биотита, авгита, оливина), лампроитов, мощностью до 1 м, максимально до нескольких метров. Иногда жилы имеют мощность

Рис. 2. Алмазы из архейских лампрофиров Вава Верхний ряд – бесцветные разности, октаэдрический агрегат, куб, двойник, октаэдрический кристалл с тригональными и гексагональными понижениями (выемками). По работе [11], средний и нижний ряды – цветные камни. http://www.metalexventures.com/assets/images/Wawa_diamonds_5.jpg http://www.metalexventures.com/assets/images/Wawa_diamonds_4.jpg http://www.metalexventures.com/assets/images/Wawa_diamonds_13.jpg http://www.metalexventures.com/assets/images/Wawa_diamonds_12.jpg

106

менее 10 см, относят к кимберлитам даже хлорит-гематитовые прожилки до 1 см. Возраст пород определен по соотношению с более молодыми долеритами, датированными 1 100–1 000 млн лет. Известно, что кимберлиты Кот-д’Ивуар древнее эбурнейских гранитов (2,0–1,8 млрд лет). Их возраст по двум пробам (флогопиты, Rb/Sr метод) – 1 400–1 100 млн лет. Проба 1 (флогопит+тальк) датирована 1 145±60 млн лет. Проба 2 (флогопит из сильно оталькованного кимберлита) имеет возраст 1 367±54 млн лет. Возраст дайки кимберлитов Канангоно по палеомагнитным данным – 1 400 млн лет. Для лампроитов даек Боби (Bobi) и Тубабуко (Toubabouko) ныне приводят дату 1 429 млн лет [17]. Интересна морфология архейского комплекса Сиилинярви. Массив представлен не кольцевой формой, что характерно для нижнепротерозойских и фанерозойских форм, но линзообразным телом, протяженностью 16 км при ширине до 1,5 км.

Основные разности: кальцитовые карбонатиты, флогопитовые карбонатиты, слюдиты-глиммериты и их апатитоносные разности. В фенитовом ореоле участвуют преимущественно кварц-эгириновые сиениты. Основные породы, ореол и главное тело рассекает дайка меласиенитов 4 км длиной, 20–30 м шириной, относимая к тому же интрузивному событию, что и карбонатиты [18]. Прежние геохронологические даты простирались от 2,58 до 2,61 млрд лет, по Patchett et al., Lukkarinen et al. U-Pb дата по цирконам и бадделеиту (средневзвешанная) – 2 610 млн лет [18]. Мезопротерозойские отложения формаций Рораима Гвианского щита и Эспиньясу штата Минас Жераис – давние источники промышленных алмазов. Последние однако происходят из базального горизонта формации Сопа Брумадинью (Sopa Brumadinho) с возрастом около 1,7 млрд лет. В 90-е годы последний обеспечил получение 200 тыс. каратов алмазов.

Рис. 3. Скальные выходы архейских алмазоносных лампроитов на северо-западном побережье озера Верхнего (Superior), район Вава, пров. Онтарио, Канада Фото Терри Боэрбум (Terry Boerboom). http://www.lakesuperiorgeology.org/2006_report/Images/Moet.JPG

107

Древнейшие кимберлиты Кот-д’Ивуар интенсивно выветрены (по М. Барде, “метакимберлиты”). Их первичный состав реконструирован по сохранившимся минералам. Так, дайка Тубабуко (длина 3,5 км, содержание алмазов 0,85 карата/м3) состоит ныне только из оливина и флогопита, в дайке Боби (содержание алмазов 4,5 карата/м3, ширина 25–50 см, протяженность 2,5 км) есть, кроме двух названных минералов, еще и лейцит. В протолочках породы из дайки Тубабуко встречены хромшпинелиды, пикроильменит, единичные зерна хромсодержащего пиропа, апатита, шпинели, циркона, турмалина, сфена и т. д. Старатели Кот-д’Ивуар разрабатывали породы Боби (Bobi) – слюдистые кимберлиты, ассоциирующие с лейцитовыми лампроитами. По данным D. Knopf [3, с. 30], из исследованных 184 алмазов дайки Боби большинство оказалось додекаэдроидами (70 % общего количества – ромбододекаэдры и тетрагексаэдры), 24 % – смешанного габитуса, 4,9 % – двойниками, преимущественно додекаэдрического типа, 1,1 % – октаэдрами. В Габоне компанией Соредиа после длительных поисков (магнитометрия, геохимические исследования, бурение) был обнаружен возможный коренной источник красивых и крупных алмазов россыпи Макангонио – “метакимберлиты” месторождения Митзик. Они очень схожи с таковыми Кот-д’Ивуара. Как и там, здесь нет классических спутников алмаза, содержится много слюды. Третья часть кристаллов Митзика – октаэдры. Отмечены отдельные алмазы высокого качества, массой до 5 каратов. 70 % составляют дробленые камни – признак значительных постгенетических напряжений [3, с. 31]. К раннему мезопротерозою (1 333 млн лет) относят интрузии Лерала (Lerala), выявленные близ г. Мартинсдрифт (Martinsdrift) в Ботсване. Обратим внимание читателя на их трубочный, неправильной формы, облик. Наряду с Премьер, Шуллер и Монтроз ЮАР (кластер Премьер, 1 170 млн лет) они оказы-

108

ваются наиболее древними кимберлитовыми диатремами Земли [17]. Ныне принимается, что из 6 500 учтенных кимберлитовых диатрем и даек Мира только около двухсот содержат полезный компонент, экономическое значение имеют не более ста, а разрабатывались и планируются к эксплуатации менее 65 [17]. Настоящие диатремы кимберлитов возникли только в рифее в связи с интенсивным рифтогенезом и дальнейшим охлаждением земной коры. Рифейские алмазоносные кимберлиты и лампроиты встречены в ряде районов Африки (поле Претория), Северной (дайки района Вава с датами 1097± млн лет) и Южной (Гуаньямо, филлиты Диамантины) Америк, Индостана (Маханади, Райпур, Вайра Корур), Гренландии (ХольстенборгСарфартон, Суккертоппен, ПирамидфьельедМидтернас-Гигердликасик), ВосточноЕвропейской платформы (Костомукша, Каави-Куопио), Австралии (Аргайл), Сибирской платформы (Ингашинское поле). Рифейский этап выделяется не только продуктивностью, но и качеством добываемого полезного минерала. Так, трубка Аргайл даёт 90 % мировой добычи розовых алмазов, не имеющих равных по цветонасыщенности и игре, не известным для других разностей драгоценного минерала. В диатреме Премьер добывают самые крупные камни (до 1977 г. получили более 500 индивидов массой свыше 100 каратов, четверть всех алмазов Мира массой более 400 каратов [6, с. 405]). Рассматривать раннюю историю алмаза приходится совместно с карбонатитами, “родственниками-антагонистами” кимберлитов, происходящих, по мнению многих исследователей, из единого мантийного расплава. Однако карбонатиты оказываются намного древнее кимберлитов. Карбонатитовый комплекс Сиилинярви в Финляндии датирован 2 605 млн лет (U-Pb цирконов), карбонатиты Скьёлдунген (Skjoldungen) на юговостоке Гренландии – 2 664 млрд лет [18]. Комплекс щёлочных пород с карбонатитами Каминак Лэйк (Kaminak Lake) на Северо-Западной территории Канады имеет возраст кристаллизации

2 659 млн лет, U–Pb (цирконы). Его вмещают тоналиты, датированные 2 700±11 млн лет [9]. Заметим, что и тела архейских карбонатитов морфологически иные, чем протерозойских и фанерозойских: активно разрабатываемый на апатит массив карбонатитов Сиилинярви (Siilinjarvi), 20 км северней г. Куопио (Kuopio), Финляндия, имеет протяженность 16 км при ширине до 1,5 км. Массивы же карбонатитов неогея, как правило, кольцеобразные, концентрического строения. Хронологический лаг между появлением древнейшего массива Сиилинярви и древнейших кимберлитов Кимозера составляет, таким образом, огромен, 0,8 млрд лет. То есть, если кимберлиты и карбонатиты и родственники, то – принадлежащие разным поколениям ультращелочных мантийных магматитов Земли. Помимо отличий в составе, породы этих больших групп имеют тенденцию к пространственной разобщенности (впрочем, не всегда), обнаруживая при этом и различные структурно-тектонические особенности. Как и в случае с кимберлитами, середина раннего протерозоя отмечена массовым появлением массивов карбонатитов с минералами Fe, P, TR, Nb и Cu. Среди них Новополтавский в Приазовье, Дубравинский в Белгородской области (оба около 2 млрд лет), Селигдар (1,9–1,8 млрд лет), Усть-Чульман (1 760– 2 292 млн лет) в Южной Якутии, Палабора в ЮАР с возрастом 2 047±8–11 млн лет, Маунт Уэльд на западе Австралии и др. Выводы Из важнейших проблем алмазной геологии раннего докембрия в связи с практической значимостью активно дискутируются в мировой литературе следующие: 1 – определение самого раннего временного интервала, когда на поверхности Земли появились мантийные алмазы; 2 – установление петрографических типов коренных источников-транспортеров алмазов, обнаруживаемых в нижнепротерозойских россыпях, их сходства и отли-

чия от хорошо известных фанерозойских; 3 – определение нынешнего облика древнейших источников, по прошествии многих этапов диастрофизма. В качестве примера можно упомянуть северо-восток Сибирской платформы (Лено-Анабарская субпровинция), для которой предполагается существование не выявленных коренных источников неясного генезиса (кимберлиты, лампроиты, другие типы пород?) и фаз магматизма, имеющих, вероятно, докембрийский возраст. Значительное количество алмазов из россыпей этого региона характеризуется присутствием признаков древности, присущих известным терригенным алмазоносным докембрийским формациям (Бразилия, Африка и др.). Результаты комплексных исследований алмазов из кимберлитовых тел северо-востока Сибирской платформы свидетельствуют о гетерогенности строения ее верхней мантии. Отдельные блоки верхней мантии здесь сложены эклогитами (в том числе высокоалмазоносными). При формировании магматических очагов в алмазоносном эклогитовом субстрате продуктивными могли оказаться породы, по составу отличающиеся от типичных кимберлитов и лампроитов. К этому типу кимберлитовых тел можно отнести трубку Дьянга (Куойское поле) с эклогитовой ассоциацией твердых включений. Аналогичные по составу индикаторные минералы-спутники алмаза (оранжевые гранаты пиропальмандинового состава и омфацитовые клинопироксены) составляют не менее 20 % тяжелой фракции (по массе). Второй блок с эклогитовым субстратом верхней мантии, по предварительным данным, может находиться в пределах Куранахского кимберлитового поля, так как в трубке Малокуонапская не встречены твердые включения ультраосновной ассоциации (единственное сингенетическое твердое включение инструментально диагностировано как диопсид эклогитовой ассоциации). Глубина залегания магматических очагов на этой территории может быть не меньше, чем в продуктивных кимберлито-

109

вых телах Центральносибирской субпровинции, что свидетельствует о высокой вероятности обнаружения здесь кимберлитовых тел с более высоким уровнем алмазоносности, чем это установлено сегодня. Это же подтверждается и окислительно-восстановительными условиями сохранности алмазов. ЛИТЕРАТУРА 1. Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита/Под ред. О. М. Богатикова. Л.: Наука, 1988. 192 с. 2. Мальков Б. А. Карбонадо – древнейшие импактные “алмазиты” Земли/Б. А. Мальков, А. М. Асхабов//Геоматериалы, 2010. Сыктывкар: Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, 2010. С. 158–162. 3. Метелкина М. П. Докембрийские алмазоносные формации Мира/М. П. Метелкина, Б. П. Прокопчук, О. В. Суходольская, К. В. Францессон//Докембрийские алмазоносные формации Мира. М.: Недра, 1976. 134 с. 4. Тихомиров С. В. Этапы осадконакопления девона Русской платформы и общие вопросы развития и строения стратисферы/ С. В. Тихомиров. М.: Недра, 1995. 445 с. 5. Ушков В. В. Поиски алмазов в Карелии/ В. В. Ушков//Проблемы алмазной геологии и некоторые пути их решения. Воронеж: 2001. С. 582, 583. 6. Харькив А. Д. Коренные месторождения алмазов Мира/А. Д. Харькив, Н. Н. Зинчук, А. И. Крючков. М.: Недра, 1998. С. 506–528. 7. Bedard L. Paul. The Dolodau dykes, Canada: An example of an archean carbonatite/ L. Paul Bédard and E. H Chown//Mineralogy and Petrology, 1992. V. 46. N 2. P. 109–121. 8. Cardevila R. Diamonds in volcanoclastic komatiite from French Guiana/R. Cardevila, N. Arndt, J. Letendre, J.-F. Sauvage//Nature, 3 June 1999. V. 399. N. 6735. P. 456. 9. Cavell P. A. Archean magmatism in the Kaminak Lake area, District of Keewatin, Northwest Territories: ages of the carbonatitebearing alkaline complex and some host granitoid rocks/P. A. Cavell, J. R. Wijbrans, H. Baadsgaard// Canadian Journal of Earth Sciences, 1992. 29(5). Р. 896–908 www.nrcresearchpress.com/doi/.../e92–076.

110

10. Habib Shanif. The Petrology and Geochemistry ultrapotassic diamond-bearing lamprophyre dykes of the Gibson-MacQuoid Lake Belt, district of Keewatin, Northwest Territory/ Shanif Habib www.collectionscanada.gc.ca/obj/s4/f2/dsk2/.../ MQ30724.pdf 11. Lefebvre Nathalie. Diamondiferous volcaniclastic debris flows of Wawa, Ontario, Canada/ Nathalie Lefebvre, Maya Kopylova, Kevin Kivi and Robert Barnett. 1999 www.eos.ubc.ca/research/diamonds/.../ 8IKCLONGABSTRACT03.do.. 12. MacRae N. D. A dimondiferous lamprofire dyke, Gibson Lake Area, Northwest Territories/ N. D. MacRae, A. E. Armitage, A. L. Jones, A. R. Miller//Intern. Geol. Rev., 1995. V. 37. P. 212–229. 13. MacRae N. D. The diamondiferous Akluilâk lamprophyre dyke, Gibson Lake area, N.W.T./N. D. MacRae, A. E. Armitage, A. R. Miller, J. C. Roddick, A. L. Jones & M. P. Mudry//Searching for diamonds in Canada, 1996. Geological Survey of Canada Open File 3228. P. 101–107. 14. Kimberlites & lamproites – The Ohio State University at Newark www.newark.osu.edu/facultystaff/.../KimberlitesLamproites.htm 15. Pearson Graham. How old are the diamonds?/Graham Pearson//http//earth.leeds.ac.uk/ ygs/programme/year1998/mar98/htm#Pearson 16. Siilinjärvi mine.jpg – Wikimedia Commons commons.wikimedia.org/wiki/File: Siilinjärvi_mine. jpg 17. Wit Mike de. Identification of Global Diamond metallogenic clusters to assist Exploration/Mike de Wit. The Southern African Institute of Mining and Metallurgy Diamonds Source to Use, 2010. 24 p. 18. Zozulya D. Geochemistry and mantle sources for Archean alkaline rocks from Greenland, the Baltic, and Northern Norway/D. Zozulya, T. Bayanova, N Eby, K. Kullerud, E. K. Ravna. A review of the Archaean alkaline magmatism of the Baltic-Greenland faculty.uml.edu/nelson.../ 33IGCpresentation-Zozulya%20et%20al.pd.

Р у к о п и с о т р и м а н о 08.01.2013.

Перші алмази з’явилися на земній поверхні в пізньому археї, при тому, що в земних надрах вони, можливо, виникали й раніше. Це дає змогу розрізняти в геологічній історії мінералу дві стадії – криптогенну (ранню) й екстрагенну (пізню). Найдревнішими серед відомих алмазоносних утворень є дайки лампрофірів субпровінції Вава, південний схід Канади. Палеопротерозойські алмази відкриті в гнейсах Норвегії, зерендінській світі Кудимколя в Казахстані, перидотитах Алданського щита, коматіїтах району Дашень Французької Гвіани та ін. Таким чином, ранніми транспортерами мінерали були нетрубкові ультрамафіти, але не кімберліти. Перші справжні кімберліти становлять сили Кімозеро, Карелія (1,7–1,8 млрд років). Трубкові кімберліти виникли ще пізніше, в рифтогенних обстановках рифею, одночасно на всіх континентах. Еволюція складу й морфологічних типів тіл алмазоносних магматитів відобразила зміни енергетичних обстановок у земних глибинах і реологічні властивості поверхневої оболонки. Ключові слова: алмази, архей, кімберліти, нетрубкові ультрамафіти. The first Diamonds have been appeared upon the Earth surface in Late Archean, whereas their forming long before it. It stipulates differing of two stages in the Diamond geological history – “cryptogenous” (Early) and “extragenous” (Late). The oldest diamondiferous rocks are the Archean dyke lamprophyres of sub-province Wawa, SE Canada. Paleoproterozoic diamonds are disclosed in gneisses of Norway, Kudymkol’ Zerendinskaya suite of Kazakhstan, peridotites of Aldsn shield, komatiites of Dachine in French Guinea etc. Thus, the first conveyors of the mineral are the nonpipe and non-kimberlite ultramafics. The first diamondiferous kimberlites form sills of Kemozero, Karelia. Real kimberlite pipes are later much. In Riphean these intrude the supracrustals within all continents in riftogenous circumstances. This evolution in compositions and morphologies of conveyors is a reflection of an energy states in the Earth entrails and rheological parameters of Earth cortex. Keywords: diamonds, Archean, kimberlites, non-pipe ultramafics, diatremes.

111

УДК 552.323.6

В. Б. Василенко, д-р геол.-минерал. наук, Л. Г. Кузнецова, В. А. Минин, кандидаты геол.-минерал. наук, А. В. Толстов, д-р геол.-минерал. наук, (Институт геологии и минералогии СО РАН им. В. С. Соболева), Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, акад. АН РС (Я), А. Н. Разумов, главный геолог (АК “АЛРОСА”, Ботуобинская ГРЭ)

ИЗМЕНЕНИЕ СОДЕРЖАНИЙ Nd, Sm, Rb, Sr И ОТНОШЕНИЙ ИХ ИЗОТОПОВ ПРИ ВТОРИЧНЫХ ИЗМЕНЕНИЯХ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ ЯКУТИИ Исследованы оригинальные данные о содержаниях Nd, 143Nd/144Nd, Sm, 147Sm/144Nd, Rb, Rb/86Sr, Sr, 87Sr/86Sr в петрохимически описанных 30 образцах кимберлитов и ранее опубликованные данные по восьми таким же образцам. Изученные образцы представляют породы трубок: Ботуобинская, Нюрбинская, Интернациональная, Айхал, Удачная-западная, Удачная-восточная, Поисковая, Комсомольская-магнитная. Изученные породы в разной степени изменены вторичными постмагматическими процессами. Для оценки степени постмагматического изменения кимберлитов использовано количество вторичного кварца (Q), накапливавшегося в породах пропорционально степени их вторичного изменения. Сравнения показали, что в измененных кимберлитах уменьшены содержания Nd и Sm, уменьшены значения 143Nd/144Nd и увеличены значения 147Sm/144Nd. Содержания Rb, Sr и отношений их изотопов в измененных породах такие же, как в неизмененных. Рекомендовано для петрологических реконструкций использовать неизмененные кимберлиты. Если такое невозможно, то следует использовать изотопы Rb и Sr. Ключевые слова: кимберлиты, изотопные отношения, алмазоносность, петрохимия, вторичные процессы, вторичный кварц.

Введение В последнее время в петрологию кимберлитов активно внедряются изотопные методы [1, 13, 9, 17, 19 и др.] Однако, судя по особенностям распределения Nd, Sm, Sr, Rb и их изотопов в породах других комплексов [18, 14, 2], петрологические реконструкции в ряде случаев осложняются процессами метасоматического и метаморфического преобразования пород. Особенно актуальна эта проблема для кимберлитов [4, 5]. Согласно данным Г. Фора [15], отношения Sm к Nd в ультраосновных и основных магматических породах выше, чем в породах среднего и кислого состава.

Sm-Nd датировки этих пород и их минералов менее чувствительны к изменениям, вызванным метаморфизмом, чем Rb-Sr датировки. Последние более применимы для кислых пород. Действительно, при петрологических исследованиях кимберлитов чаще используются изотопные отношения редкоземельных элементов. Вместе с тем нами было показано [7], что редкоземельные элементы (РЗЭ) в кимберлитах могут выноситься и привноситься при постмагматических изменениях пород. Проведение петрологических реконструкций на основе РЗЭ требует доказательств первичной природы их содержаний. Закономерно возникает

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

112

вопрос об устойчивости изотопных отношений в кимберлитах, подвергнутых постмагматическим гидротермально-метасоматическим изменениям. Ответы на него авторы постараются дать в настоящей работе на специально подобранном материале. Объекты исследования Образцы кимберлитов для исследования отобраны из кимберлитовых трубок Верхнемунского (Комсомольская-магнитная, Поисковая), Далдынского (Удачнаязападная, Удачная-восточная), АлакитМархинского (Айхал), Накынского (Ботуобинская, Нюрбинская) и Мирнинского (Интернациональная) кимберлитовых полей (рис. 1). Определения Nd, Sm, Sr, Rb, их изотопов и химического состава пород проведены по 30 образцам кимберлитов. Содержания породообразующих оксидов определены рентгенофлюоресцентным методом в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, Nd, Sm, Sr, Rb и их изотопы определе-

ны в Центре изотопных исследований, ВСЕГЕИ (С.-Петербург). В исследуемую базу данных (табл. 1 и 2) включены также аналогичные данные по восьми образцам, заимствованные из ранее опубликованных работ [9, 1, 13]. Установление степени вторичного изменения кимберлитов Вторичные изменения кимберлитов, особенно в приповерхностных условиях, детально охарактеризованы в работах Э. А. Шамшиной [16], Н. Н. Зинчука с соавторами [10, 11, 12] и других. В. Б. Василенко с соавторами акцентировал внимание на изменениях кимберлитов в глубинных частях кимберлитовых трубок в связи с воздействием на кимберлиты постмагматических гидротермальных растворов [3, 4, 5, 7]. Суть процессов постмагматического изменения кимберлитов состоит в гидратации оливина, флогопита и частичной доломитизации кальцита. Выделявшийся в этом процессе кремнезем накапливался в измененных породах.

Рис. 1. Схема расположения полей Якутской кимберлитовой формации: 1 – Мирнинское, 2 – Накынское, 3 – Алакит-Мархинское, 4 – Далдынское, 5 –Верхнемунское поле

113

Таблица 1. Химический состав исследованных образцов кимберлитов N

Образец

SiO2

TiO2 Al2O3 ΣFe2O3

MnO

MgO

CaO

K2O

P2O5

1 Поисковая 205/152

28,38

2,93

2,10

2 Поисковая 218/109.5

30,15

2,49

2,36

3 Поисковая 203/52

29,43

1,49

4 Поисковая 218/264

30,03

2,11

5 Комсомольская-мг 302/23

30,45

1,66

Ппп

9,81

0,17

35,05

3,01

0,90

0,42

17,19

9,58

0,16

34,60

3,74

0,75

0,40

16,19

2,10

5,94

0,13

31,72

9,68

0,01

0,30

19,38

2,14

12,46

0,17

36,08

1,95

1,03

0,40

13,95

2,52

9,41

0,16

30,71

7,65

1,09

0,53

15,91

6 Комсомольская-мг 307/74.5

29,94

1,67

2,60

5,57

0,18

32,82

7,27

1,12

0,57

18,31

7 Комсомольская-мг 315/48

26,94

1,30

2,43

10,66

0,14

25,57

12,54

0,76

0,42

18,31

8 Комсомольская-мг 308/42

33,69

1,06

2,43

8,76

0,13

34,21

3,08

0,43

0,33

16,19

9 Комсомольская-мг 307/20

27,85

0,87

2,09

5,67

0,16

26,54

14,50

0,26

0,37

22,00

10 Удачная-зап. Гор. 65 40/57

27,32

0,87

2,41

2,51

0,12

24,63

15,41

1,31

0,32

22,10

11 Удачная-зап. 503/1260.1

24,93

1,49

2,19

5,08

0,10

23,20

16,58

0,94

0,61

25,79

12 Удачная-вост. 512/945-1

27,21

1,43

1,77

8,83

0,11

32,43

10,95

0,29

0,53

16,32

13 Удачная-вост. Гор. 65 100/49

27,91

1,31

2,15

8,66

0,14

31,79

12,00

1,39

0,44

13,95

14 Удачная-вост. Гор. 65 104/69

25,85

1,20

1,75

7,95

0,13

32,29

8,89

0,37

0,46

20,80

15 Удачная-вост. 512/815

30,84

1,53

2,58

8,99

0,16

29,13

9,05

0,75

0,47

16,86

16 Айхал 2/703

26,39

0,72

2,53

5,90

0,12

22,49

16,90

1,11

0,98

22,13

17 Айхал 2/710

25,97

0,39

2,87

5,34

0,11

22,28

15,65

1,26

0,56

25,55

18 Айхал 7а/510

21,90

0,28

2,23

4,27

0,12

27,94

14,57

0,63

0,45

26,85

19 Айхал 7а/522

31,38

0,17

1,40

4,62

0,11

32,97

7,07

0,27

0,26

21,80

20 Интернациональная 11-2302

29,41

0,48

1,97

6,30

0,18

31,21

10,56

0,10

0,49

18,75

21 Интернациональная 7/560

26,91

0,40

2,03

9,02

0,14

30,57

5,41

0,55

0,46

24,37

22 Интернациональная 7

32,31

0,29

2,38

7,00

0,13

29,78

7,02

0,82

0,33

20,21

23 Интернациональная 8.128К

31,47

0,36

2,84

5,65

0,12

30,72

7,17

1,22

0,40

19,65

24 Интернациональная 5.443К

29,90

0,33

3,29

6,21

0,11

31,36

4,76

0,68

0,32

21,51

25 Ботуобинская 8-6Д/493.5

28,47

0,33

3,15

3,35

0,11

21,29

17,90

1,10

0,41

24,00

26 Ботуобинская 8ГР/643

32,14

0,27

2,68

4,38

0,11

23,31

14,66

0,84

0,37

21,55

27 Ботуобинская 16/4-270 1

31,88

0,62

2,67

5,89

0,14

31,12

7,88

0,55

0,77

17,29

28 Ботуобинская 16/4-210

32,40

0,63

2,80

6,40

0,15

31,26

7,35

0,83

0,71

16,23

29 Ботуобинская 8ГР/683

31,84

0,42

3,92

5,48

0,11

27,12

11,39

1,16

0,44

17,99

30 Ботуобинская 8-6Д/550

30,41

0,54

3,17

5,84

0,12

24,03

14,39

1,73

0,65

19,36

31 Ботуобинская 16/4-350 1

29,79

0,56

1,37

6,56

0,15

30,63

8,93

0,24

0,63

19,33

32 Ботуобинская 8ГР/703

30,72

0,60

3,12

6,97

0,13

29,71

9,82

0,99

0,72

17,62

33 Нюрбинская 24/7-2293

33,67

0,36

3,10

12,31

0,12

29,66

8,77

0,90

0,33

17,58

34 Нюрбинская 32/222-440 1

34,14

0,76

4,26

8,47

0,13

24,69

10,16

2,56

0,72

14,63

35 Нюрбинская 24/168-2663

33,60

0,41

3,04

7,21

0,13

27,06

9,06

0,88

0,38

19,46

33,27

0,42

4,29

10,97

0,13

27,25

8,84

0,94

0,36

17,49

36 Нюрбинская 24/7-240

1 – анализы заимствованы из работы [9]; 2 – [1]; 3 – [13]. Анализы без примечаний публикуются впервые, Содержания породообразующих оксидов определены рентгенфлюоресцентным методом в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН.

114

Таблица 2. Значения содержаний элементов и их изотопных отношений в исследованных образцах кимберлитов Sm Nd (ppm) (ppm)

147

143

144

Поисковая 205/152

6,098

46,06

0,0800

0,512566±3

55,72

283,4

0,5682

0,707075±8

Поисковая 218/109.5

6,792

51,15

0,0803

0,512581±3

42,16

262,3

0,4644

0,706452±10

Поисковая 203/52

5,068

37,34

0,0821

0,512561±4

0,289

249,2

0,0034

0,706503±59

Поисковая 218/264

6,346

47,82

0,0802

0,512583±3

87,34

537,3

0,4997

0,707108±9

Комсомольская-мг 302/23

8,276

61,50

0,0814

0,512566±6

109,8

1636

0,1939

0,707130±6

Комсомольская-мг 307/74.5

8,411

61,02

0,0833

0,512553±3

72,85

313,7

0,6712

0,709562±8

Комсомольская-мг 315/48

7,587

53,44

0,0858

0,512555±4

38,91

1367

0,0822

0,707406±10

Комсомольская-мг 308/42

5,869

42,83

0,0829

0,512556±4

24,42

393,4

0,1794

0,706994±8

Образец

1 2

Sm/ Nd

Nd/ Nd

Rb Sr (ppm) (ppm)

Rb/86Sr

Sr/86Sr

Комсомольская-мг 307/20

4,745

33,63

0,0853

0,512555±3

16,50

1796

0,0266

0,708477±8

10 Удачная-зап. Гор. 65 40/57

3,502

23,48

0,0902

0,512527±2

41,75

382,7

0,3154

0,710983±40

11 Удачная-зап. 503/1260.1

4,375

30,09

0,0879

0,512580±4

45,28

1236

0,1059

0,707869±13

12 Удачная-вост. 512/945-1

8,749

66,22

0,0799

0,512603±3

13,58

955,2

0,0411

0,706010±8

13 Удачная-вост. Гор. 65 100/49

7,097

55,06

0,0779

0,512577±3

65,32

823,4

0,2292

0,706105±13

14 Удачная-вост. Гор. 65 104/69

7,637

57,50

0,0803

0,512597±4

26,65

791,2

0,0973

0,706528±10

15 Удачная-вост. 512/815

8,184

62,36

0,0793

0,512583±3

37,76

797,1

0,1369

0,705481±8

16 Айхал 2/703

16,87

121,0

0,0843

0,512593±2

48,05

953,1

0,1456

0,705178±13

17 Айхал 2/710

10,80

81,15

0,0805

0,512582±2

56,73

1013

0,1617

0,705444±8

18 Айхал 7а/510

7,237

55,19

0,0793

0,512570±2

22,52

257,5

0,2528

0,708308±29

19 Айхал 7а/522

3,090

20,74

0,0901

0,512560±5

22,67

368,8

0,1777

0,708839±6

20 Интернациональная 11-230

10,07

75,24

0,0809

0,512619±2

8,810

1976

0,0129

0,706614±15

21 Интернациональная 7/560

7,643

54,97

0,0841

0,512647±4

23,91

2571

0,0269

0,708612±9

22 Интернациональная 7

5,355

37,89

0,0855

0,512610±3

25,26

470,8

0,1550

0,706197±6

23 Интернациональная 8.128 К

5,694

41,15

0,0837

0,512620±3

38,45

287,6

0,3864

0,709174±7

24 Интернациональная 5.443 К

7,591

56,16

0,0817

0,512633±4

28,82

1100

0,0757

0,708764±6

25 Ботуобинская 8-6Д/493.5

2,592

13,10

0,1196

0,512392±6

30,29

604,7

0,1448

0,708928±9

26 Ботуобинская 8ГР/643

2,417

11,95

0,1223

0,512370±6

2376

512,7

0,1340

0,708984±8

27 Ботуобинская 16/4-270 1

2,950

14,75

0,1211 0,512550±12

17,60

828,0

0,0615

0,707578±38

28 Ботуобинская 16/4-2103

3,310

16,03

0,1249 0,512528±10

25,90

414,0

0,1810

0,707515±13

29 Ботуобинская 8ГР/683

2,586

12,06

0,1296

0,512471±6

29,60

644,7

0,1327

0,708118±8

30 Ботуобинская 8-6Д/550

5,393

20,97

0,1555

0,512514±7

50,22

849,3

0,1709

0,707507±8

31 Ботуобинская 16/4-350 1

7,030

39,69

0,1073

0,512527±9

7,60

649,0

0,0336

0,708333±31

32 Ботуобинская 8ГР/703

3,935

18,43

0,1291

0,512578±3

30,04

914,2

0,0950

0,707469±8

33 Нюрбинская 24/7-2293

2,680

13,11

0,1235 0,512306±10

17,60

204,0

0,2503

0,708451±18

34 Нюрбинская 32/222-440 1

4,630

23,27

0,1203

0,512445±8

64,0

507,0

0,3649

0,707290±24

35 Нюрбинская 24/168-266

2,960

14,93

0,1197 0,512432±12

20,90

188,0

0,3201

0,709432±7

36 Нюрбинская 24/7-2403

2,630

12,61

0,1260

20,80

428,0

0,1402

0,706625±15

0,512347±6

– анализы заимствованы из работы [9] ; 2 – [1]; 3 – [13]. Анализы без примечаний публикуются впервые. Содержания Nd, Sm, Sr, Rb и их изотопные отношения определены в Центре изотопных исследований, ВСЕГЕИ (С.-Петербург, Россия).

115

Другие породообразующие оксиды частично или полностью выносятся из изменяющихся пород. Типохимическим является поведение MgO, который во всех случаях наиболее подвижен. Э. А. Шамшина [16] отмечала, что на протяжении всего процесса гидратации кимберлитов накопление SiO2 происходит параллельно с выносом MgO. Отношение SiO2 к MgO показывает степень выщелачивания из силикатных минералов MgO. В петрохимической интерпретации эта особенность фиксируется в виде хорошо выраженной отрицательной зависимости между MgO и избыточной кремнекислотой. Количество последней (определяемое как нормативный вторичный кварц – Q) вычисляется по формуле (1) [4]

Q = SiO2 – 0,81 MgO – 2,80 K2O. (1) На основе эмпирического распределения значений Q для генеральной совокупности составов кимберлитов Якутской провинции [8] могут быть выделены следующие группы измененных пород: I – доломитизированные (Q<-1,00 %), II – неизмененные (-1,00%<Q<4,00 %), III – кварцсодержащие (4,00 %>Q<12,00 %), IV – окварцованные (Q>12,00 %). Валовые средние составы С целью выявления петрохимических особенностей кимберлитов трубок, из которых отбирались образцы для изучения изотопных отношений, рассмотрим их валовые средние составы (табл. 3 и 4). Под термином “валовые” мы подразумеваем

Таблица 3. Валовые средние составы пород изученных трубок Трубки

A n* SiO2 TiO2 Al2O3 ΣFe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Ппп

КомсоУдачБотуобин- НюрбинАйхал Поисковая мольская- наяская ская магнитная зап. Алмазоносность, кр/т 8,28 6,70 4,02 0,33 0,59 1,16 492 373 127 31 58 71 Средние содержания оксидов, масс.% 25,89 31,13 29,82 29,98 31,98 22,86 0,86 0,56 0,43 2,16 1,32 0,42 2,21 2,66 2,33 5,15 2,44 3,83 8,64 7,98 5,49 5,37 6,57 4,15 0,14 0,10 0,15 0,14 0,10 0,12 25,12 23,29 33,91 29,75 23,55 20,64 9,74 15,51 14,06 12,14 17,47 4,60 0,03 0,02 0,17 0,10 0,17 0,01 1,02 0,64 1,22 1,45 0,87 0,54 0,55 0,64 0,38 0,42 0,30 0,44 17,40 23,10 21,13 20,65 26,34 16,40

% измен. кимберлитов n*

89,2

86,8

1001

Nd Sm n* Rb Sr n*

15,02 4,10 79 36,14 717,2 362

1023 329 58 202 Средние содержания примесей, ppm 19,09 88,48 48,20 49,61 4,13 13,21 6,20 7,96 20 47 5 10 28,8 – – – 240,5 – – – 200 – – –

*n – количество анализов.

116

58,7

55,2

47,0

Интернациональная

Удачнаявосточ.

3,82 124

0,63 135

32,82 0,47 3,00 5,93 0,10 27,17 8,39 0,81 0,89 0,41 20,22

26,23 1,18 2,16 5,71 0,12 27,51 13,33 0,15 0,59 0,34 21,08

46,9

34,3

29,4

1013

400

820

41,40 6,56 56 19,42 640,8 27

52,78 9,53 60 – 150,5 50

44,75 6,87 73 22,4 864,9 134

Таблица 4. Коэффициенты вариации содержаний химических элементов и алмазоносности в кимберлитах алмазных месторождений Якутии

Трубки А SiO2 TiO2 Al2O3 ΣFe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Ппп

Ботуобин- НюрбинАйхал Поисковая ская ская 81 22 39 46 34 16 28 43 122 50 32 24

74 35 56 72 48 28 34 56 414 81 75 37

75 27 37 45 48 36 26 44 141 68 51 19

52 7 31 19 19 10 8 66 250 72 74 12

средние составы, рассчитанные с учетом всех анализов по данной трубке без отделения прежде всего составов измененных пород. Доля таких составов в табл. 3 описана соотношением количества анализов измененных пород к общему количеству химических анализов. В табл. 3 составы кимберлитов отдельных трубок ранжированы по убыванию степени вторичного изменения пород. Как мы уже неоднократно отмечали [6, 7, 8], к главным петрохимическим особенностям кимберлитов относятся: отрицательная корреляция значений алмазоносности и содержаний TiO2; положительная корреляция значений алмазоносности и содержаний К2О; наличие корреляционных взаимоотношений между показателем степени вторичного изменения пород и содержаний в них РЗЭ. Рассмотрение эмпирических регрессий между средними составами исследуемых трубок (табл. 3, 4) с их алмазоносностью и степенью вторичного изменения (уравнения 2–7) показало, что в обсуждаемом случае алмазоносность трубок отрицательно коррелируется с содержаниями в них TiO2 и положительно – с cодержаниями K2O. Наиболее алмазоносные трубки содержат больше K2O и более изменены. Средние содержания Nd коррелируются

КомсоУдач- Интерна- Удачнаямольнаяционавосточскаязападная льная ная магнитн. 58 105 74 100 14 11 18 17 30 32 39 34 46 47 30 37 20 44 47 34 14 24 37 14 15 17 14 24 49 38 52 35 92 350 58 102 61 61 68 51 38 49 31 53 21 18 20 20

обратно, а Sm прямо со степенью измененности пород. A= 11,00 – 13,55 (TiO2) + 1,01 (TiO2)2; r = -0,82, (2); A= -2,12 + 6,85 K2O; r = 0,92, (3); A = 7,05 – 0,26 (% изм.) + 0,003 (% изм)2; r = 0,86, (4); K2O = 1,62 – 0,04 (% изм.) + 0,0004 (% изм)2; r = 0,84, (5); Nd = 71,33 – 0,58 (% изм.); r = -0,90, (6); Sm = 10,44 – 0,07 (% изм.); r = 0,86, (7); где r – приведенные коэффициенты корреляции; r95 = 0,71, r99 = 0,83. Содержания Rb и Sr с показателем степени вторичного изменения пород Q не сопряжены. Таким образом, исследуемые кимберлиты характеризуются типичной для кимберлитов геохимической обстановкой. Изотопные отношения Заявленной темой настоящего исследования является выяснение влияния степени вторичного изменения кимберлитов на величины изотопных отношений. С этой целью по данным табл. 1 для исследуемых образцов по уравнению (1) вычислены значения Q, которые позволили исследованные образцы разделить по степени вторичного изменения на три группы (табл. 5).

117

Таблица 5. Распределение изученных образцов по степени вторичного изменения пород Доломитизированные Q < -1 % Айхал 7а/510

Неизмененные -1% < Q < 4 % Айхал 7а/522

Кварцсодержащие Q>4% Айхал 2/703 Айхал 2/710

Поисковая 218/264 Поисковая 205/152

Поисковая Поисковая

Удачная-восточ. г65-100/49 Удачная-восточ. г65-104/69

Удачная-восточ. 512/945,1

Удачная-восточ. 512/815

Интернациональная 8.128к Интернациональная 11/230 Интернациональная 5.443к Интернациональная 7/580

Интернациональная 7.13/18.5

Комсомольская-мг. 315/48 Комсомольская-мг. 302/23 Комсомольская-мг. 307/74.5

Комсомольская-мг. 307/20 Комсомольская-мг. 308/42

203/52 21/109,5

Удачная-зап. 503/1260.1 Удачная-зап. г65-40/57 Нюрбинская 24/7-240 Нюрбинская 24/7-229 Нюрбинская 32/220-400 Нюрбинская 24/168-266 Ботуобинская 8-6д/493.5 Ботуобинская 8-6д/550 Ботуобинская 8гр/643 Ботуобинская 8гр/683.5 Ботуобинская 8гр/703 Ботуобинская 16/4-210 Ботуобинская 16/4-270 Ботуобинская 16/4-350

Полученные данные свидетельствуют, что кимберлиты из трубок Нюрбинская и Ботуобинская представлены образцами измененных кварцсодержащих пород. Учитывая также образцы измененных кимберлитов других трубок, по сумме получается, что измененные породы составляют половину исследованной коллекции. Этот факт хорошо согласуется с описанным в табл. 3 распределением измененных пород в целом по трубкам, где трубки Нюрбинская и Ботуобинская представлены коллекцией образцов кимберлитов, измененных вторичными процессами более чем на 85 %. Поскольку коллекция образцов в табл. 1 формировалась без каких-либо предварительных требований,

118

отмеченное совпадение является вполне естественным. Наличие большого количества измененных образцов позволяет более подробно исследовать влияние вторичных процессов на распределения радиоактивных элементов и соотношений их изотопов. В результате исследования эмпирических распределений концентраций радиоактивных элементов и соотношений их изотопов удалось установить (рис. 2, 3), что вторичные процессы приводят к возникновению нехарактерных для неизмененных пород низких содержаний Nd и Sm, низких содержаний 143Nd/144Nd и высоких содержаний 147Sm/144Nd.

Рис. 2. Эмпирические распределения содержаний элементов в неизмененных (сплошные линии) и измененных (штриховые линии) кимберлитах

Характерно, что изменение значений изотопных отношений 143Nd/144Nd обратно пропорционально количествам вторичного кварца (Q) (рис. 4) кимберлитов. Вторичные процессы не оказывают влияния на распределения в кимберлитах содержаний Sr, Rb и соотношения их изотопов.

Обсуждение результатов Мы уже отмечали, что представленность измененных пород в отобранной для исследования коллекции образцов соответствует представленности пород в целом по трубкам. Это обозначает, что изученная коллекция кимберлитов по своим

Рис. 3. Эмпирические распределения содержаний изотопных отношений в неизмененных (сплошные линии) и измененных (штриховые линии) кимберлитах

119

Рис. 4. Распределение фигуративных точек составов: 1 – доломитизированных; 2 – неизмененных и 3 – кварцсодержащих кимберлитов

генетическим особенностям является репрезентативной. Следовательно, в любое исследование распределений радиоактивных элементов и их изотопных отношений в кимберлитах могут быть включены образцы, в той или иной степени измененные вторичными гидротермально-метасоматическими процессами. Включения таких результатов в петрологический инструментарий может привести к ошибочным заключениям и интерпретациям. Например, авторы, опубликовавшие анализ № 33 из табл. 2, обратив внимание на необычно низкое значение соотношения изотопов Nd, вынуждены были искать для этого образца другой, отличный от остальных образцов этой трубки, источник вещества, близкий к среднему составу Земли. Кроме того, низкое значение отношения изотопов Nd не позволило этим авторам отнести данный образец ни к одной из двух групп кимберлитов Южной Африки. В качестве другой гипотезы, объясняющей особенности этого образца, было высказано предположение о контаминации кимберлитов кварцсодержащими породами. До правильной интерпретации резкого уменьшения значений изотопных отношений в результате вторичных процессов остался один шаг. Здесь попутно заметим, что тенденция объяснять наличие кварца в кимберлитах в результате процессов контаминации встречается достаточно часто.

120

Абсолютные возрастные характеристики обсуждаемого образца № 34 (табл. 2) являются завышенными относительно других образцов этой трубки. Это и понятно, так как при метасоматозе 143Nd и 144Nd характеризуются дифференциальной подвижностью. Дифференциальная подвижность изотопов Nd может приводить к завышению абсолютных возрастов исследуемых пород. Выводы Вторичные изменения кимберлитов, выражающиеся в гидратации оливина и флогопита, приводят к возникновению нерастворимого остатка SiO2 и способствуют выносу Nd и Sm. В результате дифференциальной подвижности изотопов уменьшение значений отношений изотопов 143Nd/144Nd происходит обратно пропорционально степени вторичного изменения пород, что фиксируется по возрастанию количества вторичного кварца. Отношения изотопов 147Sm/144Nd при этом возрастают. Содержания Sr и Rb, соотношения их изотопов при вторичном изменении кимберлитов не изменяются. Тем не менее в общем случае следует рекомендовать при изотопных исследованиях рассчитывать количество вторичного кварца и осознанно отбирать образцы для исследования.

ЛИТЕРАТУРА 1. Богатиков О. А., Кононова В. А., Голубева Ю. Ю. и др. Петрохимические и изотопные вариации состава кимберлитов Якутии и их причины//Геохимия. 2004. № 9. С. 915–939. 2. Богомолов Е. С., Левский Л. К. Sm-Nd и Rb-Sr изотопные системы в условиях метасоматизма//Геохимия. 2002. № 5. С. 467–475. 3. Василенко В. Б., Зинчук Н. Н., Кузнецова Л. Г. О сопряженности составов глубинных включений и петрохимических разновидностей кимберлитов в диатремах Якутии// Петрология. 2001. Т. 9. № 2. С. 209–220. 4. Василенко В. Б., Толстов А. В., Минин В. А., Кузнецова Л. Г., Сурков Н. В. Нормативный кварц как критерий интенсивности массопереноса при постмагматическом изменении кимберлитов трубки Ботуобинская (Якутия)//Геология и геофизика. 2008. № 12. С. 1189–1204. 5. Василенко В. Б., Толстов А. В., Кузнецова Л. Г., Минин В. А. Химический состав и алмазоносность кимберлитов трубки Нюрбинская (Восточная Сибирь) в процессе вторичного изменения//Геохимия. 2009. № 11. С. 1075–1081. 6. Василенко В. Б., Толстов А. В., Кузнецова Л. Г., Минин В. А. Петрохимические критерии алмазоносности кимберлитовых месторождений Якутии//Геохимия. 2010. № 4. С. 346–354. 7. Василенко В. Б., Кузнецова Л. Г. Минин В. А., Толстов А. В. Поведение породообразующих и редкоземельных элементов при постмагматическом изменении кимберлитов// Геология и геофизика. 2012. № 1. С. 62–67. 8. Василенко В. Б., Кузнецова Л. Г., Толстов А В., Минин В. А. Оценка потенциальной алмазоносности неизмененных кимберлитов на основе популяционных моделей их составов//Геохимия. 2012а. № 12. 9. Голубева Ю. Ю., Овчинникова Г. В., Ленский Л. К. Pb-Sr-Nd-изотопные характеристики мантийных источников кимберлитов Накынского поля (Якутия)//Докл. АН. 2004. Т. 394. № 6. С. 796–800.

10. Зинчук Н. Н. Постмагматические минералы кимберлитов. Москва: Недра-БизнесЦентр. 2000. 538 с. 11. Зинчук Н. Н., Мельник Ю. П., Харькив А. Д. Некоторые закономерности распределения вторичных образований в кимберлитах Якутии (на примере трубки Удачная)// Геология и геофизика. 1983. № 10. С. 95–101. 12. Зинчук Н. Н., Мельник Ю. П. Вторичные минералы кимберлитов трубки Мир и особенности их распространения//Изв. вузов. Геология и разведка. 1986. № 4. С. 54–62. 13. Кононова В. А., Голубева Ю. Ю., Богатиков О. А. и др. Геохимическая (ICP-MS геохимия, изотопия Sr, Nd, Pb_ гетерогентность кимберлитов Якутии: вопросы генезиса и алмазоносность//Петрология. 2005. № 3. С. 227–252. 14. Саватенков В. М., Богомолов Е. С., Левский Л. К. Sm-Nd и Rb-Sr-изотопные системы фенитизированных гнейсов (экзоконтакт щелочной ультраосновной интрузии Озерная Варака, Кольский п-ов)//18 Симпозиум по геохимии изотопов имени академика А. П. Виноградова, Москва, 14–16 нояб., 2007// Тезисы докладов. СПбГУ: Роза мира, 2007. С. 235–236. 15. Фор Г. Основы изотопной геологии. Пер. с англ. М.: Мир, 1989. 590 с. 16. Шамшина Э. А. Коры выветривания кимберлитовых пород Якутии. Новосибирск: Наука. 1979. 150 с. 17. Agashev A. M., Watanabe T., Budaev D. A.//Geology end geophis. 2001. V. 29. N 3. P. 267–270. 18. Boodsgoard H. and Van Bremmelen O. Thermally-induced migration of Rb and Sr in adamelite//Eclogae geol. Helv. 1970. V. 63. P. 31– 44. 19. Pokhilenko N. P., Agashev A. M., MacDonald J.//Extended Abstr. VIII Intern.Kimberlite Conf. Victoria, Canada. 2003.

Р у к о п и с о т р и м а н о 08.01.2013.

Досліджені оригінальні дані про вміст Nd, 143Nd/144Nd, Sm, 147Sm/144Nd, Rb, 87Rb/86Sr, Sr, Sr/86Sr у петрохімічно описаних 30 зразках кімберлітів і раніше опубліковані дані щодо восьми таких же зразків. Вивчені зразки представляють породи трубок: Ботуобінська, Нюрбінська, Інтернаціональна, Айхал, Удачна-західна, Удачна-східна, Пошукова, Комсомольська-магнітна. Вивчені породи різною мірою змінені вторинними постмагматичними процесами. Для оцінки ступеня постмагматичних змін кімберлітів використана кількість вторинного кварцу (Q), який накопичувався в породах пропорційно ступеню їх вторинних змін. Порівняння показали, що в змінених кімберлітах зменшений уміст Nd і Sm, зменшені значення 143Nd/144Nd та збільшені значення 147Sm/144Nd. Уміст Rb, Sr і відношень їх ізотопів 87

121

у змінених породах такі ж, як у незмінених. Рекомендовано для петрологічних реконструкцій використовувати незмінені кімберліти. Якщо таке неможливе, то варто використовувати ізотопи Rb і Sr. Ключові слова: кімберліти, ізотопні відношення, алмазоносність, петрохімія, вторинні процеси, вторинний кварц. The original data on Nd, Nd/Nd, Sm, Sm/Nd, Rb, Rb/Sr, Sr, Sr/Sr contents in 30 kimberlite samples described in terms of petrochemistry and the data on 8 similar samples published earlier have been studied. The studied samples represent the rocks of the Botuobinskaya, Nyurbinskaya, Internatsionalnaya, Aikhal, Udachnaya-West, Udachnaya-East, Poiskovaya, Komsomolskaya-magnitnaya pipes. The studied rocks are changed in varying degree by the secondary postmagmatic processes. The amount of secondary quartz (Q), which had been accumulated in the rocks proportionally to the degree of their secondary alteration, was used to evaluate the degree of postmagmatic alteration of kimberlites. The comparison has shown that Nd and Sm contents and Nd/Nd values are decreased and Sm/Nd increased in the altered kimberlites. Rb, Sr contents and rations of their isotopes in the altered rocks are similar to that in the unaltered ones. It is recommended to use unaltered kimberlites for petrological reconstructions. If it is impossible then Rb and Sr isotopes should be used. Keywords: kimberlites, isotope ratios, diamond content, petrochemistry, secondary processes, secondary quartz.

122

УДК 549.211:553.81

В. В. Бескрованов, д-р геол.-минерал. наук, профессор (Северо-Восточный федеральный университет им. М. К. Аммосова), ведущий научный сотрудник (Учреждение Российской академии наук Институт физико-технических проблем Севера им. В. П. Ларионова СО РАН, Якутск, Россия)

О ПЕРВОИСТОЧНИКАХ АЛМАЗОВ РОССЫПЕЙ АНАБАРСКОГО РАЙОНА Исследованы алмазы из россыпных месторождений Анабарского района. По характеру физических свойств и морфологическим особенностям среди них выделены три группы кристаллов, объединяющие образцы одной минералогической разновидности (II, III и I). Сделан вывод о двух типах источников алмаза россыпных месторождений. Построен тренд пространственного изменения минералогических разновидностей алмаза с юго-запада к северо-востоку Анабарского района. Обосновано предположение о генезисе Эбеляхского и Верхнебилляхского типов минералогических ассоциаций. Ключевые слова: алмаз, кимберлитовая трубка, россыпь, кристалломорфология, кристалл, генезис, типоморфизм, ИК-поглощение, фотолюминесценция, минеральный состав, минералогическая разновидность.

В Анабарском алмазоносном районе (Западная Якутия, северо-восток Сибирской платформы) находятся крупнейшие россыпные месторождения алмазов. Здесь сосредоточено 64,2 % запасов россыпных алмазов России, из них – 52,3 % в бассейне р. Эбелях [7]. Происхождение этих алмазов остается предметом дискуссии, питавшие их коренные источники не обнаружены. Россыпные алмазы невыясненного генезиса выявлены также на Урале, в Бразилии, Северной Америке, Индонезии, Австралии и других районах. Установлено, что алмазы из россыпей Анабарского района, не характерны для близлежащих коренных источников, не встречаются в трубках Якутской алмазоносной провинции [6] и генетически не связаны с известными здесь убогоалмазоносными трубками [12]. Особенности этих алмазов отличаются от соответствующих характеристик алмазов известных кимберлитовых тел [8, 9, 12]. Для внесения ясности в механизм формирования россыпей с неустановленными

источниками нами изучены кристалломорфология, физические свойства и внутреннее строение кристаллов алмаза из россыпи р. Эбелях [2, 3]. В последние годы геологи, занимающиеся генетическими проблемами алмаза все чаще обращаются к самому алмазу, как непосредственному свидетелю физико-химических процессов, некогда сопровождающих его зарождение и рост. О том, что “кристалл неизбежно несет на себе следы предыдущих моментов своего существования”, указывал еще А. Е. Ферсман [11] и отмечал, что по скульптуре граней и другим деталям поверхности кристаллического индивида можно восстановить его прошлое. Однако во внешней морфологии запечатлена только последняя завершающая стадия ростовой истории образца. В наиболее полном объеме генетическая информация отражена в деталях внутреннего строения (анатомии) кристаллов и особенностях физических свойств алмаза, свидетельствующих о его персональном прошлом, об индивидуальных особенностях проис-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

123

хождения. Многолетние наблюдения кристаллов алмаза из кимберлитовых трубок, россыпных месторождений Якутии и Урала привели нас к твердому убеждению о том, что среди них не встречаются однородные образцы. Октаэдры и додекаэдроиды сложены зонами роста и пирамидами нарастания граней (рис. 1 и 2а–г, е), кубы имеют своеобразную волокнистую структуру (рис. 2ж, з), а алмазы физического типа IIа – блочное строение [1]. Методика исследования. Морфология и поверхность кристаллов наблюдались под микроскопом МБС-10, внутреннее строение изучено с помощью поляризационного микроскопа МПС-2 и по картинам фотолюминесценции. Для возбуждения свечения использован ультрафиолетовый осветитель ОИ-18 (ртутная лампа ДРК120 и светофильтр УФС-6). Цвет и объемное распределение фотолюминесценции в кристаллах наблюдалось под микроскопом МБС-10. Спектры фотолюминесценции записаны при комнатной температуре на спектрофлуориметре LS-50 (Perkin-EImer). Для идентификации дефектного состава алмазов использована спектроскопия ИК-поглощения. Спектры записаны при комнатной температуре на Фурье-спектро-

Рис. 1. Внутреннее строение (анатомия) острореберного октаэдра Ohγ заключительного семейства (α – центральная + β – промежуточная + γ – периферийная области). Топограмма пластины по (110) кристалла алмаза 3182 (трубка Айхал) в проходящем монохроматическом УФ-свете с λ = 300 нм (черное – поглощение, белое – пропускание)

124

фотометре Paragon-1000 (Perkin-Elmer). Коэффициенты поглощения вычислены методом “внутреннего эталона”, в качестве которого использована полоса собственного поглощения алмаза 2 030 см –1, имеющая у разных кристаллов алмаза постоянное значение К2030 = 14 см –1. Описание онтогенического метода. В качестве теоретической основы исследований использован онтогенический метод уже хорошо зарекомендовавший себя при решении генетических вопросов алмазоведения [1]. Его ведущей идеей служит представление о закономерном направленном изменении всех свойств алмаза от центра зарождения кристалла к поверхности, а суть характеризует триада следующих положений. Положение 1. В объеме природных индивидов алмаза выделены онтогенические области: центральная (α), промежуточная (β) и периферийная (γ), занимающие в иерархии неоднородности место между однородными зонами роста и неоднородными кристаллами (рис. 2, табл. 1). Центральная область имеет в разных индивидах округлую, кубическую, реже октаэдрическую форму. В ней повышено содержание структурных дефектов, очень высокое двупреломление, возбуждается желто-зеленая или оранжевая фотолюминесценция, малоактивна ИК-система В2. Промежуточная область имеет высокое двупреломление и голубую фотолюминесценцию. В свою очередь она также неоднородна и сложена переслаивающимися зонами роста с высоким и низким двупреломлением, с голубым свечением и без него. Интенсивна ИК-система В2. Периферийная область обладает низким двупреломлением, не рассеивает рентгеновские лучи, не обладает люминесценцией. Совершенство ее кристаллической структуры не нарушает высокое содержание дефектов А. Объемные соотношения областей изменяются от образца к образцу [1]. Все три содержатся в острореберных октаэдрах типа Iа (рис. 1 и 2а, б, г), в грубослоистых октаэдрах (рис. 2в) и додекаэдроидах (рис. 2е)

Рис. 2. Принципиальные схемы внутренних структур кристаллов алмаза а, б – острореберный октаэдр заключительного семейства: 1 – кубическая центральная область, промежуточная с прямолинейной октаэдрической зональностью, периферийная, б – округлая центральная область, промежуточная с прямолинейно-ступенчатой зональностью, периферийная; в – грубослоистый октаэдр промежуточного семейства (центральная, промежуточная области); г – острореберный октаэдр заключительного семейства с секториальным строением с непрерывно увеличивающейся скоростью роста кубических граней; д – плоскогранный ромбододекаэдр с зональностью по (110) и ядром кубической формы; е – додекаэдроид деструктивного (измененного) семейства; ж – кубический кристалл раннего семейства с волокнистой структурой; з – кубический кристалл регрессивного семейства со сложным строением с пятикратной сменой формы в процессе роста (секториальная структура типа “мальтийский крест” – прямолинейная октаэдрическая зональность – округлая зональность – зоны по кубооктаэдру – кубическая зональность)

наблюдаются центральная и промежуточная области без периферийной. Алмазы кубического габитуса (рис. 2ж) и кристаллы типа IIа представлены только центральной областью. Встречаются индивиды алмаза со сложной анатомией, в которой отражена многократная смена ростовых форм (рис. 2з). Положение 2. Геохимический цикл алмаза в природных очагах с широкими ва-

риациями физико-химических параметров делится на этапы с меньшими изменениями этих параметров. Эволюцию условий кристаллизации алмазов в природных очагах удобно представить графически (рис. 3). Сплошной линией на схеме показано изменение степени пересыщения в течение полного онтогенического цикла алмаза. Справа показан предполагаемый облик кристаллов. Рост одних кристал-

125

Таблица 1. Характерные особенности квазиоднородных онтогенических областей Свойство

Области центральная, α

промежуточная, β

периферийная, γ

округлая, октаэдр, куб, пирамиды <100>α

грубослоистый октаэдр, острореберный октаэдр, пирамиды <111>β

острореберный октаэдр

Совершенство кристаллической структуры

несовершенная, волокнистая дислокации

относительно совершенная

совершенная

Двупреломление

очень высокое

чередование зон с высоким и низким двупреломлением

низкое или отсутствует

Поглощение УФ-света

λ<225 нм+N9, λ<260–300 нм

λ<280 нм+N3 чередование зон высокой и низкой оптической плотности

λ<300 нм+A

Поглощение ИК-света

кВ1, кА=кВ2=0, кА≈кВ1, >>кВ2 (система 3 107)

кА≈кВ1≈кВ2

кА>кВ1>>кВ2

Фотолюминесценция

зеленая, желтозеленая, желтая, оранжевая

голубая

не возбуждается

Избирательное травление

сильное, сплошное

сильное по границам зон и пирамид роста

очень слабое

Морфология

лов мог продолжаться в течение полного трехэтапного онтогенического цикла и завершался образованием заключительного семейства алмаза, представленного острореберными октаэдрами с полным набором трех квазиоднородных областей. Рост других кристаллов мог оборваться на любом этапе онтогенического цикла, и тогда форма, которую они имели в то время, становилась для них габитусной (на схеме обозначено штриховыми линиями). Три главных этапа: ранний α, промежуточный β и заключительный γ – соответствуют образованию соответственно трех квазиоднородных областей, а два дополнительных – отклонению процессов образования алмаза от главного направления. Во время регрессивного этапа η (рис. 3з), следовавшего за промежуточным, происходил возврат к условиям раннего этапа и образовывались алмазы в оболочке (рис. 2з, 3з). В течение измененного (деструктивного) этапа ω (рис. 3и) происходило частичное растворение кри-

126

сталлов, сформировавшихся на раннем и промежуточном этапах с изменением их кристалломорфологии с плоскогранной на кривогранную. Кристаллы, выделившиеся на каждом из пяти этапов, образуют пять соответствующих семейств. Кристаллы каждого семейства объединяет одинаковая генетическая история, сходные морфологические черты и физические свойства. Положение 3. В онтогенической классификации алмаза элементарной единицей выбраны гомогенные участки – онтогенические виды алмаза. Они обозначены заглавными буквами латинского алфавита. Группа видов – участки алмаза, содержащиеся в каждой из трех онтогенических областей, как и области поименованные греческими буквами α, β и γ. Наиболее высокий таксон – семейство кристаллов алмаза – объединяет кристаллы с одинаковой генетической историей, т. е. индивиды, выделившиеся на одном из этапов онтогенического цикла. Соответственно

Рис. 3. Кристалломорфологическая эволюция природных алмазов: а – сферокристалл; б – куб с небольшими гранями ромбододекаэдра; в – кубооктаэдр; г – округлая форма; д – грубослоистый октаэдр; е – острореберный октаэдр; ж – рост периферийной области; з – регрессивное образование алмазов в оболочке; и – образование округлых кристаллов в результате частичного растворения; I – преимущественно нормальный ; II – преимущественно тангенциальный механизм роста

этапам семейства поименованы теми же греческими буквами. Для формализованного описания кристалла выписываются символы составляющих его онтогенических видов алмаза, суммируются в группы и указываются объемные соотношения между группами и видами. Виды одной группы выделены круглыми скобками (...), а виды и группы видов одного кристалла – квадратными [(...) + (...)]. Изменение формы кристаллов отражено комбинированными скобками [(...) + (...)], где квадратная скобка символизирует плоскогранность, а круглая – кривогранность. Множество кристаллов одного месторождения (популяция) выде-

лены фигурными скобками {α+β+γ+η+ω}. Объемные соотношения между алмазом разных групп и видов указаны символами: ≅, >, >>, расположенными между индексами видов и групп алмаза. Для каждого кристалла составляется онтогеническая формула. В ней спрессована информация о его свойствах, морфологии и онтогении. Экспериментальные данные. В исследованной коллекции были представлены алмазы кубического габитуса (кубы, кубоиды и кубооктаэдр), додекаэдроиды и октаэдроид, а также сросток двух октаэдров (пятерник). На поверхности нескольких додекаэдроидов проявляются полосы пластической деформации (табл. 2).

127

128 Многочисленные каналы травления, шестоватая скульптура

Занозистая штриховка, каналы травления

Коричневатожелтый

Желтоватокоричневый Полупрозрачный

Кубоид с вростком октаэдра

Кубоид, разновидность II

Куб, разновидность II

6052

6080

6103

Не возбуждается

Желтая, слабая

КА=10,5 см-1 КВ1=6,1 см-1 КВ2=следы КС=5,2 см-1 полоса 1 605

Каналы травления. Полицентрическое развитие вершин, сноповидная штриховка Поверхность немного матирована Полупрозрачен

Коричневатожелтый

Кубоид

КА=7,0 см-1 КС=1,0 см-1 КВ2=следы КС=2,2 см-1 КА=6,6 см-1 КВ1=3,1 см-1 КС=2,2 см-1 полоса 1 650 см-1

Желтая

КА=7,2 см-1 КВ1=6,1 см-1 КВ2=следы КС=5,2 см-1 К3107=следы

Штриховка на поверхности Трещины от поверхности Включения Полупрозрачен

6027

Желтая

Блоковая структура поверхности Поверхность немного матирована Прозрачен

Желтоватокоричневый

Кубоид

КА=1,3 см-1 КВ1=следы КВ2=0 КС=0,4 см-1 К3107=0

6013

Не возбуждается

Фотолюминесценция

Множество трещин, идущих от поверхности. Поверхность матирована Прозрачность низкая

ИК-спектр

Желтоватокоричневый

Сросток двух кубоидов

6011

Алмазы кубической формы

Качество

КА=6,7 см-1 КВ1=следы КВ2=нет КС=5,3 см-1 К3107=0,3 полосы 1 405,874

Цвет

Морфология

№

Таблица 2. Морфология и физические свойства анабарских алмазов

129

Темно-желтый, прозрачный

Незначительный коричневатый Прозрачный

Куб, разновидность II

Кубоид, разновидность III

Кубооктаэдр

Додекаэдроид, разновидность V

Додекаэдроид

6109

6111

6074

6089

6003

6022

6033

Сноповидная штриховка, полицентрическое строение граней Два больших включения

Алмазы переходной формы

4 Занозистая штриховка, многочисленные тетрагоны, черепитчато-шестоватая скульптура Большое включение в периферийной зоне Множество тетрагонов и мелких включений, шестоватая скульптура Поверхность немного матирована Белесая

КА=15 см-1 КВ1=15 см-1 К3107=2,3 см-1

Голубая, яркая

Темно-голубая, яркая

Зональная: голубая – нет – желтозеленая

КА=10,2 см-1 КВ1=14,2 см-1 КВ2=16,6 см-1 К3107=1,2 см-1 КА=3,0 см-1 КВ1=3,2 см-1 КВ2=2,5 см-1 К3107=среднее

Прозрачный

Полосы пластической деформации, каналы травления. Поверхность матирована

Сноповидная штриховка, каверны, слегка матирован

Светло-коричневый Прозрачный

Темно-желтый Прозрачный

Не возбуждается

Серовато-коричневый

КА=15 см-1 КВ1=15 см-1 КВ2=6,5 см-1

Желтая

КА=9,3 см-1 К3107=среднее

КА=1,5 см-1 КВ1=0,5 см-1 КС=1,5 см-1

КА=15 см-1 КВ1=15 см-1 КВ2=15 см-1 К3107=следы

Додекаэдроиды с голубой фотолюминесценцией

Серовато-желтый

Многочисленные глубокие каналы травления, корродирование, множество каверн и включений Прозрачность очень низкая

Алмаз V минералогической активности

Желтый полупрозрачный

Продолжение табл. 2

130

Додекаэдроид Разновидность I

Додекаэдроид

6105

6015

Темно-коричневый На Полосы пластической деформации, небольшое корродирование, просвет почти черный, в отраженном свете многочисленные каверны грязно желтый Множество хлопьевидных включений Полупрозрачный Поверхность немного матирована

Додекаэдроиды с желто-зеленой фотолюминесценцией КА=5,3 см-1 КВ1=3,0 см-1 КВ2=0,5 см-1 К3107=следы

Бесцветный Прозрачный

Додекаэдроид

6099

Ядро – зеленая, Оболочка – не люминесцирует

Голубая, яркая

Светло-голубая

КА=9,6 см-1 КВ1=7,4 см-1 КВ2=5,9 см-1

Полосы пластической деформации, черепитчато-шестоватая скульптура

Коричневый Прозрачный

Крупное включение, крупные графитизированные трещины Качество высокое

Не возбуждается

6089

Серовато-желтый Полупрозрачный

Неопределенной формы, близкой к додекаэдроиду Разновидность V

6076

КА=>15 см-1 КВ1=>15 см-1 КВ2=6,5 см-1 К3107=2,0 см-1 полосы 1 525, 1 550 см -1

Додекаэдроид разновидность III (или I)

Внутри – голубая, снаружи – не возбуждается

Сноповидная штриховка, многочисленные глубокие каналы травления, корродирование, множество каверн и включений

Серый оттенок полупрозрачный

Додекаэдроид

6047

Качество низкое

не изучен

Полосы пластической деформации Большая трещина. Насыщен мелкими включениями. Поверхность незначительно матирована

Коричневый Прозрачный

КА=2,1 см-1 КВ1=2,8 см-1 КВ2=1,7 см-1 К3107=0,7 см-1

КА=28,7 см КВ2=5,5 см-1 К3107=1,7 см-1

Крупные включения, качество высокое

Прозрачный, бесцветный, качество высокое

-1

Комбинированная форма додекаэдроид+октаэдр разновидность I

6046

Продолжение табл. 2

131

Желтая, яркая (в центре свечение отсутствует)

Желтая, слабая

Зональная: голубая – отсутствует – желтозеленая Желтый

Зональная: голубая, белесая, зеленоватая

Светло-серая

Желтоватокоричневая, слабая

КА=23,3 см КВ1=14,4 см-1 К3107=следы K1362= КА=2,9 см-1 КВ1=следы Кс=2,8 см-1 K3107=следы полоса 687 см-1 КА=3,0 см-1 КВ1=3,2 см-1 КВ2=2,5 см-1 К3107=среднее КА=1,5 см-1 КС=0,5 см-1 КА=1,4 см-1 КВ1=1,0 см-1 К3107=0,8 см-1 КА=8,3 см-1 КВ1=6,6 см-1 КВ2=3,8 см-1 К3107=2,2 см-1 КА=11,2 см-1 Кс=1,1 см-1 K3107=0,6 см-1 полоса 1 650 см-1

Полосы пластической деформации, незначительное корродирование Два больших и мелкие включения, трещины Насыщен темными включениями Полосы пластической деформации, незначительное корродирование

Сноповидная штриховка, каверны, слегка матирован Сноповидная штриховка, полицентрическое развитие граней Полосы пластической деформации, корродирование Небольшие трещины, включения Поверхность немного матирована Полосы пластической деформации, блоковая скульптура Полосы пластической деформации, каналы травления, небольшие каверны. Поверхность незначительно матирована

Коричневато-желтый Полупрозрачный

Темно-желтый Прозрачный

Желтый Полупрозрачен

Коричневый Прозрачный

Желтоватокоричневый Полупрозрачный

Додекаэдроид

Обломок додекаэдроида

Додекаэдроид

Октаэдроид

Додекаэдроид

Пятерник – циклический двойник двух октаэдров

6014

6019

6033

6058

6065

6104

6085

Темно-желтый Прозрачный

-1

Окончание табл. 2

Спектры ИК-поглощения исследованных образцов алмаза характеризует низкая активность однофононного поглощения. Коэффициенты поглощения главных полос систем А, В1, В2 и С у них менее 10 см –1 (рис. 4). Исключение составили только два додекаэдроида, у которых этот показатель превысил 20 см –1 (23,3 и 28,7 см –1). По характеру физических свойств и морфологическим особенностям изученные алмазы разбиваются на три группы [2, 3], каждая из которых объединяет образцы одной минералогической разновидности I, II или III. Все кристаллы группы 1 желтого цвета, насыщенность которого изменяется у разных образцов от светлых до желтых и желто-коричневых тонов. В этом же направлении снижается и прозрачность кристаллов. При облучении УФ-светом в них возбуждается фотолюминесценция желтого цвета, в спектре которой активна система S1. В трех кубических индивидах 6011, 6080 и 6103 свечение не возбудилось. Все три образца были низкого качества и плохой прозрачности. Наиболее вероятной причиной люминесцентной инертности является тушение свечения структурными дефектами. Все кристаллы группы 1 содержат в ИК-спектре II систему С, характеризующую их как минералогическую разновид-

ность II (рис. 4а). Коэффициент поглощения полосы 1 135 см –1 в спектре кубоида 6 011 достигает 8,1 см –1 и превосходит коэффициент полосы 1 282 см –1 системы А. В спектрах кубов и кубоидов система В2 отсутствует полностью или слабо проявляется главной полосой следовой интенсивности, сдвинутой от среднего положения в сторону высоких частот до 1 365–1 380 см –1. В соответствии с выводами Е. В. Соболева с соавторами [10], это указывает на то, что пластинчатые выделения по (100), ответственные за систему В2, в алмазах группы 1 отсутствуют или содержатся в малых количествах и имеют небольшие размеры. У зональных додекаэдроидов (образцы 6014, 6033 и 6065) желтое свечение наблюдается в поверхностных слоях, в то время как внутри кристаллов иногда прослеживается свечение голубого света. В эту группу отнесен и пятерник – циклический двойник двух октаэдров, обладающий общими с группой физическими признаками. Группа 1 содержит кристаллы разной формы: кубы и додекаэдроиды – и по этому признаку подразделяется на две подгруппы 1а и 1б (табл. 3). Подгруппа 1а объединяет алмазы кубической формы – почти плоскогранные кубы с неровной бугристой поверхностью и гладкие кри-

Рис. 4. ИК-спектры алмазов Анабарского района: а – кристаллы группы 1 (разновидность II); б – додекаэдроиды группы 2 (разновидность I)

132

Таблица 3. Сравнительная характеристика типоморфных особенностей алмазов Анабарского района и кимберлитовых пород Якутии Источник алмазов Кристалломорфология (разновидность) Группа 1а (II), россыпи р. Эбелях

Куб, кубоид

Группа 1б (II), россыпи р. Эбелях

Додекаэдроид, двойник октаэдров

Группа 2 (III), россыпи р. Эбелях

Куб

Группа 3 (I), россыпи р. Эбелях

Додекаэдроид

Окраска

ИК-поглощение

Фотолюминесценция

Желтая

Системы: А; С – активная; 3107; В2 – слабая, нет

Желтая (система S1)

Серая

Системы А и В1 активные, 3107; В2 – слабая, нет

Желто-зеленая (системы S1, S2, S3)

Близкое соотношение Бесцветная, интенсивности желтоватый систем А, В1 и В2 (активная)

Голубая (система N3)

Кимберлитовые трубки (I; редко II, III, IV, V, VII, VIII и IХ)

Преобладают Системы А слабая; Голубая, реже октаэдры, редко кубы Бесцветная, С – активная; 3107; желтая, зеленая, и додекаэдроиды желтая В2 – слабая, нет желто-зеленая кубоид

Кимберлитовые жилы (II и I)

Преобладают додекаэдроиды, редко кубы Низкое качество кристаллов. Следы пластической деформации

Россыпи Урала Преобладают (I, редко VIII) додекаэдроиды, Россыпи Бразилии исключительно редко (I, редко VI) кубы и кубоиды

Желтая и У додекаэдроидов коричневая системы А, В1 Редко и В2, 3107 бесцветная

Слабый желтый

Близкое соотношение интенсивности систем А, В1 и В2

Желтая, зеленая, желто-зеленая, реже голубая (додекаэдроиды, системы N3, Н3, Н4) Голубая (система N3)

Примечание. В первой колонке в скобках указаны разновидности алмазов по минералогической классификации Ю. Л. Орлова.

вогранные кубоиды, а 1б – кривогранные додекаэдроиды. Типоморфные признаки алмазов группы 1: а) кубическая или округлая форма (кубоид, додекаэдроиды); б) желтая окраска; в) желтая фотолюминесценция; г) ИК-система С и отсутствие системы В2. Группа 2 представлена одним прозрачным кубоидом серого цвета (образец 6111), по комплексу свойств диагностированным нами в качестве алмаза разновидности III. В нем возбуждалась фотолюминесценция белесого цвета. Cвечение такого цвета образуется при смешении голубой

(электронно-колебательная система N3) и желто-зеленой компонент спектрального диапазона (электронно-колебательные системы S1, S2 и S3). В ИК-спектре активность систем А и В1 была такой высокой, что значение коэффициентов поглощения главных полос 1 282 и 1 175 см –1 определить не удалось. На спектре видно, что они активнее собственных (решеточных) полос алмаза 1 980 и 2 030 см –1, для которых значение коэффициента поглощения известно – 14 см –1. Система В2 проявляется слабой полосой 1 370 см –1. Кроме того, в спектре индивида 6 111 содержится относительно интенсивная полоса 3 107 см –1

133

с К3107 = 2,3 см –1. Типоморфными признаками для алмазов группы 2 являются: а) кубическая форма; б) серая окраска; в) белесая фотолюминесценция (желтозеленая + голубая); г) ИК-система 3107, слабая система В2. Алмазные додекаэдроиды разбиваются на две нечеткие группы. Вследствие неоднородности, разные зоны в одном и том же кристалле обнаруживают разные физические характеристики. В образцах 6015, 6033, 6047, 6065, 6076 переслаиваются зоны с желтым и голубым свечением (табл. 2). Группу 3 образуют додекаэдроиды с отчетливо выраженной системой В2 в спектрах ИК-поглощения (рис. 4б), голубой фотолюминесценцией различной яркости. Преобладают образцы коричневатой и очень слабой желтоватой окраски. Цвет последних является результатом постгенетических процессов, о чем свидетельствуют полосы пластической деформации на поверхности додекаэдроидов 6 401, 6 099, 6 065, 6 047, 6 033, 6 022, 6 014 и 6 015 (см. табл. 2).

Рис. 5. Алмазная пластина, вырезанная по (110) из додекаэдроида Dd деструктивного (измененного) семейства {ω} = [(α)+(β)]. У кристалла центральная и промежуточные области без периферийной. Россыпи Урала, двупреломление

134

Как и у всех анабарских кристаллов, здесь относительно низкая активность ИК-систем А и В1 (рис. 4б). Коэффициент поглощения полосы 1 282 см –1 у них изменялся от 2,1 до 10 см –1 и, как уже отмечено, у двух додекаэдроидов превысил 20 см –1. Главная полоса системы В2 смещена в низкочастотную часть спектра, а коэффициент ее поглощения нередко превышает коэффициент полосы 1 282 см –1. Такое соотношение нетипично для общей массы алмазов из месторождений мира и отмечено только у алмазов из лампроитов Австралии [16]. Позднее подобная же ситуация установлена нами в ИК-спектре додекаэдроидов россыпей Урала [5]. Особенности ИК-спектров во всех перечисленных случаях можно интерпретировать тем, что в додекаэдроидах содержатся в высоких концентрациях пластинчатые по (100) дефекты, имеющие относительно большие размеры. По внутреннему строению (анатомии) додекаэдроиды группы 3 совершенно аналогичны ранее изученным нами уральским додекаэдроидам с подобными свойствами (рис. 5). Конфигурация прямолинейных ростовых зон и округлая габитусная поверхность индивида свидетельствует о его постгенетическом преобразовании их плоскогранного октаэдра. Важной генетической особенностью тех и других является отсутствие в анатомии следов периферийной области. Они получили округлый габитус путем частичного растворения промежуточной области. Все кристаллы группы 3 могут быть охарактеризованы онтогенической формулой [(α) < (E<D)]Dd, где Dd – округлый додекаэдроид, Dd – вид алмаза, обладающий физическими свойствами, которые перечислены для промежуточной области (см. табл. 1). Эти же физические свойства служат типоморфными признаками алмазов группы 3: а) кривогранная форма (додекаэдроид); б) голубая фотолюминесценция (система N3); в) интенсивная ИК-система В2. Здесь к свойствам онтогенической области и вида D алмаза добавлена округлая форма додекаэдроидов группы 3.

Обсуждение результатов. Чтобы внести ясность в проблему первоисточников алмазов Анабарского района, сравним их типоморфные особенности с таковыми у алмазов, генезис которых известен. Из табл. 3 следует, что алмазы группы 1а по комплексу характеристик близки мелким алмазам из россыпей Украины и алмазам из кианитовых эклогитов. Алмазы группы 1б сближаются по комплексу свойств с алмазами из кимберлитовых жил. В свою очередь, алмазные додекаэдроиды группы 3 характеризует общность свойств с округлыми алмазами россыпей Урала и Бразилии. Н. Н. Зинчук и В. И. Коптиль [8] по результатам сравнительного анализа особенностей алмаза в пределах Анабарского района выделили два типа минералогической ассоциации алмазов: эбеляхский и верхнебилляхский. Эбеляхский тип характеризует преобладание кристаллов V и VII разновидностей над алмазами “уральского” типа (группа 3) и кубоидами II разновидности (группа 1а). В верхнебилляхской минералогической ассоциации это соотношение обратное и содержание алмазов “уральского” типа превышает содержание кристаллов V и VII разновидностей. Еще выше это соотношение в МайатУджинском поле. Количество алмазов V и VII разновидностей уменьшается в северовосточном направлении от Анабарского поднятия с одновременным возрастанием содержания алмазов “уральского” типа. Закономерное изменение с юго-запада к северо-востоку Анабарского района удельного содержания минералогических разновидностей алмаза можно представить графически (рис. 6) [3]. Полученные результаты указывают на возможность того, что россыпные алмазы Анабарского района имели два типа коренных источников. Коренные источники алмазов группы 1б близки кимберлитовым жилам и убогоалмазоносным кимберлитовым трубкам Оленекского поднятия, большинство которых в настоящее время эродировано. Алмазные додекаэдроиды группы 3 группы, преобладающие в составе верхне-

билляхской минералогической ассоциации, имеют типоморфные признаки, сближающие их с алмазами из россыпных месторождений Урала, Бразилии и других месторождений с неустановленными источниками алмазов. Объединяющим признаком для них служит однообразный комплекс типоморфных признаков, установленных нами для додекаэдроидов регрессивного (измененного) семейства {ω}, а также с физическими характеристиками промежуточной онтогенической области (см. табл. 1). В свою очередь, для уральских додекаэдроидов нами было установлено близкое соответствие с лампроитовыми алмазами Западной Австралии: “Общие свойства лампроитовых алмазов близки соответствующим свойствам алмазов из россыпей Урала. Это открывает новые перспективы для поиска коренных источников россыпных алмазов, в качестве которых возможны и лампроитовые” [1, 1992 г., с. 150]. Прогноз подтвердился открытием на Южном Урале лампроитовых даек трех разновидностей: диопсид-оливин-флогопитовые, лейцит-оливин-флогопитовые и оливин-флогопитовые [16].

Рис. 6. Схема алмазоносности Анабарского района [3] 1 – алмазы в меловых отложениях, 2 – алмазы в неогеновых отложениях, 3 – тренд изменения минералогических разновидностей алмаза

135

Одинаковые характеристики алмазов из Эбеляхской россыпи и россыпей Урала свидетельствуют о близости условий образования. О механизме их формирования свидетельствует характерный для додекаэдроидов алмаза, так называемый “гранный шов”. Многочисленные попытки его воспроизведения при нормальных давлениях не увенчались успехом. Положительный результат был достигнут в опытах, где плоскогранные октаэдры подвергались частичному растворению в агрессивных средах при высоких 25–50 кбар давлениях [13, 14]. Это дает основания допустить, что плоскогранные октаэдры преобразовывались в округлые додекаэдроиды верхнебилляхской минералогической ассоциации при высоких давлениях в глубинных условиях. Из известных мантийных минералов алмаз самый устойчивый, для его частичного уничтожения требуются исключительно сильные воздействия. Из этого следует, что и другие минералы коренных алмазоносных пород должны испытать частичную или полную перекристаллизацию с образованием новых структур и минеральных фаз, как это имеет место при метаморфизме. Реальность таких процессов подтверждает существование алмазоносных пород необычного состава. М. Бардэ [15] описал породы, названные им “метакимберлитами”, сложенные тальком, тремолитом, флогопитом, серпентином, титаномагнетитом, эпидотом. В них отсутствует пироп и пикроильменит, но обычно находится хромсодержащая шпинель, более магнезиальная, чем в кимберлитах. Необычный состав минералов-спутников алмаза в метакимберлитах учеными объясняется интенсивным воздействием высокотемпературного метаморфизма. Часть пиропа и пикроильменита уничтожилась, другая заместилась агрегатами других минералов. Хромшпинелид сохранил форму зерна, но изменил химический состав. Известные геологи в XIX в. полагали, что возможным источником алмазов в россыпях штата Минас-Жерайс (Брази-

136

лия) являются слюдистые сланцы – филлиты [12], полностью лишенные признаков кимберлитов и не содержащие минералов-спутников алмаза. Предполагают, что эти породы имели первоначально кимберлитовый состав, а позднее были переработаны под интенсивным воздействием высокотемпературного метаморфизма. Недавно открыт еще один вероятный источник алмазных россыпей Урала. Обнаружены алмазоносные породы – туффизиты и ксенотуффизиты, содержащие округлые алмазы [16]. Породы сильно изменены, но предполагается их первичный щелочно-ультраосновной состав. Перечисленные данные подтверждают выдвинутое нами предположение об интенсивной переработке алмазоносных пород, в результате которой изменился их состав, а алмазы приобрели округлый габитус. Алмазоносные породы, послужившие источниками алмазов для россыпей, вероятно, обладали меньшей химической и механической прочностью по сравнению с кимберлитами и были полностью разрушены, а в дальнейшем дезинтегрированы экзогенными процессами. Поэтому рядом с алмазными россыпями не удается найти коренные источники. Еще более интересна генетическая связь между первоисточниками алмазов и россыпями в районе г. Панна (штат Мадхья-Прадеш, Центральная Индия). Расположенная здесь трубка Маджгаван разрабатывалась значительно раньше открытия коренных месторождений алмаза в Южной Африке, но месторождение долгое время считалось аллювиальной россыпью. Франклин по результатам изучения архивов пришел к выводу, что еще в 1929 г. некоторые горные выработки этого месторождения достигли коры выветривания, которую позднее диагностировали как кимберлит [12]. В настоящее время считается, что трубка Маджгаван является источником алмазов всех россыпей в районе г. Панна. Породы этой трубки первоначально были отнесены к слюдистым кимберлитам, но после открытия австралийских лампроитов, их стали от-

носить к оливиновым лампроитам. Однако есть мнение, что они не обладают главными признаками лампроитов [12]. Среди алмазной массы из этой трубки преобладают округлые кристаллы [12], что объединяет их алмазами из россыпных месторождений Урала, Бразилии и изученными нами образцами группы 3 из Анабарского района. Отметим, что другим объединяющим признаком с последними служит высокая представительность додекаэдроидов со следами пластической деформации, свидетельствующая о высокой постгенетической активности среды. Предложенная нами гипотеза указывает на возможность того, что россыпные алмазы Анабарского района имели два типа коренных источников. Один тип коренных источников близок кимберлитовым жилам и убогоалмазоносным кимберлитовым трубкам Оленекского поднятия. Другой источник представляет собой результат преобразования алмазоносных пород, прошедших предварительную стадию глубинного метасоматоза, в результате которой эти породы были полностью переработаны до неузнаваемости, а октаэдры в результате частичного растворения были преобразованы в округлые додекаэдроиды с “гранным швом”. ЛИТЕРАТУРА 1. Бескрованов В. В. Онтогения алмаза. М.: Наука, 1992. 167 с.; 2-е изд., исп. и доп. Новосибирск: Наука, 2000. 264 с. 2. Бескрованов В. В., Барашков Ю. П. О типоморфных особенностях алмазов из россыпных месторождений Анабарского района// Проблемы геологии и разведки недр северо-востока России: Материалы региональной науч.практ. конф., посвященной 55-летию инженерного образования в РС(Я). 30 марта 2011 г. Якутск: Изд.-полиграф. комплекс СВФУ, 2011. С. 22–27. 3. Бескрованов В. В., Барашков Ю. П., Пироговская К. Л. О коренных источниках алмазов Анабарского района//Геология, тектоника и металлогения Северо-Азиатского кратона: Материалы Всероссийской научной конференции. 27–30 сентября 2011 г. Якутск: Изд.-полиграф. комплекс СВФУ, 2011. Т. 1. С. 229–233. 4. Бескрованов В. В., Шамшина Э. А. О происхождении россыпных месторождений ал-

мазов с неустановленными коренными источниками//Отечественная геология. 2000. № 5. С. 3–6. 5. Бескрованов В. В., Шеманина Е. И. Онтогенический анализ алмазов уральских россыпей. Россыпи, источники, генезис. Якутск: Изд-во ЯНЦ СО РАН, 2000. С. 87–92. 6. Горина И. Ф. Об источниках россыпных алмазов севера-востока Сибирской платформы//Россыпная алмазоносность Средней Сибири. Л.: НИИГА, 1973. С. 49–54. 7. Граханов С. А., Шаталов В. И., Штыров В. А., Кычкин В. Р., Сулейманов А. М. Россыпи алмазов России. Новосибирск: Академическое изд-во “Гео”, 2007. 457 с. 8. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И., Борис Е. И. Типоморфизм алмазов из россыпей Сибирской платформы в связи с прогнозированием кимберлитов//Геология, закономерности размещения, методы прогнозирования и поисков месторождений алмазов. Мирный: Изд-во Мирнинская городская типография, 1998. С. 172–174. 9. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: ООО “Недра-Бизнесцентр”, 2003. 603 с. 10. Соболев Е. В., Ленская С. В., Лисойван В. Н. О пластинчатых образованиях в структуре природных алмазов//Журн. структур. химии. 1968. Т. 9. № 6. С. 29–33. 11. Ферсман А. Е. Кристаллография алмаза. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 567 с. 12. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Зуев В. М. История алмаза. М.: Недра, 1998. 602 с. 13. Хохряков А. Ф., Пальянов Ю. И. О роли воды в формировании округлых кристаллов природного алмаза//ІІ Всесоюзн. совещ. по геохимии углерода: Тез. докл. М., 1986. С. 67–69. 14. Чепуров А. И., Федоров И. И., Сонин В. М. Экспериментальное моделирование процессов алмазообразования. Новосибирск: Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1997. 198 с. 15. Bardet M. G. Geologie due diamant// Mem. Bur. Rech. Geol. Miniere. 1973. V. 83. Harris J., Collins A. T. Studies of Argyle diamonds// Ind. Diamond Rev. l985. Vol. 45. N 3. 235 p. 16. Lukґyanova L. I., Lobkova L. P., Zhukov V. V. et al. Diamonds of the Urals Mobile Belt and Souurs Rocks for the Uralian (Brazilian) type Diamond Placers//7th Intern. Kimberlite Conf. Extended Abstr. Cape Town, 1998. P. 515–517.

Р у к о п и с о т р и м а н о 24.01.2013.

137

Досліджено алмази з розсипних родовищ Анабарського району. За характером фізичних властивостей і морфологічними особливостями серед них виділено три групи кристалів, які об’єднують зразки одного мінералогічного різновиду (II, III і I). Зроблено висновок про два типи джерел алмазних розсипних родовищ. Побудований тренд просторової зміни мінералогічних різновидів алмазу з південного заходу до північного сходу Анабарського району. Обґрунтовано припущення про генезис Ебеляського і Верхньобіляського типів мінералогічних асоціацій. Ключові слова: алмаз, кімберлітова трубка, розсип, кристаломорфологія, кристал, генезис, типоморфізм, ІЧ-поглинання, фотолюмінесценція, мінеральний склад, мінералогічний різновид. Diamonds from placer deposits in the Anabar region are studied. With regard to physical properties and morphological features, three groups of crystals are recognized (mineralogical varieties I, II and III). Diamonds were supplied to placer deposits from two types of sources. An assumption is made about the genesis of the Ebellyakh and Verkhnebillyakh mineral associations. Mineralogical varieties of diamond change from southwest to northeast in the Anabar region. Keywords: diamond, kimberlite pipe, placer, crystal morphology, crystal, genesis, typomorphism, IR-absorption, photoluminescence, mineral composition, mineralogic variety.

138

УДК 551.311.231:323.6

ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНЫЙ СОСТАВ ДРЕВНИХ ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ CИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ В СВЯЗИ С ПРОГНОЗНО-ПОИСКОВЫМИ ИССЛЕДОВАНИЯМИ НА АЛМАЗЫ На примере одного из основных алмазоносных районов Сибирской платформы (Малоботуобинский) проведены комплексные литолого-фациальные исследования верхнепалеозойских осадочных толщ, в составе которых установлены три их группы: континентальные, переходные от континентальных к морским и морские мелководные. Среди осадков континентального генезиса выявлены следующие комплексы фаций: элювиально-делювиальный и делювиально-пролювиальный, аллювиальный, озёрный и болотный. Наиболее детально изучены осадки фации песчано-алеврито-щебнистых осадков склонов, а также гравийно-галечных и песчано-алевритовых осадков временных водотоков и конусов выноса. В составе озерно-болотных отложений выделены и описаны осадки фаций: озёр, застойных зарастающих водоёмов, заиливающихся торфяных болот и торфяных болот. Среди прибрежно-морских отложений изучены фации: алеврито-глинистых осадков лагун и заливов; алеврито-песчаных осадков подвижного мелководья бассейна; песчаных осадков подводной части дельты; песчаных осадков полуизолированного мелководья бассейна. Морские отложения представлены фацией алеврито-глинистых осадков наиболее удалённых от побережья частей бассейнов. Полученные данные могут быть использованы при составлении различного масштаба литолого-фациальных и палеогеографических карт для продуктивных осадочных толщ на древних платформах, что позволит с большей эффективностью проводить детальные поиски алмазных месторождений. Ключевые слова: Сибирская платформа, верхнепалеозойские осадочные толщи, континентальные, прибрежно-морские и морские фации, поиски алмазных месторождений.

Важнейшим вопросом при изучении условий образования осадочных толщ является восстановление среды их осадконакопления. Зная палеогеографические условия накопления отложений, можно предвидеть закономерности их изменений по площади, а также характер распределения связанных с ними полезных ископаемых [5, 8, 13–18, 19–22]. Фациальный анализ служит основанием для полноценных палеогеографических исследований, являясь при этом основой литолого-фациального метода исследований. Сущность этого метода состоит, во-первых, в изуче-

нии комплекса первичных генетических признаков исходных осадков и отнесении их к определённым фациям, во-вторых, в выявлении парагенетических связей в распределении фаций в разрезе и по площади, что в свою очередь,позволяет проследить направленность в изменении обстановок осадконакопления во времени и пространстве. К первичным генетическим признакам относятся [4, 6, 16, 20, 22]: структура и состав пород, текстура, включения фауны и растительных остатков, обломочного материала, минеральные включения, характер контакта между

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

139

слоями, а также изменение этих признаков в разрезе и по площади. На основании детального описания кернов скважин и последующего анализа перечисленного комплекса признаков нами [13, 23, 25] на примере верхнепалеозойских отложений одного из главных алмазоносных районов (Малоботуобинский) Сибирской платформы была определена принадлежность каждого генетического типа осадков к определённой фации. В составе верхнепалеозойских отложений установлены континентальные, переходные от континентальных к морским и морские мелководные отложения в составе лапчанской (Р1l), ботуобинской (Р1bt) и боруллойской (Р2br) свит. Среди осадков континентального генезиса выявлены следующие комплексы фаций: элювиально-делювиальные и делювиально-пролювиальные, аллювиальные, озёрные и болотные. Фация песчано-алеврито-щебнистых осадков склонов (ЭД) довольно часто слагает основание разреза лапчанской свиты и имеет незначительное площадное распространение. Представлена она разнозернистыми серыми, тёмно-серыми до чёрных, иногда зеленовато-серыми, песчано-алевритовыми и алеврито-глинистыми породами, мощностью 0,2–5,0 м (редко до 9,0 м). Коэффициент сортировки варьирует от 4,0 (средне сортированные) до 9,7 (плохо сортированные). Медианные размеры частиц изменяются от 0,004 до 0,014 мм, коэффициент асимметрии <1. Это указывает на преобладание тонкозернистого материала. Содержание глинистых частиц колеблется от 40 до 82 %, алевритовых – 25–50 %, песка – в широких пределах. В незначительных количествах обычно присутствует гравий и мелкая галька разнообразных пород, которые иногда образуют тонкие (5–10 см) прослои гравелитов и конгломерато-брекчий. Структуры пород: алеврито-пелитовые и псаммо-алеврито-пелитовые – для глинистых, пелитоалевритовые и псаммо-алевритовые – для алевритовых, алевро-псаммитовые, псефо-алевро-псаммитовые и пелито-алевро-

140

псаммитовые – для песчаных разностей. Текстура отложений очень своеобразная: это сочетание слоистых и не слоистых прослоев, наиболее часто развита неправильно-горизонтальная слоистость, реже линзовидная и полосовидная. Иногда в песчаных разностях отмечается слабонаклонная слоистость. Она обычно подчёркивается изменением гранулометрического состава пород. Алеврито-песчаный материал имеет полимиктовый состав и относится [6, 9, 13] к собственно грауваккам и полевошпатово-кварцевым грауваккам – кварца – 5,5–35,3 %, ортоклаза – 0,9–25,7 %, обломков пород – 40–92 %. Для этих пород характерно отсутствие породообразующих количеств плагиоклазов (менее 5 %). Цементация пород слабая, но иногда встречаются достаточно литифицированные прослои. Цемент базальный или поровый сгустковый, глинистый и кремнисто-глинистый, нередко пиритовый и сидеритовый. Последнее указывает на образование пород в восстановительных условиях. Количество терригенных тяжелых минералов в этих породах изменяется от 0 (в глинистых прослоях) до 0,5 % (в песчано-алевритовых породах). В их составе значительную роль играют: ильменит (до 45,3 %), гранаты (до 13,4 %), турмалин (до 10,7 %), хлорит (до 6,3 %), минералы группы эпидота (до 5,4 %), роговая обманка (до 4,5 %) и др. Широко развиты в этих породах (особенно в глинистых) аутигенные минералы (сидерит и пирит), содержание которых в отдельных пробах достигает 11,8 %. Глинистое вещество полимиктового состава, в котором преобладает [13, 23, 25] хлорит, ассоциирующий с переменным количеством гидрослюды и каолинита, причём преобладают аллотигенные типы перечисленных минералов. Растительные остатки немногочисленны: в основном это детрит и редкие беспорядочно расположенные обугленные обрывки растений плохой сохранности. Описанные отложения с чётким контактом залегают на эродированной поверхности пород нижнего палеозоя и перекрываются фациями пролювиальных и озёрных отложений.

Фация гравийно-галечных и песчаноалевритовых осадков временных водотоков и конусов выноса (ПР) слагает нижние и средние части разреза лапчанской свиты. Она представлена песчаниками разнозернистыми, конгломератами, которые как вверх по разрезу, так и на площади (в направлении бассейна седиментации) сменяются алевролитами этого же генезиса. Мощность осадков этой фации изменяется от 0,5 до 4,8 м. Все разновидности пород включают рассеянный гравий и мелкую гальку подстилающих пород. Сортировка обломочного материала плохая, реже средняя. В мелкозернистых алевролитах и аргиллитах иногда отмечается хорошая отсортированность обломочного материала. По его составу породы относятся [6, 13, 23] к собственно грауваккам и полевошпатово-кварцевым грауваккам. Для алевролитов характерна пологоволнистая и неправильно-горизонтальная слоистость и массивная текстура с полураковистым сколом. В песчаных породах отмечается косая однонаправленная, реже мелкая косая перекрестная и косая сходящаяся слоистость. Косослоистые серии иногда разделены прослоями аргиллитов с комковатой текстурой. Здесь же наблюдаются текстуры оплывания и протыкания. Все типы слоистости неотчётливы, подчёркиваются растительным детритом, присыпками более грубозернистого материала на плоскостях наслоения или слабым изменением гранулометрического состава слойков. Обломочный материал представлен в основном обломками терригенно-карбонатных пород, гравием и галькой кремния, реже кварцита и кварца [11, 12, 21, 24]. Ориентировка материала обычно беспорядочная, но иногда наблюдается слабо выделенная наклонная слоистость. Растительные остатки представлены детритом и мелкими обрывками плохой сохранности. Из минеральных выделений присутствует [2, 3] пирит, часто тяготеющий к местам скопления растительных остатков, и линзовидные прослои сидерита. Описываемые отложения залегают с чётким размывом

на породах нижнего палеозоя, иногда на делювиальных образованиях в основании континентальной толщи. Вверх по разрезу они сменяются фациями озёрно-болотных осадков. Осадки аллювиального генезиса имеют широкое площадное распространение, слагая нижние части разрезов свит [1, 7, 10, 14, 19]. Наиболее типичные черты аллювия констративной фазы аккумуляции присущи отложениям боруллойской свиты. В разрезе последней устанавливается до четырёх аллювиальных циклов (ритмов), общей мощностью до 27 м. Каждый цикл отвечает перстративной фазе аккумуляции и состоит из руслового (АР) и перекрывающего его пойменного (АП) аллювия. Отложения этого генезиса (мощностью первые метры), выделенные в составе лапчанской свиты, характерны для стадии вреза (заложения) долин. Среди современных аналогов они близки (по своим генетическим чертам) к овражному аллювию. Иногда отдельно выделяют фацию глинисто-алевритовых осадков застойных, часто зарастающих старых и вторичных водоёмов поймы (АПВ или АВ). К фации песчано-гравийно-галечных осадков русла (АР) отнесены среднеи крупнозернистые пески, разногалечные конгломераты, реже встречаются гравелиты. Неотъемлемой частью этих пород являются включения разнообразных по составу и размерам обломков, а также постоянная примесь алеврито-глинистого материала. Так, в песчаниках практически всегда можно наблюдать гравий и гальку, а в конгломератах – включения валунов, тяготеющих к основанию слоёв. По минеральному составу кластическая часть пород боруллойской свиты является полимиктовой и относится к полевошпатово-кварцевым грауваккам (в %): кварца – 31,5–43,3; калишпата – 6,9–13,7 и обломков пород – 36,1–56,9. Содержание плагиоклазов и слюды не превышает первые проценты. Слоистость в конгломератах не устанавливается, но иногда по упорядоченному расположению наиболее крупных галек можно судить о направленности

141

водотоков [13, 23]. Гравелиты и пески обладают крупной косой однонаправленной слоистостью. Мощность серий изменяется от 0,1 до 1,2 м, но обычно составляет 0,3–0,6 м. Границы серий не параллельны, а срезают друг друга. Мощность слойков непостоянна и варьирует от 0,7 до 3,0 см, достигая иногда 7 см. Форма их слабовогнутая, углы наклона составляют 20–25° в основании слоя и 10–15° – в кровле. Для них обычна прямая ритмичная сортировка, обусловленная уменьшением зернистости от подошвы к кровле слойков, и соответственно – улучшение сортировки материала в этом же направлении. Это характерно как для серий, так и в целом для данной фации. Снизу вверх по разрезу наблюдается уменьшение содержания обломочного материала и растительных остатков, подчёркивающих слоистость. В целом породы являются разнозернистыми и относятся к плохо сортированным. Коэффициент сортировки в породах описываемой фации снизу вверх варьирует от 58 до 7. Структуры пород изменяются от псаммо-псефитовых до пелито-алевропсаммо-псефитовых. Медианные размеры частиц изменяются с 0,72 до 0,11 мм, а коэффициент асимметрии от 0,23 до 0,48, что указывает на преобладание грубого материала. Цементация пород слабая, лишь мелкозернистые песчаники иногда достаточно литифицированы. Цемент базального, сгусткового типа, распределён в породах неравномерно, по составу глинистый. В терригенном комплексе минералов тяжёлой фракции обычно доминирует ильменит (50,6–83 %). Среди постоянно встречающихся минералов присутствуют (в %): минералы группы эпидота (4,0–34,0); гранаты (2,4–25,2); цирконы (1,7–12,0); дистен (1,3–2,2); ставролит (0,8– 2,2); апатит (0,9–1,5). Реже наблюдаются в небольших количествах (в %): бадделеит (0,7–1,7), турмалин (0,9–1,4), пироксены (0,9–1,6), сфен (0,6–0,7), рутил (до 0,7), хромпикотит (0,6–0,7). Из аутигенных минералов отмечаются единичные зёрна гидроокислов железа и сидерита. В составе глинистой составляющей преобладают

142

монтмориллонит с каолинитом. В виде постоянной примеси присутствует гидрослюда. Вверх по разрезу осадки данной фации сменяются отложениями пойменного аллювия, поперёк долины по эрозионной границе примыкают к её бортам, а по направлению к бассейну седиментации переходят в осадки приустьевых частей рек. Отложения фации алеврито-песчаных осадков поймы (АП) представлены (0,6–7,4 м) тёмно-серыми, реже зеленовато-серыми, мелкозернистыми песчаниками и разнозернистыми алевролитами. Сортировка обломочного материала преимущественно плохая (Кс – 13,0–14,0). Преобладают в разрезе сильно глинистые и песчано-глинистые алевролиты. Медианный размер частиц в алевролитах обычно 0,02 мм, что указывает на преобладание в породах мелкоалевритовых частиц. Содержание алеврита в данных породах колеблется от 50 до 55 %. Примесь песка составляет 7–15 %. Песок преимущественно мелкозернистый. Более значительны примеси глинистого компонента – 35–37 %. Структуры породы псаммо-пелито-алевритовые или пелито-алевритовые, у песчаных пород – алевро-псаммитовые и пелито-алевро-псаммитовые. Для песчаных разностей характерна мелкая косая, прямая, сходящаяся и выполаживающаяся, часто горизонтальная в сочетании с косоволнистой и перекрестной, реже косая, линзовидная и полосовидная слоистость. При переходе в отложения застойных, часто зарастающих стариц и вторичных водоёмов поймы, отмечается пологоволнистое переслаивание этих же разностей. Для алевритовых разностей характерна мелкая косоволнистая перекрестная слоистость с выпуклой и вогнутой сферой слойков, переходящая вверх по разрезу в косую прямую с прослоями косой перекрестной и с многочисленными текстурами взмучивания. Слоистость подчёркивается ритмической сортировкой материала, растительными остатками, а в песчаных разностях – тонкими прослоями алевритового материала. Зернистость материала уменьшается снизу вверх.

Цементация пород также слабая, литифицированные разности редки. Цемент базального и порового типа распределён в породе неравномерно, по составу глинистый и кремнисто-глинистый. На отдельных участках роль цемента играют пирит и сидерит. По составу кластического материала все породы попадают в разряд кварцево-полевошпатовых граувакк (в %): кварца – 8,7–21,6; ортоклаза – 2,7–11,1; обломков пород – 64–67. В составе тяжёлой фракции чётко преобладает ильменит (52,4–91,6 %), много апатита (0,7–15,9 %) и циркона (до 14,9 %). В заметных количествах присутствуют гранаты (1,8–7,8 %), минералы группы эпидота (до 7 %). Среди аутигенных минералов преобладает сидерит (13,0–26,5 %), а в отдельных участках – гидроокислы железа (до 22,8 %) и пирит (до 9,8 %). Состав глинистых минералов изменчив. В одних пробах они представлены каолинитом с незначительными примесями монтмориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований, а в других – смесью монтмориллонита, каолинита и указанной смешанослойной фазы. Растительные остатки в породах многочисленны и представлены обугленным детритом, а в песчаных разностях – мелкими обрывками растений. Отложения поймы залегают на осадках русла, с которыми имеют преимущественно четкую границу, реже постепенный переход. Вверх по разрезу они сменяются образованиями озёр или заиливающихся торфяных болот. В составе озёрно-болотных отложений нами установлены осадки четырёх фаций: озёр (ОК), застойных зарастающих водоёмов (ОЗ), заиливающихся торфяных болот (БЗ) и торфяных болот (БТ). Отложения первых двух фаций (ОК и ОЗ) слагают среднюю часть разреза лапчанской свиты. Отложения фации БЗ и БТ установлены в разрезе всех свит верхнепалеозойского возраста и характеризуются довольно широким площадным распространением в пределах исследуемой территории. Иногда в составе этих отложений выделяют только две фации: озёр-

но-болотные (ОБ) и озёрных водоёмов (ОВ). Отложения фации песчано-алевритовых осадков озёр (ОК) представлены серыми и тёмно-серыми песками, преимущественно мелкозернистыми, алевролитами и реже глинами, мощностью 0,3– 3,5 м. Сортировка материала обычно средняя и плохая, реже хорошая. Песчаные породы содержат от 47 до 67 % мелкозернистого материала, часто с существенной примесью среднезернистого. Постоянно отмечается примесь алеврита (23–43 %) и глинистого компонента (до 10 %), поэтому коэффициент сортировки достаточно высок (Кс – 6,5–8,0), что указывает на преобладание плохой сортировки материала. Структура пород пелито-алевро-псаммитовая. По составу кластической части эти породы относятся к граувакковым аркозам (кварца – 27–32, калишпата – 34–38 и обломков пород – 25–34 %). Отложения фации обладают крупной косой и прямой слоистостью, довольно часто сменяющейся пологоволнистой или мелкой косой штриховатой. Другим характерным типом является мелкая косая и косоволнистая слоистость. Все типы слоистости подчёркиваются изменением гранулометрического состава слойков и скоплением растительного детрита на плоскостях наслоения. В некоторых разрезах отмечается уменьшение мощности серий и размерности обломочного материала снизу вверх по разрезу. Алевролиты содержат от 55 до 76 % алевритового материала. Основной примесью является глинистая составляющая, содержание которой достигает 20–42 %. Структуры пород пелито-алевритовые. Соответственно варьирует коэффициент сортировки от хорошей (Кс – 3,0) и средней (Кс – 5,0) до плохой (Кс –7,5). Низкие значения медианного размера частиц (от 0,013 до 0,019 мм) указывают на преобладание мелкоалевритового материала. Состав кластической части также полиминеральный и попадает в поле кварцево-полевошпатовых граувакк (кварца – 9–17, ортоклаза – 14–32 и обломков пород – 50–72 %). Цемент глинистый и кремнисто-глинистый. Породы

143

слабо литифицированы. Для алевритовых пород характерна тонкая горизонтальная и горизонтально-волнистая слоистость. Иногда в них можно наблюдать горизонтально-линзовидную слоистость, обусловленную тонкими прослоями и линзочками мелкозернистого песка. Все типы слоистости подчёркиваются многочисленным углефицированным растительным детритом и скоплением чешуек слюды и хлорита на плоскостях наслоения. Нарушенные текстуры, как правило, тяготеют к верхним частям разреза данной фации и представлены текстурами взмучивания, отмывания и протыкания. Здесь же довольно часто отмечаются остатки корневой системы травянистой растительности. В комплексе тяжёлых минералов доминирует ильменит (29,8– 56,7 %). В значительных количествах постоянно присутствуют (в %): гранаты (до 22), лейкоксен (до 14), циркон (до 6,3), эпизодически встречаются минералы группы эпидота (до 9,6), турмалина (до 3). В отдельных пробах установлены повышенные содержания биотита, хлорита, лепидомелана и мусковита. Аутигенные минералы составляют неотъемлемую часть осадков данной фации и представлены (в %): пиритом (до 100), сидеритом (до 65) и гидроокислами железа (до 70). В пелитовой составляющей большинства проб преобладает каолинит с примесями гидрослюды, неупорядоченной монтмориллонит-гидрослюдистой смешанослойной фазы и хлорита. Примерно в одной трети изученных нами проб преобладающим является хлорит с примесями вышеперечисленных слоистых силикатов. В отдельных пробах глинистых пород развиты смеси монтмориллонита с каолинитом. Отложения озёрных водоёмов вверх и вниз по разрезу постепенно или резко сменяются отложениями других озёрных фаций или русловыми осадками. Фация алеврито-глинистых осадков застойных участков зарастающих озёрных водоёмов (ОЗ) представлена (0,3–5,0 м) серыми, тёмно-серыми, пепельно-серыми алевролитами, глинами и

144

смешанными алеврито-глинистыми породами. Алевриты содержат до 52 % алевритового материала, в котором преобладают средне- и мелкозернистые частицы, медианный размер которых 0,022 мм. Породы содержат существенные примеси глины (до 32 %) и мелкозернистого песка, вследствие чего отличаются плохой сортировкой (Кс – до 11,0) и относятся по гранулометрическим данным к песчаноглинистым алевритам. Структуры обычно псаммо-алевро-пелитовые. Гравийный материал отсутствует. Кластическая часть алевритов имеет полимиктовый состав и относится к полевошпатово-кварцевым грауваккам. Цементация пород слабая, цемент преимущественно глинистый и кремнисто-глинистый, базального и порового типа, равномерно распределённый в породе. В изучаемых разрезах преобладают глинистые породы (около 75 % изучаемых проб). Все они представляют собой глинистые массы, содержащие 50–83 % пелитового материала в смеси с алевритовыми (17–48 %) и иногда песчаными частицами (до 5 %) и по гранулометрической классификации относятся к алевритистым и сильноалевритистым глинам. Большинство глинистых пород отличается средней сортировкой (Кс – 4,0–4,5 %), в меньшей степени плохой (Кс – 6,0–9,7 %). В составе пелитовых масс преобладают крупнопелитовые частицы – медианный размер изменяется от 0,004 до 0,009 мм. Структуры большинства пород алевро-пелитовые, реже псаммо-алевро-пелитовые. По степени литификации данные породы относятся к глинам, в меньшей степени – к уплотнённым глинам. Терригенный материал отличается полимиктовым составом и попадает в поля собственно граувакк и полевошпатово-кварцевых граувакк. В разрезе фации изредка встречаются породы, представляющие собой смеси примерно равных количеств глины (до 40), алеврита (до 39) с подчинённой ролью мелкозернистого песка (до 24 %). Такие породы отличаются очень высоким коэффициентом сортировки (Кс – 25 %), но неболь-

шим медианным размером (0,019 мм). В комплексе терригенных тяжёлых минералов из пород фации обычно преобладает ильменит, чётко тяготеющий к алевритовым породам (до 80,1 %). В существенных количествах встречаются (в %): гранаты (до 22,7), иногда турмалин (до 14,5), циркон (до 11), минералы группы эпидота (до 9), а отдельные части разреза обогащены апатитом (до 9,3). Глинистые породы лапчанской свиты резко обеднены тяжёлыми терригенными минералами, и лишь в отдельных пробах их количество достигает 5 % тяжёлой фракции. Однако здесь широко развиты аутигенные минералы (в %): пирит (до 100), сидерит (до 60) и гидроокислы железа (до 5). В лапчанских отложениях содержание этих минералов значительно меньше (в %): пирит (до 26,8), сидерит (до 11,0) и гидроокислы железа (до 7,6), однако встречались пробы, в которых отдельные из этих аутигенных минералов не установлены. В некоторых горизонтах нами установлены и единичные зёрна аутигенного барита. Слоистость пород неотчётливая, горизонтальная, горизонтально-волнистая или пологоволнистая, часто прерывистая, нарушенная взмучиванием, следами протыкания и оплывания осадка. Все эти типы слоистости подчёркиваются слойками обугленного растительного детрита или присыпками более грубого материала на плоскостях напластования. Иногда в глинах наблюдаются тонкие прослои и линзы мелкозернистого песка, придающие породе горизонтально-линзовидную слоистость. Осадки данной фации характеризуются наличием как слоистых, так и нарушенных текстур. Здесь же часто отмечаются мелкие обугленные корешки растений. В отдельных разрезах осадки этого типа представлены алевритистыми глинами. Осадки фации застойных участков зарастающих водоёмов залегают на отложениях озёр, а вверх по разрезу сменяются болотными образованиями. Верхний и нижний контакты постепенные. Довольно характерно сочетание в разрезе с фацией озёрных водоёмов.

Фация углисто-глинистых осадков заиливающихся торфяных болот (БЗ) представлена (0,2–1,5 %) серыми, темносерыми до чёрных слабоуглистыми, часто углистыми, алевролитами и аргиллитами с маломощными линзами бурых углей. Сортировка обломочного материала средняя, реже плохая. Текстура отложений комковатая с мелкими зеркалами скольжения. Реже встречается слабовыраженная горизонтальная слоистость, подчёркнутая обычно крупными витренизированными обрывками растений. Верхний и нижний контакты отчётливые, иногда постепенные. В разрезе и на площади они сменяются осадками других озерных отложений, иногда подстилают отложения лагун и заливов. К отложениям фации торфяных болот (БТ) отнесены пласты бурого угля, мощность которых варьирует в пределах 0,05–1,4 м. Суммарная мощность таких пластов в разрезе ботуобинской свиты колеблется от 0,5 до 2,1 м, в боруллойской достигает 4,0 м. Угли обычно матовые, реже полуматовые, с прослоями полублестящих и блестящих, штриховато- и линзовато-полосчатые, реже однородные. Осадки данной фации подстилаются как континентальными отложениями фации АП, БЗ, так и осадками фации ЛЗ. В последнем случае они характеризуются выдержанностью по площади и широким площадным распространением. Прибрежно-морские отложения формировались в широкой прибрежной полосе и являются переходными от континентальных к морским. Ими сложена основная часть отложений лапчанской, ботуобинской и боруллойской свит. Это обусловило региональное распространение осадков и увеличение их мощности в западном и юго-западном направлениях. Они включают осадки четырех фаций: подводной части дельты; баров, кос, пересыпей; лагун, заливов и открытого подвижного мелководья бассейна. Фация алеврито-глинистых осадков лагун и заливов (ЛЗ) представлена (1,2–5,0, редко 8,0–20,0 м) зеленовато-серыми, голубо-

145

вато- и темно-серыми до чёрных сильно глинистыми алевролитами, сильноалевритистыми глинами и реже алеврито-глинистыми и песчано-алевритовыми породами смешанного гранулометрического состава. Алевритовые породы составляют более 40 % исследованного количества проб этой фации. Содержание алевритовых частиц колеблется в них от 50 до 63 %. Основную примесь составляет пелитовое вещество (до 40 %). Примесь мелкозернистого песка обычно незначительная (до 3) и лишь изредка поднимается до 8–10 %. Породы в большинстве среднеотсортированные и плохо отсортированные (Кс – 5,0–8,0). Преобладает мелкоалевритовый материал, на что указывают невысокие значения медианного размера (0,010– 0,18 мм). Структуры пелито-алевритовые, изредка псаммо-пелито-алевритовые. Цементация пород слабая, реже заметная (все породы довольно легко дезинтегрируются в воде). Цемент глинистый и кремнисто-глинистый, обильный, базального сгусткового типа. Состав кластической части алевритов полимиктовый – собственно граувакки, полевошпатово-кварцевые и кварцево-полевошпатовые граувакки. В глинистом веществе этих пород преобладает ассоциация хлорит, каолинит с примесью гидрослюды или смешанослойной монтмориллонит-гидрослюдистой фазы, значительно реже встречается ассоциация монтмориллонита и каолинита с незначительным количеством гидрослюды. Глинистые породы (50–70 %) составляют до 40 % изученных проб, постоянно содержат значительные примеси алевритовых частиц (до 40 %) и несущественные – песка (до 4 %). Породы, как и в предыдущей фации, отличаются плохой сортировкой (Кс – от 6,5 до 7,5). В составе глинистого вещества преобладают крупнопелитовые фракции (медианные размеры от 0,005 до 0,008 мм). Структуры пород алевритовые. Состав кластического материала аналогичен алевритовым породам. В глинистом веществе также преобладает ассоциация хлорита и каолинита с примесями гидрослюды и смешанослой-

146

ной монтмориллонит-гидрослюдистой фазы. Между алевритистыми и глинистыми частями разреза имеются переходные породы, представляющие собой смеси примерно равных количеств глины (до 46 %), алеврита (до 40 %) с незначительной примесью песка (до 14 %). В отдельных частях разреза встречены тонкие прослои пород, содержащих до 40 % мелкозернистого песка, 40 % алеврита и 20 % глины. В терригенном комплексе тяжёлых минералов (весьма разнообразному по минеральному составу) большую роль играют (в %): ильменит и лейкоксен (до 76), дистен (до 20), минералы группы эпидота (до 20), ставролит (до 8,6), роговая обманка (до 11), апатит (до 8,3), сфен (до 7,3). Отмечаются повышенные содержания хромпикотита (до 2 %). В отдельных прослоях наблюдаются резкие вспышки содержания слюд и хлорита, в различной степени ожелезнённых, содержание которых в сумме достигает 48 % тяжелой фракции. По сравнению с вышеохарактеризованными фациями, описываемая заметно беднее гранатами (0,3–2,8 %) и цирконом (до 4 %). Из аутигенных минералов наиболее распространён пирит (до 85 %), особенно часто встречающийся в глинистых породах, а также сидерит, гидроокислы железа, содержание которых в отдельных пробах достигает 41–45 % тяжёлой фракции. Текстуры отложений довольно однообразны. Характерна тонкая горизонтальная слоистость с ритмичной сортировкой материала, реже полосоволнистая и горизонтально-волнистая. Слоистость подчёркивается чешуйками слюды по плоскостям наслоения, мелким растительным детритом, реже тонким переслаиванием мелкозернистых алевритов с аргиллитами. Иногда отмечаются текстуры оплывания, приуроченные в основном к отложениям, переходным к открытому мелководью бассейна. Минеральные выделения представлены прожилками кальцита. Последний приурочен к частям разреза, прилегающим к песчаным образованиям. Осадки лагун и заливов в разрезе имеют парагенетическую связь с от-

ложениями подводной части дельты и открытого мелководья бассейна. Контакты обычно отчётливые, иногда резкие. Фация алеврито-песчаных осадков подвижного мелководья бассейна (ОМБ) представлена (3,4–20,0 м) серыми, тёмно-серыми алевролитами, песчаниками, породами смешанного гранулометрического состава, реже глинами. Песчаные породы играют значительную роль в разрезе. Содержание песка в них изменяется от 52 до 63 %. Основными примесями являются алеврит и глина, содержания которых изменяются от 9 до 33 и от 10 до 25 % соответственно. В составе песка обычно преобладают мелкозернистые частицы (медианный размер 0,105– 0,139 мм). В отдельных пробах становится значительной примесь среднезернистого песка, реже встречаются разнозернистые пески с преобладанием среднезернистого материала при значительных (примерно равных) примесях мелкого и крупного песка (медианный размер 0,282 мм). Сортировка песчаных пород изменяется от хорошей к средней (Кс – 3,0–4,5) до плохой (Кс – 5,0–7,5) и полностью отсутствующей (Кс – 23,5). Поэтому исследуемые породы следует относить к глинистоалевритистым и алевритисто-глинистым песчаникам. Алевритовый материал в этих породах отличается разнозернистостью. Структуры пород изменяются от пелито-алевро-псаммитовых до алевро-пелито-псаммитовых. В отдельных пробах отмечены небольшие (до 5 %) примеси гравийного материала. Породы слабо- и среднесцементированные глинистым и кремнисто-глинистым цементом. В средне- и разнозернистых песчаниках отмечаются повышенные содержания пирита, играющего роль цемента в локальных точках разреза. Состав кластического материала псаммито-алевритового материала полимиктовый (кварцево-полевошпатовые и полевошпатовые граувакки). Для разнозернистых проб отмечен кремнисто-кластито-кварцевый состав терригенной части. Алевритовые породы отличаются весьма смешанным составом

и представляют в большинстве случаев смеси алевритовых частиц (50–70 %) с пелитовым материалом (25–33 %). Примеси мелкозернистого песка невелики и изменчивы (от 1 до 15 %). Сортированность алевритовых пород изменяется от средней (Кс – 4,1) до плохой (Кс – 6,4–10,0). Преобладает мелкоалевритовый материал, медианные размеры частиц которого 0,010–0,021 мм. Заметно реже встречаются средне- и крупнозернистые алевриты (медианный размер 0,046 мм). Структуры пород пелито-алевритовые и псаммо-пелито-алевритовые. Цементация слабая, цемент глинистый базальный сгустковый. По гранулометрическому составу в разрезе фации выделяются глинистые, сильноглинистые и песчано-глинистые алевролиты. По составу кластической части породы полимиктовые и относятся [6, 13] к полевошпатово-кварцевым, кварцево-полевошпатовым, кварцевым и полевошпатовым грауваккам. Глинистые породы в разрезе фации играют подчинённую роль, слагая до 15 % изученного комплекса пород. По гранулометрическим параметрам они относятся к разряду сильноалевритовых глин, содержание алевритовых частиц в которых колеблется от 27 до 39 %. Примесь псаммитового материала незначительна и не превышает первые проценты. Описываемые породы плохо сортированы, коэффициент сортировки кластического материала изменяется от 6,0 до 9,5. Медианные размеры частиц колеблются в пределах 0,005– 0,014 мм, в зависимости от содержания алевритовых частиц. Структура пород алевро-пелитовая. Состав кластического материала полимиктовый и относится к собственно грауваккам. Значительное место в изучаемых разрезах фации занимают породы смешанного гранулометрического состава. Они представляют собой песчано-алевритовые, алевро-глинистые и песчано-алеврито-глинистые породы. Псаммитовый, алевритовый и пелитовый материал присутствует в породе примерно в равных пропорциях. Отличительной особенностью этих пород является ис-

147

ключительно плохая сортированность (Кс – 21–40). Лишь для песчано-алевритовых разностей коэффициент сортировки снижается до 6,5. Медианные размеры зерен колеблются от 0,013 до 0,65 мм. Структуры пород смешанные: псаммоалевритовые, алевро-пелитовые, псаммо-алевро-пелитовые и др. Цементация пород слабая. Цемент обычно глинистый, реже кремнисто-глинистый базального и порового типа. Состав кластического материала полимиктовый. Изученные породы относятся к полевошпатовокварцевым, кварцево-полевошпатовым и собственно грауваккам. Количественные соотношения тяжёлых терригенных минералов в породах фации довольно изменчивы. Обычно преобладает ильменит, содержание которого колеблется от 24 до 88 %. Иногда отмечается значительное количество лейкоксена (до 35,6 %). В широких пределах колеблются содержания граната. По разрезу отмечаются локальные высокие концентрации апатита (до 22,4 %), дистена (до 16,9 %), слюдистых минералов и хлорита с налётом аутигенных тяжёлых минералов (до 26 %) и др. Среди аутигенных минералов обычно преобладает пирит (до 92 %), иногда сидерит (до 44,6 %). Состав глинистых минералов также невыдержан. Чёткой взаимосвязи с гранулометрическим составом осадков не наблюдается. В составе глинистого вещества отдельных проб преобладают монтмориллонит и неупорядоченные смешанослойные монтмориллонит-гидрослюдистые образования. В других пробах преобладает каолинит. В качестве переменной примеси почти во всех изученных образцах присутствуют слюда и весьма незначительные количества хлорита. Отложения описываемой фации ОМБ представлены в описываемом регионе двумя типами разрезов. Первый характеризуется алевритовым, реже мелкопесчаным составом и сочетанием различных типов косой слоистости. Реже отмечается горизонтально-волнистая слоистость, переходящая в косую. Слоистость подчёркивается ритмической сортировкой матери-

148

ала, обильным растительным детритом и чешуйками слюды на плоскостях наслоения. Встречаются текстуры взмучивания, ряби течения, реже оплывания. Ко второму типу разрезов отнесены темно-серые, серые, зеленовато-серые мелкозернистые пески, реже средне- и крупнозернистые алевролиты. Текстура отложений менее разнообразна, чем в первом типе. Это косая штриховатая, выполаживающаяся сплошная и прерывистая слоистость. В переслаивании песчаных и алевритовых разностей устанавливается косая разнонаправленная или косая, переходящая в горизонтально-волнистую или пологоволнистую слоистость. Они обусловлены ритмической сортировкой или глинистоалевритовым материалом. Количество растительных осадков меньше, чем в предыдущем типе, и представлены они в основном мелкими обрывками растений и растительным детритом. В основании разреза часто наблюдается грубообломочный (гравийно-галечный) материал. Отложения подвижного мелководья в разрезе и на площади обычно сочетаются с осадками подводной дельты. Верхний и нижний контакты постепенные, реже отчётливые и резкие. В разрезе фации песчаных осадков подводной части дельты (ПД) преобладают песчаные породы. В резко подчинённых количествах наблюдаются алевритовые (12 %), глинистые (единичные пробы) и породы смешанного гранулометрического состава (до 10 %). Песчаные породы отличаются довольно широким разнообразием гранулометрического состава. Содержание псаммитового материала колеблется в них от 50 до 87 %. Примеси представлены алевритом (от 3 до 28 %), глиной (5–30 %), гальками и гравием, встречающимися в некоторых пробах от 2 до 10 %. Песчаный материал в большинстве случаев представлен смесью мелко- и среднезернистых частиц с преобладанием мелких, изредка средних. Поэтому преобладают медианные размеры от 0,110 до 0,209 мм. Редкие пробы имеют медианный размер частиц до 0,457 мм.

Сортированность песчаных пород также изменчива – от хорошей (Кс – 2,5–3,0) до очень плохой (Кс до 40). По гранулометрическому составу среди песчаников выделяются чистые (с гравием) алевритистые и глинисто-алевритистые разности. Структуры пород псаммитовые, алеврито-пелито-псаммитовые и другие. Степень окатанности обломочного материала заметна, но хорошо окатанные частицы редки, преобладают угловатые и полуокатанные обломки. Цементация пород средняя и слабая (породы, не размокающие в воде, не встречены). Тип цемента изменяется от плёночного до базального. Состав кластического материала преимущественно полимиктовый: преобладают кварцевополевошпатовые граувакки. Алевролиты играют резко подчинённую роль в разрезе и представляют собой смеси алевритовых (50–80) и глинистых (20–40 %) частиц и почти не содержат песка. Разнозернистый характер алевритового материала обуславливает плохую сортировку пород (Кс – 5,0– 8,0). Медианные размеры изменяются от 0,010 до 0,026 мм. Структура пород пелито-алевритовая. Состав кластического материала пород – граувакковый (собственно граувакки и полевошпатово-кварцевые граувакки). Незначительную часть в разрезе фации играют породы резко смешанного гранулометрического состава. В их строении принимают участие (в %): псаммитовый материал (7–38), алевритовые (33–53) и пелитовые (27–40) частицы. По гранулометрической классификации это песчано-алевритовые и песчано-алеврито-глинистые породы. Псаммитовый и алевритовый материал этих пород представлен в основном мелкозернистыми разностями, медианные размеры изменяются от 0,055 до 0,079 мм. Сохранность пород очень плохая (Кс – 11–17). Для пород характерна незначительная литификация. Цемент глинистый и кремнисто-глинистый базального сгусткового типа. Состав кластической части полимиктовый, преобладают кварцево-полевошпатовые граувакки. Изредка в разрезе встречаются глинистые породы, также содержа-

щие примеси алеврита (до 17) и песка (до 13 %). Для терригенных комплексов тяжёлых фракций характерны высокие содержания ильменита (особенно в чистых песчаных породах) – до 91,8, гранатов – до 18,6, циркона – до 8,0, клиноцоизита – до 12,3, дистена – до 7,5, апатита – до 17,2, ожелезнённых слюд и хлорита – до 24 % и др. Аутигенные минералы развиты меньше, чем в других фациях, и представлены преимущественно пиритом. Глинистое вещество этой фракции из боруллойской свиты характеризуется широким развитием и преобладанием монтмориллонита и неупорядоченного монтмориллонит-гидрослюдистого смешанослойного образования, ассоциирующего с гидрослюдой. В виде примеси встречается и каолинит, который в отдельных пробах становится преобладающим глинистым минералом. В породах лапчанской свиты наиболее широко развит каолинит, образующий здесь смеси с гидрослюдой, хлоритом и монтмориллонит-гидрослюдистой смешанослойной фазой. Последние два компонента иногда становятся ведущими. Отложения этой фации представлены двумя типами разрезов. К первому типу отнесены серые, зеленовато-серые мелкозернистые пески, иногда меняющиеся крупнозернистыми. В них встречаются прослои конгломератов. Сортировка обломочного материала средняя и хорошая, иногда она ухудшается до плохой за счёт включений зерен более крупной размерности. Характерной особенностью данного типа отложений является незначительная (первый десяток сантиметров) мощность гранулометрических ритмов, косая, прямая, сплошная и прерывистая слоистость в сочетании с горизонтальной, иногда в прослоях тонкозернистых пород с косоволнистой. При незначительной мощности отложений отмечается переход косой слоистости в косоволнистую и мульдообразную. Слоистость подчеркивается ориентировкой обугленных растительных остатков (обломки окремненной древесины и витрена), наличием чешуек слюды и растительного детрита по пло-

149

скостям наслоения, реже глинисто-алевритовым материалом. Характерно присутствие слабоокатанных и неокатанных обломков глинисто-алевритовых пород. В основании разрезов часто наблюдается эрозионный размыв. Мощность отложений от 1,5–4,5 до 20 м. Второй тип представлен мелко- и среднезернистыми, а в верхней части – крупнозернистыми песчаниками. Отсортированность обломочного материала средняя, но часто и хорошая. Характерна косая взаимосрезающая крупная и мелкая прямая одно- и разнонаправленная слоистость, обусловленная глинисто-алевритовым материалом, чешуйками слюды, реже растительным детритом. Растительные остатки немногочисленны. Иногда отмечается “плавающая” мелкая галька глинисто-алевритовых пород. Мощность отложений 4,0– 17,0 м. Отложения сильно подвижного приустьевого мелководья бассейна в разрезе сочетаются с осадками полуизолированного прибрежного мелководья бассейна. Верхний контакт обычно постепенный, нижний – отчётливый или резкий с признаками подводного размыва. Осадки фации песчаных осадков полуизолированного мелководья бассейна (БКП) представлены (1,2–5,0 м) серыми, светло-серыми мелко- и крупнозернистыми песками, иногда с прослоями крупнозернистых алевролитов в верхней части разреза. Сортировка обломочного материала средняя и хорошая. Слоистость косая, прямая, разнонаправленная, крупная, реже мелкая, обусловленная изменениями гранулометрических особенностей пород. Растительные осадки присутствуют в незначительном количестве. В верхней части разреза отмечаются мелкие обломки глинисто-алевритовых пород, гравий, галька кварца и кремния. Отложения фация ПД, ОМБ и БКП парагенетически связаны с осадками заливно-лагунного мелководья бассейна. Верхний контакт с ними постепенный, нижний – отчётливый, иногда с размывом. Морские отложения представлены (6–9 м) осадками фации алеврито-глинистых образований наиболее удалённых

150

от побережья частей бассейна (УЧБ или УЧ). В большинстве случаев это аргиллиты, реже мелкозернистые алевролиты, которые залегают часто в виде прослоев, мощностью до 0,4 м, среди первых. Цвет отложений серый и тёмно-серый, аргиллиты иногда обладают голубовато-серой окраской, которая сочетается с темносерой. Сортировка материала хорошая, иногда средняя. Последняя отмечается в прослоях алевролитов, хорошо реагирующих с 10 %-ной соляной кислотой. Текстурные особенности пород довольно однообразные. Аргиллиты характеризуются неправильно-горизонтально-тонкой слоистостью, обнаруживаемой при расколе породы. Отмечается правильная горизонтальная слоистость, подчёркнутая присыпками алевролитового материала по плоскостям наслоения. Для алевритов характерна тонкая горизонтальная слоистость, обусловленная изменением гранулометрического состава слойков и цвета. Растительные остатки представлены редким мелким детритом. На площади и в разрезе отложения данной фации сочетаются с осадками малоподвижного и подвижного мелководья бассейна. Таким образом, в процессе проведённых исследований детально изучены различные генетические типы верхнепалеозойских продуктивных на алмазы отложений восточного борта Тунгусской синеклизы, где расположенные основные алмазоносные районы Сибирской платформы. Между образованиями выделенных фаций установлены некоторые различия как по соотношению породообразующих компонентов, так и по количественному содержанию акцессорных и глинистых минералов. Выявлены также характерные особенности распределения среди различных стратиграфических горизонтов этих отложений продуктов переотложения, широко развитых на этой же территории древних кор выветривания на различных породах, в том числе и кимберлитового генезиса. Полученные данные могут быть использованы при составлении различного масштаба литолого-фациальных

и палеогеографических карт для продуктивных осадочных отложений как на рассматриваемой территории, так и близких по строению регионам других платформ мира, что позволит с большей эффективностью проводить детальные поиски алмазных месторождений. Характер распространения, фациальный состав отложений и приуроченность ореолов рассеяния кимберлитовых минералов к пролювиальным и аллювиальным осадкам, развитым в низах разреза лапчанской, ботуобинской и боруллойской свит, свидетельствуют о наличии благоприятных условий для формирования продуктивных горизонтов. Аллювиальные и пролювиальные отложения ботуобинской свиты развиты по днищам долин палеоводотоков. Во время их формирования были перемыты и переотложены практически все долапчанские, в значительной степени лапчанские образования, чему способствовала унаследованность развития долапчанского, лапчанского и ботуобинского периодов. Всё это свидетельствует о высоких перспективах лапчанских и ботуобинских пролювиально-аллювиальных и аллювиальных отложений на формирование в них продуктивных горизонтов. Ореолы рассеяния кимберлитовых минералов в прибрежно-бассейновых отложениях формировались вдоль склонов и структурных террас локальных палеоподнятий. Аллювиальные отложения боруллойской свиты накапливались уже в то время, когда вся западная часть региона была перекрыта ботуобинскими бассейновыми отложениями, а в восточной долапчанские ореолы рассеяния кимберлитовых минералов были уже в основном размыты. Поэтому степень перспективности боруллойских аллювиальных отложений, по сравнению с ботуобинскими, ниже. Наличие в них кимберлитовых минералов может свидетельствовать о размыве как сохранившихся останцов более древних продуктивных отложений, так и коренных источников алмазов, попавших в зону эрозионной деятельности боруллойского времени.

ЛИТЕРАТУРА 1. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Основные литодинамические типы ореолов индикаторных минералов кимберлитов и обстановки их формирования//Геология рудных месторождений, 1999. Т. 41. № 3. С. 281–288. 2. Афанасьев В. П., Яныгин Ю. Т. О погребённых первичных потоках рассеяния кимберлитовых минералов в Мало-Ботуобинском районе//Геология и геофизика. 1983. № 6. С. 85–90. 3. Борис Е. И., Иванив И. Н. Палеогеографические особенности формирования верхнепалеозойских продуктивных отложений Мало-Ботуобинского района//В сб.: Геология и полезные ископаемые юга Восточной Сибири. Иркутск: изд-во ВостСНИГГиМС. 1974. С. 163–165. 4. Будников В. И., Баранов В. К. Литология и фации верхнего палеозоя Тунгусской синеклизы. М.: Недра, 1971. 85 с. 5. Верзилин Н. Н. Методы палеогеографических исследований. Л.: Недра, 1979. 247 с. 6. Граувакки//Труды ГИН АН СССР. Вып. 238. М.: Наука, 1972. 345 с. 7. Егоров К. Н., Зинчук Н. Н., Мишенин С. Г. и др. Перспективы коренной и россыпной алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы//В сб.: Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании “АЛРОСА”: современное состояние, перспективы, решения. Мирный: изд-во Мирнинской типографии, 2003. С. 50– 84. 8. Жижченко Б. П. Методы палеогеографических исследований в нефтегазоносных областях. М.: Недра, 1974. 376 с. 9. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). Новосибирск: изд-во Новосиб. ун-та, 1994. 240 с. 10. Зинчук Н. Н., Афанасьев В. П., Борис Е. И. Принципы районирования алмазоносных территорий по минералам-спутникам алмаза//В сб.: Прогнозирование и поиски коренных алмазных месторождений. Симферополь: изд-во КО УкрГГРИ, 1999. С. 36–41. 11. Зинчук Н. Н., Борис Е. И. Доверхнепалеозойские коры выветривания восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1981. № 5. С. 38–46. 12. Зинчук Н. Н., Борис Е. И. О концентрации продуктов переотложения кор выве-

151

тривания в верхнепалеозойских осадочных толщах восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1981. № 8. С. 22–29. 13. Зинчук Н. Н., Борис Е. И., Яныгин Ю. Т. Особенности минерагении алмаза в древних осадочных толщах (на примере верхнепалеозойских отложений Сибирской платформы). Мирный: изд-во Мирнинской гортипографии, 2004. 172 с. 14. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с. 15. Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск: Наука, 1976. 271 с. 16. Крашенинников Г. Ф. Учение о фациях. М.: Высшая школа, 1971. 367 с. 17. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М.: Высшая школа, 1974. 400 с. 18. Павлов С. Ф. Верхний палеозой Тунгусского бассейна. Новосибирск: Наука, 1974. 172 с. 19. Подвысоцкий В. Т. Терригенные алмазоносные формации Сибирской платформы. Якутск: изд-во ЯФ СО РАН, 2000. 330 с. 20. Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. Л.: Недра, 1969. 693 с.

21. Салтыков О. Г., Эринчек Ю. М., Устинов В. Н., Мильштейн Е. Д. Позднепалеозойские терригенные коллектора алмазов восточного борта Тунгусской синеклизы. С.П.: изд-во ВСЕГЕИ, 1991. 223 с. 22. Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М.: изд-во АН СССР, 1962. Т. 2. 574 с.; т. 3, 549 с. 23. Тараненко В. И., Зинчук Н. Н., Хмелевский В. А. Сравнительная характеристика вещественного состава верхнепалеозойских отложений правобережья р. Вилюй (Западная Якутия). М.: изд-во ВИНИТИ, 1976. 44 с. 24. Файнштейн Г. Х. Основные черты строения алмазоносных осадочных формаций верхнего палеозоя восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1981. № 5. С. 46–53. 25. Хмелевский В. А., Зинчук Н. Н., Затхей Р. А., Тараненко В. И. О влиянии фациальных условий накопления верхнепалеозойских отложений восточного борта Тунгусской синеклизы на их минеральный состав. М.: изд-во ВИНИТИ, 1978. 28 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 09.01.2013.

На прикладі одного з основних алмазоносних районів Сибірської платформи (Малоботуобінський) проведені комплексні літолого-фаціальні дослідження верхньопалеозойських осадових товщ, у складі яких визначено три їх групи: континентальні, перехідні від континентальних до морських і морські мілководні. Серед осадків континентального генезису виявлені такі комплекси фацій: елювіально-делювіальний і делювіально-пролювіальний, алювіальний, озерний та болотний. Найдетальніше вивчені осадки фації піщано-алеврито-щебенистих осадків схилів, а також гравійно-галечних і піщано-алевритових осадків тимчасових водотоків і конусів винесення. У складі озерно-болотних відкладів виділені й описані осадки фацій: озер, застійних заростаючих водоймищ, торф’яних боліт, що замулюються, і торф’яних боліт. Серед прибережно-морських відкладів вивчені фації: алеврито-глинистих осадків лагун і заток; алеврито-піщаних осадків рухливого мілководдя басейну; піщаних осадків напівізольованого мілководдя басейну. Морські відклади представлені фацією алеврито-глинистих осадків, найбільш віддалених від побережжя частин басейнів. Отримані дані можуть бути використані під час складання різного масштабу літолого-фаціальних і палеогеографічних карт для продуктивних осадових товщ на древніх платформах, що дасть змогу з більшою ефективністю проводити детальні пошуки алмазних родовищ. Ключові слова: Сибірська платформа, верхньопалеозойські осадові товщі, континентальні, прибережно-морські та морські фації, пошуки алмазних родовищ. On the example of one of the main diamondiferous regions (Malo-Botuobinsky) of the Siberian Platform complex lithologic-facial investigations were carried out concerning Upper Paleozoic sedimentary thick layers, with their three groups established in composition: continental, transitional from continental to marine, and marine shallow-water ones. Among the sediments of continental genesis the following complexes of facies were revealed: eluvial-dealluivial and dealluvial-proluvium,

152

alluvial, lacustrine and swamp. Facies sediments of sandy-silt-rubbly deposits of slopes, as well as gravel-pebble and sandy-silt deposits of temporary water courses and detrital cones were investigated in more details. In composition of lacustrine-swamp deposits the following sediments of facies were distinguished and described: of lakes, stagnant, being overgrown ponds, becoming silted peat bogs. Among coastal deposits the following facies were investigated: of silt-clayey sediments of lagoons and bays; silt-sandy deposits of mobile basin shallow water; sandy deposits of delta submerged part; sandy deposits of half-isolated basin shallow water. Marine sediments are represented by facies of silt-clayey deposits of most distant from coast basin parts. The received data may be used when creating various scale lithologic-facial and paleogeographic maps for productive sedimentary thick layers on ancient platforms, which will allow carrying out detailed prospecting of diamond deposits with greater efficiency. Keywords: Siberian platform, Upper Paleozoic deposits (sediments), continental, coastal-marine and marine facies, prospecting of diamond deposits.

153

УДК 552.323.6:553.81(571.56)

А. В. Толстов, д-р геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник (Институт геологии и минералогии СО РАН им. В. С. Соболева, г. Новосибирск, Российская Федерация), В. М. Фомин, начальник экспедиции, А. Н. Разумов, главный геолог экспедиции, Е. М. Гончаров, главный геофизик экспедиции (Ботуобинская ГРЭ АК “АЛРОСА”, г. Мирный, Саха (Якутия), Российская Федерация)

НОВЫЕ ПОДХОДЫ К ПОИСКАМ МЕСТОРОЖДЕНИЙ АЛМАЗОВ В ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ За последние 15 лет в Якутской алмазоносной провинции (ЯАП) выявлено Накынское кимберлитовое поле, включающее ряд трубочных и даечных кимберлитовых промышленно-алмазоносных тел, с которыми связаны уникальные по концентрациям алмазов и ресурсам погребенные россыпные месторождения, развитые на значительной площади. Накынское поле является частью Среднемархинского алмазоносного рудно-россыпного района, перспективы которого к настоящему времени изучены недостаточно, поэтому в районе прогнозируются новые объекты. В пределах Накынского поля выявлен и прослежен на многие километры Диагональный кимберлитовмещающий разлом, локализующий выявленные и прогнозируемые кимберлитовые тела, для поисков которых разработаны новые подходы. Вследствие исчерпания фонда легко открываемых коренных месторождений алмазов авторами рассмотрены новые подходы к поискам погребенных кимберлитовых тел комплексом поисковых (высокоразрешающая малоглубинная сейсморазведка и бурение) методов. Ключевые слова: алмазы, кимберлиты, дайки, поиски, сейсморазведка, бурение.

После открытия в 1994 году первого кимберлитового тела на левобережье среднего течения р. Марха (Западная Якутия) в течение десяти лет были выявлены еще несколько кимберлитовых тел, образующих Накынское поле и входящих в обширный Среднемархинский алмазоносный район. Важной отличительной особенностью кимберлитов Среднемархинского алмазоносного района является их высокая продуктивность при крайне низкой концентрации индикаторных минералов кимберлитов (ИМК), главными из которых являются пиропы и высокохромистые шпинелиды. При этом среди ИМК почти полностью отсутствует типичный для большинства кимберлитов Якутии пикроильменит. Эта особенность,

помимо значительной мощности перекрывающих отложений, сложной морфологии кимберлитовых тел вместе с низкой индикативностью проявления в геологических, геофизических полях и минералогических ореолах, обусловливает объективные трудности поисков новых кимберлитовых объектов, наличие которых неоднократно прогнозировалось в Накынском поле многими геологами [3, 4, 5]. В качестве главного прогнозно-поискового критерия кимберлитовых месторождений в новом Среднемархинском районе выступает их приуроченность к Вилюйско-Мархинской кимберлитоконтролирующей зоне глубинных разломов, в пределах которой локализовано одно выявленное (Мирнинское) и другие прогно-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

154

зируемые (Ыгыаттинское, Тенкеляхское, Среднесалакутское) поля кимберлитов. Вилюйско-Мархинская зона контролирует северо-западный борт Вилюйского палеоавлагокена, поэтому структурнотектонический критерий на первом этапе обусловил выбор локальных площадей (объектов поисков), в пределах которых реализуются основные объемы поисковых работ [3, 4, 5]. Высокая алмазоносность коренных и россыпных месторождений района позволяет уверенно продолжать поиски и разведку новых объектов, независимо от их размеров. Над реализацией перспектив нового алмазоносного района два последних десятилетия успешно работает Ботуобинская геологоразведочная экспедиция (БГРЭ) акционерной компании “АЛРОСА”. Однако помимо небольших размеров и сложной морфологии выявляемых тел, крайне низких концентраций индикаторных минералов кимберлитов, не образующих четко проявленных ореолов, нетипично неконтрастные индикационные свойства самих кимберлитов в геофизических полях (магнитных, гравитационных, электрических и гравитационных), сопоставимые с вмещающими нижнепалеозойскими породами карбонатного цоколя, с учетом главной сложности для поисков – большой глубины залегания кимберлитовмещающего цоколя (50– 100 м) – еще более усугубляют проблему обнаружения новых месторождений. В данных условиях одной из наиболее эффективной и едва ли не единственной возможностью выявления кимберлитовых тел является заверка аномалий (неоднородностей) волнового поля, выделяющихся в виде зон нарушения корреляции, фиксируемых по результатам высокоразрешающей малоглубинной сейсморазведки. Сейсморазведку МОВ-ОГТ для решения алмазопоисковых задач начали применять в Западной Якутии с 1979 года. На первом этапе ее внедрения при проведении сейсморазведочных исследований использовались технологические решения, разработанные для нефтяной сейсмо-

разведки, что в свою очередь позволило успешно решать многие структурные задачи путем эффективного картирования крупных тектонических нарушений, а также глубокозалегающих реперных отражающих горизонтов. При этом применяемая в те годы технология не обеспечивала детального картирования верхней части разреза, наиболее информативной в алмазопоисковой геологии, что в свою очередь не позволяло проводить эффективное картирование слабопроявленных кимберлитовмещающих тектонических нарушений и выделение собственно кимберлитовых тел. Начиная с 1995 г. в БГРЭ начали разрабатывать и внедрять в производство технологию высокоразрешающей малоглубинной двухмерной сейсморазведки МОВ-ОГТ. За истекшие годы выполнен значительный объем сейсморазведочных исследований в Малоботуобинском, Ыгыаттинском и Среднемархинском алмазоносных районах, локализующихся в Вилюйско-Мархинской зоне. Эффективное картирование слабопроявленных в геофизических полях потенциально кимберлитовмещающих тектонических нарушений обеспечило существенную оптимизацию объемов поискового бурения БГРЭ на локальных перспективных участках в пределах Накынского кимберлитового поля за счет концентрации поисковых скважин в области зон тектонических нарушений. Дальнейшее совершенствование технологии высокоразрешающей сейсморазведки путем применения трехмерных систем наблюдений дает предпосылки прямых поисков сейсморазведочными работами аномалий, аппроксимируемых с кимберлитовыми телами, имеющими крайне низкие индикационные свойства. Полученные положительные результаты применения высокоразрешающей малоглубинной сейсморазведки в БГРЭ обусловлены прежде всего тем, что геофизиками экспедиции (Максимкина Л. В., Гончаров Е. М., Фомин В. М., Бобровник В. В., Терещенко Б. В., Задояный П. И. и др.) разработана оптимальная техноло-

155

гия ее проведения, обеспечивающая эффективную регистрацию высокочастотной составляющей сейсмического сигнала. В настоящее время при проведении двухмерных сейсморазведочных съемок МОВ-ОГТ используется центральная 96-канальная система регистрации с шагом наблюдений 5 м и шагом пунктов возбуждения 40 м в варианте шестикратного профилирования. В качестве регистрирующей системы используется телеметрическая сейсморазведочная система XZone® Fly Lander (производства компании “СИ Технолоджи”, г. Геленджик). Достаточно высокое разрешение при изучении верхней части разреза достигается за счет применения взрывного возбуждения упругих волн зарядами (аммонитовые патроны, массой 0,25 кг) в скважинах, глубиной 5 м. В качестве приемников применяются одиночные высокочастотные сейсмоприемники типа GS-100 при регистрации сейсмического сигнала с частотой дискретизации 0,25 мс и применением оригинальных методических решений по обработке и интерпретации полученной сейсмической информации с использованием программных продуктов производства компании Paradigm Geophysical. Следует отметить, что применяемая в БГРЭ технология высокоразрешающей сейсморазведки может считаться малоглубинной лишь условно по сравнению с традиционными многокилометровыми глубинами исследований, характерных для нефтяной сейсморазведки. В сейсмогеологических условиях Западной Якутии применяемая нами регистрация сейсмического сигнала длительностью в одну секунду достаточно уверенно обеспечивает детальное изучение геологической среды на глубину не менее одного километра, то есть на глубину, максимально интересующую геологов при поисках коренных и россыпных алмазных месторождений. По опыту работ в Малоботуобинском районе наибольшие перспективы дальнейшего эффективного применения сейсморазведки при проведении алмазопоисковых работ связываются геологораз-

156

ведчиками БГРЭ со Среднемархинским и Ыгыаттинским алмазоносными районами. Результаты планомерных производственных двухмерных сейсморазведочных работ в пределах данных алмазоносных районов, а также результаты опытных сейсморазведочных работ, выполненных непосредственно на алмазных месторождениях – кимберлитовых трубках Ботуобинская, Нюрбинская, кимберлитовом теле даечной морфологии Мархинское – позволили послужить основанием инициирования начала работ по разработке технологии высокоразрешающей трехмерной рудной сейсморазведки, ориентированной на решение алмазопоисковых задач. Для решения данной задачи в настоящее время производится внедрение нового сейсморазведочного комплекса, включающего в себя телеметрическую сейсморазведочную систему Sercel 428 XL (производства компании Sercel, Франция) с полевым оборудованием на 1 300 сейсмических каналов. Планомерное совершенствование сейсморазведочных технологий, применяемых в АК “АЛРОСА”, напрямую согласуется с современными мировыми тенденциями резкой активизации применения высокоразрешающей сейсморазведки для решения поисковых задач в рудной, в том числе и алмазной геологии, для выявления месторождений сложной морфологии на больших глубинах. Имеющийся мировой опыт последних полутора десятилетий (выявление и разведка в Канаде маломощного, но характеризующегося промышленной алмазоносностью и высоким качеством алмазов даечного месторождения Снэп-Лейк, вещественный состав кимберлитов которого наиболее схож с накынскими кимберлитами) вселил уверенность геологов АК “АЛРОСА” в возможном получении аналогичного результата в пределах Накынского поля [2]. Проведенные в 2001–2005 гг. поисковые работы в пределах Накынского поля позволили выделить в 3 км юго-западнее трубки Ботуобинской локальный сла-

боконтрастный участок с аномальными химическими составами некоторых гранатов (Дак А. И., 2003). Перспективность выделенного участка была обусловлена его приуроченностью к зоне влияния Диагонального рудовмещающего разлома [3]. Однако заверенная детальными поисковыми работами (буровыми скважинами по сети 200×200 м) шлихоминералогическая аномалия не дала положительных результатов, подтвердив ранее полученную информацию, в результате чего дальнейшие работы на аномалии подвергались сомнению. Для подтверждения необходимости дальнейших поисков на этом участке нами были дополнительно получены и детально изучены представительные коллекции гранатов и шпинелидов [1, 5]. Среди изученной партии гранатов из базальных горизонтов оруктахской свиты ранней юры (J1or) по результатам исследования химического состава методом микрозондового анализа (Дак А. И., Иванов А. С., Серов И. В.) в области высокохромистых составов была выделена необычная группа гранатов с повышенным содержанием кальция – 7,5–10,2 масс % CaO и хрома – 10,0–15,4 масс % Cr2O3. Помимо гранатов, в отложениях базального горизонта нижней юры зачастую обнаруживались микрообломочки слюдистого кимберлита. Это, а также наличие промышленной россыпи алмазов и ореола ИМК с повышенным (до 12 %) содержанием в них пиропов, отвечающих по составу твердому раствору: альмандин (10–13 %) – кноррингит (10–20 %) – уваровит (16–33 %) – пироп (40–58 %), позволили спрогнозировать выявление кимберлитового тела, содержащего повышенное количество аномальных высокохромистых, высококальциевых уваровит-пиропов [5]. Результатом детальных поисков вертикальными скважинами колонкового бурения по сети 100×100 м явилось выявление в мае 2006 года линейно-протяженного дайкообразного тела субмеридионального (север-северо-восточного) простирания, получившего название Майское (рис. 1).

Новое кимберлитовое тело характеризуется дайкообразной морфологией, невыдержанной мощностью (от 8 до 40 м), сложено типичными кимберлитами, аналогичными кимберлитам Северо-Западных территорий Канады (дайка Снэп-Лейк) и выявленным ранее трубкам Накынского поля, однако, в отличие них, оно располагается в нескольких сотнях метров севернее осевой части Диагонального разлома и, вероятно, связано с новым разломом либо его расщепленной частью [1, 2]. Для индикаторных минералов Накынского поля типично наличие гипергенной коррозии вплоть до полного уничтожения эклогитовых гранатов в юрских базальных отложениях. Находки гипергенно-измененных гранатов в поисковых пробах из керна поисковых скважин при повышенном содержании пироп-альмандинов, попавших в юрский базальный горизонт из ксенолитов архейских пород, а также находки ультраосновных гранатов – явный признак нахождения отобранной пробы вблизи от кимберлитового тела. Этот признак достаточно хорошо зарекомендовал себя и используется геологами “АЛРОСА” при повседневных поисках [3, 4, 5]. В отличие от всех выявленных ранее даечных тел Накынского поля, сложенных исключительно кимберлитовыми брекчиями (тело Мархинское) или порфировыми кимберлитами (дайка Д-96 и др.), вновь выявленное Майское тело, помимо сложной морфологии, имеет неоднородное строение. В составе кимберлитовых пород Майского тела выделяются типичные для трубочных тел разновидности: массивные порфировые кимберлиты (ПК), автолитовые кимберлитовые брекчии (АКБ), а также кимберлитовые брекчии (КБ), разубоженные на 50–70 % ксеногенным материалом вмещающих пород. Северо-восточная Майского тела сложена типичными автолитовыми кимберлитовыми брекчиями с реликтами порфировых кимберлитов, содержащих зачастую ксенолиты эклогитов и докембрийских

157

гранатовых гнейсов, в то время как югозападная – кимберлитовыми брекчиями. Новые результаты по Майскому телу позволили судить о едином магматическом цикле формирования кимберлитов Накынского поля и надеяться на новые перспективы выявления аналогичных месторождений [1]. Кроме этого, сложное строение, нехарактерное для кимберлитовых даек и более типичное для трубочных тел, позволило предположить, что выявленная дайка является апикальной частью невскрытого трубочного кимберлитового тела более крупных размеров [4, 5].

Это нашло свое подтверждение дальнейшими исследованиями: в пределах участка, непосредственно примыкающего к новому кимберлитовому телу, были проведены сейсморазведочные работы, в результате которых четко выявилась аномалия волнового поля овальной формы около 100 м в поперечнике (рис. 2). Поисковые работы, выполненные в данном направлении, позволяют прогнозировать новые кимберлитовые тела, невскрытые на доюрскую поверхность, вблизи от известных трубок в пределах Накынского поля, в первую очередь на его юго-западном фланге. Проведенными

Рис. 1. Схема расположения кимберлитовых тел центральной части Накынского кимберлитового поля: 1 – тектонические нарушения; 2 – кимберлитовые тела; 3 – вторичные изменения, отмечаемые в кернах скважин; 4 – поисковые скважины

158

за два последних года работами на выделенном перспективном участке выявлен и локализован участок Озерный, в пределах которого в ситуации, сходной с месторождениями Накынского поля, выявлен слабоконтрастный ореол ИМК. В ходе дальнейших более детальных исследований наклонными скважинами, пробуренными вкрест простирания Диагонального разлома, подсечены маломощные кимберлитовые жилы, которые, по всей видимости, являются оперяющими невскрытые более мощные кимберлитовые тела, находящиеся в непосредственной близости либо залегающие на глубинах более 100 м. Таким образом, выполненные работы позволяют однозначно констатировать,

что в пределах уникальных погребенных алмазоносных россыпей с характерными им индикационными свойствами (наличие ИМК и алмазов даже в небольших по объему пробах из керна скважин) выявить небольшие по размерам новые кимберлитовые тела, даже при сети вертикальных скважин детальнее 100×100 м, практически невозможно [4, 5]. В данной ситуации авторы рекомендуют внедрение в поисковую практику ГРР предварительного опоискования выделенных наиболее перспективных локальных участков сейсморазведкой в модификации 3D с выявлением проницаемых зон, незалеченных базитами, и последующим подсечением их наклонными скважинами с целью прямого вскрытия кимберлитовых тел.

Рис. 2. Результаты высокоразрешающей малоглубинной сейсморазведки в пределах Майского месторождения

159

Выводы 1. Новым подходом при поисках месторождений алмазов в Якутской алмазоносной провинции является комплексирование эффективно зарекомендовавших себя на практике геофизических (высокоразрешающая малоглубинная сейсморазведка) и геологических (наклонное поисковое бурение со шлихоминералогическим опробованием керна) методов поисков. 2. Применяя разработанные приемы и подобную методику, геологоразведчикам Ботуобинской экспедиции АК “АЛРОСА” в последние годы удалось спрогнозировать, выделить и оконтурить перспективный участок Озерный на юго-западном фланге Накынского кимберлитового поля. 3. Проведенные в пределах Озерного участка высокоразрешающие малоглубинные сейсморазведочные работы позволили выявить новые жильные кимберлитовые тела малой мощности, среди которых в самое ближайшее время возможно выявление нового потенциально промышленно-алмазоносного проявления в ситуации, схожей с Майским месторождением. 4. Первые результаты, получаемые в настоящее время, подтверждают это предположение и позволяют надеяться, что дальнейшее применение комплекса геолого-геофизических методов позволит

выявлять подобные алмазоносные объекты в сложных геологических обстановках как в Якутии, так и за ее пределами. ЛИТЕРАТУРА 1. Василенко В. Б., Толстов А. В., Минин В. А. и др. Новое тело высокоалмазоносных кимберлитов в Накынском поле Якутской алмазоносной провинции//Геохимия. 2008. № 12. С. 87–95. 2. Похиленко Н. П., Соболев Н. В. и др. Пиропы и хромиты из кимберлитов Накынского поля (Якутия) и района Снэп-Лейк (пров. Слейв, Канада): свидетельство аномального строения литосферы//Докл. АН СССР, 2000. Т. 372. № 3. С. 356–360. 3. Толстов А. В, Сыромолотова Н. А., Боланев В. С. Перспективы Среднемархинского алмазоносного района в связи с новыми данными по морфологии кимберлитовой трубки Ботуобинская. Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики//Материалы Всероссийского совещания. Магадан: Изд-во СВКНИИ ДВО РАН, 2003. С. 210–213. 4. Толстов А. В., Невлютов Т. Н. Дайковый комплекс Накынского кимберлитового поля//Труды VII Международной конференции “Новые идеи в науках о Земле” Т. 2. М.: Университет “Книжный дом”, 2005. 188 с. 5. Толстов А. В., Пономарев О. Б. Некоторые особенности минералогии россыпей Накынского кимберлитового поля в связи с прогнозированием коренных источников алмазов. Там же. 232 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 14.01.2013.

За останні 15 років в Якутській алмазоносній провінції (ЯАП) виявлене Накинське кімберлітове поле, яке складається з низки трубкових і дайкових кімберлітових промислово-алмазоносних тіл, з котрими пов’язані унікальні за концентрацією алмазів і ресурсами поховані розсипні родовища, розвинені на значній площі. Накинське поле є частиною Середньомархинського алмазоносного рудно-розсипного району, перспективи якого до цього часу вивчені недостатньо, тому в районі прогнозуються нові об’єкти. У межах Накинського поля виявлений і простежений на багато кілометрів Діагональний розлом, який вміщує кімберліти й локалізує виявлені та прогнозовані кімберлітові тіла, для пошуків котрих розроблені нові підходи. Унаслідок вичерпання фонду корінних родовищ алмазів, які легко відкриваються, автори розглянули нові підходи до пошуків похованих кімберлітових тіл комплексом пошукових (високороздільна малоглибинна сейсморозвідка й буріння) методів. Ключові слова: алмази, кімберліти, дайки, пошуки, сейсморозвідка, буріння.

160

During the last 15 years in Yakytian diamond province the Nakyn kimberlite field that includes several pipe and dyke shaped economically diamondiferous kimberlite bodies was discovered. These kimberlite bodies are connected with unique on the diamond concentrations and resources buried placer deposits that occupy wide area near the field. Nakyn kimberlite field is the part of Middle-Markha ore-placer region that not well investigated yet and therefore the presence of a new ore objects there are predicted. Within the Nakyn kimberlite field the kimberlite controlling diagonal deep fault are recognized and traced on distance of several kilometers. This fault localizes the known and predicted kimberlite bodies and new approaches are developed for their discoveries. As the easy to discover reserve of diamond deposits are nearly exhausted authors are discussed a new approaches to localization of buried kimberlite bodies using combination of exploration methods including high sensitivity low-depth seismic exploration and drilling. Keywords: Diamond, Kimberlite, Dyke, Exploration, Seismic-Exploration, Drilling.

161

УДК 551.735.9:552.5:553.041

Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, профессор, академик АН РС(Я), председатель Западно-Якутского научного центра (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, М. Н. Зинчук, научный сотрудник Западно-Якутского научного центра Академии наук Республики Саха (Якутия)

МИНЕРАГЕНИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЗОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ В СВЯЗИ С ИХ АЛМАЗОНОСНОСТЬЮ Приведена характеристика минерагенических особенностей мезозойских осадочных толщ одного из основных алмазоносных районов Сибирской платформы – Малоботуобинского. Основное внимание уделено особенностям накопления в различных условиях алмазоносного материала, главным поставщиком которого являлись как коры выветривания на кимберлитах, так и перемытые, и переотложенные более древние алмазосодержащие образования. Оценена роль материала древних кор выветривания на терригенно-карбонатных породах, образованиях трапповой формации (долеритах, туфах и туфогенных выделениях) и кимберлитах в различные стратиграфические толщи мезозоя, что позволило оценить роль при этом алмазоносного материала и сделать рекомендации по совершенствованию методики поисковых работ на этой территории. Показана необходимость дифференцированного подхода к всестороннему изучению условий накопления различных макрофаций и отдельных фаций алмазоносных отложений континентального и прибрежно-морского генезиса, что необходимо учитывать при постановке и проведении поисковых работ в каждом конкретном перспективном регионе. Ключевые слова: Малоботуобинский алмазоносный район, Сибирская платформа, мезозойские осадочные толщи, древние коры выветривания.

В результате более чем 50-летних геологоразведочных и поисковых работ на Сибирской платформе открыты уникальные коренные и россыпные месторождения алмазов, что позволило в короткие сроки создать в России мощную алмазодобывающую промышленность. Поисковые работы в этот период проводились с применением геофизических, минералогических и других методов исследований [1–6, 18–20]. Кимберлитовые тела (трубки, дайки и жилы), которых на платформе открыто более тысячи, располагаются крайне неравномерно и группируются в 25 полях, которые объединяются в восемь обособленных районов, алмазоносны только около 150 ким-

берлитовых тел, среди которых промышленно отрабатываются трубки Мир, Интернациональная, Удачная, Айхал, Сытыканская, Юбилейная, Зарница, Комсомольская и др. Завершена добыча открытым способом на небольших по размерам трубках имени ХХШ съезда КПСС и Дачная. Готовятся к разработке кимберлитовые трубки Краснопресненская, Дальная, Иреляхская, Заполярная, Новинка, Комсомольская-Магнитная, Поисковая и др. Россыпи и россыпные проявления алмазов различных генетических и морфологических типов установлены в Малоботуобинском, Среднемархинском, Далдыно-Алакитском, Муно-Тюнгском, Анабарском, Средне- и Нижнеоленекском,

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

162

Приленском и других алмазоносных районах Сибирской платформы. Возраст их различен – от позднепалеозойского и мезозойского до неоген-раннечетвертичного и современного [11–17]. Промышленная разработка алмазоносных россыпей осуществляется в Малоботуобинском, Анабарском и Приленском районах, идёт их разведочная оценка в Среднемархинском районе. Несмотря на большие объемы проведённых геологоразведочных работ остаются открытыми вопросы о коренных источниках алмазов богатых россыпей северо-востока Сибирской платформы. Большинством исследователей предполагается множественность их коренных источников, в том числе и докембрийского возраста [3]. Для центральных районов Сибирской платформы (Малоботуобинский, ДалдыноАлакитский и Среднемархинский) отмечается пространственное совмещение коренной и россыпной алмазоносности, что создаёт дополнительные трудности в составлении корректной оценки перспектив коренной алмазоносности и локализации россыпных ореолов. Возрастание сложности решения геологоразведочных задач в Якутской алмазоносной провинции (ЯАП), где в настоящее время сосредоточены основные производственные мощности акционерной компании “АЛРОСА”, а также расширение поисков за её пределами (Иркутская область и Красноярский край) повышает роль и актуальность прогноза алмазоносности на территориях со сложным геологическим строением. В мировой практике алмазопоисковых работ обычно используется прогнозирование, основанное на ряде критериев (шлихоминералогических, структурно-тектонических, геофизических и др.), позволяющих изучать особенности глубинного строения земной коры с целью выявления структурно-вещественных неоднородностей, свойственных обычно полям развития алмазоносного магматизма. Однако наибольшую эффективность эти методы имеют при исследовании новых территорий, перспективных для поисков корен-

ных алмазных месторождений, и меньшая роль их в более детальных исследованиях в уже открытых алмазоносных районах и кимберлитовых полях. В последних следует решать вопросы детального изучения вещественного состава перспективных на алмазы древних осадочных толщ для решения вопросов выяснения поставщиков полезного компонента в такие проявления или россыпи. Раннемезозойская эпоха в пределах Сибирской платформы, следующая за одной из мощнейших эпох корообразования, занимает ведущее место по масштабам россыпной алмазоносности [7–10, 17]. В это время в пределах районов кимберлитового магматизма (особенно в Малоботуобинском и Среднемархинском) образовались многочисленные россыпи различного генезиса и морфологии. Впервые мезозойские россыпи, вместе с питавшими их коренными месторождениями трубками Мир и Интернациональная, были открыты в Малоботуобинском районе, являющемся частью крупной ЯАП и охватывающем в основном бассейны рек Большой и Малой Ботуобии (правые притоки среднего течения р. Вилюй). Район тяготеет к центральной части Сибирской платформы и расположен в пределах Ботуобинского поднятия [5, 9]. Эта территория расположена в пределах крупных (дофанерозойского заложения) структур описываемой платформы, таких как Непско-Ботуобинская и Анабарская антеклизы и наложившихся на них впоследствии Тунгусской (позднепалеозойской) и Вилюйской (мезозойской) синеклиз, а также Ангаро-Вилюйского прогиба. В разрезе осадочного чехла района отмечаются четыре крупных комплекса пород (структурные ярусы): венд-силур, девоннижний карбон, нижний карбон-нижний триас, верхний триас-мел, которые разделяются между собой стратиграфическими перерывами и отвечают тектоническим этапам развития Сибирской платформы в целом. К границам между указанными комплексами приурочены эпохи её перестройки и периоды активизации, а также

163

фазы проявления магматизма [5, 9, 15, 17]. На протяжении первого этапа развития (венд-силур) рассматриваемая территория представляла собой несколько опущенный край платформы. Среди отложений нижней части первого структурного яруса (венд-нижний кембрий) преобладают осадочные формации галогенно-карбонатного состава, характеризующие стадию наибольшего выравнивания территории. В среднем-позднем кембрии, ордовике и силуре, наряду с формированием терригенно-карбонатных пород, появились условия для образования прибрежноморских и лагунно-континентальных отложений, и несколько раз происходил их размыв. В позднем силуре территория, по-видимому, была выведена из-под уровня моря. Второй этап развития района (девон-ранний карбон) характеризуется продолжавшимся воздыманием территории. Осадконакопление (вулканогеннокластические отложения) происходило лишь на крайнем северо-востоке района в Ыгыаттинской впадине. С тектонической активизацией платформы в девоне связано значительное оживление магматической деятельности, приведшей к образованию комплекса пород трапповой и кимберлитовой формаций. Начальный период позднепалеозойского-раннемезозойского этапа характеризуется стабилизацией тектонических движений с широким развитием кор выветривания [9]. В конце раннего карбона проявляются отрицательные движения, связанные с формированием Тунгусской синеклизы. Накапливается мощная толща кластических и вулканогенно-кластических отложений. Завершается формирование третьего структурного яруса, ознаменовавшееся мощным проявлением траппового магматизма, породы которого сложно интрудировали кластическую толщу карбона-нижнего триаса. Мезозойский структурный ярус сформировался под влиянием Верхоянского цикла тектогенеза. В позднетриасовое время после стабилизации тектонических движений и мощной эпохи корообразования произошло заложение

164

Ангаро-Вилюйского прогиба. На фоне сначала относительно медленного погружения территории накапливались отложения иреляхской свиты рэт-геттанга. Возобновление тектонических подвижек в предукугутское и позднеплинсбахское время привело к интенсивному опусканию территории и накоплению толщи (более 200 м) континентальных и прибрежноморских отложений лейаса. Указанные тектонические подвижки сопровождались разрывными нарушениями субширотного и северо-восточного направлений небольшой амплитуды (до 30–50 м) и протяжённости. Оба склона Ботуобинского поднятия осложнены глубинными разломами Ахтарандинской и Вилюйско-Мархинской зон. Ахтарандинская зона разломов северо-западного простирания пересекает западную часть Малоботуобинского района, а Вилюйско-Мархинская зона северо-восточного простирания – центральную и восточную. Последняя состоит из системы субпараллельных глубинных разломов, большинство из которых фиксируются магнитной сьёмкой в виде узких, линейно вытянутых аномалий, обусловленных дайками диабазов [5, 7, 20]. К ним тяготеют трубчатые тела кимберлитов и траппов. Все кимберлитовые и большинство трапповых трубчатых тел располагаются по тектоническим нарушениям северо-западного простирания. Их длинные оси вытянуты в северо-западном направлении. В том же направлении, на продолжении длинных осей трубок, установлены зоны дробления во вмещающих породах. Вертикальные смещения по глубинным разломам в верхней части осадочного чехла практически отсутствуют либо имеют небольшую амплитуду. Так, скважинами пробуренными в осевой части Мирнинского и Восточного разломов, тектонические нарушения в породах нижнего ордовика и частично верхнего кембрия не установлены. Целая серия этих нарушений, а также дайки диабазов, зафиксированы только в пределах разреза пород кембрия. Всё это говорит о том, что в период заложе-

ния и формирования Ыгыаттинской впадины, Тунгусской, Вилюйской синеклиз и Ангаро-Вилюйского прогиба повторные подвижки по глубинным разломам сводовой части Ботуобинского поднятия не происходили, но они осуществлялись по другим направлениям (северо-западному, северо-восточному и субширотному). Триасовая система в Малоботуобинском районе представлена корвунчанской свитой (T1kr), мощностью 35–80 м, наиболее широко распространённой в бассейне нижнего течения р. Б. Ботуобия, где слагает обширные поля или отдельные линзы и блоки в поле развития трапповых интрузий [9]. В центре района она сохранилась от размыва в виде небольших изолированных полей под юрскими отложениями и выявлена при заверке магнитных аномалий; южнее эти породы не установлены. Эта своеобразная вулканогенно-осадочная толща представлена сравнительно плотными (нередко выветрелыми) неслоистыми разнозернистыми агломератовыми зеленоватыми базальтовыми туфами и туффитами. Отмечаются взаимопереходы между туфами и туфобрекчиями, туфоконгломератами и туфопесчаниками, а также линзы плотных глин, алевролитов и песчаников. Иногда туфы чередуются с туффитами. Границы свиты подчеркиваются наличием несогласия и резкой сменой литологических особенностей пород. Возраст её установлен по аналогии с фаунистически охарактеризованными породами корвунчанской свиты центральной части Тунгусской синеклизы [7–9]. Юрская система в районе представлена континентальными отложениями иреляхской (T3-J1ir) и укугутской (J1uk) свит, а также прибрежно-морскими и морскими образованиями плинсбахского (J1p) и тоарского (J1t) ярусов. Иреляхские отложения сформированы в начале мощного мезозойского этапа осадконакопления в западной части Вилюйской синеклизы и по ним обычно восстанавливают историю заложения и развития этих структур [7–9, 13, 18]. Эти образования сохранились от

размыва в виде останцов в центральной части Ангаро-Вилюйского прогиба и на его бортах. Они обнажаются вдоль р. Малой Ботуобии и вскрыты в её верхнем течении. Наиболее полные разрезы свиты изучены во впадинах доиреляхского рельефа. Сложены они глинистыми алевритами, песчано-алевритистыми глинами с прослоями песков и линзами гравелитов, галечников, углистых глин и бурого угля. Зачастую это типичные озерные и озерно-болотные осадки с обилием аутигенного пирита и сидерита. Отмечаются и аллювиальные отложения, представленные песками и реже галечниками. Цвет их в основном серый, зеленовато-бурый, реже бурый. На севере описываемого района, в пределах траппового плато, в иреляхском разрезе доминируют слабо отсортированные породы (преимущественно пролювиально-делювиальные фации), состоящие из сильно выветрелых обломков долеритов, гравия и гальки кварцкремнистых пород, сцементированных глинистым материалом. Залегает иреляхская свита на эродированной поверхности терригенно-карбонатных пород нижнего палеозоя, образований трапповой формации пермо-триаса и с размывом перекрывается отложениями укугутской свиты. Позднетриасовый-раннеюрский возраст свиты устанавливается по определениям флоры, споро-пыльцевых комплексов и положению в разрезе [9, 13]. Образования укугутской свиты широко развиты в Малоботуобинском районе. Их наиболее полные разрезы установлены в верхнем течении р. Малой Ботуобии и тяготеют к приосевой, наиболее опущенной части Ангаро-Вилюйского наложенного мезозойского прогиба. Залегают они с размывом на терригеннокарбонатных породах нижнего палеозоя или кластических отложениях иреляхской свиты, иногда на породах трапповой формации, и представляют собой толщу аллювиальных осадков, разделяющуюся на три пачки [7, 9]: Нижняя (30–35, иногда до 50–70 м) сложена галечниками и разнозернистыми (чаще крупно- и средне-

165

зернистыми) песками серой и желтоватосерой окраски с редкими и маломощными (до 1 м) прослоями алевритов и песчаных глин. Средняя пачка (25–35, участками до 55 м) представлена разнозернистыми, преимущественно среднезернистыми, косослоистыми сероцветными песками с примесью гравийно-галечного материала и маломощными линзами галечников, тяготеющих к низам разреза. Встречаются прослои буровато-серых алевритов, глин и линзочек угля (2–4 см). Верхняя пачка (20–30 м) сохранилась от размыва в центральных частях конседиментационных депрессий и сложена сероцветными тонкослоистыми алевролитами, глинами, мелко- и тонкозернистыми песками. Возраст укугутской свиты определяется по результатам многочисленных палинологических анализов, а также на основании того, что залегает она на флористически охарактеризованных отложениях иреляхской свиты рэт-геттанга и перекрывается прибрежно-морскими образованиями, содержащими фауну и микрофауну плинсбаха, как ранний лейас – начало среднего лейаса [9]. Плинсбахские отложения в Малоботуобинском районе представлены карикскими и домерскими подъярусами и сложены преимущественно континентальными отложениями (лишь в домерских отложениях обнаружена морская фауна). В основании карикского подъяруса (30–50 м) наблюдается базальный слой, сложенный галечниками, конгломератами и грубозернистыми песками. Выше залегают серые и зеленовато-серые пески с прослоями глин и алевролитов с линзами плотных известковистых песчаников. Верхняя часть разреза сложена алевролитами и глинами с прослоями углей. Состав отложений этого подъяруса относительно выдержан по площади. В мезозойских депрессиях преобладают алевролиты и глины. В юго-западной половине района карикские образования с размывом залегают на отложениях верхней пачки укугутской свиты, а в северозападной – на туфогенной толще нижне-

166

го триаса, породах палеозоя и траппах. В основании домерского подъяруса (до 50 м) также повсеместно наблюдается базальный слой галечников, конгломератов и грубозернистых песков, достигающих иногда значительной мощности (до 5 м), в депрессиях он выражен слабо. Выше залегает пачка хорошо отсортированных песков с прослоями и линзами плотных известковистых песчаников, часто с галькой и растительным детритом. Верхняя часть разреза обычно сложена тонкозернистыми песками, алевритами и глинами. В депрессиях отложения становятся заметно более зернистыми и сменяются глинистыми алевролитами. У возвышенных останцов долеритов с обрывистыми склонами характерно наличие мощной (до 13 м) толщи валунов и гальки, состоящей из тех же долеритов. Вдоль древней береговой линии отмечается толща хорошо отсортированных пляжевых песков. С удалением от этой линии в составе псефитовых обломков базального горизонта домерского подъяруса резко уменьшается содержание местных пород и преобладает экзотическая галька [9]. Тоарские отложения представлены темно-серыми или темно-бурыми глинистыми алевролитами и глинами, часто известковистыми, иногда алевритистыми с линзами и прослоями глинистых известняков, содержащими обильную фауну (пелециподы, белемниты и др.) и микрофауну (различные виды фораминифер и остракод). По литологическим особенностям эти отложения разделяются [9] на две пачки: нижнюю (до 45 м) – алевритисто-глинистую (участками с маломощными прослоями тонкозернистых алевритистых песков в низах разреза) и верхнюю (до 20 м) – песчано-алевритовую, выделяемую по появлению в разрезе крупнозернистых алевритов, местами слабо песчанистых. В кровле верхней пачки иногда отмечаются прослои сероцветных известковистых песков и песчаников. Между породами и пачками наблюдаются постепенные переходы. Верхняя пачка представлена осадками регрессирующего моря.

К мезозойским отложениям Малоботуобинского района приурочено большинство известных на Сибирской платформе древних россыпей алмазов. Это обусловило их значительно большую степень изученности как по сравнению с верхнепалеозойскими россыпными образованиями, так и с мезозойскими россыпями других алмазоносных районов (в том числе и Среднемархинского). Наши исследования показали [3, 9, 11, 20], что основную роль в распределении местного терригенного, в том числе и кимберлитового материала в рэт-лейасовых отложениях играет структурный фактор. Так, специфические особенности накопления местного терригенного материала в мезозойских отложениях обусловлены, прежде всего, развитием в районе двух структурно-формационных зон. В одной из них (юго-восточной) условия для накопления местного терригенного материала в иреляхских отложениях частично существовали только на склонах центральной части прогиба. Однако в укугутский период эти образования подверглись значительной эрозии, а сохранившиеся от размыва их останцы перекрылись мощной (до 100 м) толщей аллювиальных отложений, обогащённых преимущественно чуждым району материалом. Формирование плинсбахских и тоарских осадков происходило здесь в прибрежно-морских условиях при значительном поступлении местного терригенного материала из областей размыва, обрамлявших возникший морской бассейн. В отличие от этого, в северо-западной структурно-формационной зоне, занимающей трапповое плато, практически на протяжении всего иреляхского, укугутского и карикского времени происходил размыв пород, слагающих возвышенные платообразные поднятия, с одновременным переотложением эродированного местного терригенного материала в расположенных вблизи локальных депрессиях и частичным выносом его за пределы данной зоны. Здесь существовали условия для формирования делювиально-пролювиальных, пролювиально-аллювиальных

и озерных (озерно-болотных) фаций. В домерское время обогащённые местным терригенным материалом отложения этой зоны подверглись абразии и накоплению смытого материала в базальных горизонтах прибрежно-морских отложений. Тоарские образования, по-видимому, формировались уже в условиях, когда местные источники сноса терригенного материала были перекрыты. Поэтому в северо-западной зоне существовали благоприятные условия для накопления осадков, обогащённых местным терригенным материалом, и при наличии выходов на дневную поверхность источников алмазов могли формироваться их россыпи. Именно таким условиям отвечает упомянутая структурная терраса вдоль бровки северо-западного борта прогиба. Здесь широко развиты отложения иреляхской свиты, являющиеся формацией перемыва и переотложения древних кор выветривания, а также образования укугутской свиты и карикского подъяруса [9, 11]. К этим отложениям, тяготеющим к локальным мезозойским депрессиям (Иреляхской и Мачобинской) центральной наиболее изученной части этой террасы, приурочены все известные в настоящее время древние россыпи алмазов промышленного значения. В целом кимберлитовый материал на разных участках и в разных фациальных обстановках накопления мезозойских отложений распределён крайне неравномерно. Делювиально-пролювиальные отложения широко развиты в иреляхской свите и крайне ограничено – в укугутской свите и карикском подъярусе в пределах северо-западного борта Ангаро-Вилюйского прогиба. В этих отложениях алмазы и их минералы-спутники фиксируются только вблизи кимберлитовых тел. В направлениях локального переноса материала наблюдается довольно быстрое и резкое выклинивание обогащённых кимберлитовыми продуктами горизонтов, чередование участков с аномальными их концентрациями и практически пустых. Нередко конусы выносов рядом расположенных потоков характеризуются резко различ-

167

ными концентрациями алмазов и их минералов-спутников [3, 11]. Дифференциация этих минералов по величине и плотности здесь практически отсутствует. Озерные и озерно-болотные отложения устанавливаются преимущественно в иреляхской и укугутской свитах, а также в карикском подъярусе в пределах северо-западного борта Ангаро-Вилюйского прогиба. Они характеризуются довольно равномерным распределением кимберлитового материала в локальных депрессиях в палеорельефе. Повышенная его концентрация чаще фиксируется у бортов впадин и на выступах палеорельефа. На склонах депрессий, примыкающих к кимберлитовым телам, алмазами и их минералами-спутниками заражен практически весь разрез вплоть до углистых образований, т. е. не наблюдается четкого литологического контроля в их распределении. С удалением от коренных источников повышенное содержание кимберлитового материала обычно тяготеет к горизонтам грубообломочных разностей пород. В этом же направлении постепенно снижаются концентрации алмазов и их минералов-спутников, уменьшается их средний вес и размеры, ухудшается сохранность. Максимальная длина прослеженных ореолов рассеяния кимберлитового материала едва превышает 10 км [3, 9]. В рассматриваемых отложениях широко развит глинисто-углистый горизонт с линзами и прослоями бурого угля. Он связан с верхними частями разреза верхних макроритмов перечисленных выше стратиграфических подразделений. Проявления бурого угля промышленного значения приурочены к отложениям карикского подъяруса на отдельных участках Мачобинской (Суольской) и Иреляхской мезозойских депрессий, а также в упомянутой выше структурной террасы вдоль бровки Ангаро-Вилюйского прогиба. Аллювиальные отложения развиты преимущественно в иреляхской и укугутской свитах центральной части АнгароВилюйского прогиба. Так как здесь они более чем на 90 % объема сложены чуж-

168

дым району обломочным материалом, в них отмечается в основном фоновая в виде мелких единичных зёрен зараженность минералами-спутниками алмаза плохой сохранности. И только при весьма благоприятных условиях (вынос кимберлитового материала на протяжении длительного периода) вдоль северо-западного борта прогиба могли формироваться отдельные короткие струи аллювия, несколько обогащённого алмазами. Подобные условия существовали, например, вдоль этого борта прогиба в среднем течении р. Юлегир [9]. Снос алмазов в эти отложения происходил как с известных месторождений, так, возможно, из ещё неоткрытого кимберлитового тела. Кроме того, алмазы были найдены в отдельных пробах, отобранных из нижнего горизонта рассматриваемых отложений бассейна нижнего течения руч. Кучугуй-Еленг, Улахан-Еленг и Хатат. Источниками их, по-видимому, являются перекрытые сейчас мезозойскими отложениями кимберлитовые тела, тяготеющие к зоне глубинных разломов, проходящей западнее этих находок. Отложения эпиконтинентального морского бассейна развиты в карикском подъярусе в центральной части Ангаро-Вилюйского прогиба, в домерском подъярусе и тоарском ярусе всего Малоботуобинского района [7–9]. Кимберлитовый материал в этих отложениях отмечается преимущественно в базальном горизонте за счёт размыва подстилающих и алмазосодержащих пород обрамления морского бассейна, т. е. в случае налегания этого горизонта на продуктивные на алмазы породы или вблизи контакта с ними. В таких случаях формировались отложения домерского подъяруса на структурной террасе вдоль северо-западного борта прогиба. Об этом свидетельствуют находки минераловспутников и алмазов в базальных горизонтах указанных отложений, причём на отдельных локальных участках в них установлены высокие концентрации данных минералов. На остальной (а для тоар-

ского яруса и на всей) территории района, где накапливались осадки мезозойского эпиконтинентального моря, источники алмазов уже были перекрыты толщей более древних терригенных образований, поэтому здесь отсутствовали условия для формирования россыпей алмазов. Имеющиеся материалы по прибрежноморским россыпям позволяет выделить ряд специфических особенностей, учёт которых очень важен при постановке прогнозно-поисковых работ как на этой, так и на близких по строению перспективных территориях. Среди них следует отметить приуроченность россыпей к грубообломочным фациям, выдержанность мощностей (первые метры) продуктивного горизонта и его относительно небольшую ширину (до 1 км, в случае если не размывался коллектор алмазов, имеющий площадное развитие), повышенный выход тяжёлой фракции, в составе которой преобладает комплекс наиболее устойчивых минералов, высокая степень окатанности и отсортированности обломочного материала. Для алмазов из прибрежно-морских россыпей характерны значительный механический износ, матовая поверхность и относительно большой средний вес, а для минералов-спутников алмаза – мелкие зерна, сильная окатанность (иногда до идеальной формы). Плинсбахские отложения, сформировавшиеся на породах трапповой формации или вблизи контакта с ними, в значительном количестве содержат ильменит, причём наиболее высокая его концентрация отмечается только в отдельных горизонтах яруса. Так, например, в районе Хататского буроугольного месторождения в плинсбахских отложениях, перекрывающих сохранившийся от размыва останец траппового сила, установлены [9] две ильменитоносные толщи. Одна из них приурочена к базальному горизонту верхнего макроритма карикского подъяруса, сложенному мелкозернистыми алевритистыми песками с единичной галькой, а другая – к горизонту среднезернистых хорошо отсортированных песков домер-

ского подьяруса, расположенному между третьим и четвертым (снизу) слоями плотных песчаников. В этих толщах содержание ильменита по отдельным пробам превышает 100 кг на тонну породы. Естественно, что плинсбахские отложения, развитые в полосе вдоль сплошного поля развития траппов (трапповое плато), должны содержать ещё большее количество ильменита. Таким образом, проведёнными исследованиями установлено, что наиболее благоприятными для поисков мезозойских россыпей алмазов являются рэт-лейасовые отложения, развитые в пределах структурной террасы вдоль северо-западного борта Ангаро-Вилюйского прогиба. Мощные корообразовательные процессы, предшествовавшие их накоплению, способствовали высвобождению большого количества устойчивых минералов, а низкая транспортирующая способность их водотоков – концентрации полезных компонентов в локальных депрессиях. Здесь наибольшие по размерам, невыдержанные, но нередко очень богатые по концентрации полезного компонента россыпи струйчатого строения могут быть приурочены к делювиально-пролювиальным образованиям, а крупные площадного строения с выдержанными параметрами – к озерным и озерно-болотным отложениям. Указанные специфические особенности формирования этих отложений в пределах склона локальных депрессий вблизи кимберлитовых трубок обусловливают их уникальную алмазоносность. В то же время по мере удаления от трубок концентрация кимберлитового материала в мезозойских отложениях уменьшается. Эти особенности необходимо учитывать при проведении поисковых работ. Так, например, россыпи алмазов, приуроченные к делювиально-пролювиальным отложениям и характеризующиеся ограниченным распространением и крайне неравномерным, нередко узкоструйчатым распределением кимберлитового материала, при производстве указанных работ требуют изучения по более плотной сети

169

горных выработок. Ещё более перспективны отложения указанной террасы как вторичный коллектор кимберлитового материала, образующий значительные по размерам ореолы его рассеяния, которые довольно надёжно подсекаются поисковыми выработками, пройденными по применяемой оптимальной сети [3, 9], и прослеживаются вплоть до коренных источников алмазов. Выявленные в таких отложениях минералы-спутники алмаза свидетельствуют о нахождении на близрасположенных палеоподнятиях их коренного либо промежуточного источника. Всё это подчёркивает важное значение детального изучения макрофаций и фаций делювиально-пролювиальных, озерных и озерно-болотных отложений мезозоя Сибирской платформы при проведении поисковых работ на алмазы в каждой конкретной перспективной территории. Осадочные образования рэт-лейаса, развитые в центральной части АнгароВилюйского прогиба, малоперспективны на обнаружение россыпей алмазов. Чётко выраженных ореолов рассеяния минералов-спутников алмаза здесь не образуется в связи с обильным поступлением обломочного материала дальнего сноса и быстрым осадконакоплением. И только в непосредственной близости от богатых кимберлитовых тел можно ожидать заслуживающие внимания ореолы рассеяния минералов-спутников и россыпи алмазов, вероятность подсечения которых относительно редкой сетью скважин весьма низка [3]. На таких площадях наиболее эффективными представляются поиски кимберлитовых трубок геофизическими методами исследований. Весьма низкая перспективность на обнаружение россыпей алмазов рэт-лейасовых отложений в пределах траппового плато. Здесь триасовая кора выветривания развивалась в основном по породам трапповой формации, бронирующим продуктивные верхнепалеозойские отложения. Перемыв и переотложение её в рэт-лейасовое время могли привести к обогащению осадков ильменитом, либо минералами бокси-

170

тового ряда. Только наличие кимберлитовых тел в тектонически приподнятых блоках может способствовать образованию ореолов рассеяния минералов-спутников или небольших россыпей алмазов, что необходимо также учитывать при проведении поисковых работ. Важно также отметить, что в размещении россыпей алмазов района намечается определённая зональность, которая выражается, прежде всего, в наличии россыпей ближнего, среднего и дальнего сноса и обусловлена структурно-тектоническими факторами. Наши исследования, как и опыт поисков россыпей алмазов в различных регионах, свидетельствуют о необходимости дифференцированного подхода к всестороннему изучению условий накопления различных макрофаций и отдельных фаций алмазоносных отложений континентального и прибрежно-морского генезиса, и в первую очередь, определения их специфических особенностей. В соответствии с получаемыми результатами следует изменять методику поисковых работ на алмазы на каждой конкретной территории. При этом необходимо комплексное исследование с применением структурнотектонического, литолого-фациального и формационно-циклического анализов, что позволит локализовать конкретные площади, перспективные на формирование древних россыпей алмазов или их нахождение в пределах кимберлитовых трубок. Данное положение особо важно учитывать при постановке поисковых работ в новых регионах и на новых перспективных территориях. ЛИТЕРАТУРА 1. Аргунов К. П., Зинчук Н. Н. Некоторые вопросы онтогении природных алмазов//В сб.: Исследование высокобарных минералов. М.: изд-во ИФЗ РАН, 1987. С. 166–186. 2. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н. Минерагения древних россыпей алмазов восточного борта Тунгусской синеклизы//Геология и геофизика. 1987. № 1. С. 90–96. 3. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Похиленко Н. П. Поисковая минералогия алмаза. Новосибирск: изд-во “Гео”, 2010. 650 с.

4. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Харькив А. Д., Соколов В. Н. Закономерности изменения мантийных минералов в коре выветривания кимберлитов//В сб.: Минерагения зоны гипергенеза. М.: Наука, 1980. С. 45–54. 5. Бобриевич А. П., Бондаренко М. И., Гневушев М. А. и др. Алмазные месторождения Якутии. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 527 с. 6. Егоров К. Н., Зинчук Н. Н., Мишенин С. Г. И др. Перспективы коренной и россыпной алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы//В сб.: Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании “АЛРОСА”: современное состояние, перспективы, решения. Мирный: изд-во Мирнинской типографии, 2003. С. 50–84. 7. Зинчук Н. Н. Об основных источниках глинистых минералов в мезозойских континентальных алмазоносных отложениях Западной Якутии//Геология и геофизика. 1982. № 8. С. 81–90. 8. Зинчук Н. Н. Типоморфные особенности продуктов выветривания различных пород Западной Якутии в связи с проблемой поисков погребённых россыпей алмазов//В сб.: Происхождение и размещение россыпей Якутии. Якутск: изд-во ЯФ СО АН СССР, 1983. С. 94–102. 9. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). Новосибирск: изд-во Новосиб. ун-та, 1994. 240 с. 10. Зинчук Н. Н. Постмагматические минералы кимберлитов. М.: Недра, 2000. 538 с. 11. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с.

12. Зинчук Н. Н., Хмелевский В. А., Борис Е. И., Затхей Р. А. Литология древних осадочных толщ в районах развития кимберлитового магматизма. Львов: изд-во Львов. ун-та, 1985. 200 с. 13. Иванив И. Н., Зинчук Н. Н., Борис Е. И., Хмелевский В. А. Состав, условия формирования отложений иреляхской свиты// Советская геология. 1977. С. 148–156. 14. Казанский Ю. П. Выветривание и его роль в осадконакоплении. Новосибирск: Наука, 1969. 126 с. 15. Казаринов В. П., Бгатов В. И., Гурова Т. И. и др. Выветривание и литогенез. М.: Недра, 1969. 439 с. 16. Милашев В. А. Кимберлиты и глубинная геология. Л.: Недра, 1990. 167 с. 17. Петров В. П. Современные проблемы учения о коре выветривания//В сб.: Неметаллические полезные ископаемые коры выветривания. М.: Наука, 1977. С. 9–37. 18. Рубенчик И. Б., Осипова З. В. Палеогеографическая обстановка накопления рэтлейасовых алмазоносных отложений МалоБотуобинского района (Западная Якутия)// Геология и геофизика. 1977. № 6. С. 150–157. 19. Файнштейн Г. Х. Коры выветривания и их роль в россыпном рудообразовании осадочного чехла Сибирской платформы// Рудоносные коры выветривания. М.: Наука, 1974. С. 271–277. 20. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихо- минералогического метода поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1985. 348 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 09.01.2013.

Наведено характеристику мінерагенічних особливостей мезозойських осадових товщ одного з основних алмазоносних районів Сибірської платформи – Малоботуобінського. Головну увагу приділено особливостям накопичення в різних умовах алмазоносного матеріалу, головним постачальником якого були як кора вивітрювання на кімберлітах, так і перемиті, і перевідкладені стародавніші утворення, які вміщують алмази. Оцінено роль матеріалу древньої кори вивітрювання на теригенно-карбонатних породах, утвореннях трапової формації (долеритах, туфах і туфогенних виділеннях) і кімберлітах у різні стратиграфічні товщі мезозою, що дало змогу оцінити роль при цьому алмазоносного матеріалу і зробити рекомендації з удосконалення методики пошукових робіт на цій території. Показано необхідність диференційованого підходу до всебічного вивчення умов накопичення різних макрофацій та окремих фацій алмазоносних відкладів континентального і прибережно-морського генезису, що необхідно враховувати під час постановки і проведення пошукових робіт у кожному конкретному перспективному регіоні. Ключові слова: Малоботуобінський алмазоносний район, Сибірська платформа, мезозойські осадові товщі, древня кора вивітрювання.

171

A characteristic of mineragenetic specific features of Mesozoic sedimentary thick layers of one of the basic Siberian platform diamondiferous regions – Maloвotuobinsky, is provided. Special attention is paid to accumulation specific features of diamondiferous material in various conditions, the main suppliers of which were both crusts of weathering on kimberlites and rewashed and redeposited more ancient diamond-bearing formations. The role of ancient crusts of weathering material was assessed on terrigenous-carbonate rocks, creations of trappean formation (dolerites, tuffs and tuffaceous segregations) and kimberlites into various stratigraphic thick layers of Mesozoic, which allowed assessing the role of diamondiferous material at this and make recommendations on perfecting methods of prospecting works on this territory. Necessity of differentiated approach to comprehensive research of accumulation conditions of various macrofacies and individual facies of diamondiferous continental and coastal-marine genesis deposits was indicated, which should be taken into account when organizing and carrying out prospecting works in each specific prospective region. Keywords: Maloвotuobinsky diamondiferous region, Siberian platform, Mesozoic sedimentary thick layers, ancient crusts of weathering.

172

УДК 552.33 (477)

О. В. Дубина, канд. геол. наук, провідний науковий співробітник, С. Г. Кривдік, д-р геол.-мінерал. наук, завідувач відділу петрології (Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М. П. Семененка НАН України)

ГЕОХІМІЧНІ І ПЕТРОЛОГІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ БАЗИТІВ ТА УЛЬТРАБАЗИТІВ ЛУЖНИХ КОМПЛЕКСІВ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА Геохімічні особливості базитів та ультрабазитів різноформаційних лужних комплексів Українського щита є досить контрастними. У лужно-ультраосновних масивах наявні переважно безплагіоклазові лужні ультрабазити (якупірангіти-ійолітова серія), а в габросієнітових – перидотити і сублужні габро. Спільною геохімічною особливістю ультраосновних та основних порід лужних комплексів, на відміну від однойменних порід нормального (за лужністю) ряду, є сукупність (асоціація) в них, з одного боку, сумісних (Cr, Ni, Co), характерних для порід нормального ряду, а з другого, – несумісних (Zr, Nb, REE, Y) елементів-домішок, властивих лужним породам. Концентрація некогерентних елементів у меланократових породах лужно-ультраосновних масивів з різних районів УЩ може суттєво відрізнятися. Порівняно з ними мафіти габро-сієнітових комплексів характеризуються меншою концентрацією Р, Sr, Zr, Nb i LREE та підвищеним – Cr, Ni, Ті. Рівень концентрації когерентних і некогерентних елементів-домішок у базитів та ультрабазитів різних масивів визначається, з одного боку, хімічним складом і лужністю вихідних магматичних розплавів, а з другого, – ступенем їх диференційованості. Ключові слова: лужні породи, мафіти, ультрамафіти, рідкісні і рідкісноземельні елементи, Український щит.

Вступ Лужні комплекси (формації) Українського щита діляться на два головні типи: лужно-ультраосновні (карбонатитові) та габро-сієнітові [12]. Серед цих комплексів переважають докембрійські (1,8 і 2,1 млрд років), а фанерозойські (девонські) виявлено тільки в Східному Приазов’ї. Ультраосновні та основні породи, які в цій статті ми називаємо таким узагальнювальним терміном, як базити та ультрабазити, наявні здебільшого в масивах лужних порід. Терміни ультрабазити і базити нам здаються оптимальнішими, оскільки під ними розуміються як польовошпатові, так і безпольовошпатові породи, тоді як подібні за значенням назви мафіти та ультрамафіти частіше вживають для безпольовошпатових порід. Як синонім цих термінів вживаються також основні та

ультраосновні породи, а також габроїди (польовошпатові основні породи) і перидотити (безпольовошпатові). Ці породи є утвореннями ранніх (перших) інтрузивних фаз. У лужно-ультраосновних комплексах, як це закладено в їхній назві, такими ранніми інтрузивними породами є переважно ультрабазити лужного складу (лужні піроксеніти, якупірангіти, ійоліт-мельтейгіти, в підпорядкованій кількості флогопіт-олівінові, біотитамфіболові, піроксен-амфібол-біотитові породи ультраосновного складу), другорядне значення мають есексити, маліньїти, польовошпатові ійоліти. У масивах габро-сієнітового комплексу, як про це говорить назва, ранніми породами є переважно габро, піроксеніти і перидотити сублужного ряду або підвищеної залізистос-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

173

ті, в окремих масивах (наприклад, Зірка в Приазов’ї) суттєву роль грають есексити, шонкініти і сублужні польовошпатові й біотитові піроксеніти. Важливо відзначити, що однотипні породи (наприклад, есексити, піроксеніти) мають свої петрологічні особливості в кожному з двох комплексів: у лужноультраосновних масивах польовий шпат цих порід частіше представлений альбітом або альбіт-олігоклазом, тоді як у габро-сієнітових – андезином або основним плагіоклазом. Зазвичай у лужно-ультраосновних масивах УЩ не було виявлено типових габро (навіть сублужного ряду) з основним або середнім плагіоклазом, хоча в інших регіонах такі масиви трапляються (наприклад, Тикшеозерський у Карелії) з габро, піроксенітами і карбонатитами. Наявність переважно безплагіоклазових лужних ультрабазитів у лужноультраосновних комплексах, а габро в габро-сієнітових – пояснюється різними глибинами і дещо відмінними механізмами виплавлення вихідних або ранніх магм цих комплексів (безплагіоклазових меланефелінітів для першого і лужно- або сублужнобазальтового – для другого). Спільною геохімічною особливістю ультраосновних та основних порід лужних комплексів, на відміну від однойменних порід нормального (за лужністю) ряду, є сукупність (асоціація) в них, з одного боку, сумісних (Cr, Ni, Co), характерних для порід нормального ряду, а з другого, – несумісних (Zr, Nb, REE, Y) елементів-домішок, властивих лужним породам. Варто відзначити, що подібна (і навіть контрастніша) асоціація сумісних і несумісних елементів характерна для кімберлітів та олівінових лампроїтів. Одночасне зосередження сумісних і несумісних елементів проявляється з різною інтенсивністю в базитах та ультрабазитах і має різні співвідношення в лужних породах у названих комплексах. Виявлено також регіональні геохімічні особливості і неоднорідності в розподілі цих елементів. Опис масивів лужних порід і головні їхні петрологічні особливості наводилися

174

раніше [7, 8, 12, 15, 17], а в цій публікації головна увага приділяється геохімії елементів-домішок у них. Результати геохімічних досліджень отримано за допомогою методів ICP MS (для головних типів порід) і РФА, більшість з яких наводяться нижче. Ультрабазити і базити лужно-ультраосновного (карбонатитового) комплексу. До цього комплексу, в якому наявні ультраосновні та основні породи, належать такі масиви й невеликі прояви, як Чернігівський, дайки метаякупірангітів у Приазов’ї, Проскурівський, Антонівський, Городницький, Глумчанський, Болярківський, Губківський, дайки Покошівської зони. Як відзначалося вище, головними ультраосновними та основними породами лужно-ультраосновних масивів є породи якупірангіт-уртитової серії і серед них переважають меланократові різновиди серії: мельтейгіти, якупірангіти та ійоліти, які наявні у всіх названих масивах і проявах. До якупірангітів ми зараховуємо нефелінвмісні (до 10 %) лужні піроксеніти, а якщо в піроксенітах (з лужним піроксеном) відсутній нефелін, то такі породи ми називаємо лужними піроксенітами. Безнефелінові лужні піроксеніти переважають над ійоліт-мельтейгітами в Чернігівському та Антонівському і наявні в Проскурівському масивах. Крім того, в Антонівському масиві значно поширені меланократові лужні породи основного та ультраосновного складу (за вмістом SiO2) із суттєвим умістом (20–40 %) польових шпатів (альбіт-олігоклаз, рідше калішпат), які ми назвали есекситами. Переважно це безнефелінові різновиди, в яких серед фемічних мінералів переважає егірин-саліт, хоча значного вмісту (до 25–35 %) досягає баркевикіт і титанистий біотит. Рідше трапляються нефелінові есексити з титанистим авгітом. Подібні безнефелінові есексити мають підпорядковане значення в Проскурівському масиві. Есексити розкриті однією свердловиною серед нефелінових сієнітів у Чернігівському масиві.

Названі лужні ультраосновні та основні породи в цих трьох масивах близькі за мінеральним складом і мають подібні або ідентичні мінерали (насамперед піроксени), проте приазовські (Чернігівський масив) і дністрово-бузькі (Антонівський і Проскурівский масиви) досить різко відрізняються за вмістом таких елементівдомішок, як Nb i Zr, частково Ti (табл. 1, 2, рис. 1). Лужні піроксеніти Чернігівського масиву характеризуються високим умістом титану (в середньому 5,6 % TiО2), тоді як у Проскурівському та Антонівському масивах – уміст TiО2 рідко досягає 2,57 і 2,95 % відповідно. Дуже контрастні ці породи і за вмістом Nb, концентрація якого в лужних піроксенітах Чернігівського масиву в середньому становить 225 ppm (варіації від 40 до 530 ppm), тоді як в однойменних породах Проскурівського та Антонівського масивів уміст Nb є в межах 9 і 23 ppm відповідно. На прикладі лужних піроксенітів Чернігівського масиву виявлено, що вміст Nb зростає в тих різновидах порід, в яких збільшується частка (до 30 %) акмітового міналу в піроксені (паралельно із цим збільшується коефіцієнт агпаїтності породи (табл. 2)). Головними мінералами-концентраторами Nb у лужних піроксенітах є ільменіт і сфен. Останній також концентрує REE і Y. Уміст Nb2O5 у сфенах з лужних піроксенітів становить 0,10–0,53 %, а в ільменіті – 0,02–0,27 % [12]. Така сама картина спостерігається за вмістом Zr – у приазовських піроксенітах у середньому 476 ppm (215–700 ppm), а дністрово-бузьких – 130 ppm (85–235 ppm) (табл. 2). Менш контрастною є концентрація REE i Y в порівнюваних лужних піроксенітах, хоча знову ж таки їхній уміст дещо вищий у Чернігівському масиві. Переважають легкі лантаноїди церієвої підгрупи (рис. 2). Уміст REE2O3 у сфенах з лужних піроксенітів Чернігівського масиву становить 0,10–0,50 %. Зауважимо, що незважаючи на порівняно низький уміст Zr i Nb у лужних пірок-

сенітах Проскурівського та Антонівського масивів, їхня концентрація (а тим більше REE i Y) значно вища, ніж у піроксенітах нормального ряду. Щодо таких когерентних елементів, як Cr, Ni i Co, то їхній уміст у лужних піроксенітах дещо нижчий, ніж у піроксенітах (і перидотитах) нормального ряду. Для досліджуваних піроксенітів, як це властиво лужним породам, пов’язаних з лужно-ультраосновним комплексом, характерно високий уміст Sr і підвищений Ba. Концентрація Sr зростає зі збільшенням умісту кальциту, головного концентратора цього елемента. Принагідно зауважимо, що й лейкократові породи (нефелінові й лужні сієніти) порівнюваних регіонів і масивів відрізняються подібною контрастністю за концентрацією Nb i Zr. Відзначимо також, що в нефелінових сієнітах цих масивів понижується порівняно з лужними піроксенітами (та іншими меланократовими породами – ійоліт-мельтейгітами та есекситами) вміст REE i Y. Це загалом не узгоджується (або навіть суперечить) з принципом кристалізаційної диференціації. Причини такої геохімічної неоднорідності обговорювалися раніше в літературі [8, 10, 14]. Ми схильні вважати, що головними чинниками такої неоднорідності були геодинамічні умови генерації вихідних розплавів лужно-ультраосновних масивів у Приазов’ї (рифтогенез) і Дністрово-Бузькому (стиснення земної кори) районів. Ще вища концентрація Nb (до 3 017 ppm) у різноманітних слюдистих ультрабазитах (з олівіном, піроксеном, амфіболом, інколи з апатитом), які спостерігаються як включення в карбонатитах Чернігівського масиву, проте вони мають досить низький уміст Zr і підвищений уміст хрому (табл. 2). Ці ультрабазити вважаються кумулятивними утвореннями в карбонатитах, оскільки вони складаються переважно з таких же фемічних мінералів, які містяться (розсіяні) в карбонатитах. У нодулях (шліри, кумуляти) таких ультрабазитів, як і в уміщувальних їх кар-

175

176

0,60

–

0,51

0,27

K2O

P2O5

CO2

–

570,8

2,4

239

0,95

Na2O

15,50

CaO

1,04

10,61

MgO

0,54

0,55

MnO

Na+K/Al

11,23

FeO

Fe/(Fe+Mg)

12,63

Fe2O3

1,38

2,13

Al2O3

99,98

0,11

6,46

TiO2

Сума

45,60

36,90

SiO2

В. п. п.

387– 968

822– 255

№ зразка

1,5

247,2

–

0,95

0,46

99,42

1,31

0,46

1,86

1,04

1,56

5,40

14,57

6,19

0,42

5,18

4,62

11,10

№ з/п

–

0,88

0,38

99,58

1,75

0,04

5,25

0,29

3,40

3,50

10,99

11,92

0,60

10,27

3,17

10,76

0,24

37,40

110– 290

0,7

30,9

–

0,94

0,55

99,78

1,70

0,31

0,24

2,02

7,08

11,93

4,95

0,17

–

12,21

14,77

0,92

42,00

3893

1,3

49,3

–

0,59

0,49

99,58

3,30

2,14

0,36

0,26

1,77

3,84

11,65

6,61

0,16

–

12,68

13,90

1,47

0,8

26,7

–

0,92

0,52

99,67

1,20

0,31

0,16

1,65

1,24

2,35

14,03

8,29

0,26

–

17,44

5,67

1,97

45,56

87– 191

101– 191

43,94

0,8

111,8

–

0,69

0,49

99,72

1,50

0,71

0,30

0,15

0,98

2,76

13,55

9,58

0,24

–

18,53

8,14

2,37

41,90

58– 196

1,8

393,1

–

147

0,38

0,54

99,48

0,80

0,08

0,15

0,83

0,38

0,59

14,86

10,62

0,23

–

25,14

3,66

8,40

33,95

153– 323

19,1

6,7

–

<20

1,08

0,84

99,39

2,50

0,03

0,22

0,07

9,84

7,04

2,31

0,55

0,29

–

5,58

20,58

0,74

49,86

504– 84

1,54

0,03

0,36

0,10

1,00

3,90

11,32

4,56

0,13

7,48

3,23

17,81

2,48

46,11

74–59

0,54

–

0,32

0,08

0,30

3,58

11,91

8,00

0,22

11,85

1,19

11,77

5,90

44,15

134– 710

3,78

0,09

0,56

1,22

2,58

2,56

5,12

4,17

0,21

12,82

6,22

13,76

5,71

41,33

272– 812

–

2,15

0,62

2,66

9,40

4,89

0,24

22,46

21,56

13,20

4,50

40,56

13,1

11,6

–

<20

1,14

0,71

0,6

124,2

–

60,2

0,42

0,56

0,6

16,9

–

42,6

0,53

0,48

–

0,51

0,71

–

5,667

65,22

–

0,38

0,83

98,84 100,30 100,20 100,13 99,80

1,70

0,07

0,25

6,81

7,60

5,02

1,68

0,31

–

8,25

17,44

2,19

47,61

86– 51

–

4,8

–

0,31

0,81

99,75

–

3,34

0,16

0,74

10,53

7,76

0,41

28,27

35,90

4,56

6,43

29,93

–

4,563

–

0,35

0,79

99,45

–

3,38

0,24

1,19

10,96

7,86

0,34

23,70

31,04

6,42

6,62

31,40

Таблиця 1. Хімічний склад (мас. %) і вміст елементів-домішок (pрm) у головних типах порід (за даними ICP MS)

–

3,375

79,63

–

39,5

0,44

0,72

99,81

–

0,86

0,29

2,18

9,54

8,60

0,27

18,21

23,59

8,77

6,89

38,83

–

2,83

196,7

55,56

290

0,35

0,64

98,73

–

4,31

0,57

1,34

8,76

8,79

0,29

21,12

7,31

8,07

7,53

30,64

28– 143,3

–

2,3

110

60,5

36,4

0,34

0,65

98,82

–

4,92

0,48

0,96

8,94

9,38

0,31

23,65

8,48

6,14

8,14

27,43

101– 198,5

177

6,2

51,8

3,10

9,10

1,12

4,76

12,05

20,2

75,8

5,73

1,66

23,61

7,00

34,99

377,3

116,4

573,7

2,84

0,88

10,50

5,64

32,68

551,5

211,6

1636,5

21,0

99,7

20,5

5,2

3,1

190,8 1156,0 2552,6

2,5

12962

17,7

1075,0

2,9

65,2

5,5

161

916

–

17,9

2630

0,7

71,2

5,1

91,3

0,3

157

13,2

<0,5

20,8

–

6,4

1,9

2,4

215,7

517

1,7

35,3

387

574

14,5

93,2

–

10,8

Продовження табл. 1

5,63

1,23

10,40

4,41

18,90

139,3

34,9

285,8

120,3

0,2

1,6

1732

0,3

5,8

1,9

67,4

0,3

29,9

181,8

12,1

<0,1

166

33,4

0,1

4,66

0,85

6,21

1,86

8,20

47,8

11,5

85,4

31,1

23,4

0,8

4,7

1942

0,6

9,8

125

0,5

39,8

545,1

0,7

259

34,5

0,7

8,50

1,68

12,62

3,71

18,00

116,0

28,7

226,7

91,0

45,5

1,7

3,8

1184

0,9

4,5

141,2

0,2

20,6

296,4

12,3

0,9

275

47,4

0,5

5,57

1,08

7,58

2,21

9,60

57,3

13,2

96,8

35,2

29,4

0,3

1,6

770,7

0,8

3,5

112,7

0,1

14,9

345,4

15,5

0,6

454

67,5

0,6

5,41

1,13

8,19

2,95

9,67

53,2

9,4

65,8

28,0

22,2

0,4

1,5

293,5

3,1

5,8

162

0,1

8,8

147

19,4

0,6

875

98,4

0,3

5,02

0,80

4,49

1,58

4,78

34,8

13,9

196,5

173,9

37,2

8,4

15,6

2444

2,1

209,5

13,1

844,1

2,2

323,5

799

49,2

1,4

174

1,6

0,1

123

14,98

2,76

19,22

7,86

26,14

170,3

49,5

473,3

256,7

71,8

26,4

3340

14,1

289,6

27,2

1269

1,2

156

2910

43,8

0,6

388

5,8

0,4

137

0,82

0,16

1,07

0,76

1,14

5,8

1,2

8,3

4,0

3,6

<0,1

<0,2

1050

0,3

4,4

0,8

19,4

0,2

18,8

219

19,3

<0,5

413

47,9

–

0,5

3,10

0,60

3,89

1,65

4,24

18,2

3,6

25,7

11,4

13,5

0,1

1,3

956,9

25,3

70,7

0,2

4,4

277

16,6

<0,5

340

–

0,4

8,90

1,50

10,70

3,20

14,80

65,4

17,0

129,0

54,5

–

327

–

401

–

103

1190

–

170

8,10

1,70

11,90

2,70

14,30

63,7

14,5

89,0

33,0

35,22

0,23

1,27

433,2

0,67

8,56

2,4

66,56

–

12,29

464,9

9,4

–

349,7

–

138,6

5,60

1,10

8,00

2,00

9,80

39,7

8,4

55,0

19,0

44,6

0,11

0,35

200,4

0,16

4,75

0,74

28,8

–

3,8

160

10,7

–

347,3

49,4

–

190,4

7,43

1,40

10,30

2,53

13,10

50,9

11,2

74,3

24,7

45,19

0,12

0,35

263,3

0,47

7,2

1,1

33,88

–

4,713

231,8

9,8

–

451,6

55,75

–

174

4,10

0,70

5,40

1,70

6,20

24,4

4,8

31,0

11,0

17,5

0,05

0,5

284,4

0,69

9,125

1,34

40,63

–

4,663

254,8

11,6

–

439,9

61,38

–

125,5

9,39

1,94

15,15

3,45

17,80

79,5

18,7

128,3

51,9

60,5

–

1,59

312,9

1,09

20,56

3,42

132,8

–

13,14

433,3

12,55

–

519,5

108,6

–

1,62

270

11,35

2,21

17,60

3,75

20,80

93,1

21,1

144,0

62,4

68,47

–

1,51

246

0,97

14,9

3,17

118,8

–

12,07

334,8

12,25

–

722,6

103,7

–

1,96

259

П р и м і т к а. Чернігівський масив: 1 – лужний піроксеніт, 2 – ійоліт, 3 – ійоліт-мельтейгіт; Проскурівський масив: 4 – мельтейгіт; Антонівський масив: 5 – есексит, 6 – лужний піроксеніт, 7 – безнефеліновий есексит; Покрово-Киріївський масив: 8 – піроксеніт, 9 – нефеліновий сієніт, 10 – маліньїт; Малотерсянський масив: 11 – габро; Октябрський масив: 12 – габро; Давидківський масив: 13 – габро; Федорівське родовище: 14–17 – середній склад габроїди (14–15 – верхня, 16 – середня і 17 – нижня розшаровані серії) [19, 20]; Стремигородське родовище: 18–19 – рудні троктоліти. Елементи-домішки і частину хімічних аналізів порід визначено методом ICP MS в Acme Analitycal Laboratories (Ванкувер, Канада)

0,60

388 337

0,64 0,90

94 203

0,66 0,69

154 248

0,63 0,78

316 76

1,24 2,10

24 1035

1,07 1,04

443 189

1,01 0,79

236 517

0,75 0,80

203 626

0,96 0,93

5007 421 REE

0,74 0,90 Eu/Eu*

2301

0,45

3,61 3,30

0,44 0,22

1,50 2,20

0,29 0,22

1,40 2,60

0,35 0,50

3,90 1,15

0,18 0,04

0,21 4,67

0,61 0,35

2,76 1,42

0,18 0,41

2,35 3,34

0,53 0,31

1,82 1,87

0,28 0,11

0,68

0,18 Lu

0,27

1,21 Yb

1,68

0,61 0,58 0,27 0,40 0,28 0,52 0,60 0,19 0,05 0,84 0,46 0,28 0,40 0,57 0,32 0,30 0,12 0,19 Tm

0,28

5,00

2,15 1,91

4,25 1,95

0,76 1,35

3,15 2,17

1,00 1,70

3,30 4,40

1,70 0,58

1,44 0,48

0,15 2,48

6,10 3,02

1,06 0,94

2,00 2,85

1,01 1,52

4,10 2,19

0,78 0,87

2,29 0,95

0,38 0,86

1,91

0,80

1,56

19 18 17 16 15 14 13 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1

Закінчення табл. 1 178

бонатитах спостерігаються однакові мінерали-концентратори ніобію (колумбіт, Се-фергусоніт, пірохлор). Ійоліт-мельтейгіти, а також пов’язані з ними маліньїти Чернігівського, Проскурівського та Антонівського масивів проявляють подібну особливість у концентрації і розподілі елементів-домішок: високий уміст Nb, частково Zr у приазовських, і низький – у дністрово-бузьких породах цього типу. Проте існують деякі локальні особливості. Так, ійоліт-мельтейгіти Чернігівського масиву відзначаються низьким умістом титану (якщо зважати на розглянуті вище високотитанисті лужні піроксеніти цього масиву). У них так само високий (інколи навіть дуже високий) уміст REE, головним мінералом яких є монацит. Зауважимо, що ійоліт-мельтейгіти в північній частині Чернігівського масиву часто містять (до 20–50 %) високозалізистий олівін (гортоноліт), і ці породи спостерігались тільки як ксеноліти в карбонатитах (можливо вони винесені з більших глибин, ніж сучасний ерозійний зріз). Хондритнормовані спектри рідкісних земель у цих породах мають суттєво церієвий склад і незначні негативні Eu-аномалії (Eu/Eu* 0,74) або вони майже відсутні (0,93–0,96). Однією із цікавих петрологічних особливостей ійоліт-мельтейгітів і більшості лужних піроксенітів Чернігівського, Проскурівського та Антонівського масивів є висока залізистість піроксену із загалом незначним умістом (до 30 %) акмітового міналу (про високу залізистість олівіну згадувалось вище). Водночас головні або єдині породи лужно-ультраосновного комплексу – якупірангіти і мельтейгіти в північно-західній частині УЩ, представлені невеликими інтрузіями – Городницькою, Глумчанською, Болярківською, Губківською і дайками Покошівської зони, різко відрізняються як від описаних однойменних порід Приазов’я і Дністрово-Бузького району, так і відомих нам проявів однойменних порід в інших регіонах світу [1, 14, 17]. Вони характеризуються високою магнезіальністю порід і

179

1,01 1,07 1,83 1,95 1,43

ійоліт-мельтейгіти

ійоліти

лужні піроксеніти

есексити

мельтейгіт

Губківський

Городницька

Глумчанська

Болярська

Антонівський

0,92

0,36

мельтейгіти

мельтейгіт-порфір

0,34

0,97

0,66

якупірангіти

мельтейгіт

1,34

есексити

Проскурівський

1,69

0,45

1,00

0,35

0,24

0,20

0,26

0,27

0,56

0,49

0,45

0,52

0,51

0,52

0,51

0,45

0,34

1,20

0,45

0,41

0,68

0,53

0,36

якупірангіти

0,88

0,49

0,30

0,76

0,81

0,75

0,62

0,75

0,92

0,76

1,08

0,38

0,95

1,05

0,86

1,30

0,85

0,97

1,32

81,0

239

342

649,0

491,0

–

17,0

15,0

20,0

100

56,5

340,3

1177,0

–

50,6

–

755

1189

–

45,0

25,0

23,0

10,0

740

178,0

629,7

1558,7

–

545,3

Лужно-ультраосновні комплекси

Fe/ (Na+K)/Al (Fe+Mg)

0,73

4,40

0,23

твейтозит-піроксеніти

метаякупірангіти

0,22

ійоліт-мельтейгіти

Західне Приазов’я, дайки

2,07

есексити

олівін-глімеритові нодулі в бефорситах ультрабазитові нодулі в альвікітах ультрабазитові нодулі в сьовітах

5,63

TiO2

лужні піроксеніти

Породи

Чернігівський

Масиви/інтрузія

26,2

26,6

29,1

92,0

56,0

70,0

44,9

28,0

76,7

41,0

10,0

43,4

–

290,0

540,0

8,0

100,2

–

58,6

782

471

397

471

665

2060

2058

805

1065

1267

755

1132

381

1130

2982

8754

3797

9518

–

1215

14,9

11,8

12,8

16,0

8,0

17,0

28,0

54,0

10,0

17,2

13,0

34,8

110,0

–

106,0

30,9

–

44,3

125,6

25,8

45,0

72,0

46,0

93,0

121,2

122,0

65,0

72,5

90,0

144,1

656

–

315,0

480,8

–

475,6

371

824,3

472

398

–

370

5,45

9,4

6,7

<10

8,90

27,89

23,00

6,67

8,16

–

8,88

151

213

105,8

386

319

1101

1259

251

587

241

135

247

203

1673,5 649,5

928,3

880

27,0

778,6

–

225,9

–

245,4

–

20,1

20,0

–

57,0

61,8

72,0

30,0

73,1

35,0

91,9

–

340

1177

–

20,2

20,0

–

101,0

107,3

142,0

65,0

144,2

50,0

170,0

190

178

629

1559

4139,0 6182,0

1478,8 1932,0

–

132,9

Таблиця 2. Середня концентрація елементів-домішок (ppm) і титану (%) у меланократових породах лужних комплексів Українського щита (за авторськими РФА та опублікованими даними [1–3, 14, 17])

180 0,34

олівініт

рудний троктоліт

олівінове габро

Федорівський

2,47

маліньїт

Стремигородський

5,27

лужний базальт

0,69

0,63

0,80

0,52

0,39

0,34

0,75

0,22

0,25

0,35

0,56

0,60

0,44

1,04

0,50

0,48

0,12

0,62

0,36

0,22

0,34

0,41

0,44

36,5

25,0

110,0

160,0

250,0

–

43,0

370,0

330,0

143,0

61,0

30,0

51,0

90,0

360,0

250,0

340,0

–

122,0

490,0

1600,0

1073,0

141,0

98,0

Габро-сієнітові комплекси

Fe/ (Na+K)/Al (Fe+Mg)

52,6

200,0

5,0

–

18,0

–

18,3

–

26,5

33,7

15,0

458

3077

614

680

330

–

360

–

206

792

967

6,15

8,30 0,71

0,64 0,37

0,47

24,0

119,0

–

60,0

6,37

17,0

300

331

69,5

–

57,0

–

38,0

–

10,3

21,3

5,0

36,9

121,0

Габроїди Коростенського анортозит-рапаківігранітного плутону

5,89

4,61

габро

4,53

піроксеніт

Давидківський

Покрово-Киріївський

3,24

верліти

4,17

2,45

3,59

піроксеніти

перидотити

5,49

габро

TiO2

2,71

Породи

габро

Південнокальчицький габро

Октябрський

Малотерсянський

Масиви/інтрузія

Закінчення табл. 2

100,00

80,00

49,00

–

13,20

–

7,00

28,00

2,00

780

100

200

–

835

–

176

514

282

42,4

135,0

277,8

7,67

14,00

19,87

291

397

764

1495,0 333,00 2249

350,0

150,0

170,0

–

116,0

–

75,0

109,0

30,0

22,8

116,2

47,8

187,0

55,0

–

40,0

–

22,7

–

13,7

31,7

25,0

66,3

113,6

105,2

351,0

–

63,6

–

29,2

51,7

18,3

Рис. 1. Нормовані до примітивної мантії спектри розподілу рідкісних і рідкісноземельних елементів у базитах та ультрабазитах: а – лужно-ультраосновних комплексів (сіре поле побудоване за даними [1, 17] для лужно-ультраосновних порід Північно-Західного геоблока УЩ); б – габро-сієнітових комплексів Приазов’я; в – Давидківського масиву і Стремигородського родовища (сіре поле побудоване за даними [19, 20] для Федорівського родовища). Номери зразків відповідають номерам у табл. 1

181

магнезіальними піроксенами та наявністю форстериту (що властиво гіпабісальним інтрузіям), а ще контрастніше відрізняються від подібних порід інших регіонів незвично низьким умістом таких елементів, як Nb, Zr i REE та одночасно високим – Cr, Ni (табл. 1, 2). У них так само низький уміст титану і фосфору, вміст яких набагато нижчий, ніж в однойменних породах Дністрово-Бузького району (які, як було показано вище, теж характеризуються низьким умістом Nb i Zr). На цей час це, очевидно, найпримітивніші з відомих порід подібного складу – олівінових мельтейгіт-порфірів та олівінових меланофелінітів. Відзначимо, що вони характеризуються підвищеним умістом хромітів, зокрема і магнезіальновисокохромистих алмазної асоціації [14, 17]. Проте, незважаючи на низький уміст REE (як для такого типу порід), хондритнормовані їхні спектри принципово не відрізняються за формою й кутом нахилу від таких у типових лужно-ультраосновних породах інших районів (рис. 2). Порівнюючи гіпабісальні мельтейгіти та якупірангіти північно-західної частини УЩ з однойменними породами значно еродованих Проскурівського та Антонівського масивів, ми прийшли до висновку, що вміст Nb, REE i Zr у породах такого типу за всіх інших близьких умов збільшується з глибиною. Паралельно із цим збільшується залізистість фемічних мінералів [8]. Есексити, як згадувалося вище, дуже поширені тільки в Антонівському масиві. Безнефелінові різновиди цих порід з низьким умістом альбіту або мезопертитового польового шпату можна розглядати як перехідні до польовошпатових піроксенітів, а нефелінові есексити (виявлені тільки в одній свердловині) – до польовошпатових мельтейгітів-маліньїтів. Наявна кількість аналізів цих порід (РФА і ICP MS) показує, що вони за геохімічними особливостями подібні до мельтейгітів і лужних піроксенів цього масиву (табл. 1). Ці породи також характеризуються низьким умістом хрому (рідко перевищує

182

0,01 %) і Nb (до 21 ppm) та дещо вищим Zr (до 141 ppm). Уміст титану в деяких есекситах підвищений (до 2,4 % TiO2) і схоже на те, що із зростанням концентрації титану дещо збільшується вміст Nb (до 21 ppm). Проте вони, як і породи основного та ультраосновного складу (за рівнем SiO2), характеризуються підвищеним умістом рідкісних земель, концентрація яких в есекситах і піроксенітах цього масиву зростає прямо пропорційно з кількістю апатиту (рис. 3а). Із рідкісних земель переважає церієва підгрупа (рис. 2), а негативні Eu-аномалії слабо виражені (Eu/Eu* = 0,79–0,80). Як уже відзначалося вище, в нефелінових сієнітах Антонівського масиву порівняно з піроксенітами та есекситами зменшується вміст Zr і трохи REE i Y, тоді як уміст Nb дещо збільшується (до 36 ppm). У Чернігівському масиві нефелінові сієніти порівняно з піроксенітами та ійолітмельтейгітами також збіднюються REE, а Zr – навіть суттєво збільшується. Базити та ультрабазити габро-сієнітового комплексу. Сублужні титанавгітові габро наявні в Октябрському, Давидківському, Покрово-Киріївському і Малотерсянському масивах, а в суттєво сієнітовому Південнокальчицькому масиві габроїди представлені високозалізистими (з феросалітом і гортонолітом) габро та їх похідними (казанскіти, рудні перидотити). Крім того, в Октябрському масиві серед габро залягають меланократові плагіоклазвмісні або безплагіоклазові істотно піроксенові (піроксеніти), олівін-піроксенові породи (перидотити) або й навіть олівініти, які, очевидно, є кумулятивними утвореннями. Водночас у Покрово-Киріївському масиві, очевидно, габро і піроксеніти, а, можливо, й перидотити утворюють окремі інтрузії. Так, наприклад, західніше на значній віддалі від масиву серед гранітів у с. Андріївка (діючий кар’єр) виявлено дайку породи з порфіровою структурою (названу авгітитом), яка за хімічним складом майже ідентична рудному піроксеніту (9,2 % TiO2) Покрово-Киріївського масиву [3].

Рис. 2. Хондрит-нормовані спектри розподілу рідкісноземельних елементів у базитах та ультрабазитах: а – лужно-ультраосновних комплексів (сіре поле побудоване за даними [1, 17] для лужно-ультраосновних порід Північно-Західного геоблока УЩ); б – габро-сієнітових комплексів; в – Давидківського масиву та ільменітових родовищ Коростенського плутону (сіре поле побудоване за даними [19, 20] для Федорівського родовища). Номери зразків відповідають номерам у табл. 1

183

Зауважимо, що всі габроїди та ультрамафіти названих масивів проявляють досить чітко виражену розшарованість із чергуванням меланократових і лейкократових різновидів. Габроїди Давидківського габро-сієнітового масиву є досить подібними до однойменних порід Стремигородського, Кропивненського і Федорівського родовищ (та однойменних інтрузій). Ці родовища досить еродовані (зрізана їхня верхня розшарована частина) і, таким чином, їхні кінцеві диференціати не збереглися, проте в Стремигородській інтрузії відзначались сієніти [16]. Якщо вважати, що залізистість фемічних мінералів (і порід) відображає ступінь їхньої диференційованості (в деяких петрологічних роботах коефіцієнт залізистості називають коефіцієнтом фракціонування), то базити та ультрабазити названих вище масивів можна виставити в такий ряд (за зростанням цього коефіцієнта): Покрово-Киріївський – Октябрський, Малотерсянський – Давидківський, Стремигородський – Південнокальчицький. Є підстави вважати, що в такій послідовності збільшується і рівень ерозійного зрізу цих масивів. У такій самій послідовності розглянемо основні та ультраосновні породи цих масивів, виходячи з наявних аналітичних даних. Сублужні піроксеніти ПокровоКиріївського масиву. На теперішній час це найдослідженіші породи серед базитів та ультрабазитів цього масиву (де проаналізовано піроксени, апатит, зокрема методом ICP MS). Незважаючи на високі концентрації титану (8,4–10,0 % TiO2), ці породи відзначаються низьким умістом фосфору, якщо їх порівняти з рудними габроїдами Давидківського масиву і Коростенського плутону загалом, а також з розглянутими вище піроксенітами Чернігівського масиву. Варто підкреслити, що всі габро і піроксеніти інших масивів Східного Приазов’я (Хомутівський, Октябрський), за винятком Південнокальчицького, та-

184

кож характеризуються високим (табл. 2) умістом титану і низьким фосфору [10]. Ця регіональна особливість проявляється як у породах девонського, так і протерозойського віку в Приазов’ї. Разом з тим досліджувані піроксеніти мають підвищений уміст Cr, Ni i Co, а також високий як для порід основного-ультраосновного складу – Nb, Zr, REE (табл. 1). Проте вміст REE в них значно менший, ніж у піроксенітах Чернігівського масиву (табл. 1), за близького значення Eu/Eu* (0,90 і 1,01 відповідно). Як і властиво всім породам габро-сієнітового комплексу, в них значно більша частка HREE та Y і відповідно менше нахилені (горизонтальніші) лінії хондритнормованих спектрів REE (рис. 2). Щодо перидотитів, то в них, за даними Н. В. Бутурлінова [2] і нашими спектральними аналізами, збільшується вміст Cr i Ni та зменшується Nb і REE. Схоже на те, що в габро зростає концентрація Nb, тоді як уміст REE залишається близьким до перидотитів. До основних (за вмістом SiO2) порід Покрово-Киріївського масиву належать маліньїти та ювіти з високим умістом REE, Y, Nb, Ba, Zr, Sr (табл. 1, рис. 1, 2). Проте Н. В. Бутурлінов відносив піроксеніти і перидотити до одного комплексу, а маліньїти та ювіти – до іншого. Зрештою, щодо Покрово-Киріївського масиву, то остаточно не вирішено питання про його належність до конкретного комплексу – лужно-ультраосновного (карбонатитового) чи габро-сієнітового. У відомій монографії “Базит-ультрабазитовий магматизм…” [3] цей масив зараховано до “лужноультраосновного – лужнобазальтоїдного комплексу”. Можливо, в цьому масиві дійсно поєднуються два комплекси порід, хоча наявність габро, а також дещо відмінні спектри рідкісних земель (підвищений уміст HREE) і низька апатитоносність як піроксенітів, так і в маліньїтів та ювітів відрізняють їх від подібних порід типових карбонатитових комплексів. Тому, на нашу думку, це дає більше підстав розглядати Покрово-Киріївський ма-

сив у складі габро-сієнітового комплексу. Відзначимо позитивні Eu-аномалії в спектрах REE (за високого їхнього вмісту) маліньїтів та ювітів, які також характерніші для менш диференційованих (з високим умістом Sr) сієнітів габро-сієнітової формації. Відсутність (принаймні не було опису і згадувань) фенітів у гранітоїдах оточення Покрово-Киріївського масиву може також бути непрямим свідченням неналежності цього масиву до лужно-ультраосновного комплексу. Ми не заперечуємо можливості знаходження в зоні зчленування УЩ і складчастого Донбасу девонських порід лужно-ультраосновного комплексу взагалі. Зрештою, одним з таких доказів можуть бути бергаліти (мелілітвмісні породи) [5], в яких спостерігається підвищений уміст фосфору (1,46 % P2O5). У цьому самому районі виявлені ефузивні карбонатити з високим умістом апатиту і характерних елементів-домішок (Nb, REE, Sr) [18]. Габро Октябрського масиву. Петрологічні і мінералогічні особливості цих порід наводились у попередніх публікаціях [13, 12]. Геохімія габро і піроксенітів цього масиву досліджувалась методами РФА, а одна проба габро – методом ICP-MS (табл. 1, 2). Габро та пов’язані з ними кумулятивні піроксеніти і перидотити внутрішньої частини інтрузивного підковоподібного тіла в північно-східній частині Октябрського масиву є олівінвмісними (виділено навіть олівініти), піроксен в яких представлений коричневим титанистим авгітом, тоді як в ендоконтактовій частині цього тіла в габро з’являється кварц та ортопіроксен, а клінопіроксен набуває зеленого забарвлення (саліт). Як і в ПокровоКиріївському масиві, і Хомутовській аномалії, габро Октябрського масиву відзначається високим умістом титану та одночасно низьким (до мізерного) фосфору. За даними результатів РФА та ICP-MS (табл. 1, 2), габро має підвищений уміст Nb (до 25 ppm) і помірний REE і Y (до 76 і 14 ppm відповідно), а в спектрі REE проявляється позитивна Eu-аномалія (1,24).

У нашому зразку виявився і досить низький уміст Ni (43 ppm), Co (54 ppm), хоча в піроксенітах і перидотитах цих елементів, а також Cr значно більше (до 0,14 і до 0,04 % Ni). Як відомо, цей масив оцінювався раніше як перспективний на пошуки сульфідних нікелевих руд, і в присвяченій цьому питанню праці [4] середній уміст Ni, Co і Cu в габро і піроксенітах оцінювався (%): Ni – 0,047 і 0,061, Со – 0,097 і 0,010, Cu – 0,035 і 0,039 відповідно. Загалом уміст Nb і REE в габро Октябрського масиву виявився значно нижчим, ніж у піроксенітах і габро Покрово-Киріївського масиву, хоча хондритнормовані спектри REE досить подібні (слабкий нахил з невеликими позитивними Eu-аномаліями). Уміст цих елементів також значно нижчий, ніж у сублужних титанистих базальтах [3], хімічному складу яких відповідають габро Октябрського масиву, на чому ми зупинимося нижче. Габро Малотерсянського масиву за хімічним і мінеральним складом досить подібні до однойменних порід Октябрського масиву, хоча відрізняються від останніх нижчим умістом титану і загального заліза, проте мають такий самий низький уміст фосфору. Разом з тим ці породи виявилися різко відмінними від габро Октябрського масиву і досить аномальними щодо концентрації елементів-домішок. Так, вони вирізняються низьким умістом як когерентних (Cr, Ni, Co), так і некогерентних елементів, хіба що можна відзначити підвищену концентрацію V (413 ppm), трохи більшу Ni (60 ppm) і Cu (124 ppm) порівняно з габро Октябрського масиву. Сума REE в одній із проб цих порід становить всього 24 ppm, з позитивною (2,1) Eu-аномалією, Y – 3,6 ppm, Zr – 19 ppm. Така збідненість (майже стерильність) щодо згаданих некогерентних елементів-домішок у габро ставить питання про можливість відсутності їхнього генетичного зв’язку з лужними породами Малотерсянського масиву. У цьому відношенні вони нагадують базальти, які формувалися в ділянках стиснення земної кори (абдукція, островодужна обстановка). Можливо,

185

габро Малотерсянського масиву просторово і за часом пов’язані з формуванням Оріхівсько-Павлоградської шовної зони (під час її закриття), чим можна пояснити згадані вище аномальні геохімічні особливості цих порід. Габроїди Давидківського масиву на відміну від основних та ультраосновних порід Октябрського, Покрово-Киріївського і Малотерсянського масивів характеризуються підвищеною апатитоносністю і низьким умістом Cr, Ni, Ca, V і підвищеним – REE, Zr, Th і Nb (табл. 1, 2). При цьому вміст REE i Y збільшується паралельно з кількістю апатиту (P2O5) у породі (рис. 3). Як видно із цієї діаграми, про-

глядається загальна позитивна кореляція між цими елементами, але можна виділити три тренди: 1) у рудоносних габроїдах (Давидківського, Стремигородського, Федорівського і частково Володарського родовищ); 2) для лужних ультрабазитів Проскурівського, Антонівського і Чернігівського масивів; 3) окремий тренд проявляється в деяких лужних ульрабазитах Чернігівського масиву з низьким умістом апатиту (Р2О5) відносно високої концентрації RЕЕ (кумулятивні ультрабазити в карбонатитах, ійоліт-мельтейгіти). Відсутня або слабо проявлена кореляція між концентраціями фосфору і рідкісних земель у габро та ультрамафітах

Рис. 3. Особливості розподілу деяких рідкісних і рідкісноземельних елементів і значень Eu* в базитах та ультрабазитах різних комплексів УЩ: 1 – лужно-ультраосновні Приазов’я і Дністровсько-Бузького району (Чернігівський, дайки метаякупірангітів Західного Приазов’я, Проскурівський, Антонівський); 2 – лужно-ультраосновні інтрузії Північно-Західного району (Городницька, Глумчанська, Болярська); 3 – габро-сієнітових (Октябрський, Малотерсянський, Покрово-Киріївський, Південнокальчицький, Давидківський); 4 – Стремигородського і Федорівського родовищ

186

Октябрського масиву, які вирізняються низьким умістом Р2О5 за високого ТіО2 (рис. 3). У збагаченому апатитом габродіабазі негативна Eu-аномалія виявилася дещо глибшою (0,77), ніж в одному із сієнітів з цього масиву (0,85). Подібна картина збільшення відношення Eu/Eu* спостерігається, якщо порівнювати габро (1,24) з пуласкітами (2,26) і лужними сієнітами (1,40) Октябрського масиву. Можливо також, що негативна Eu-аномалія цього габро зумовлена ще й тим, що значна частина Eu була екстрагована в процесі формування андезинітів, яких є чимало в Давидківському масиві. Проте головним чинником, що зумовив негативну Eu-аномалію в габроїдах Давидківського масиву (а також Стремигородського, Федорівського і Володарського родовищ) варто вважати високий уміст апатиту (головного концентратора REE) в цих породах (рис. 3). Як було показано в попередніх публікаціях [9], апатити цих габроїдів характеризуються негативними (0,26–0,56) Eu-аномаліями (рис. 3б, г). Позитивна кореляція між концентрацією фосфору і значенням Eu/Eu* проявляється у всіх випадках, якщо вміст P2O5 становить більше 0,5 % (для рудоносних габроїдів габросієнітових комплексів і відсутня в породах Октябрського, Малотерсянського і Покрово-Киріївського масивів з низьким умістом апатиту). Судячи з концентрації Ce (в деяких пробах до 218 ppm), загальна сума REE в габроїдах цього масиву може досягати більше 400–500 ppm. Порівняно з габроїдами Стремигородського і Федорівського родовищ, у давидківських спостерігається підвищений уміст Zr (до 420 ppm). Збільшення концентрації Cr до 50–148 ppm відбувається паралельно зі збільшенням Ni (85–93 ppm) у троктолітових різновидах габроїдів. Хоча в цих троктолітах значно збільшується кількість ільменіту (до 10 % TiO2), це не зумовлює, як можна б очікувати, зростання концентрації Nb у цих породах. В ільменіті з габро-діабазів було визначено хімічним аналізом 0,08 % Nb2O5.

Габроїди мають підвищений уміст K2O (до 3,3 %), а вміст Rb у них досягає 103 ppm (майже стільки, як у сієнітах). Варто відзначити, що вміст Nb, Zr i REE в габроїдах Давидківського масиву значно більше, ніж в ільменіт-апатитових рудних габроїдах Федорівського родовища. Це пояснюється більш лужним складом вихідних магм Давидківського масиву, кінцевими диференціатами, якими були сієніти (рис. 3). Як видно з діаграми Zr – Nb, майже у всіх породах проявляється позитивна кореляція між концентрацією цих елементів. Дещо осторонь розміщуються ійоліт-мельтейгіти (і кумулятивні ультрабазити в карбонатитах), які характеризуються значно вищими концентраціями Nb порівняно із Zr. Габроїди Стремигородського родовища представлені переважно габро-троктолітами і троктолітами. Незважаючи на високий уміст титану (ільменіту), вміст Nb у рудних троктолітах виявився навіть меншим, ніж у менш титанистих габроїдах Давидківського масиву (табл. 1, 2). У багатих апатитом троктолітах сума REE приблизна така сама, як в ендоконтактовому габро Давидківського масиву з незначним умістом апатиту (табл. 1). До того ж в їхніх хондритнормованих спектрах наявна негативна Eu-аномалія (0,60–0,64). Судячи з даних РФА, в збагачених апатитом габро Давидківського масиву загалом більше REE, ніж у багатих цим мінералом троктолітах Стремигородського родовища. Отже, в габроїдах Стремигородського родовища загалом менше Nb i REE, ніж у подібних породах Давидківського масиву. Очевидно, це зумовлено менш інтенсивно проявленим сієнітовим трендом еволюції габроїдів Стремигородського родовища. Зауважимо, що ще нижчий уміст Nb i REE згадується в рудоносних габроїдах Федорівського родовища [19]. Проте для них характерна негативна Eu-аномалія (до 0,62), яка зумовлена, очевидно, високим умістом апатиту. Габроїди Південнокальчицького масиву багато в чому нагадують рудні (титан, фосфор) базити Коростенського плутону (зокрема Федорівського родовища).

187

Проте, як відзначалося вище, для цих порід характерні високозалізисті фемічні мінерали (феросаліт, ферогортоноліт) і дещо понижена апатитоносніть. У геохімічному відношенні вони вивчені значно слабше (відсутні аналізи ICP MS), проте виходячи з результатів спектральних і РФА, можна констатувати, що ці породи мають низький уміст Cr, Ni, Co і підвищений – Y, REE та помірний Zr (табл. 2). Разом з високою залізистістю фемічних мінералів це свідчить про високу диференційованість габроїдів цього масиву. Підвищений уміст калію в габро та їхніх диференціатах, очевидно, є наслідком його високого вмісту у вихідних базальтах, еволюція яких привела в кінцевому результаті до формування сієнітів (більша половина площі масиву) з високою концентрацією Zr, REE i Y, подальша диференціація яких зумовила утворення Азовського родовища багатих руд Zr, REE i Y. Зауважимо, що під час дослідження ільменіту з габроїдів цього масиву (ICP MS-LA, неопубліковані дані) в цьому мінералі було виявлено підвищений уміст Zr, що є ніби передумовою потенційної рудоносності на цей елемент порід масиву (в яких утворилися багаті Zr, REE i Y сієніти) та Азовське родовище. Завершуючи стислу характеристику габро-сієнітових комплексів УЩ, коротко зупинимося на таких мало досліджених у геохімічному аспекті масивах, як Зірка-1, Зірка, б. Бережна [15]. Базити та ультрабазити цих невеликих масивів представлені піроксенітами (олівіновими і плагіоклазовими), шонкінітами та есекситами. У них виявлені хромшпінеліди, зокрема глибинної фації [15]. Вони відзначаються підвищеним умістом фосфору і невисоким титану. Як свідчать спектральні аналізи цих порід, а також пов’язаних з ними фельшпатоїдних і лужних сієнітів, вони загалом бідні на рідкісні метали (Zr, Nb, REE, Y). Хоча ці масиви є або вважаються одновіковими з Покрово-Киріївським масивом і розміщені недалеко від нього (в межах східної частини Південнокальчицького масиву), проте вони різко відрізняються від останнього. Причину цього не з’ясова-

188

но, але попередньо припускається, що порівнювані масиви утворилися у відмінних геодинамічних обстановках [15]. Інтерпретація отриманих результатів і петрологічні висновки Таким чином, базити та ультрабазити лужно-ультраосновних і габро-сієнітових комплексів УЩ є досить різними за своїми хімічним і мінералогічним складом, хоча деякі типи порід для них є подібними (піроксеніти, есексити). Водночас у лужноультраосновних комплексах УЩ відсутні габроїди (з основними або навіть середніми плагіоклазами), а в габро-сієнітових – безпольовошпатові породи якупірангіт-уртитової серії. В інших регіонах світу останні породи відзначаються в комплексах з габроїдами (Кия-Шалтирський масив), у деяких масивах з карбонатитами наявні сублужні титанавгітові габро (Тикшеозерський масив). Навіть однойменні породи (піроксеніти), виділені в двох комплексах, відрізняються за складом мінералів (піроксенів), а особливо за складом рідкісних земель (у габро-сієнітових комплексах більша частка HREE i Y). Контрастніші геохімічні особливості проявляються в лужних і нефелінових сієнітах цих комплексів (неопубліковані дані). Рівень концентрації когерентних і некогерентних елементів-домішок у габроїдах різних масивів визначається, з одного боку, хімічним складом (насиченістю SiO2, вмістом ТіО2, Р2О5) і лужністю вихідних магматичних розплавів, а з другого, – ступенем їх диференційованості. Хоча сублужні олівінові габроїди вважаються аналогами або похідними сублужних базальтів (наприклад, зони зчленування УЩ і складчастого Донбасу), в них часто значно менше таких елементів-домішок, як Zr, Nb i REE (особливо це наочно ілюструється в Октябрському масиві). Це можна пояснити тим, що ці елементи, згідно з принципом кристалізації диференціації, переходять у розплав після кумуляції головних мінералів цих габроїдів (плагіоклазу, піроксену, оліві-

ну). З таких пізніших розплавів утворилися лужні і сублужні сієніти, зокрема рудні із Zr і REE-мінералізацією (Азовське, Яструбецьке родовища), нефелінові сієніти, зокрема їхні агпаїтові диференціати (Октябрський масив). Напрошується висновок про те, що вихідні розплави для суттєво сієнітових масивів були інтенсивніше збагачені Zr, REE i Y, ніж вихідні розплави Октябрського масиву. В останньому головні породи – сієніти і фойяїти характеризуються нижчими концентраціями цих елементів порівняно з рідкіснометалевими сієнітами Південнокальчицького, Яструбецького, Великовисківського і навіть Давидківського масивів, а багаті на Zr i REE маріуполіти займають незначну площу. Цей висновок підтверджується, якщо порівняти габро Давидківського і Південнокальчицького з габро Октябрського масивів. Кумуляція апатиту в сублужних габроїдах Давидківського масиву, Стремигородського (а також Федорівського) родовища була головним чинником, що зумовив негативні Eu-аномалії в цих породах. Водночас в Октябрському та Покрово-Киріївському масивах габро і піроксеніти характеризуються низьким умістом апатиту і відповідно позитивними Eu-аномаліями або їх відсутністю (Eu/Eu* ≈ 1). Разом з тим, у кінцевих диференціатах габро-сієнітових масивів, представлених лужними і нефеліновими сієнітами, вміст апатиту інтенсивно зменшується (до майже повного зникнення), а рідкісних земель зростає. У цих сієнітах з’являються власні мінерали REE – бритоліт, ортит, паризит, а спектри REE стають негативними. Водночас, як згадувалося вище, в нефелінових сієнітах лужно-ультраосновних комплексів відбувається пониження концентрації REE порівняно з ранніми меланократовими ультрабазитами і базитами. Крім загальних закономірностей еволюції лужно-ультраосновних і габро-сієнітових комплексів УЩ, у цьому регіоні проявлена регіональна геохімічна неодно-

рідність, яка наочно ілюструється особливістю геохімії лужно-ультраосновних масивів Приазов’я і західної частини цього регіону. Як одна з цікавих петрологічних особливостей УЩ є чітко проявлений сієнітовий тренд еволюції анортозит-рапаківігранітних плутонів. У двох з них (Коростенському і Корсунь-Новомиргородському є специфічні збагачені Zr, REE i Y сієніти), а Південнокальчицький масив представляє собою суттєво сієнітовий аналог такого плутону. Як одна з причин такого розвитку анортозит-рапаківігранітних плутонів УЩ є значний їхній ерозійний зріз (і відповідно абісальні умови кристалізації з пониженою фугітивністю кисню). Кристалізація в таких умовах йшла переважно за феннерівським трендом. Такі сієніти відіграють важливу роль у металогенії УЩ. Як це обґрунтовувалося в наших попередніх публікаціях, відмінні типи порід і різна рудоносність масивів лужно-ультраосновних і габро-сієнітових комплексів УЩ зумовлена, насамперед, різними вихідними типами магм, що генеруються на різних глибинах і за різних умов виплавлення, та їхньою первинною збагаченістю P, REE, Y, Zr, Ti тощо. Для лужно-ультраосновних комплексів такими були безпольовошпатові, олівінові або мелілітові меланефелініти, що є продуктами незначного парціального плавлення мантійного субстрату на глибинах більше 80 км, а для габро-сієнітових – сублужні або лужні базальти, що представляють більш масові виплавки (з менших глибин). Звичайно, при цьому відігравали певну роль також такі локальні чинники, як геодинамічні обстановки. Виявлені і викладені вище геохімічні особливості лужних масивів УЩ дають змогу впевнено відносити їх до конкретного комплексу (так, наприклад, деякий час не було визначену формаційну належність Проскурівського та Антонівського масивів), пояснити особливості їх рудоносності і дати перспективну оцінку щодо неї.

189

ЛІТЕРАТУРА 1. Баран А. М. Геологія сублужних і лужних базит-ультрабазитів Новоград-Волинського блоку (Волинський мегаблок Українського щита): Автореф. дис. ... канд. геол. наук: 04.00.01 – загальна та регіональна геологія. Київ, 2012. 20 с. 2. Бутурлинов Н. В. Магматизм грабенообразных прогибов юга Восточно-Европейской платформы в фанерозое: Автореф. дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. Киев, 1979. 52 с. 3. Бутурлинов Н. В., Гоньшакова В. И., Зарицкий А. И. и др. Девонский щелочноультраосновный-щелочнобазальтоидный комплекс сочленения Донбасса с Приазовской частью Украинского щита//Базит-ультрабазитовый магматизм и минерагения юга ВосточноЕвропейской платформы. М.: Недра, 1973. С. 171–263. 4. Геохимические особенности ультраосновных и основных пород интрузивных комплексов Украинского щита/Бурцева З. А., Ильвицкий М. М., Колбанцев Р. В. и др. Л.: Недра, 1976. 152 с. 5. Гладких В. С. Толеитовый и субщелочной базальтовый вулканизм ВосточноЕвропейской и Сибирской платформ//Изв. АН СССР, сер. геол. 1988. № 9. С. 3–17. 6. Глевасский Е. Б., Кривдик С. Г. Пояс докембрийских даек щелочных метаультрабазитов в Западном Приазовье//Геолог. журн. 1985. № 4. С. 58–64. 7. Дубина О. В. Особливості лужного магматизму Дністрово-Бузького району//Геохімія та рудоутворення. № 24. 2006. C. 10–20. 8. Дубина О. В., Кривдік С. Г. Ефект Соре в петрології магматичних порід//Мінерал. журнал. Т. 32. № 4. 2010. С. 51–62. 9. Дубина О. В., Кривдік С. Г., Самчук А. І. та ін. Закономірності розподілу REE, Y і Sr в апатитах ендогенних родовищ Українського щита (за даними ICP-MS)//Мінерал. журн. 2012. Т. 34. № 2. С. 80–99. 10. Кривдік С. Г. Лужний магматизм УЩ: геохімічні та петрогенетичні аспекти// Минерал. журн. 2000. № 2/3. С. 48–56. 11. Кривдік С. Г., Гуравський Т. В., Дубина О. В., Томурко Л. Л., Мінеєва В. М., Бутович В. І. Геохімія титану та фосфору в магматичних породах України//Геохімія та рудоутворення. № 26. 2008. C. 4–15.

190

12. Кривдик С. Г., Ткачук В. И. Петрология щелочных пород Украинского щита. Киев: Наук. думка. 1990. 408 с. 13. Кривдик С. Г., Ткачук В. И., Кривонос В. П. и др. Основные и ультраосновные породы Октябрьского щелочного массива// Геолог. журн. 1990. № 6. С. 35–45. 14. Кривдик С. Г., Цымбал С. Н., Гейко Ю. В. Протерозойский щелочно-ультраосновный магматизм северо-западной части Украинского щита как индикатор кимберлитообразования//Минерал. журн. 2003. 25. № 5/6. С. 57–69. 15. Кривдик С. Г., Цымбал С. Н., Раздорожный В. Ф. Палеозойские щелочные породы Восточного Приазовья (Украинский щит)//Минерал. журн. 2006. 28. № 2. С. 5–40. 16. Проскурин Г. П. Геологическое строение и вещественный состав руд апатит-ильменитового месторождения Чеповичского массива: Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Киев, 1984. 25 с. 17. Цымбал С. Н., Щербаков И. Б., Кривдик С. Г., Лабузный В. Ф. Щелочно-ультраосновные породы Городницкой интрузии (Северо-Запад Украинского щита)//Минерал. журн. 1997. 19. № 3. С. 61–80. 18. Шраменко И. Ф., Стадник В. А., Осадчий В. К. Геохимия карбонатитов Украинского щита. К.: Наук. думка, 1992. 212 с. 19. Шумлянський Л. В. Варіації хімічного складу силікатних мінералів та апатиту Федорівського апатит-ільменітового родовища (Коростенський плутон)//Мінерал. журн. 2007. № 1. С. 5–22. 20. Duchesne J. C., Shumlyanskyy L. V., Charlier B. The Fedorivka layered intrusion (Korosten Pluton, Ukraine): An example of highly differentiated ferrobasaltic evolution//Lithos. 2006. V. 89. P. 353–376.

Р у к о п и с о т р и м а н о 12.02.2013.

Геохимические особенности базитов и ультрабазитов разноформационных щелочных комплексов Украинского щита оказались достаточно контрастными. В щелочно-ультраосновных массивах имеются преимущественно безплагиоклазовые щелочные ультрабазиты (якупирангит-ийолитова серия), а в габбро-сиенитовых – перидотиты и субщелочные габброиды. Общей геохимической особенностью ультраосновных и основных пород щелочных комплексов, в отличие от одноименных пород нормального (по щелочности) ряда, есть совокупность (ассоциация) в них, с одной стороны, совместимых (Cr, Ni, Co), характерных для пород нормального ряда, а с другой – несовместимых (Zr, Nb, REE, Y) элементов-примесей, присущих щелочным породам. Концентрация некогерентных элементов у меланократовых породах щелочно-ультраосновных массивов из разных районов УЩ может существенно отличаться. По сравнению с ними мафиты габбро-сиенитовых комплексов характеризируются меньшей концентрацией Р, Sr, Zr, Nb и LREE и повышенным – Cr, Ni, Тi. Уровень концентрации когерентных и некогерентных элементов-примесей у базитах и ультрабазитах различных массивов определяется, с одной стороны, по химическому составу и щелочностью исходных магматических расплавов, а с другой – степенью их дифференцированности. Ключевые слова: щелочные породы, мафиты, ультрамафиты, редкие и редкоземельные элементы, Украинский щит. Geochemical features of basites and ultrabasites of the different alkaline complexes from the Ukrainian Shield (USh) are quite contrast. In alkaline-ultrabasic massifs these rocks are presented mainly by plagioclasefree alkaline ultrabasites (jacupirangite-ijolite series), while in gabbro-syenitic ones – peridotites and subalkaline gabbroids. The common geochemical feature of ultramafic and basic rocks of alkaline complexes, in comparison with normal (for alkalinity) rocks, is association in them, on the one hand, compatible (Cr, Ni, Co), typical for normal rocks, and on the second оne, – incompatible (Zr, Nb, REE, Y) trace-elements characteristic for alkaline rocks. Concentration of incoherent elements in the mafic rocks of alkaline ultrabasic massifs from different parts of USh may be significantly distinguished. In comparision with them, mafites of gabbro-syenitic complexes are characterized by a lower concentration of P, Sr, Zr, Nb and LREE and higher – Cr, Ni, Ti. The concentration level of coherent and incoherent trace elements in basites and ultrabasites of the different massifs is determined by both chemical composition and alkalinity of primary magmatic melts and differentiation degree. Keywords: alkaline rocks, mafites, ultramafites, rare and rare-earth elements, Ukrainian Shield.

191

УДК 550.8:553.8

Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, профессор, академик АН РС(Я); председатель Западно-Якутского научного центра (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, М. Н. Зинчук, научный сотрудник Западно-Якутского научного центра Академии наук Республики Саха (Якутия)

СВЯЗЬ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ И ПЕТРОХИМИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ КИМБЕРЛИТОВ И ИХ ПРИКЛАДНОЕ ЗНАЧЕНИЕ На примере одной из самых крупных (59 га) на Сибирской платформе кимберлитовой трубке Юбилейная проведено сравнительное изучение петрофизических и петрохимических особенностей кимберлитов, выполненное на одних и тех же образцах. Для кимберлитовых пород трубки наблюдается обратная связь между удельным электрическим сопротивлением, с одной стороны, и пористостью, водонасыщенностью (льдистостью), плотностью и магнитной восприимчивостью – с другой. Такая связь наблюдается между плотностью, пористостью и водонасыщенностью. Обнаружена прямая пропорциональная зависимость магнитной восприимчивости от плотности и содержания в кимберлите окисного железа. Высокие содержания в кимберлите проводящего трехвалентного окисного железа резко снижают значения удельного электрического сопротивления. Установлено, что петроэлектрические, магнитные, плотностные и структурные характеристики кимберлитов разных фаз внедрения трубки Юбилейная находятся в зависимости от их петрохимического состава и степени метасоматического преобразования пород. При прогнозе, поисках и разведке кимберлитовых трубок скважинными и электроразведочными наземными методами, а также при производственных процессах необходимо принимать во внимание тот факт, что в пределах одной трубки кимберлитовые породы могут контрастно дифференцироваться по удельному электрическому сопротивлению и другим параметрам. Должна также учитываться высокая контрастность по электрическим характеристикам между кимберлитами и вмещающими их карбонатными породами. Ключевые слова: Сибирская платформа, кимберлитовая трубка Юбилейная, петроэлектрические, магнитные, плотностные и структурные характеристики кимберлитов, скважинные и электроразведочные наземные методы разведки.

Петрофизические исследования охватывают широкий спектр изучения физических свойств (в том числе и электрических), а также структурных характеристик горных пород и руд различного состава, генезиса и возраста. Такие исследования являются фундаментальной основой для решения различных теоретических и практических задач в области геологии и геофизики [3, 15, 16]. Электрические свой-

ства горных пород широко используются исследователями при интерпретации результатов измерений естественных геофизических полей Земли и электрических полей, создаваемых в геофизической среде при поисках и разведке полезных ископаемых [1, 4, 5, 9]. В последние годы в поисковой и разведочной геофизике успешно применяются различные модификации высокочастотных радиоволновых и

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

192

радиолокационных методов. Изучение электрических и радиоволновых (РВ) параметров криогенных пород в последние десятилетия широко проводятся в связи с разработкой, усовершенствованием и внедрением методики петрофизических измерений и метода радиоволнового просвечивания (РВП) в скважинах при поисках перекрытых кимберлитовых трубок [10, 11, 14]. Исследованиями подтверждено [4, 9] устойчивое соответствие между лабораторными и полевыми измерениями электрических и радиоволновых параметров изверженных, осадочных, метаморфических и метасоматических горных пород при постоянном электрическом поле от 0,15 до 40 МГц. При этом установлено, что более эффективному применению электроразведочных методов (в том числе радиоволновых скважинных и шахтно-скважинных) на всех этапах поисков и разведки способствует изучение электрических свойств коренных горных пород и руд в условиях, соответствующих их естественному залеганию (условия естественного увлажнения и криолитозоны). Результаты лабораторных исследований необходимы при проектировании геолого-геофизических методов и надежной интерпретации данных, получаемых этими методами в системе решения задач оптимизации поисков и разведки и главным образом при слабой контрастности рудных тел и вмещающих их горных пород, а также при малой мощности рудных объектов, не позволяющей определить эффективные значения их электрических и радиоволновых параметров в полевых условиях [3, 9]. Кроме того, детальное сопоставление результатов лабораторных измерений электрических параметров с особенностями минерального и химического состава [7–9, 17, 20], структуры и текстуры горных пород позволяет выявлять корреляционные связи, взаимозависимости и получать полезную информацию для полной физико-геологической характеристики изучаемых месторождений и на этой базе строить системные оптимизированные прогнозные и интер-

претационные геоэлектрические и петрорадиологические модели для конкретных геологических провинций, площадей и локальных поисковых участков [2, 19]. Экономическое освоение перспективных регионов Сибирской платформы, расположенных в зоне многолетнемерзлотных горных пород, выдвигает дополнительные задачи перед геофизическими методами, применяемыми при поисках и разведке рудных полезных ископаемых. Это повышает актуальность лабораторного изучения электрических, радиоволновых и петрофизических свойств мёрзлых коренных горных пород. В этой связи очень важно иметь сведения о сопоставлении экспериментальных результатов измерений петрохимических, электрических и радиоволновых параметров естественно-мёрзлых коренных горных пород карбонатного и терригенно-карбонатного состава, кимберлитов, образований трапповой формации и других пород алмазоносных толщ Сибирской платформы и примыкающих к ней регионов. Результаты изучения электрических свойств мёрзлых глин, песков, супесей, глинистых, терригенно-карбонатных и терригенных пород разных возрастов и состава, а также вулканогенных и метаморфических пород показали, что они относятся к сложным микросистемам, характеризующимся криогенной кристаллизационной структурой, основными элементами которой являются зерна льда, минеральный скелет, глинистая составляющая и межзерновое пространство, содержащее в различной степени связанную незамерзшую воду [4, 9]. Криогенные терригенно-карбонатные глинистые породы, кимберлиты, изменённые траппы, туфы (как и дисперсные рыхлые образования) в широком диапазоне частот электромагнитного поля характеризуются высокими значениями диэлектрической проницаемости и весьма сильной частотной её дисперсией. Петрофизическое изучение криогенных кимберлитов, вмещающих и магматические породы, играет важную роль при усовершенствовании и создании

193

новой теории, методики и техники системной интерпретации результатов радиоволнового межскважинного просвечивания в слоисто-анизотропной криогенной среде и в регионах, где криолитозона отсутствует. Выполненные нами петрофизические исследования показали, что электрические, радиоволновые и другие петрофизические параметры кимберлитов и вмещающих их горных пород изменяются в широких пределах [4, 9, 11]. Известно [1, 2], что при проведении поисково-геофизических работ на разрабатываемых месторождениях на практике часто создается упрощенная усредненная абсолютизированная физико-геологическая модель объекта геофизических поисков. Однако такая модель не будет эффективна, если не учитывать: а) изменчивость петрофизических и петрохимических геокриологических характеристик сложно построенной геофизической криогенной среды; б) частотную дисперсию и анизотропию основных электрических (ρ, ε/εo ) и радиоволновых (k″ и k′) параметров для пород, выполняющих эту среду. Необходимо также отметить, что изучение петроэлектрических, петрофизических и петрохимических характеристик вмещающих пород и магматических рудных объектов как криогенных геологических сред, так и за их пределами необходимо проводить на всех стадиях геолого-геофизических поисковых и разведочных работ. Определение физических и петрохимических свойств рудных столбов поиска и вмещающих их пород следует осуществлять по образцам в комплексе с каротажными параметрическими замерами и по итогам интерпретации данных полевых геологических и геофизических методов, дополняющих друг друга. При решении вопросов связи петрохимических и петрофизических особенностей нами использованы выполненные для одних и тех же проб химические силикатные анализы, а также измерения удельного электрического сопротивления на постоянном токе (ρ и ρо), эффективных электрических параметров в диапазоне частот электромагнитного поля

194

f скважинной радиогеоразведки (СРГР) 0,150–40 МГц. В этом диапазоне частот измерялись значения эффективного удельного электрического сопротивления ρ и относительной диэлектрической проницаемости ε/εо 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: мнимой части волнового числа – коэффициента поглощения энергии электромагнитных волн k″ и действительной части волнового числа – коэффициента фазы k′. Кроме того, измерялся ряд вспомогательных, но необходимых петрофизических параметров: плотность δ (г/см3), эффективная пористость nэф (%), водонасыщенность (льдистость) W (%), магнитная восприимчивость χ и поляризуемость η (%). Самая крупная (площадью 69 га) на Сибирской платформе кимберлитовая трубка Юбилейная, имеющая удлинённую форму и северо-восточное простирание, расположена в центральной части Алакит-Мархинского кимберлитового поля. В верхних частях трубка прорывает толщу нижнепалеозойских субгоризонтально залегающих терригеннокарбонатных пород лландоверийского яруса силура (S1l) и перекрывается эффузивно-терригенными образованиями верхнего палеозоя мощностью до 70 м. Петрохимические, электрические и петрофизические свойства кимберлитовых пород были получены при анализе 200 образцов, отобранных поинтервально (8–10 м) из стенок штрека длиной 1 100 м, пройденного на глубине 150 м от дневной поверхности и пересекающего трубку по длинной оси с северо-востока на юго-запад. Использованы также образцы, отобранные в различных частях диатремы по разрезам скважин колонкового бурения. В структуре трубки выделяются три обособленных рудных столба. Центральный столб имеет трубчатую форму с чаше-

образным расширением в пределах верхней части. Он сложен автолитовыми брекчиями второй фазы внедрения, а фланги представлены массивными порфировыми кимберлитами первой фазы. Прочные, окрашенные в серо-зелёный до темнозеленого цвет кимберлиты первой фазы сложены псевдоморфозами по оливину (50–70 %), относительно редкими зёрнами пиропа и пикроильменита, сцементированными карбонат-серпентиновым агрегатом с выраженной порфировой структурой основной массы. На юго-западном фланге диатремы в кимберлитах данной фазы содержится много свежего оливина. Кимберлитовые автолитовые брекчии второй фазы внедрения представляют собой плотную породу с брекчиевой текстурой и порфировой структурой основной массы. Они состоят из большого количества псевдоморфоз серпентина по оливину, обломков карбонатных пород и редких ксенолитов кристаллических сланцев фундамента платформы, нодулей пород мантии, сцементированных карбонат-серпентиновым агрегатом. В юго-западной части трубки (интервал 1–230 м от нулевой отметки наклонной штольни) и северо-восточной части основная масса кимберлитовых брекчий и псевдоморфоз по оливину содержит значительное количество (16–63 %) мелкоагрегатных образований магнезиально-железистого минерала – пироаурита [8, 12]. Присутствие этого минерала в повышенных количествах в отдельных горизонтах оказывает существенное влияние на петрофизические и петрохимические характеристики кимберлитов [9, 13, 18]. Над центральным столбом трубки залегает кратерная осадочно-вулканогенная и туфогенная расслоенная толща пород, образующая чашеподобное тело. Она представлена переслаивающимися породами, напоминающими глинистые образования с песчано- и гравелитоподобными прослоями. На глубине туфогенная толща разделяется на три пачки. Верхняя часть (мощностью до 20 м) представлена стратифицированными пирокластическими породами

туфогенного облика с преобладанием пелитовой составляющей. Глубже залегают породы такого же состава, обогащенные песчаным материалом. С постепенными переходами эта зона сменяется толщей слабосцементированных крупнозернистых туфопесчаников и туфогравелитов. Она залегает на размытой поверхности автолитовых кимберлитовых брекчий центрального рудного столба. Характерной особенностью представленного разреза кимберлитовых пород является однородный состав и слабое различие между порфировыми кимберлитами и автолитовой брекчией. Высокая карбонатизация свойственна породам нижних горизонтов “чаши” и порфировым кимберлитам на контактах с вмещающими породами. Среди вторичных минералов широко распространены серпентин, кальцит и пироаурит. Довольно часто встречаются [8] выделения точилинита (сульфид-гидроксид железа и магния). Кальцит преобладает в верхних горизонтах чашеподобного тела, а с глубиной возрастает содержание серпентина и пироаурита. В продольном разрезе трубки чередуются участки с высокими и низкими содержаниями кальцита, серпентина и пироаурита. Распределение этих минералов определяет уровень значений петрофизических параметров по рассматриваемому более километровому профилю трубки в направлении СВ–ЮЗ. Судя по петрохимическим характеристикам пород и их петрофизическим свойствам, описываемая подземная выработка пересекает центральную часть трубки Юбилейная на уровне глубин, где происходит постепенный переход “чаши” к кимберлитам первой фазы внедрения. На этом уровне глубин наблюдается весьма сильная дисперсия химических характеристик кимберлита, что находит отражение в столь же широком разбросе петрофизических параметров [9, 11]. Из анализа результатов петрофизических измерений следует, что по профилю трубки длиной 1 100 м значения ρ кимберлитов (с определённой их дисперсией) с северо-востока на юго-запад уменьшаются.

195

На северо-восточном фланге трубки по штреку (от нулевой отметки наклонной штольни до 300 м) порфировые кимберлиты первой фазы характеризуются высокими значениями ρо, равными 200–360 Ом·м. В этом интервале по штреку предельные значения плотности изменяются от 2,24 до 2,42 г/см3 (среднее 2,34 г/см3). Высоким значениям ρо кимберлита соответствуют относительно низкие средние значения пористости (12–13 %) и предельной водонасыщенности (льдистости) – 5,8–6,6 %. Магнитная восприимчивость кимберлитов на данном участке варьирует от 400·10–5 до 4 540·10–5 (2 400·10–5) ед. СИ. Значение ρ первой фазы по профилю юго-западного участка трубки от устья наклонной штольни до 270 м изменяются от 60 до 220 Ом·м, и только в отдельных случаях ρо кимберлитов, содержащих большое количество зеленых псевдоморфоз по оливину, составляет 300 Ом·м. Плотность кимберлитов на данном участке штрека в среднем составляет 2,36 г/см3, пористость достигает 18,9 %, а водонасыщенность – 9,6 %. Значения χ по всему описываемому профилю трубки имеют весьма большую дисперсию и варьируют в больших пределах – 17–4 560·10-5 ед. СИ. Низкие значения (17–120·10-5 ед. СИ) характерны для отдельных боков кимберлита на контакте с вмещающими породами, содержащих до 40 % и более обломков терригенно-карбонатных пород. Анализ результатов измерений показал, что на изученном профиле по петрофизическим и петрохимическим характеристикам выделяется пять блоков (участков) кимберлитовых пород. Первый блок трубки по штреку от устья штольни в интервале СВ 0–300 м и ЮЗ 0–200 м представлен кимберлитовой брекчией первой фазы. Однако по петрофизическим свойствам он чётко разделяется на три участка: СВ 90–300 м, СВ 0–90 и ЮЗ 0–200 м. Прочные слабоизменённые темного цвета (иногда до чёрного) кимберлиты первой фазы (ранняя генерация) первого участка в интервале пикетов СВ 90–300 м характеризуются повышенными значения-

196

ми ρо (200–360 Ом·м и выше) и плотности (2,24–2,42 г/см3) за счёт высокого содержания пироаурита (34–42 %), пониженного количества серпентина (25–39 %), а также высокого содержания MgO (до 35 %) и низкого – Na2O, Al2O3 (1,1–1,5 %), СаО (6–8 %) и Р2О5 (0,26–0,31 %) по сравнению с участками СВ 0–90 м и ЮЗ 0–200 м. Следует отметить, что содержание Р2О5 по всему профилю трубки отчётливо коррелируется со значениями ρо кимберлитов: на участках пород, характеризующихся высокими значениями ρо, наблюдаются пониженные значения фосфора и наоборот. Следовательно, согласно экспериментальным данным, высокие значения Р2О5 в кимберлитах, вероятно, указывают на высокую интенсивность их метасоматических преобразований [8]. Повышенные содержания суммы железа (7,9–8,8 %) в кимберлитах этого интервала определяются присутствием в них пироаурита (до 61 %), в котором железо не окислено и находится в кристаллической решётке, а потому не указывает существенного влияния на проводимость кимберлита, ρо которого здесь имеет высокие значения. Кроме того, по данным рентгенографических исследований [7, 8], кимберлиты характеризуются здесь относительно высокими средними содержаниями слабопроводящего кальцита (до 28 %) и низкими – серпентина (30 %). Всё это обусловило высокий уровень электрического сопротивления данных пород. Кимберлиты в интервалах СВ 0–90 м и ЮЗ 0–200 м, вероятно, относятся к первой фазе, но к более поздней генерации [9]. Они претерпели сильные изменения и представлены породой серого с белесым оттенком цвета, содержат много пелитоморфного материала и малое количество псевдоморфоз по оливину (или таковые вовсе отсутствуют в отдельных пробах). В этих кимберлитовых породах, по сравнению с кимберлитами участка СВ 90–300 м, содержание MgO в среднем понижено (до 33 %), значительно повышены карбонатность (до 10–12 %), глиноземистость (до 2,0 %), концентрация фосфора (до 0,45–0,6 %) и щёлочность, а

концентрация железа, за счёт присутствия пироаурита, остаётся такой же высокой. Все эти изменения состава кимберлитов, а также присутствие в них дисперсного пелитоморфного материала с большой удельной поверхностью обусловливают низкие значения ρо (60–120 Ом·м) и плотности (2,2–2,3 г/см3), но высокую пористость (13–20 %). Второй блок кимберлитов выделяется в интервале ЮЗ 200–300 м и представлен чёрными и темно-серыми с зеленоватым оттенком плотными породами. Значения ρо и δ в них составляют 120–200 Ом·м и 2,20–2,34 г/см3. По внешнему виду кимберлиты этого интервала немного сходны с породами первой фазы, однако по геологическим и структурным характеристикам данный блок пород, по-видимому, ближе к центральному типу – второй фазе внедрения – и примыкает к чашеобразному телу. В разрезе по профилю кимберлитовые брекчии представлены разностями, состоящими из большого количества псевдоморфоз серпентина по оливину, присутствуют обломки осадочных пород и кристаллического фундамента. Породы рассматриваемого блока – прочные, плотные и менее пористые по сравнению с участком ЮЗ 0–200 м. Повышенные значения ρо (120–200 Ом·м) определяются высоким средним содержанием в кимберлите кальцита (до 59,8 %) и относительно низким – серпентина (до 30,6 %). Значения χ кимберлитов данного участка трубки изменяются с весьма высокой дисперсией в пределах 10–6 000·10-5 ед. СИ. Выраженная дисперсия наблюдается и в распределении плотности и пористости. При этом относительно высокая плотность обусловлена высоким содержанием в породе кальцита (с примесью карбонатов), серпентина (хризотила) и небольшого количества пироаурита. Третий блок кимберлитов находится в чашеобразной части трубки и четко обосабливается по физическим характеристикам. Он расположен в интервале профиля ЮЗ 300–460 м и представлен смесью кимберлитовой брекчии второй фазы и

осадочно-вулканогенных пород “чаши”. Породы этого участка характеризуются очень высокой дисперсией значений ρо, δ, nэф, а также содержаний основных минералообразующих оксидов. Низкие значения ρо, δ и высокие nэф коррелируют с повышенным содержанием фосфора – 0,35–0,52 %, щёлочей – 0,12–0,24 % и СаО – 14–19,8 %, присутствие которых понижает ρ этих пород. В среднем значения ρо кимберлитов данного участка низкие и находятся в пределах 100–200 Ом·м. Рассматриваемые породы представлены глинистыми, пелитоморфными хлоритизированными, слюдистыми (3,6–48 %) разностями. Они содержат большое количество дезинтегрированного материала вмещающих пород и имеют пониженные значения MgO и SiO2 по сравнению с предыдущими участками, обогащены серпентином (30–60 %) и кальцитом (22–54,5 %). Следует отметить, что в интервале штрека ЮЗ 360–475 м (центр “чаши”) встретились участки кимберлита, в которых прослои пелитоморфного пепельного вещества мощностью от 2 до 50 мм (с редкими включениями осадочных пород размером 1,5–2 мм) обтекают обломки серых среднезернистых кимберлитовых брекчий. При этом значения ρо и δ пелитоморфного вещества и кимберлитовых брекчий при температуре –10 °С значительно различаются и составляют 70–98 и 190–260 Ом·м, 2,19 и 2,23 г/см3 соответственно. На пикете ЮЗ 353 (контакт второй фазы внедрения кимберлита с породами “чаши” трубки) и на других участках в светлых мелкозернистых кимберлитах обнаружены отполированные, с волнистым рельефом и коричневым оттенком зеркальные плоскости скольжения с выделением на них пиритовых образований дендритовой структуры. Эти разности кимберлитовых пород, претерпевшие деформации в активных динамических условиях, характеризуются более высокими значениями ρо – 280–300 Ом·м и δ – 2,29–2,34 г/см3, чем изменённые кимберлиты, выполняющие чашеобразный участок трубки.

197

Четвертый участок (блок) расположен по юго-западному штреку в интервале 460– 660 м. Он представлен мелкозернистыми темно-серыми с большим количеством зеленых серпентинизированных псевдоморфоз по оливину, а также часто ожелезненными белесыми глинистыми разностями кимберлитовых пород. В этом типе кимберлита содержится до 46–90 % серпентина, встречается точилинит, что обусловило низкие значения ρо – 90–180 Ом·м. Породы данного блока по своим петрофизическим показателям аналогичны кимберлитовым породам второго блока кимберлитов, имеют низкие содержания Р2О5 (0,15–0,28 %), СаО и СО2 (8,5 и 0,5 % соответственно), но содержат больше SiO2 (29–34 %) и MgO (31–34 %). Содержание окисного и закисного железа испытывают большую дисперсию, но суммарное их содержание находится примерно на одном уровне (7,8 %). По геологическим данным кимберлит данного блока (как и блоков 2 и 3) выполняет чашеобразную часть трубки. При этом следует отметить, что значения магнитной восприимчивости кимберлитов блоков 2–4, выполняющих “чашу” трубки, одинаковы, но с большими предельными колебаниями за счёт присутствия в них ксенолитов осадочных пород. Пятый блок кимберлитовых пород, примыкающий на юго-западе трубки к вмещающим терригенно-карбонатным породам, расположен в интервале штрека 660–830 м. Его породы представлены сильно изменёнными, глинистыми, часто полосчатыми кимберлитовыми брекчиями, а ксенолиты вмещающих карбонатных пород – тёмными глинисто-песчанистыми разновидностями. Кимберлиты, выполняющие этот участок, характеризуются низкими значениями ρо (90–150 Ом·м), δ (2,16– 2,19 г/см3, χ (15–120·10-5 ед. СИ) и весьма высокими значениями nэф (20–25 %) и W (9–13 %). Низкие значения ρо изменённых кимберлитов, содержащих в своём составе больше 50 % глинистых мелкодисперсных изменённых карбонатных пород, соответствуют повышенным значениям Р2О5 (0,22–0,60 %), Al2O3 (1,60–2,40 %), СаО (12–24 %), СО2 (8,80–16,50 %), понижен198

ным содержаниям MgO (14–22 %) и SiO2 (до 15,25 %). Высокая глинистость и карбонатность этих пород определяют низкие значения ρо, χ и высокие nэф. Содержание в породах магния, кальция и других элементов испытывают большие дисперсии, что затрудняет однозначную оценку их среднего содержания. Рассмотренный пятый блок пород представлен грубой смесью кимберлита первой фазы и вмещающих его изменённых карбонатных пород. Кимберлиты первой фазы в юго-западной части диатремы контрастно отличаются от таковых первой фазы в северо-восточной части. Приведённые данные позволяют констатировать, что наблюдается постепенное уменьшение значений удельного электрического сопротивления, плотности и изменение других петрофизических характеристик кимберлита в направлении от северо-восточного фланга трубки на югозапад. В этом же направлении усиливается степень постмагматической изменённости кимберлитовых пород, возрастает содержание в них СаО, СО2, Р2О5, Al2O3, FeO, SiO2, увеличивается количество железистого серпентина, сидерита и гидроокислов железа, но уменьшается количество MgO и Cr2O3 [6, 9]. Рассмотренные по изучаемому профилю трубки петрохимический состав кимберлита в основном отражает степень изменения пород и даёт возможность в комплексе с петрофизическими характеристиками выделить блоки пород различных фаз внедрения и участки, где породы претерпели постмагматические преобразования. Повышенные значения ρо характерны для блоков кимберлитовых пород, имеющих низкие значения Р2О5 и кальцита, а низкие – для пород с высокими содержаниями этих компонентов, т. е. для кимберлитов, претерпевших интенсивные метасоматические изменения. При этом следует отметить, что обогащение фосфором отдельных блоков кимберлитовых пород трубки связано с магматическими глубинными процессами. Ранее нами показано [6, 8], что фосфор накапливается в наиболее карбонатных разновидностях кимбер-

литов, щёлочность при карбонатизации не изменяется, что отмечено для пород трубки Юбилейная [9]. Полученная корреляционная зависимость ρо от содержания фосфора, вероятно, может быть использована при выделении блоков кимберлитовых пород различных фаз внедрения и генераций, претерпевших постмагматические изменения различной интенсивности. В результате петрофизических, петрохимических и рентгенодифрактометрических измерений, выполненных на одних и тех же образцах, выявлены корреляционные связи между первыми. Так, для кимберлитовых пород трубки наблюдается обратная связь между удельным электрическим сопротивлением, с одной стороны, и пористостью, водонасыщенностью (льдистостью), плотностью и магнитной восприимчивостью – с другой. Такая связь наблюдается между плотностью, пористостью и водонасыщенностью. Обнаружена прямая пропорциональная зависимость магнитной восприимчивости от плотности и содержания в кимберлите Fe2O3. Установлено также, что высокие содержания в кимберлите проводящего трехвалентного окисного железа резко снижает значения удельного электрического сопротивления, причём такая зависимость была ранее выявлена и для других кимберлитовых диатрем Якутии [6, 10]. Следует отметить, что значение ρо в кимберлитах в зависимости от содержания СаО, Fe2O3, SiO2, MgO, а также от эффузивной пористости и водонасыщенности часто сильно варьирует. Это объясняется высокой дисперсностью и весьма высокой удельной поверхностью глинисто-железистой и карбонатно-глинистой цементирующей массы изменённых кимберлитов. При этом поровая вода в породах, содержащих мелкодисперсную глинистую составляющую, при t = -10 °С частично находится в связанном, т. е. не замёрзшем состоянии, что оказывает большое влияние на предельный уровень удельного электрического сопротивления [9]. Высокая степень изменённости кимберлита трубки Юбилейная метасоматическими процессами на уровне 150 м от поверхности диатре-

мы подтверждается низкими значениями удельного электрического сопротивления как мерзлых, так и талых пород. Например, значения ρо талых изменённых, часто пелитоморфных разностей кимберлита при положительной температуре находятся в пределах 13–37 Ом·м. Эти характеристики совпадают со значениями ρо сапонитизированных изменённых водонасыщенных кимберлитовых брекчий и карбонатизированных красных автолитовых брекчий из трубок Архангельской алмазоносной провинции, значение ρо которых находятся в интервале 9–30 и 50–90 Ом·м соответственно. Серпентин резко понижает значение ρ, а пироаурит и кальцит – повышают их. Следует также отметить, что кимберлиты первой фазы внедрения характеризуются более высокими значениями ρ, чем таковые для второй фазы. Таким образом, из анализа результатов проведенных исследований следует, что петроэлектрические, магнитные, плотностные и структурно-текстурные характеристики кимберлитовых пород разных фаз внедрения трубки Юбилейная находятся в зависимости от их петрохимического состава и степени метасоматических преобразований, изменяющихся по профилю длинной оси трубки в направлении СВ-ЮЗ. Обнаружено также, что в этом направлении возрастают содержания СаО, СО2 и SiO2, уровень изменения пород, степень окисления (Fe2O3/FeO) и уменьшаются количество MgO, плотность, электрическое сопротивление, наблюдаются волнообразные колебания других параметров. Интенсивные метасоматические преобразования в кимберлитах обусловили в них весьма низкие значения ρ и высокие значения ε/εо и к″. При этом установлена слабая зависимость электрического сопротивления кимберлитов от частоты электрического поля в диапазоне 0,312–36 МГц, вызванная токами сквозной проводимости, не зависящими от частоты. Такая зависимость характерна для твердых высокопроводящих веществ, обладающих ионной проводимостью. Химический состав пород трубки

199

Юбилейная в основном отражает степень их изменения и даёт возможность, привлекая изученные физические свойства, выделять блоки пород различных фаз внедрения и участки пород, претерпевших постмагматические изменения. Важно отметить, что нами установлена ранее неизвестная отчетливая корреляционная связь между удельным электрическим сопротивлением и содержанием в кимберлитовых породах Р2О5. Выявленные корреляционные взаимосвязи между физическими и химическими свойствами кимберлитов могут быть использованы при экспрессной оценке неизвестных петрофизических и петрохимических характеристик кимберлитовых пород различных платформ мира, с одной стороны, и интенсивности их метасоматических изменений – с другой, а также при рассмотрении вопросов, связанных с генезисом кимберлитов разных фаз внедрения. При прогнозе, поисках и разведке кимберлитовых пород скважинными радиоволновыми и электроразведочными наземными методами, а также при производственных процессах необходимо принимать во внимание тот факт, что в пределах одной трубки кимберлитовые породы могут контрастно дифференцироваться по удельному электрическому сопротивлению и другим параметрам. Должна также учитываться высокая контрастность по электрическим характеристикам между кимберлитами и вмещающими их породами, которые существенно отличаются в различных платформах мира. ЛИТЕРАТУРА 1. Балакшин Г. Д., Бондарь С. С., Парасотка Б. С., Чёрный С. Д. Геофизические методы в современной технологии поисков коренных месторождений алмазов на площадях, перекрытых терригенными отложениями// В сб.: Прогнозирование и поиски коренных месторождений алмазов. Симферополь: издво КО УкрГГРИ, 1999. С. 57–59. 2. Богатых И. Я., Романов Н. Н. К методике поисков кимберлитовых тел у МархиноАлакитском поле//В сб.: Применение геофизических методов при поисках кимберлитовых

200

тел в Якутской провинции. Якутск: Якутск. кн. изд-во, 1976. С. 76–81. 3. Бондаренко А. Т. Обобщение данных по электропроводности изверженных горных пород при высоких температурах в связи со строением земной коры и верхней мантии// Доклады АН СССР. 1968. Т. 178. № 5. С. 1058– 1060. 4. Бондаренко А. Т. Исследование электрических параметров карбонатных пород и кимберлитов Далдыно-Алакитского района Якутии применительно к задачам радиопросвечивания//Труды ЦНИГРИ. 1981. Вып. 156. С. 84–91. 5. Бондаренко А. Т., Саврасов Д. И. Об электропроводности кимберлитов из трубок Якутии при высоких температурах в связи с вопросами строения верхней мантии//Геология и геофизика. 1969. № 5. С. 72–80. 6. Василенко В. Б., Зинчук Н. Н., Кузнецова Л. Г. Петрохимические модели алмазных месторождений Якутии. Новосибирск: Наука, 1997. 574 с. 7. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). Новосибирск: изд-во Новосиб. ун-та, 1994. 240 с. 8. Зинчук Н. Н. Постмагматические минералы кимберлитов. М.: Недра, 2000. 538 с. 9. Зинчук Н. Н., Бондаренко А. Т., Гарат М. Н. Петрофизика кимберлитов и вмещающих пород. М.: Недра, 2002. 695 с. 10. Зинчук Н. Н., Бондаренко А. Т., Колесников Г. В. и др. Взаимозависимости между петрохимическими и петроэлектрическими параметрами продуктивных кимберлитов Центральной Якутии//Руды и металлы. 2000. № 4. С. 69–72. 11. Зинчук Н. Н., Бондаренко А. Т., Пыстин А. Б. Корреляционные связи между петрохимическим составом и электрическими свойствами кимберлитов Западной Якутии// Руды и металлы. 1995. № 6. С. 58–62. 12. Зинчук Н. Н., Мельник Ю. М., Харькив А. Д. Пироаурит в кимберлитовых породах Якутии и его генезис//Доклады АН СССР. 1982. Т. 267. № 3. С. 722–728. 13. Маршинцев В. К. Вертикальная неоднородность кимберлитовых тел Якутии. Новосибирск: изд-во СО АН СССР, 1986. 239 с. 14. Мишенин С. Г., Зинчук Н. Н., Бондаренко А. Т. Петрофизические параметры кимберлитов, траппов и осадочных горных

пород Далдыно-Алакитского района Якутии// В сб.: Проблемы поисковой геологии и некоторые пути их решения. Воронеж: изд-во Воронежского ун-та, 2001. C. 297–323. 15. Петровский А. Д., Бондаренко А. Т., Кухарев В. Ф. и др. Развитие теории и методики скважинных и шахтно-скважинных радиоволновых методов//В сб.: Методика, техника и результаты геофизической разведки рудных месторождений. Ереван, 1986. C. 16–19. 16. Трухин В. И., Жиляева В. А., Зинчук Н. Н., Романов Н. Н. Магнетизм кимберлитов и траппов. М.: Изд-во МГУ, 1989. 165 с.

17. Уханов А. В., Рябчиков И. Д., Харькив А. Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. М.: Наука, 1988. 286 с. 18. Францессон Е. В. Петрология кимберлитов. М.: Недра, 1968. 199 с. 19. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1995. 348 с. 20. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов мира. М.: Недра, 1998. 555 с.

Р у к о п и с о т р и м а н о 09.01.2013. На прикладі однієї з найбільших (59 га) на Сибірській платформі кімберлітовій трубці Ювілейна проведено порівняльне вивчення петрофізичних і петрохімічних особливостей кімберлітів, виконане на одних і тих самих зразках. Для кімберлітових порід трубки спостерігається зворотний зв’язок між питомим електричним опором, з одного боку, і пористістю, водонасиченістю (льодистістю), щільністю і магнітною сприйнятливістю – з іншого. Такий зв’язок спостерігається між щільністю, пористістю і водонасиченістю. Виявлена пряма пропорційна залежність магнітної сприйнятливості від щільності і вмісту в кімберліті окисного заліза. Високий уміст у кімберліті тривалентного окисного заліза (провідника) різко знижує значення питомого електричного опору. Встановлено, що петроелектричні, магнітні, щільнісні і структурні характеристики кімберлітів різних фаз укорінення трубки Ювілейна містяться залежно від їх петрохімічного складу і ступеня метасоматичного перетворення порід. Під час прогнозу, пошуків і розвідки кімберлітових трубок свердловинними та електророзвідувальними наземними методами, а також під час виробничих процесів необхідно брати до уваги той факт, що в межах однієї трубки кімберлітові породи можуть контрастно диференціюватися за питомим електричним опором та іншими параметрами. Повинна також ураховуватися висока контрастність за електричними характеристиками між кімберлітами і карбонатними породами, які їх вміщують. Ключові слова: Сибірська платформа, кімберлітова трубка Ювілейна, петроелектричні, магнітні, щільнісні і структурні характеристики кімберлітів, свердловинні та електророзвідувальні наземні методи розвідки. On the example of one of the biggest (59 ha) on the Siberian platform kimberlite pipes Yubileynaya comparative research of petrophysical and petrochemical specific features of kimberlites was carried out, performed on the same samples. For kimberlite rocks of the pipe one can observe the reverse relationship between specific resistance, on the one hand, and porosity, water saturation (ice content), density and magnetic susceptibility, on the other hand. Such relationship is observed between density, porosity and water saturation. Direct proportional dependence of magnetic susceptibility on density and content of ferric iron in kimberlite was discovered. High contents of conducting trivalent ferric iron in kimberlite decrease values of specific resistance in a sharp way. It was established that petroelectrical, magnetic, density, and structural characteristics of pipe Yubileynaya kimberlites of different intrusion phases were in dependence on their petrochemical composition and degree of metasomatic transformation of rocks. When forecasting, prospecting, and exploring kimberlite pipes by borehole and electrical prospecting ground methods, as well as during production processes it is necessary to consider the fact that within one pipe kimberlite rocks can differentiate by specific resistance and other parameters in a contrast way. One should also consider high contrast on electrical characteristics between kimberlites and hosting them carbonate rocks. Keywords: Siberian platform, kimberlite pipe Yubileynaya, petroelectrical, magnetic, density and structural characteristics of kimberlites, borehole and electrical prospecting ground prospecting methods.

201

УДК 549.211

В. В. Бескрованов, д-р геол.-минерал. наук, профессор (Северо-Восточный федеральный университет им. М. К. Аммосова); ведущий научный сотрудник (Учреждение Российской академии наук Институт физико-технических проблем Севера им. В. П. Ларионова СО РАН, Якутск, Россия), Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, профессор, академик АН РС(Я), председатель Западно-Якутского научного центра (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, З. В. Специус, д-р геол.-минерал. наук, заведующий лабораторией алмазных месторождений (Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие (НИГП) АК “АЛРОСА”, г. Мирный)

ТИПОМОРФИЗМ И ОНТОГЕНИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ АЛМАЗОВ ИЗ МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ Изучены и проанализированы кристалломорфологические и некоторые физические особенности кристаллов алмаза из мантийных ксенолитов. Полученные данные способствуют решению вопросов происхождения алмаза. Ранний этап роста алмазов отмечен следами пластической деформации кристаллов, что указывает на механическую активность среды кристаллизации. Основная масса алмаза кимберлитовых трубок сформировалась в глубинных условиях, часть из них дорастала в кимберлитовой магме. Ключевые слова: алмаз, ксенолит, кимберлит, кристалломорфология, кристалл, генезис, эклогит, перидотит, типоморфизм, ИК-поглощение, фотолюминесценция, минеральный состав.

Мантийные ксенолиты являются продуктом двух главных типов мантийных пород: перидотитов и эклогитов. Впервые алмазы из эклогита южноафриканской трубки Ньюленд исследовал в 1899 г. Т. Дж. Бонней [34]. Это были кристаллы октаэдрического габитуса со ступенчатопластинчатой скульптурой граней. Алмазы из мантийных ксенолитов привлекают пристальное внимание геологов в связи с незавершенной дискуссией о месте кристаллизации алмаза в природных условиях. В этом вопросе мнения исследователей расходятся. В соответствии с ксеногенной гипотезой кристаллизация алмазов завершилась в мантийных глубинных алмазоносных породах, а полностью сформированные кристаллы были

транспортированы из земных недр кимберлитами. Согласно конкурирующей, аутигенной гипотезе алмазы росли непосредственно в кимберлитовой магме. Имеются и компромиссные представления, обсуждающие возможность зарождения алмазов в мантии с последующим “дозреванием” в кимберлитовой магме. В Якутской кимберлитовой провинции алмазоносные ксенолиты мантийных алмазоносных пород обнаружены в трубках Мир, Удачная, Айхал, Сытыканская и Юбилейная. Исследование алмазов ограничивалось, главным образом, морфологией кристаллов [1–3, 6, 7, 11–13, 15–21, 23–31, 33–36]. Изучение их физических свойств находится еще в начальной стадии [4, 5, 9, 10, 22, 32].

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 1/2013

202

В настоящей работе проанализированы авторские [4, 5, 8] и опубликованные другими исследователями результаты исследования алмазов, извлеченных в разные годы из мантийных ксенолитов, обнаруженных в кимберлитовых трубках Мир, Удачная и Сытыканская. Минералогия и петрография этих ксенолитов детально изучена многими исследователями. Установлено, что среди них были биминеральные и кианитовые (дистеновые) эклогиты, перидотиты и гранатовые пироксениты, занимающие промежуточное положение между основными и ультраосновными породами. В качестве научной основы характеризации кристаллов алмаза использован онтогенический метод, основные положения которого изложены в статье В. В. Бескрованова “О первоисточниках алмазов россыпей Анабарского района” настоящего сборника. Это позволяет компактно описывать свойства алмазов в формализованном виде, что в значительной мере исключает неопределенность в характеризации образцов, часто сопровождающую при использовании традиционных методов. Методика исследования. Комплексное исследование алмаза из мантийных ксенолитов включало изучение: морфологии кристаллов, двупреломление, фотолюминесценции (спектральный состав и объемное распределение центров свечения), поглощение ИК-света. Морфология кристаллов изучена под бинокулярным микроскопом МБС-10, а скульптура поверхности граней – на сканирующем электронном микроскопе JXA-50A. Двупреломление наблюдалось с помощью поляризационного микроскопа МПС-2. Фотолюминесценция возбуждалась излучением ртутной лампы ДРШ-250, пропущенным через фильтры УФС-6 и СЗС-21. Распределение центров излучения в объеме кристаллов визуально наблюдалось под люминесцентным (ЛЮМАМ-ЗИ) и бинокулярным (МБС-10 с осветителем ОИ-18) микроскопами. Спектры фотолюминесценции в диапазоне 400–800 нм при комнатной температуре жидкого азота

получены А. Я. Хреновым на оригинальной установке, собранной на основе монохроматора спектрографа ИСП-51. Спектры ИК-поглощения записаны В. Г. Малоголовцем (ИСМ, Киев) при комнатной температуре на спектрофотометре UR-20 c микроприставкой 6:1. Коэффициенты поглощения вычислены методом “внутреннего эталона”, в качестве которого использована полоса собственного поглощения алмаза 2 030 см–1, имеющая у разных кристаллов алмаза постоянное значение К2030 = 14 см–1. Алмазоносные эклогиты по петрохимическим особенностям, составу минералов и распределению элементов между сосуществующими гранатами и клинопироксенами не отличаются от неалмазоносных. Особенностью алмазоносных эклогитов, по выводам работы [12], служат следы частичного плавления на поверхности. Катаклазированные образцы составляют среди них около половины, чаще других встречаются крупно- и среднезернистые разновидности равномерно-зернистой и мозаично-порфировой структуры. В одном ксенолите обычно содержится 1–3 вида кристаллов, реже отмечено от 7 до 53 зерен алмаза. Отдельные ксенолиты (например, гранатовый пироксенит У-759) обильно насыщены алмазами, общее содержание которых может достигать тысячи зерен. Распределение кристаллов внутри ксенолитов не обнаруживает какой-либо закономерности. Не установлено их тяготение к приповерхностной зоне, что, по утверждению авторов работы [12], свидетельствует о механическом вдавливании сформировавшихся кристаллов алмаза в поверхность ксенолитов. Влияние ксенолитов на общую алмазоносность кимберлитовых пород. Изучение этого вопроса представляет особый интерес в связи с нерешенной проблемой о месте кристаллизации алмаза. Для выяснения влияния доли алмазов из эклогитов на общую алмазоносность кимберлитовых пород в работе [8] просмотрены все извлеченные алмазы из крупнообъемных проб

203

трубки Сытыканская общей массой около 9 000 кар. При этом обнаружено всего 60 алмазов из эклогита общей массой около 10 кар, что соответствует содержанию кристаллов этого типа в целом по трубке, равному 0,02 % по количеству кристаллов и 0,1 % по массе. Таким образом, влияние алмазов из эклогитов на общую алмазоносность трубки Сытыканская следует признать незначительным. Вместе с тем их содержание в объеме самих ксенолитов исключительно высокое, что доказывается примером образца ТМ-180 из трубки Мир, состоящего из 11 обломков эклогита (общей массой 90,045 г), из которых 10 были раздроблены и извлечено 70 алмазов, составивших в сумме 613,0 мг. При средней массе одного кристалла 8,8 мг содержание алмаза в ксенолите составило 34 038,27 кар/т (6 807,6 г/т) или 0,7 % общей массы ксенолита [8]. Размеры кристаллов в разных ксенолитах изменяются от 0,2 до 4 мм с преобладанием зерен размером менее одного миллиметра. Важно отметить, что в одном ксенолите кристаллы алмаза, как правило, имеют одинаковый облик, цвет, фотолюминесценцентные особенности и размер. Последний наименее выдержан для кристаллов из одного ксенолита. Чтобы различать разные алмазы из одного ксенолита, рядом с символом ксенолита будем указывать порядковый номер кристалла, отделив его косой чертой. Морфология кристаллов из мантийных ксенолитов была охарактеризована в 1977 г. Ю. Л. Орловым и включает плоскогранные октаэдры; октаэдры с пластинчато-ступенчатым рельефом поверхности; уплощенные двойники октаэдров по шпинелевому закону, имеющие в плане форму треугольника; циклические двойники – пятерники; кубы, в том числе кубы с вогнутыми гранями и оттянутыми вершинами (скелетная форма роста кристаллов). Особо отметим, что острореберные октаэдры (онтогеническая формула – Ohγ , рис. 2. в статье 204

В. В. Бескрованова в настоящем сборнике) заключительного семейства не наблюдались и в мантийных ксенолитах, вероятно, не встречаются. Между минеральным составом ксенолитов и кристалломорфологией содержащихся в них алмазов намечается зависимость, имеющая характер тенденции. З. В. Специус [29] отметил, что для кианитовых эклогитов характерны алмазы кубического габитуса, что подтверждено нами и опубликованными данными. В кианитовом ксенолите выявлена только одна находка алмаза октаэдрической формы [19]. Онтогенический анализ предлагает этой находке простое объяснение. Октаэдрический индивид был алмазом в оболочке разновидности IV и, что важно для понимания его генетической сущности, сосуществовал с кубическим кристаллом меньших размеров. Вероятно, оболочка октаэдрического индивида и кубический кристалл в целом образованы алмазом одного онтогенического вида (G или K, которые могут образовывать целые кубические кристаллы минералогических разновидностей III или II соответственно). Кубический индивид и оболочка октаэдрического индивида кристаллизовались непосредственно в кианитовом эклогите, а ядро алмаза в оболочке имеет протогенетическую природу и образовалось ранее в другой физико-химической обстановке. Взаимосвязь между их минеральным составом и морфологией кристаллов алмаза нарушается в кианитовых эклогитах в присутствии минерала ильменита. В этом случае сосуществуют одновременно ромбододекаэдры и кристаллы комбинационной формы [11]. Последнее утверждение требует дополнительной проверки, поскольку граница между ромбододекаэдрами и кристаллами комбинационной формы достаточно неопределенна. Для устранения неопределенности требуется изучить физические и кристалломорфологические особенности обеих разновидностей алмаза и выявить их онтогеническое различие.

Кубические алмазы часто встречаются и в биминеральных эклогитах – из восьми изученных нами образцов они установлены в шести и выявлены З. В. Специусом [1990] в восьми из 34 желваков этого состава из трубок Мир и Сытыканская. При этом кубические и октаэдрические кристаллы алмаза одновременно в одном ксенолите биминерального эклогита не встречаются. Не описаны подобные находки и в известной нам литературе. В. П. Афанасьев и А. Д. Харькив [1] установили, что додекаэдроиды среди алмазов из эклогитовых ксенолитов не встречаются. Нашими наблюдениями этот вывод подтверждается. Отсюда следует, что додекаэдроиды и октаэдроиды в эклогитовых ксенолитах или не встречаются, или чрезвычайно редки. Изученные нами образцы У-51/2, У-59 и У-2046 имеют кубическую форму и представляют собой алмазы разновидности IV в серой или желтой оболочке. О находке аналогичных кристаллов сообщали В. П. Афанасьев и А. Д. Харькив [1]. Вероятно, в одном ксенолите могут сосуществовать и простые кубические кристаллы, и кристаллы такой же формы в оболочке. Когда размеры кристаллов малы, различить среди кубов алмазы в оболочке трудно или даже невозможно. В пироксенитовых ксенолитах содержатся алмазы октаэдрической формы, шпинелевые двойники и их сростки [18]. Среди них отсутствуют изометричные острореберные кристаллы Ohγ заключительного семейства и преобладают грубослоистые октаэдры, грани которых сложены тригональными слоями. Октаэдрические кристаллы и шпинелевые двойники обнаружены в двух изученных ксенолитах гранатового пироксенита (рис. 1а). Исследование под электронным микроскопом при высоком увеличении показало, что ступени роста, покрывающие октаэдрические грани, в свою очередь, состоят из более мелких ступенек (рис. 1б). Ребра шпинелевых двойников при высоком разрешении также обнаруживают ступенчатый рельеф.

Поверхность (111) шпинелевых двойников выглядит под электронным микроскопом зеркально-гладкой даже при очень высоком до ×30 000 увеличении. Такую же поверхность имеют циклические двойники из гранатового пироксенита У-759. Все кристаллы алмаза из пироксенитов в разной степени искажены. Алмазоносный ксенолит перидотитового состава М-923 содержал 12 прозрачных октаэдрических кристаллов алмаза с гладкой или тонкопластинчатой поверхностью и ребрами, слегка сглаженными и покрытыми тонкой параллельной штриховкой [4, 5, 29]. Часть образцов имеет искаженную форму, и они вытянуты по одной из тройных осей симметрии. Преобладают бесцветные кристаллы, другие имеют слабый коричневый цвет. Накопленные к настоящему времени сведения об алмазах из перидотитовых ксенолитов свидетельствуют о том, что для них типична октаэдрическая форма. Кубические кристаллы в перидотитах не обнаружены. Плоскогранные октаэдры и их сростки извлечены из дунитового ксенолита [19, 24]. В ильменит-пироповом лерцолите (обр. УВ-255/75) из трубки Удачная обнаружено шесть кристаллов и сростков алмаза размером 0,4–1,4 мм [21]. Все кристаллы имели форму октаэдра с округло-ступенчатыми гранями и тонкой сноповидной штриховкой. На одном из них отмечен полицентрический рост граней (111). В кимберлитовой трубке Финч (Южная Африка) найдены два алмазоносных ксенолита, относящихся к гранатовым лерцолитам [36], один из которых содержал 46, другой – 53 алмаза. Среди кристаллов преобладали октаэдры, в подчиненном количестве присутствовали додекаэдры с грубыми ромбическими гранями и кривогранные додекаэдроиды с гранным швом вдоль короткой диагонали ромбической грани. Н. В. Соболев с сотрудниками [26] обобщили имеющиеся на тот период сведения о морфологии и окраске алмазов из 26 алмазоносных перидотитов и пришли к выводу о том, что особенностью этих

205

б Рис. 1. Кристаллы алмаза из гранатового пироксенита У-759. Снимок на электронном микроскопе [4, 5] а – общий вид (×100), б – ступенчатый рельеф на грани октаэдра (×300)

206

алмазов является повышенное содержание октаэдров с тригональными слоями роста. Анализ опубликованных сведений, дополненных данными исследования зерен алмаза из желвака М-923, позволяет заключить, что алмазы из ксенолитов ультраосновного парагенезиса представлены кристаллами октаэдрического и переходного габитуса, с преобладанием среди них октаэдров с тригональными слоями роста. Кубические индивиды среди них не установлены, но, вероятно, встречаются ромбододекаэдры и додекаэдроиды. Спектры фотолюминесценции. По особенностям фотолюминесценции кристаллы алмаза из эклогитовых ксенолитов отличаются от таковых из перидотитового и пироксенитовых ксенолитов [4, 5]. У алмазов из эклогитов возбуждается люминесценция зеленого, желтого или желто-зеленого цвета, а у перидотитовых и пироксенитовых – голубое или голубое в сочетании с оранжевым свечением. В трех кристаллах алмаза в оболочке (минералогическая разновидность IV) из биминеральных эклогитов У-59, У-51 и 2046 наблюдается зональное распределение фотолюминесценции: голубое свечение ядер и желто-зеленое – оболочки. В двух кристаллах из гранатового пироксенита У-759 ядра имеют оранжевую фотолюминесценцию, а внешние зоны – бледно-голубую. Кубические кристаллы из эклогитов имеют однообразный спектр люминесценции (рис. 2а, б). В нем содержится широкая полоса от 450 до 800 нм с максимумом около 545 нм. На ее коротковолновом крыле проявляются электронные линии систем 488 и S3, а на длинноволновом – системы 793. Система N3 отсутствует. Спектры фотолюминесценции алмазов в оболочке У-51/2, У-59 и 2046 из биминеральных магнезиальных эклогитов (рис. 2г) суммируются из спектра голубого свечения ядер (интенсивная система N3) и спектров оболочки (полоса с максимумом при 540 нм с наложенными электронными линиями 488,5; 503,4 и 793 нм).

Указанные спектральные особенности свечения кубических кристаллов из эклогитов, нередко встречаются в кубических кристаллах алмаза другого генетического типа. Система 488 выделена А. Я. Хреновым в спектре люминесценции карбонадов из россыпных месторождений Бразилии и, по его наблюдениям, встречается также в спектрах более 80 % алмазов с волокнистым строением из кимберлитов. Спектры фотолюминесценции алмазов октаэдрического габитуса из ксенолитов биминерального эклогита записаны у двух образцов. В спектре зеленой люминесценции октаэдрического образца из ксенолита С-15 установлена система Н3.

Рис. 2. Спектры фотолюминесценции алмазов из эклогитовых ксенолитов [4, 5] а, б – кристаллы кубического габитуса; в – октаэдрические кристаллы из биминерального эклогита; г – кристаллы в “оболочке”

207

У алмаза из биминерального магнезиального эклогита А-811 фотолюминесценция распределена по объему кристалла неравномерно. В преобладающей его части возбуждается яркое желто-оранжевое свечение, а в небольшом участке – голубое. Последний ответственен за появление в спектре малоинтенсивной системы N3, в то время как желто-оранжевое свечение представлено широкой полосой от 500 до 800 нм с максимумом интенсивности около 590 нм (рис. 2в). На контуре полосы наблюдаются интенсивные электронные линии 503,4 и 510,7 нм (система S1); 708 нм и более слабые – 488,5; 497,8; 523,3 (система S2); 536, а также электронные линии 788 и 793 нм. Спектры фотолюминесценции алмазов из перидотитового и двух пироксенитовых ксенолитов объединяет и в целом отличает от алмазов из эклогитовых ксенолитов присутствие богатой структуры, представленной электронно-колебательными системами N3, 490, Н3, Н4 и широкой полосой с максимумом излучения при 700 нм (рис. 3а–г) [4, 5]. Система N3 малоинтенсивна в спектрах двух из трех кристаллов ксенолита У-756 и имеет среднюю интенсивность в третьем (рис. 3б). Кроме того, в спектрах двух первых кристаллов активна система 490 и содержатся дополнительно электронные линии 536 и 575 нм. В спектрах кристаллов алмаза из ксенолитов У-759 и М-923 красная полоса 715 нм широкая и интенсивная (рис. 3в, г), а у кристаллов из ксенолита У-756 ее интенсивность значительно меньше (рис. 3а, б). Аналогичные спектры описаны С. П. Плотниковой у пластически деформированных кристаллов коричневого цвета [14]. Спектры ИК-поглощения получены у относительно крупных и наиболее прозрачных кристаллов из мантийных ксенолитов. Это удалось сделать у 15 кристаллов из эклогитов, одного – из перидотита и еще одного – из пироксенита (У-759) [4, 5]. Все полученные ИК-спектры объединяет постоянное присутствие полосы 3 107 см–1, сопровождаемой иногда менее

208

интенсивными сателлитами и полосой 1 405 см–1 (рис. 4). В спектрах алмазов из перидотита и пироксенита полоса 3 107 см–1 малоинтенсивна, а в спектрах алмазов из эклогитов – активна и сопровождается сателлитами, а ее коэффициент поглощения у некоторых образцов достигает 10–14 см–1. По особенностям ИК-поглощения изученные кристаллы из ксенолитов разбиваются на три группы. Наиболее простой спектр, содержащий системы поглощения А, В1 и 3107 (рис. 4а), имеют кубические алмазы из эклогитовых ксенолитов (У-47, У-815, У-816 и У-259). В спектрах кристаллов этой группы коэффициент поглощения полосы 1 282 см–1 изменяется от 30 до 70 см–1. В спектрах кристаллов второй группы добавляются сравнительно редкие для ИК-поглощения алмаза особенности: а) полосы 835, 880, 920, 970 и 1 000 см–1; б) две интенсивные и широкие (полуширина 60–70 см–1) полосы с максимумом оптической плотности при 1 450 и 1 660 см–1, очень широкая (полуширина 130 см–1) полоса с максимумом оптической плотности при 3 440 см–1 (рис. 4б). Оптическая плотность перечисленных полос изменяется от “следовых” и слабых проявлений в желтых и зеленых кубических кристаллах до интенсивных в кубических кристаллах серого цвета. В последних коэффициенты поглощения полос 1 450 и 1 660 см–1 достигают соответственно значения 23 и 6 см–1 у кристалла У-260/2, а у кристалла У-388/2 еще выше – 27 и 8 см–1. В ИК-спектрах двух кристаллов (У-2046 и У-51/2) из эклогитовых ксенолитов, в одном алмазе из перидотита и еще одном – из пироксенита У-759, образующих третью группу, содержится триада систем поглощения А, В1 и В2 (рис. 4в). Главная полоса системы В2 сдвинута в высокочастотную сторону на 10–15 см–1 от среднего положения и находится у разных кристаллов при 1 375–1 385 см–1. Сначала, обобщая результаты исследования, выделим типоморфные свойства алмазов из мантийных ксенолитов.

Типоморфными признаками для алмазов из кианитовых эклогитов являются: а) кубическая форма; б) желто-зеленая фотолюминесценция, в спектре которой имеются три системы 489, N3 и 793; в) ИК-система 3107, отсутствие системы В2. Анализируя природу перечисленных центров, можно утверждать, что в алмазах из кианитовых эклогитов не наблюдаются дефекты, расположенные вдоль кубических плоскостей (100). Для них характерно наличие связей С-Н. Алмаз из кианитовых эклогитов, по-видимому, содержит микрочастицы, в составе которых присутствуют вода и карбонаты в разных

Рис. 3. Спектры фотолюминесценции алмазов из перидотита и пироксенитов [4, 5] а, б – кристаллы из гранатового вебстерита У-756; в, г – кристаллы из пироксенита У-759 и перидотита М-923

концентрациях, которые замутняют объем кристалла. Перечисленные типоморфные свойства можно перенести на все алмазы из эклогитовых ксенолитов с учетом того, что в биминеральных эклогитах эти признаки имеют характер тенденции. Алмазы из эклогитов принадлежат к раннему онтогеническому семейству {α}. Типоморфными признаками алмазов из перидотитовых ксенолитов являются: а) октаэдрическая форма роста с преобладанием кристаллов с тригональными слоями роста; б) голубая фотолюминесценция, в спектре которой содержатся системы N3, H3, H4 и 490; в) дефекты В2.

Рис. 4. Спектры ИК-поглощения алмазов из мантийных ксенолитов [4, 5] а, б – кубические кристаллы из эклогитов; в – кристаллы в “оболочке” из эклогитов и октаэдрические кристаллы из пироксенита и перидотита

209

Общая формула для всей популяции алмазов из ксенолитов перидотитов и эклогитов имеет вид {α>>β+η}. В ней представлены алмазы раннего семейства и незначительная часть кристаллов промежуточного и регрессивного семейств. При этом последние являются, вероятно, кристаллами из биминеральных эклогитов. Обсуждение результатов. Приведенные в настоящей статье результаты позволяют прояснить некоторые вопросы генезиса алмаза в природных условиях. Это возможно путем сравнительного анализа физических и кристалломорфологических характеристик, установленных у алмазов из ксенолитов с соответствующими характеристиками алмазов, которые извлекаются из кимберлитовых пород. Место кристаллизации алмаза в природных условиях, как уже отмечалось в начале статьи, остается одной из важнейших нерешенных проблем алмазоведения. Казалось бы, в пользу ксеногенной гипотезы свидетельствует абсолютно высокое содержание алмазов в мантийных ксенолитах (до 34 000 кар/т). Это значение катастрофически превышает их долю в кимберлитовых породах. С другой стороны, экспериментальные подсчеты, проведенные в трубке Сытыканская, не подтвердили значимость вклада эклогитов в общую алмазоносность трубки. Их доля составила не более 0,1 % в общей массе алмазного сырья месторождения [8], что не позволяет отождествить глубинные эклогиты с главным поставщиком алмазов этой трубки. Это первый довод, указывающий на незначительность влияния ксеногенного материала на общую алмазоносность трубки Сытыканская. Не свидетельствует в пользу ксеногенной гипотезы и отличие типоморфных признаков алмазов из кимберлитовых трубок от таковых для алмазов ксенолитов одноименных трубок. Это подтверждается на примере трубки Мир. Для алмазного сырья трубки типичны плоскогранные острореберные октаэдры, близкие по кристалломорфологии идеальным многогранникам. Преобладают алмазные

210

образцы, в которых не возбуждается фотолюминесценция. С другой стороны, кристаллы с подобными свойствами не встречены в ксенолитах, обнаруженных в этой же трубке. Алмазы, извлеченные из эклогитовых желваков ТМ-14, ТМ-17, ТМ-19 и ТМ-180, характеризует своеобразие морфологических и физических особенностей, отличающих их от трубочных алмазов [8]. Специфическим комплексом типоморфных особенностей характеризуются алмазы из ксенолита ТМ-180. Это кристаллы переходной формы и ромбододекаэдр. Имеются двойники и сростки, но их общее содержание относительно невысокое. Многие кристаллы несут на поверхности признаки пластической деформации, и, как следствие, имеют бледно-фиолетовую окраску. На некоторых образцах видны следы природного травления (коррозии). При облучении УФ-светом в преобладающем большинстве кристаллов из эклогита ТМ-180 возбуждается свечение слабой интенсивности и зеленого цвета, нехарактерное для алмазной массы трубки Мир. Таким образом, во всех ксенолитах не установлены нелюминесцирующие плоскогранные острореберные октаэдры, типичные для алмазной массы из кимберлитов трубки Мир. Важной деталью общей массы ксенолитовых алмазов является практически полное отсутствие заключительного семейства {γ}, которое широко представлено среди кимберлитовых кристаллов трубки Мир. Суммируя результат проведенного анализа, можно сформулировать следующий вывод. Кристаллы алмаза зародились в глубинных мантийных породах, но часть из них, и в первую очередь периферийные области, дорастала (“дозревала”) в кимберлитовом расплаве. Фазовое состояние среды кристаллизации алмаза. Опубликованные и полученные нами данные указывают на то, что часть алмазов из перидотитов и эклогитов подвергалась пластической деформации. Это подтверждается ее следами на поверхности кристаллов и присутствием в мантийных ксенолитах алмазов коричневой окраски,

природу которой связывают с воздействием пластической деформации. Это подтверждает и интенсивная полоса 715 нм в спектрах фотолюминесценции кристаллов из ксенолитов У-759 и М-953 (см. рис. 3). Эту полосу С. П. Плотникова связывает со следами пластической деформации [14]. Пластическая деформация, вероятно, является следствием высокой механической активности среды кристаллизации алмаза. Такая возможность предоставляется в твердой или частично твердой фазе. Следы пластической деформации или даже механические сколы нередко наблюдаются в центральных частях кимберлитовых алмазов (рис. 5), что указывает на то, что рост на раннем этапе происходил в твердой или частично твердой фазе. Выводы Физические и кристалломорфологические свойства алмазов из ксенолитов близки или даже идентичны центральным областям кимберлитовых алмазов. В тех случаях, когда последние завершили онтогенический цикл на этапе формирования центральной области и образовали раннее семейство {α}, их общие характеристики идентичны таковым у ксенолитовых алмазов. Кристаллы алмаза зародились в глубинных мантийных породах, что подтверждается их абсолютно высоким содержанием в глубинных ксенолитах (34 000 кар/т), что свидетельствует в пользу ксеногенной гипотезы. Отсутствие среди ксенолитовых алмазов заключительного семейства {γ}, указывает на то, что основная их масса алмаза дорастала в кимберлитовой магме. Часть алмазов из перидотитов и эклогитов подвергалась механической деформации одновременно с катаклазом, широко распространенным у ксенолитов ультрамафитов из кимберлитовых трубок. Пластическая деформация является следствием высокой механической активности среды кристаллизации алмаза. Такая возможность предоставляется в твердой или частично твердой фазе.

Рис. 5. Механические повреждения центральных областей октаэдричеких кристаллов (Варшавский, 1968) ЛИТЕРАТУРА 1. Афанасьев В. П., Харькив А. Д. Ксенолиты алмазоносных эклогитов из кимберлитов Якутии//Геохимия и рудообразование. 1980. Вып. 8. С. 87–98. 2. Бартошинский З. В. Об алмазах из эклогита кимберлитовой трубки “Мир”//Геология и геофизика. 1960. № 6. С. 129–131. 3. Бартошинский З. В., Харькив А. Д., Боткунов А. И., Соболев Н. В. Новые данные об алмазах из эклогитов трубки “Мир”// Геология и геофизика. 1973. № 5. С. 108–112. 4. Бескрованов В. В., Специус З. В., Малоголовец В. Г., Хренов А. Я., Полканов Ю. А. Морфология и физические свойства алмаза из мантийных ксенолитов//Минералогический журнал. 1991. № 5. С. 31–42. 5. Бескрованов В. В. Онтогения алмаза. М.: Наука, 1992. 167 с.; 2-е изд., исп. и доп. Новосибирск: Наука, 2000. 264 с. 6. Бобриевич А. П., Смирнов В. С., Соболев В. С. Ксенолит эклогита с алмазами//Докл. АН СССР. 1959. Т. 126. № 3. С. 637–640. 7. Буланова Г. П., Барашков Ю. П., Тальникова С. Б., Смелова Г. Б. Природный алмаз – генетические аспекты. Новосибирск: Наука, 1993. 168 с. 8. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: ООО “Недра-Бизнесцентр”, 2003. 603 с. 9. Квасница В. Н., Харькив А. Д., Зинчук Н. Н. и др. Кристаллы алмаза из новой

211

находки эклогита трубки “Удачная”//Минер. журнал. 1989. Т. 12. № 4. С. 83–87. 10. Квасница В. Н. Малоголовец В. Г, Вишневский А. С., Харькив А. Д. ИК-спектры поглощения мелких алмазов//Минер. журнал. 1980. Т. 2. № 2. С. 95–97. 11. Коптиль В. И., Лазько Е. Е., Серенко В. П. Алмазоносные дистеновые эклогиты из кимберлитовой трубки “Сытыканская” – первая находка в СССР//Докл. АН СССР. 1975. Т. 225. № 4. С. 924–927. 12. Михеенко В. И., Владимиров Б. М., Ненашев Н. И., Сельдишева Е. Б. Валун алмазоносного эклогита из эклогита трубки “Мир”//Докл. АН СССР. 1970. Т. 190. № 4 С. 6. 13. Орлов Ю. Л. Полигенез и типоморфизм алмаза//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 11. С. 64–73. 14. Плотникова С. П. Особенности люминесценции алмазов в зависимости от их реальной структуры и условий роста: Автореф. дис. ... канд. физ.-мат. наук. Иркутск, 1981. 22 с. 15. Пономаренко А. Н., Специус 3. В., Соболев Н. В. Новый тип алмазоносных пород – гранатовые пироксениты//Докл. АН СССР. 1980. Т. 251. № 2. С. 438–441. 16. Пономаренко А. И., Серенко В. П., Лазько Е. Е. Первые находки алмазоносных эклогитов в кимберлитовой трубке “Удачная”//Докл. АН СССР. 1973. Т. 209. № 1. С. 188–189. 17. Пономаренко А. И., Соболев Н. В., Похиленко Н. П. и др. Алмазоносный гроспидит и алмазоносные дистеновые эклогиты из кимберлитовой трубки “Удачная” (Якутия)//Докл. АН СССР. 1976. Т. 226. № 4. С. 927–930. 18. Пономаренко А. Н., Специус З. В., Соболев Н. В. Новый тип алмазоносных пород гранатовые пироксениты//Докл. АН СССР. 1980. Т. 251. № 2. С. 438–441. 19. Похиленко Н. П., Соболев Н. В., Ефимова Э. С. Ксенолит катаклазированного алмазоносного дистенового эклогита из трубки “Удачная” (Якутия)//Докл. АН СССР. 1982. Т. 266. № 1. С. 212–216. 20. Похиленко Н. П., Соболев Н. В., Соболев В. С., Лаврентьев Ю. Г. Ксенолит алмазоносного ильменит-пиропового лерцолита из кимберлитовой трубки “Удачная” (Якутия)// Докл. АН СССР. 1976. Т. 231. № 2. С. 438–441. 21. Соболев В. С., Най В. С., Соболев Н. В. и др. Ксенолиты алмазоносных пироповых серпентинитов из трубки “Айхал”, Якутия//Докл. АН СССР. 1969. Т. 188. № 5. С. 1141–1143.

212

22. Соболев Е. В., Ленская С. В., Лисойван В. И. Некоторые физические свойства алмазов иэ якутского эклогита//Докл. АН СССР. 1966. Т. 168. № 5. С. 1151–1153. 23. Соболев Н. В., Боткунов А. И., Кузнецова И. К., Харькив А. Д. Новая находка алмазоносного эклогита в трубке “Мир” (Якутия)//Геология и геофизика. 1966. № 11. С. 114–316. 24. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974. 263 с. 25. Соболев Н. В., Пустынцев В. И., Кузнецова И. Е., Харькив А. Д. Новые данные по минералогии алмазоносных эклогитов из трубки Мир (Якутия)//Геология и геофизика. 1969. № 3. С. 113–116. 26. Соболев Н. В., Похиленко Н. П., Ефимова Э. С. Ксенолиты алмазоносных перидотитов и проблема происхождения алмазов// Геология и геофизика. 1984. № 12. С. 63–80. 27. Соболев Н. В., Ефимова Э. С. Парагенетические типы природных алмазов// Петрология и минералогия земной коры и верхней мантии. Новосибирск: Изд-во ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. 1981. С. 70–77. 28. Соболев Н. В., Похиленко Н. П., Ефимова Э. С. Ксенолиты алмазоносных перидотитов и проблема происхождения алмазов// Геология и геофизика. 1984. № 12. С. 63–80. 29. Специус З. В. Алмазоносный ксенолит гранатового перидотита из кимберлитовой трубки “Мир”//Докл. АН СССР. 1990. Т. 313. № 4. С. 939–943. 30. Специус З. В. Некоторые особенности алмазов в ксенолитах эклогитовых пород и проблема генезиса алмаза в кимберлитах// Минералы углерода в эндогенньх процессах: Тез. докл. Всесоюз. конф. “Самородное элементообраэование в эндогенных процессах”. Якутск: ЯФ СО АН СССР. 1985. Ч. 3. С. 41–44. 31. Специус З. В., Серенко В. П. Состав континентальной верхней мантии и низов коры под Сибирской платформой. М.: Наука, 1990. 272 с. 32. Степанов А. С., Шацкий В. С., Зедгенизов Д. А., Соболев Н. В. Причины разнообразия морфологии и примесного состава алмазов из эклогита трубки Удачная//Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 9. С. 974–988. 33. Харькив А. Д., Квасница В. Н., Сафронов А. Ф., Зинчук Н. Н. Типоморфизм алмаза и его минералов спутников из кимберлитов. Киев: Наукова думка, 1989. 184 с.

34. Bonney T. G. The parent rock of the diamond in South Africa//Geol. Mag. 1899. № 6. P. 309–312. 35. McCallum M. E., Egler D. H. Diamonds in upper mantle peridotite nodules from kimberlite in Southern Wyoming//Science. 1976. V. 192. P. 253–256.

36. Shee S. R., Gurney I. I., Robinson D. W. Two diamond-bearing peridotite xenolithes from the Finsch kimberlite, South Africa//Contrib. Miner. and Petrol. 1982. Vol. 8l. N 2. P. 79–87.

Р у к о п и с о т р и м а н о 13.02.2013.

Вивчені і проаналізовані кристаломорфологічні і деякі фізичні особливості кристалів алмазу з мантійних ксенолітів. Отримані дані сприяють вирішенню питань походження алмазу. Ранній етап росту алмазів відзначений слідами пластичної деформації кристалів, що вказує на механічну активність середовища кристалізації. Основна маса алмазу кімберлітових трубок сформувалася в глибинних умовах, частина з них доростала в кімберлітовій магмі. Ключові слова: алмаз, ксеноліт, кімберліт, кристаломорфологія, кристал, генезис, еклогіт, перидотит, типоморфізм, ІЧ-поглинання, фотолюмінесценція, мінеральний склад. Crystallomorphological and some physical properties of diamond crystals from mantle xenoliths are studied and analyzed. The data obtained provide insight into the diamond origin. The early stage in diamond growth is marked by signs of plastic deformation of crystals, which is indicative of mechanical activity of the crystallization medium. The bulk of diamonds from kimberlite pipes formed in deep conditions, and some of them grew further in kimberlite magma. Keywords: xenolith, kimberlite, crystal morphology, genesis, eclogite, peridotite, typomorphism, IR-absorption, photoluminescence, mineral composition.

213

РЕФЕРАТ ЗВІТУ НАУКОВО-ДОСЛІДНОЇ РОБОТИ, ЩО НАДІЙШЛА У ФОНДИ УКРАЇНСЬКОГО ДЕРЖАВНОГО ГЕОЛОГОРОЗВІДУВАЛЬНОГО ІНСТИТУТУ У 2012 РОЦІ

УДК 550.838 Трегубенко В. І. Компонентна магнітна зйомка на опорній мережі ПВХ з метою побудови карт нормального геомагнітного поля і його вікового ходу епохи 2010 року для території України (тема № 714). Звіт про НДР: 59 с., 29 рис., 3 табл., 34 джерела, 5 текстових додатків. УкрДГРІ, Київ, 2012. У звіті наведено дані про елементи земного магнетизму на території України, вікові варіації компонент геомагнітного поля. Мета роботи: визначення в межах України на опорній мережі ПВХ компонент магнітного поля Землі, створення каталогу та побудова карт нормального геомагнітного поля і його вікового ходу епохи 2010 року, розвиток опорної геомагнітної мережі. Вихідними даними для проведення робіт є результати першого циклу компонентної магнітної зйомки епохи 2005 року для території України, виконаних на мережі ПВХ, відновлених і закладених у 2005–2007 рр. Методи дослідження: абсолютні компонентні геомагнітні вимірювання, магнітоваріаційні спостереження, визначення азимутів мір методом годинного кута Сонця. Виконані абсолютні компонентні геомагнітні вимірювання другого циклу в 52 ПВХ, відновлених і закладених у 2005–2007 рр., і п’яти нових деталізаційних ПВХ. Результати вимірювань прив’язані до даних обсерваторії “Бєльськ”, що входить до складу міжнародної системи геомагнітних вимірювань “Інтермагнет”. Створені каталог і база даних спостережень у ПВХ, побудовані карти компонент нормального магнітного поля Землі і його вікового ходу для території України епохи 2010 р., розрахована аналітична модель головного магнітного поля та його вікового ходу для території України на епоху 2010 року. Отримані результати є невід’ємною складовою метрологічного забезпечення магніторозвідки в Україні, що дасть змогу будувати зведені карти магнітного поля для території України з метою її регіонального вивчення.

214

Украинский государственный геологоразведочный институт (УкрГГРИ, г. Киев) и Всеукраинская общественная организация “Ноосфера” (ВОО “Ноосфера”, г. Киев) приглашают Вас принять участие в 4-й Международной научно-практической конференции “Современные методы сейсморазведки при поисках месторождений нефти и газа в условиях сложнопостроенных структур (Сейсмо-2013)”, которая состоится в пгт Курортное (АР Крым, Украина) с 15 по 21 сентября 2013 года. Настоящее мероприятие осуществляется в рамках проекта возрождения традиции ежегодных встреч геологов и геофизиков, заложенной всемирно известным учёным Ю. В. Тимошиным в 1971 году. Всесоюзный научный семинар “Сейсмические методы разведки месторождений полезных ископаемых”, неофициально называемый “Тимошинские чтения”, проходил в г. Киеве на протяжении нескольких десятков лет и пользовался большой популярностью среди ученых, специалистов, аспирантов и студентов всего Советского Союза. Первыми шагами в данном направлении стало проведение трех международных конференций “Сейсмо”, которые состоялись в поселке Курортное Феодосийского района АР Крым. В работе “Сейсмо-2010” (19–25 сентября 2010 г.) приняли участие 70 представителей из 25 научно-исследовательских и производственных организаций Украины, России и Мексики, “Сейсмо-2011” (18–24 сентября 2011 г.) собрала 100 участников из 39 организаций Украины, России, Италии, Франции и Норвегии, “Сейсмо-2012” (16–22 сентября 2012 г.) посетили 120 специалистов из 41 организации Украины, России, Белоруссии, Узбекистана, Норвегии. Тематика конференции • Теоретические и методические вопросы, практические результаты обработки поверхностных и скважинных сейсмических материалов. • Новые технологии и геологические результаты интерпретации сейсмических данных. • Техническое обеспечение и новые методики проведения полевых и скважинных сейсмических работ. • Геохимические, потенциальные и дистанционные методы. Ключевые даты 11 февраля 2013 г. Официальное объявление о конференции: первое приглашение. 10 мая 2013 г. Окончание приёма заявок на доклады и тезисов докладов. 30 мая 2013 г. Окончание формирования научной программы и рассылка второго приглашения. 20 июня 2013 г. Окончание предварительной регистрации. 15–21 сентября 2013 г. Конференция “Сейсмо-2013”. Подробную информацию о форме предоставления заявки и тезисов докладов, а также семинарах в рамках конференции, культурной программе, организационном взносе и истории проведения мероприятия можно найти на сайте www.ukrdgri.gov.ua (раздел Актуально)

215

ДО ВІДОМА АВТОРІВ Редакція журналу “Збірник наукових праць УкрДГРІ” приймає оригінальні, раніше не опубліковані статті геологічної, геолого-мінералогічної та технічної тематик. Статті надсилаються в друкованому (два примірники) й електронному вигляді, бажано українською мовою. Електронний варіант приймається на дискеті, компактдиску чи електронною поштою. Обсяг однієї наукової статті – до 20 стор. машинопису через два інтервали (разом з таблицями, фото, рисунками та підписами до них, бібліографічним списком, анотацією), оглядової – 10–15 сторінок, інформаційного повідомлення – три–чотири сторінки. До рукопису необхідно додати акт експертизи, лист-рекомендацію й такі відомості про автора/авторів: прізвище, ім’я та по батькові (повністю); учене звання і вчений ступінь; посада чи професія; місце роботи (назва установи чи організації); робоча адреса, номер телефону; домашня адреса, номер телефону, електронна адреса. До кожної статті обов’язково наводяться: номер УДК, анотація, назва статті та ключові слова (українською, російською та англійською мовами), бібліографічний список за алфавітом (оформлений відповідно до сучасних вимог), рисунки та підписи до них (окремі файли). Комп’ютерні макети рисунків приймаються за дотриманням таких умов. Р а с т р о в а графіка: чорно-біле зображення – *.TIF чи *.PSD (Adobe PhotoShop 7.x, 8.х); повнокольорове зображення – *.TIF, *.EPS, *.PSD-формат, розрізнення 300 dpi. Кольорова модель CMYK, чорний колір в одному каналі. В е к т о р н а графіка: файли формату *.Al, *.EPS (Adobe Іllustrator v. 8.x, 9.х) чи *.CDR (Corel Draw v. 11.x, 12.х, 13.х). Використані шрифти мають бути подані окремо або переведені в криві. Растрову графіку до векторного макета не заносити (!). РЕДАКЦІЙНА КОЛЕГІЯ журналу знову звертає особливу увагу безпосередньо авторів, учених рад та адміністрацій підприємств (за рекомендаціями й клопотаннями яких до видання надходять різноманітні матеріали) на підвищення вимог до публікацій з боку Вищої атестаційної комісії України. Виходячи з постанови президії ВАК України від 15.01.2003 р. № 7-05/1 до друку прийматимуться лише наукові статті, які мають такі необхідні елементи: постановка проблеми в загальному вигляді та її зв’язок з важливими науковими чи практичними завданнями; аналіз останніх досліджень і публікацій, в яких започатковано розв’язання цієї проблеми і на які спирається автор, виділення не вирішених раніше частин загальної проблеми, котрим присвячується означена стаття; формування цієї статті (постановка завдання); виклад основного матеріалу дослідження з повним обґрунтуванням отриманих наукових результатів; висновки з цього дослідження й перспективи подальших розвідок у даному напрямі. Матеріали надсилати відповідальному секретарю збірника А. Я. Парфеновій за адресою: 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78. Тел.: 432-34-07. Е-mail: parfenova_а@ukr.net. Відомості про публікації нашого журналу можна знайти на офіційному сайті УкрДГРІ – www.ukrdgri.gov.ua та сайті Національної бібліотеки України імені В. І. Вернадського – http://www.nbuv.gov.ua/portal/natural/UDGRI/, а також реферати статей з 2004 р. в реферативній базі даних “Україніка наукова” http://www.nbuv.gov.ua/portal/natural/UDGRI/search.html. Автори відповідають за точність викладених фактів, даних, цитат, бібліографічних довідок, написання географічних назв, власних імен, геологічних термінів тощо.

216