CC BY
54
В начале текущего года в наш Институт геологии пришло приглашение принять участие в 45-м Геологическом конгрессе в Бразилии (г. Белем, 2010г.). Приглашение было не случайным. Еще в 2000г. на 31-м Международном геологическом конгрессе в Рио-де-Жанейро наши представления об алмазо-и особенно карбонадообразовании как процессе самоорганизации весьма заинтересовали бразильских коллег. Возник тандем сыктывкарских минералогов и бразильских геологов для реализации необычной программы совместных исследований системы «монокристальные алмазы-карбонадо» в природе и эксперименте (ВесшШс, 2006, № 11, 12; ‘ВесшШс, 2007, № 1). Все последующие контакты в рамках Договора о сотрудничестве между Институтом геологии Коми НЦ УрО РАН и Федеральным университетом штата Минас Жерайс только способствовали расширению этой программы. Важно отметить, что карбонадо в Бразилии никогда не встречаются отдельно от монокристальных алмазов, хотя условия их образования не были идентичными. Это настоящий парадокс, который еще предстоит понять и объяснить. Уже получены принципиально новые данные о генезисе карбонадо, написаны десятки совместных статей, защищено две диссертации. В настоящее время основной акцент делается на изучении алмазов-монокристаллов. Исследованы некоторые россыпеобразующие алмазоносные породы, разработаны новые приемы генетического анализа морфологии алмазов, предложены нестандартные подходы к расшифровке их генезиса. Похоже, что оба варианта бразильских алмазов — кристаллы и карбонадо — имеют мантийное происхождение, но первичные их источники, послужившие основой для образования знаменитых бразильских россыпей, не были кимберлитами. Ниже приведен очерк, начинающий серию публикаций результатов исследований, предназначенных для обсуждения на 45-м Геологическом конгрессе Бразилии.
О ВЕРОЯТНО ЭНДОГЕННОЙ ПРИРОДЕ МЕ30ПР0ТЕР0-ЗОЙСКИХ АЛМАЗОНОСНЫХ «МЕТАКОНГЛОМЕРАТОВ» В БРАЗИЛИИ
Д. г.-м. н. Д. г.-м. н.
В. А. Петровский В. И. Силаев
pe1rovsky@geo.komisc.tu silaev@geo.komisc.ru
К. г.-м. н.
И. И. Голубева
petr@geo.komisc.ru
Доктор М. С. Мартинс*
К. г.-м. н. А. Е. Сухарев
Д. г.-м. н.
Л. В. Махлаев
lev@geo.komisc.ru
* Федеральный университет шт. Минас Жерайс, Бразилия
ABOUT PROBABLE ENDOGENOUS CHARACTER OF MEZOPROTEROZOIC DIAMONDDIFEROUS METACONGLOMERATES OF BRAZIL
Petrovsky V. A., Silaev V. I., Golubeva I. I., Makhlaev L. V., Martins M. C., Sukharev A. E.
In the composition of the Protero-zoic formations on the San Francisco (:) craton rudaceous rocks have been known for a long time. They are not only the immediate object of diamond production, but they are considered as the native origin of diamonds in the recent fluvial placers. These clastits are traditionally discussed as sedimentary ones likely as flu-vioglacial conglomerates and gritstones. But a number of textural, mineralogical, geochemical rocks features do not respond to their exogenetic origin hypothesis. More clearly it is shown in Mezo-proterozoic cobble «metaconglomerates». First, in such rocks as many as 50 % of cobbles have multiply structure including more small fragments similar to the peb-
ble, that’s why they may be considered (?) as the isolation of other conglomerates. It is not observed in true sediments rocks. But enclosures of conglomeratic appearance or «breccias into breccias» type are extremely peculiar to the intrusive piroclastic rocks or tuffisites that it is determined by the explosions recurrence (H.Cloos, D.Reynolds). Secondary, the degree of pebbles and cobbles roundness is immensely high in the considered conglomerate-like rocks. Even fragments in marine conglomerates with roundness coefficient CR (ratio of inner circle to outer circle radius) 0.7 and more are occurred rare (approximately 1 to 100), and fragments with CR 0.85—1.0 are absent (W.Twenhofel, Y.Bilibin). It means, there
are no elongated ellipsoid rotation the more so spheroid rotation in a such kind of sediments. In cobbles and pebbles in river conglomerates, i.e. CR value doesn’t rise 0.5 and in fanconglomerates doesn’t exceed 0.2. Fragments of true tillits do not direct rounding and sorting on size and shape. There flariton shaped cobbles occur more often (D.Nalivckin). But in Brazilian «metaconglomerates» every 10th fragment is characterized with CR value not less 0.7 and in every (?) square meter of the surface of these rocks several fragments with CR 0.9—1.0 in spectrum can be seen. Just such high level of fragments’ rolling is quite usual for fluidizites and tuffisites (D.Reynolds). As for the less coarse neoproterozoic clastits of gritstone
appearance («metadiamictites»), there are no fragments of conglomerates in their composition, but CR value of pebbled isolation is too high for true sediments rocks. Studying of micro-sections doesn’t give unique answers to, but it isn’t inconsistent with the explosive tuffisite nature of the rocks involved. An exact strength of fluidal structures in the matrix of conglomerate-like rocks, mica availability, and also micas conjugate with the ore mineral dust, the wide authigenous quartz rocks development in matrix for lack of detrital quartz are important facts. In composition fragments and cement, which we have investigated, are composed of SiO2 on 80—95 %. The wide association of microelements has been identified in them: Li, Be, B, P, Sc, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Se, Rb, Sr, Zr, Hf, Ta, Nb, Mo, W, Ag, Cd, Sn, Sb, Te, Cs, Ba, Tl, Pb, Bi, Th, U, Y, REE. In this regard the composition and content of microelements in fragments and cement appeared to be similar, that it may be indicate of genetic matter uniform of examined rocks. Peculiarly obviously this conclusion results from the fact of close agreement of normalized lanthanides variations on chondrite. The analyses, carried out on the basis of cos-mogeochemical classification of elements (by Jury Scherbackov method) has shown, that, inspite of the netrapersilic composition of «metaconglomerates», their microelements association is geochemically less differentiated. It usually pertains only for abyssal (mantled) ultramafites-mafites. Therefore the collection of facts obtained affords the grounds to assume endogenic, probable mantled, formations of these «metaconglomerates». They may represent the most aged (on record by the present) occurrence of diamond-bearing tuffisite.
Как известно, основными источниками бразильских алмазов выступают мезо-кайнозойские речные россыпи1, образовавшиеся, по мнению подавляющего большинства специалистов, за счет так называемых метаконгломератов мезопротерозойского возраста, неопротерозойских тиллов («диамиктитов»), и полузабытых в настоящее время, но известных с давних времен «филлитов» [2, 3] — слюдистых сланцеватых пород, близких по
:В настоящее время совокупный объем добычи россыпных алмазов в Бразилии составляет 0.6 млн кар/год, из этого объема 60—70 % приходится на шт Мато-Гро-су, а 14—40 % на шт. Минас Жерайс [1].
времени образования к упомянутым выше метаконгломератам. Таким образом, все россыпеобразующие источники алмазов в Бразилии трактуются [4] как вторичные (т. е. «промежуточные коллекторы»), возможно за исключением филлитов, в отношении которых предполагалось и эндогенное происхождение. Согласно доминирующему мнению, первоисточником алмазов, оказавшихся в протерозойских «вторичных коллекторах», послужили полностью эродированные ар-хей-раннепротеозойские кимберли-товые трубки на кратоне Сан-Франциско [5]. Есть, правда, и другая точка зрения о существовании в Восточной Бразилии собственных первоисточников [6], но она считается недостаточно аргументированной.
Начиная с 1960 г. в разных штатах Бразилии стали открываться лам-проитоподобные вулканиты [7] и кимберлитовые трубки [1], однако надежных данных об их алмазоносно-сти пока нет. В Интернете изредка сообщается о содержании в трубках алмазов много меньше 1 кар/м3, что существенно уступает таковому как в современных аллювиальных россыпях, так и протерозойских кластитах. Кроме того, лампроиты и кимберлитовые трубки в Бразилии гораздо моложе известных там алмазосодержащих «промежуточных коллекторов» и,
следовательно, мало что могут добавить к суждениям о первоисточниках россыпных алмазов. К этому можно добавить и то предположение, что алмазы в открытых в шт. Мато Гросу и Минас Жерайс кимберлитовых трубках будут, скорее всего, принципиально отличаться от добываемых из бразильских россыпей.
Наиболее древние из реально существующих в Бразилии алмазоносных пород относятся к супергруппе эспиньясо (рис. 1), датировавшейся до последнего времени интервалом 1730—1500 млн лет [8, 9]. В строении супергруппы выделяют до восьми свит, из которых две нижние сложены континентально -риф тогенными осадками с возрастом по циркону из гематито-вых филлитов («железосодержащих метавулканитов») в 1703 ± 12 млн лет [10, 11]. Алмазоносно й в этой супергруппе является лишь залегающая над упомянутыми филлитами свита сопа-брумадиньо, с выходами которой в основном и коррелируется продуктивность современных речных россыпей в Восточной Бразилии. Возраст этой свиты определялся по циркону из метаконгломератов как минимум дважды. В первом случае датировки циркона распались на три группы со
средними значениями 2931 ± 22, 2692 ± 20 и 2151 ± 17 млн лет [10], а во втором оказались в пределах от 1242 ± 17
Рис. 1. Архей-протерозойские формации орогена Арагуал в Восточной Бразилии (штаты Минас Жерайс и Байя). 8С — Серра-де-Кабрал; ЕМ — Эспиньясо Меридионал; Б — г. Диамантина; 8 — г. Салинас; М8 — г. Монте Карло. Заимствовано из [11]
до 1180 ± 16 млн лет [11]. Свита сопа-брумадиньо характеризуется весьма неоднородным литологическим составом. По данным картирования рудника Экстракао [9] она состоит из трех частей (снизу вверх): 1) преимущественно кварциты с линзами конгломератов, мощность около 300 м; 2) преимущественно конгломераты, мощность до 600 м; 3) грубое переслаивание пелитолитов, аркозовых кварцитов и конгломератов мощностью порядка 1300 м. Установлено, что алмазоносными в рассматриваемой свите являются только конгломераты средней пачки. Согласно выводам бразильских специалистов, все конгломераты в свите сопа-брумадиньо имеют аллювиальное происхождение, не содержат примеси магмато генного вещества, а обнаруженные в них гранаты являются альмандином, заимствованным из ниже лежащих осадочных пород [5].
Следующий по возрасту вторичный коренной источник бразильских россыпных алмазов получил развитие в бассейне р. Макаубас, где в настоящее время особенно активно развивается россыпная добыча. Сейчас уже хорошо известно, что образование этой территории было обусловлено аккрецией террейнов с образованием суперконтинента Родиния, начавшейся примерно 1050 млн лет назад [12]. В качестве свидетеля этого процесса специалистами рассматриваются базиты, сохранившиеся локально в виде аповулканогенных сланцев [13]. Считается, что около 85 % современной площади этого бассейна занято неопротерозойскими (900—700 млн лет) тиллами, объединенными в группу макаубас [14, 15]. Последняя расчленяется на свиты, сложенные (снизу вверх) 1) доледниковыми морскими или речными осадками; 2) ранними тиллитами, претерпевшими активную перегруппировку; 3) поздними ареальными тиллитами; 4) дельтовыми флювиогляциальными осадками [16, 17]. Алмазы установлены только в ранних тиллитах, имеющих относительно локальное распространение. По гранулометрическому составу это типичные псефито-псаммитовые микститы, в которых — 60 % пески средне-крупно-грубозернистые, 30 % алевриты и тонкомелкозернистые пески, 10 % гравий и галька [18].
Есть данные о том, что речные россыпи, выявленные диггерами в бассейне Макаубас, действительно коррелируются с участками развития
именно тиллов. Однако, судя по многочисленным данным бразильских специалистов, свойства россыпных алмазов мало согласуются с идеей об их предварительной ледниковой транспортировке. В частности такой идее противоречат сочетание в россыпях монокристаллов с множеством обломков-осколков и отсутствие на алмазных кристаллах и тельцах карбонадо признаков значительного механического износа поверхностей, тем более в формах, характерных для флю-виогляциального процесса [19—23]. Объяснение такому противоречию находят либо в том, что источником россыпей здесь послужили все-таки не тиллиты, напитавшиеся алмазами издалека, а расположенные тут же мезопротерозойские конгломераты, имевшие более близко расположенные собственные первоисточники [24] , либо в том, что источником россыпных алмазов послужили все же тиллиты, но заимствовавшие алмазы не из удаленных источников, а из упомянутых выше конгломератов [25— 29]. Кроме этого, в последние годы высказываются и другие идеи. Например, о том, что при образовании алмазоносных тиллов осуществлялся какой-то необычный механизм транспортировки обломочного материала, не оставивший следов на поверхности камней. Толчком к такому причудливому умозаключению почему-то послужили находки в ледниковых осадках «посторонних» минералов, будто бы свидетельствующие о том, что алмазы в район бассейна Макаубас, хотя бы частично, поступали с ледниками из весьма удаленного «дополнительного» источника [25].
Итак, к настоящему времени на территории Восточной Бразилии практически не известны первоисточники россыпных алмазов, в качестве которых обычно понимаются эндогенные магматиты мантийного происхождения. Все известные здесь алмазоносные породы, послужившие причиной образования мезокайно-зойских аллювиальных россыпей, рассматриваются только как вторичные коллекторы производные экзогенного литогенеза. На этом фоне полученные нами в последнее время данные изучения некоторых алмазоносных кластитов из Бразилии можно рассматривать как сенсационные.
Объектом наших исследований послужили образцы, прежде всего, алмазоносных мезопротерозойских метаконгломератов, филлитов и нео-
протерозойских метатиллитов (диа-миктитов), отобранные на действующем карьере (метаконгломераты), в шахтах рудника Экстракао (филлиты) и из коллекции доктора М. Мартинса (метаграниты из архей-раннепротеро-зойского основания, апобазитовые сланцы, датирующие начала образования Родинии, и диамиктиты). Настоящая статья в основном посвящена результатам исследований алмазоносных мезопротеозойских метаконгломератов, которые показывают, что ряд текстурных, структурных, минералогических и геохимических особенностей категорически не согласуется с укоренившимся мнением об экзогенном происхождении этих пород.
Проведенный анализ показал, что до 50 % обломков булыжниковой размерности и облика в алмазоносных конгломератах имеют гетерогенное строение, включая в себя более мелкие обломки, подобные нормальной гальке, и поэтому сами могут рассматриваться как фрагменты других конгломератов (рис. 2). В собственно осадочных породах подобных образований типа «брекчия в брекчии» или «конгломерат в конгломерате» практически не бывает. Зато они весьма типичны для интрузивных пироклас-титов или туффизитов, будучи обусловленными многократностью повторения эксплозий [30, 31].
В исследованных нами конгломератовидных кластитах обнаруживается необычайно высокая степень окатанности галек и булыжников. Даже в морских конгломератах обломки с коэффициентом округленности (отношение радиуса внутренней окружности к радиусу внешней окружности) 0.7 и более встречаются реже, чем один на сотню, а обломки с величиной этого коэффициента 0.85— 1 вообще отсутствуют [32, 33]. Это означает, что в осадочных породах практически не бывает сфероидов. Что же касается эллипсоидов вращения, то они, если и встречаются в породах такого происхождения, всегда оказываются уплощенными до дисковиднос-ти. У булыжников и галек в речных конгломератах величина коэффициента округленности не достигает 0.5, а в фангломератах не превышает и 0.2. Обломки в тиллах вообще не обнаруживают ни окатанности, ни сортировки по размеру и форме. Зато там нередки утюгообразные валуны, несущие к тому же борозды на плоской поверхности. В рассматриваемом же
Рис. 2. Алмазоносные мезопротерозойские метаконгломераты бразильского типа: а — добычной карьер вблизи выхода, охраняемого бразильским законом, слева направо, В. А. Петровский,
А. Е. Сухарев, М. Мартинс, 2005 г.; б — обнажение типичной линзы алмазоносных конгломератовидных кластитов, залегающих среди алевро-псаммитов свиты сопа-брумадиньо; в — то же, фрагмент; г — образования типа «брекчия в брекчии» в целике сохранившемся от первого месторождения алмазоносных существенно булыжниковых конгломератов (стрелками отмечены наи более яркие примеры)
Рис. 3. Макростроение бразильских алмазоносных метаконгломератов: а—идеально окатанная кварцевая галька, тонкозернистый цемент и видимые невооруженным глазом алмазы (отмечены стрелками); б — то же, фрагмент полировки, 1 — галька, 2 — цемент
случае бразильских алмазоносных кластитов, напротив, каждый десятый обломок характеризуется величиной коэффициента округленности не менее 0.7, и на каждом квадратном метре поверхности этих пород видно по нескольку обломков с величиной коэффициента 0.9— 1 (рис. 3). Как известно , такой высокий уровень сферичности обломков обычен только для эндогенных флюидизитов [31]. В настоящее время такого рода псевдооса-дочные образования уже хорошо известны по фанерозойским разрезам [34, 35].
Результаты петрографического изучения только усугубляют сомнения в экзогенном происхождении бразильских метаконгломератов. Большая часть галек в них имеет почти нацело кварцевый состав. Структура агрегата кварца-1 неравномерно-зернистая гра-нобластовая (рис. 4, а), границы с цементом четкие. В некоторых случаях на
краю галек наблюдаются относительно мелкозернистые зонки шириной до 1.5 мм (рис. 4, б) и бухтообразно извилистые поверхности раздела (рис. 4, в, г). Все это возможно свидетельствует о воздействии на гальки флюидной фазы.
В цементе исследуемых пород отмечаются, округлые зерна песчаной
размерности кварца-2 размером 0.3— 0.7 мм, погруженные в лепидограноб-ластовый матрикс и составляющие по объему до 10 %. Матрикс цемента на 55 % сложен кристаллобластами и мелкозернистым мозаичным агрегатом кварца-3, а на 40 % состоит из серицита. Кроме того, здесь наблюдает-
Pиc. 4. Mикpocтpoeниe квapцeвыx гaлeк в aлмaзoнocнoм мeтaкoнглoмepaтe: a — ^a-нoблacтoвaя нepaвнoмepнo-зepниcтaя cтpyктypa; б — внєшняя мeлкoзepниcтaя гай-Ha Ha гpaницe c цємєнтом; в, г — нepoвнaя бyxтooбpaзнo-извилиcтaя гpaницa мєжду гaлькoй и цємєнтом. Изoбpaжeния шлифoв в peжимe никoли х (a—в) и || (г)
cя мaгнeтитoвaя «пыль», coдepжaниe кoтopoй oцeнивaeтcя в З %. IKeapn;^ в мaтpикce цeмeнтa имеет, бeзycлoвнo, ayтигeннoe пpoиcxoждeниe, будучи пpeдcтaвлeнным нeoкaтaнными ^a-нyлoвидными зepнaми ao G.1 мм в no-пepeчникe, стегга вытянутыми вдoль cлaнцeвaтocти (pиc. З, a). Эти зepнa кoнцeнтpиpyют ao 4G % pyднoй пыли. Bcя ткaнь цeмeнтa кaк бы пoдpaздe-
лeнa Ha линзoвидныe фpaгмeнты, в пpoмeжyткax между кoтopыми cran-ливaютcя микpoчeшyйчaтыe aгpeгaты cepицитa, xapaктepизyющиecя флюи-дaльнoй тeкcтypoй (pиc. З, б, в). Чешуйки cepицитa гpyппиpyютcя в виде тoнкиx cтpyeк, oбтeкaющиx линзooб-paзнo вытянутые фpaгмeнты nopoAbi или кpyпныe удлиненные блacты raapn;a (pиc. З, г, д). Moжнo npeAno-
лaгaть, чтo opиeнтиpoвaннaя кpиcтaл-лизaция cepицитa вoзниклa из-зa Ha-пpaвлeннoгo течения гaзoвo-жидкoгo флюидa. C тeнeвoй cтopoны зepeн o6-paзoвaлиcь xapaктepныe xвocтoвид-ные cepицитoвыe cpoCTm, тaкжe тэд-чepкивaющиe флюидaльнyю тeкcтypy (pиc З, е). Флюидaльнocть в мaтpикce цeмeнтa мeтaкoнглoмepaтoв нaблюдa-ется не пoвceмecтнo, oбoзнaчaя, вepo-ятюз, лишь тpaeктopии нaибoлee a^ тивюзй флюидизaции пepвичнoгo iwa-тepиaлa. Maгнeтит oбpaзyeт в nopoAe cкoплeния в виде кoмoчкoв и пылевидную ^шь, кoтopaя coбиpaeтcя cтpyйчaтыми aгpeгaтaми cлюды в o^ нocитeльнo ^уиные вытянутые вдoль течения cгycтки, четго дeкopиpyющиє тeкcтypy флюидaльнoгo течения. Об-paщaeт тaкжe Ha ceбя внимaниe тенденция к oбoгaщeнию цемента олю-дoй и мaгнeтитoм вблизи гpaниц c квapцeвыми гaлькaми.
У oкpyглыx зepeн квapцa-2 чacтo нaблюдaютcя «^ужевные» кaймы ho-вooбpaзoвaннoгo ^ap^-4. no тoлщинe тaкиe кaймы вapьиpyeтcя в шиpoкиx пpeдeлax, чacтo coизмepяяcь c зepнaми, Ha кoтopыe нapacтaют. Пpи этом бoлee шиpoкиe таймы oбpaзoвaны c тeнeвыx cтopoн o^y^ nax зepeн (pиc. б, a, б). Bзaимooтнo-шения кaйм межнык зepeн naccm-ные (pиc. б, в, г). Caми зepнa квapцa-1 Ha гpaницe c кaймaми явюэ пpeтepпe-ли peзopбцию (pиc. б, д). При этoм квapц-4 инoгдa oбpaзyeт бyxтooбpaз-
Pиc. З. Mикpocтpoeниe цeмeнтa aлмaзoнocныx мeтaкoнглoмepaтов: a — кpиcтaллoблacтoвый aгpeгaт ayтигeннoгo квapцa; б, в — pacчлeнeниe мaтpикca микpoчeшyйчaтыми aгpeгaтaми cepицитa; г, д — oбтeкaниe чeшyйчaтыми aгpeгaтaми cepицитa кpиcтaллo-блacтов квapцa c oбpaзoвaниeм флюидaльнoй тeкcтypы; е — xвocтoвидныe cepицитовыe cpocтки, oбpaзoвaвшиecя c тeнeвoй cto-poHH зepeн квapцa. Изoбpaжeния шлифoв в peжимe никoли х
Рис. 6. Признаки флюидизатного минералообразования в цементе алмазоносных метаконгломератов: а, б — зерна кварца-2 с «кружевными» каймами новообразованного кварца-4; в, г — пассивные взаимоотношения кайм на смежных зернах; д, е — картины резорбции кварцевых зерен на границе с новообразованной каймой и заливчатое проникновение агрегатов кварца-4 вдоль сланцеватости пород. Изображения шлифов в режиме николи х
ные заливы внутрь зерен кварца-2, проникает в них по трещинам, местами сильно вдается в окружающий зерна тонкозернистый кварц-серицито-вый матрикс (рис. 6, в—д). В «кружевных» выделениях кварца обнаруживаются пойкилитовые включения серицита и тонкодисперсного магнетита, особенно обильные у внешних границ выделений (рис. 6, е). В некоторых случаях кварцевые «кружева» вытягиваются вдоль сланцеватости породы. Кварц-4, как правило, не несет признаков деформаций, что говорит
об его образовании не в стесненых условиях.
Таким образом, результаты проведенных петрограф ических исследований свидетельствуют не в пользу экзогенного происхождения бразильских алмазоносных кластитов. Напротив, такие их свойства как аутиген-ность кварца в матриксе цемента при полном отсутствии его обломочной генерации, наличие аутигенных слюд и их сопряженность с магнетитовой «пылью», четкая выраженность флю-идальных текстур и прямые признаки наложенного минералообразования, выразившегося «кружевными» каймами позднего кварца, говорят, скорее всего, об эндогенной, возможно, эксплозивно-туффизитовой природе рассматриваемых пород.
По химическому составу цемент и кварцевые гальки в исследованных нами метаконгломератах весьма близ-
ки, определяясь на 90—97 мас. % 8Ю2 (табл. 1). Почти нацело кварцевый состав этих образований хорошо подтверждается данными термического анализа (автоматический дериватог-раф БТ0-60А/60 АН фирмы БЫтаё/и, аналитик Г. Н. Модянова). На полученных кривых нагревания наблюдается интенсивный эндотермический эффект, отвечающий полиморфному а -Ь переходу в кварце. Интенсивность этого эффекта находится в прямой зависимости от содержания кварца, максимального в кварце-
вых гальках и минимального на границе галек с цементом (рис. 7). Очевидно, что все это хорошо согласуется с вышеприведенными петрографическими данными. Пересчет результатов химического анализа на нормативно-минеральный состав показывает (табл. 2), что наиболее существенными минералами-примесями в алмазоносных метаконгломератах являются альбит, слюда промежуточного мусковит-алюмоселадонитового состава и магнетит. Кроме того, в них вычисляются нормативные рутил,
Таблица 1
Химический состав архей-протерозойских пород Восточной Бразилии, мае. %
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7
8Ю2 96.82 92.50 60.76 49.40 79.08 51.34 72.46
ТЮ7 0.03 0.09 0.95 0.72 0.30 2.72 0.20
А12о'з 1.05 2.42 17.79 26.11 6.00 13.69 14.70
Ре2Оз 0.24 1.65 5.67 5.07 0.34 6.66 0.64
РеО 0.16 0.27 0.52 0.97 1.54 6.01 0.89
МпО Не обн. Не обн. 0.06 0.06 0.04 0.39 0.03
мео Не обн. 0.5 1.85 1.75 2.63 7.31 0.51
СаО 0.68 0.5 1.13 0.50 2.96 4.14 0.99
N320 0.13 0.15 0.29 0.40 0.30 1.97 3.73
к,о 0.22 0.62 7.54 10.65 0.88 0.12 5.08
Р205 0.02 0.02 0.54 0.02 0.06 0.39 0.06
Ппп Не обн. 0.5 2.80 3.93 4.47 3.86 1.19
Сумма 99.35 99.22 99.90 99.58 98.60 98.60 100.48
со2 « Не обн. Не обн. Не обн. 3.88 Не обн. Не обн.
Примечание. Мокрохимический метод, аналитик О. В. Кокшарова: 1 — алмазоносные метаконгломераты, кварцевая галька; 2 — то же, цемент; 3 — филлиты, рудник Экстракау, шахта БетпИа; 4 — то же, шахта Воа; 5 — метадиамиктиты; 6 — зеленые апобазитовые сланцы, подстилающие группу макаубас; 7 — метаграниты из архей-раннепротерозойского основания террейна Макаубас.
Таблица 2
Нормативно-минеральный состав алмазоносных метаконгломератов и филлитов мол. %
Минералы 1 2 3 4 5
Кварц 95.91 91.00 37.16 9.10 71.98
Плагиоклаз (альбит) 1.02 1.27 2.78 4.93 2.36
Мусковит-алюмоселадонит 1.40 4.10 57.98 83.23 8.57
Хлорит Нет Нет Нет Нет 5.91
Апатит 0.02 0.02 1.20 0.04 0.10
Рутил 0.02 0.07 0.88 0.50 0.23
Магнетит+гематит 0.19 0.88 Нет 0.57
Карбонат Нет Нет « Нет 10.85
Ларнит Са28Ю4 1.44 « « 1.63 Нет
апатит и предположительно ларнит. По данным пирохроматографических исследований (хроматограф «Цвет-800», нагревание до 1000 °С) метаконгломераты содержат флюидные включения, характерные по составу скорее для эндогенных, а не экзогенных образований (мкг/г): Н2 0.5; N 0.1; СО 7.03; СО2 160.8; Н2О 7422; Н2Б 3.69; БО2 следы; СН4 0.266; С2 0.233; С3 0.209; С4 0.034.
Аномальность исследованных метаконгломератов по химическому и нормативно-минеральному составу особенно заметна на фоне других алмазоносных пород Бразилии. Филли-
ты в отличие от конгломератовидных кластитов характеризуются типичным для алюмосиликатных магматогенных или гидротермально-метасоматичес-ких пород нормативным альбит-кварц-слюдистым составом. Хлорит, предполагаемый в этих породах бразильскими специалистами, ни петрографически, ни расчетом не выявляется. Обращает на себя внимание и то, что образцы филлитов, отобранные из разных шахт в пределах одного рудника, оказались очень разными по соотношению слюды и кварца. Это тоже скорее свидетельствует об их эндогенном происхождении. От мета-
конгломератов резко отличаются и алмазоносные метадиамиктиты, которые по своему химическому и нормативно-минеральному составам вполне соответствуют плохо сортированным осадочным терригенным породам. Особенностью состава метамор-физованных тиллов является заметная примесь хлорита и карбонатов (возможно смесь кальцита и доломита). Все сказанное вполне подтверждается и данными термического анализа (рис. 7).
В исследуемых горных породах выявлена широкая ассоциация микроэлементов (табл. 3). При этом состав и содержание элементов-примесей в кварцевых гальках и цементе метаконгломератов оказались очень сходными, что может свидетельствовать о генетической однородности вещества этих пород. Последнее особенно наглядно отражается близким совпадением нормированных на хондрит трендов лантаноидов (рис. 8), для которых характерно явное преобладание легких элементов над более тяжелыми (Ьа/УЬ = 7—18). Интересно также, что по этому критерию конгломератовидные кластиты оказались похо-
Рис. 7. Кривые нагревания (1) и потери веса (2) протерозойских алмазоносных пород Восточной Бразилии: а — алмазоносный метаконгломерат, центральная часть кварцевой гальки; б — то же, край кварцевой гальки; в — то же, цемент; г — филлит, шахта БетпЬа; д — то же, шахта Воа; е — метадиамиктит. В рамках приведены значения отношения интенсивности эндотермического эффекта полиморфного а-Ь перехода в кварце к массе подвергнутого анализу образца
Таблица 3
Микроэлементы в архей-протерозойских породах Восточной Бразилии, г/т
Элементы 1 2 3 4 5 6 7 8
Li 1.372 0.919 0.742 37.629 17.990 17.656 44.626 96.190
Be 0.197 0.147 0.137 3.720 5.203 0.780 0.630 5.463
В 0.716 0.355 0.490 13.702 59.077 10.939 0.355 2.846
Na 466.526 359.141 292.838 457.353 510.987 749.339 7625.350 13399.460
Mg 448.040 243.442 223.052 6750.503 6043.074 8660.304 25023.306 1861.151
AI 3576.288 2536.158 2342.624 54387.869 72859.567 17852.044 39052.604 46841.550
P 19.426 24.007 19.733 1310.443 24.690 128.092 978.052 131.858
К 618.049 398.649 410.660 16447.470 24559.782 5793.658 216.907 11097.980
Ca 12.468 8.919 8.193 109.123 1.207 437.137 586.007 106.825
Sc 0.338 0.245 0.237 4.648 5.034 2.746 16.843 2.788
Ti 148.813 107.636 100.885 3560.928 3034.192 910.478 8903.212 725.923
V 2.441 1.673 1.584 41.310 55.857 23.774 264.555 9.939
Cr 2.690 3.500 4.409 50.017 36.878 23.617 55.555 3.951
Mn 90.212 37.109 32.288 322.603 328.631 255.027 1946.048 273.903
Fe 1948.967 2012.033 2477.178 18098.608 18300.337 5486.062 36175.505 4485.885
Co 0.639 0.418 0.339 7.708 6.661 5.780 56.790 1.817
Ni 7.492 6.863 5.790 55.985 34.674 14.401 57.379 3.344
Cu 5.718 10.312 7.969 7.410 6.092 19.446 36.183 16.814
Zn 4.996 3.619 15.914 62.270 83.410 32.170 145.739 36.789
Ga 4.132 2.927 2.984 23.016 31.670 7.964 18.339 21.586
Ge 0.428 0.386 0.393 0.763 0.777 0.853 1.402 1.055
As 0.428 0.734 0.786 1.214 0.236 1.719 2.399 0.701
Se 0.112 He обн. 0.067 0.198 0.183 0.184 0.398 1.334
Rb 3.716 2.520 2.586 191.722 190.742 60.292 2.324 259.447
Sr 2.715 2.070 1.873 21.002 9.449 47.287 313.843 51.574
Zr 20.096 19.111 22.123 154.363 170.461 72.489 17.756 100.642
Hf 0.516 0.543 0.659 3.778 4.583 1.900 0.476 3.026
Та 0.132 0.061 0.088 0.931 1.079 0.213 1.236 2.296
Nb 2.882 1.476 0.773 15.347 14.493 3.440 22.198 17.696
Mo 0.082 0.087 0.090 0.196 0.072 0.195 0.319 0.118
W 0.163 0.136 0.157 2.500 3.449 0.381 0.130 0.400
Ag 0.081 0.059 0.051 0.296 0.244 0.116 0.383 0.378
Cd 0.008 0.004 0.019 He обн. He обн. 0.034 0.100 He обн.
Sn 0.148 0.340 0.298 3.392 2.992 0.749 1.045 7.133
Sb 0.099 0.085 0.129 0.602 0.137 0.189 0.714 0.027
Те 0.043 0.017 0.024 0.024 0.026 0.019 0.021 0.003
Cs 0.055 0.035 0.046 2.473 2.671 2.335 0.050 5.138
Ba 30.222 22.562 19.198 978.471 1981.373 553.816 38.586 380.546
TI 0.022 0.018 0.015 1.098 1.444 0.334 0.340 1.336
Pb 1.099 1.339 1.581 44.497 11.150 8.333 11.850 29.521
Bi 0.018 0.024 0.029 0.243 He обн. 0.132 0.034 0.250
Th 1.664 1.358 1.760 19.871 11.782 4.233 2.589 27.850
U 0.439 0.391 0.505 3.272 1.276 1.094 0.848 10.455
Y 2.302 1.754 2.356 18.779 1.077 7.064 16.028 64.946
REE 10.907 15.295 18.155 39.205 3.138 56.746 120.36 246.728
La 2.120 3.643 4.637 4.319 0.338 11.342 22.263 49.785
Ce 4.589 6.463 7.159 13.890 0.788 25.001 49.057 55.463
Pr 0.472 0.761 0.915 1.271 0.101 2.716 5.796 15.750
Nd 1.808 2.740 3.210 5.900 0.497 10.560 25.274 57.959
Sm 0.350 0.430 0.541 1.706 0.155 1.880 4.752 14.654
Eu 0.056 0.055 0.077 0.339 He обн. 0.333 1.621 1.316
Gd 0.323 0.274 0.423 2.113 0.185 1.410 4.119 11.795
Tb 0.056 0.041 0.065 0.442 0.035 0.188 0.529 2.169
Dy 0.394 0.297 0.444 3.466 0.265 1.288 3.342 14.837
Ho 0.084 0.066 0.086 0.712 0.069 0.249 0.627 2.786
Er 0.270 0.203 0.262 2.113 0.229 0.741 1.533 8.047
Tm 0.040 0.035 0.039 0.332 0.049 0.117 0.199 2.73
Yb 0.299 0.249 0.258 2.267 0.361 0.797 1.120 9.485
Lu 0.046 0.038 0.039 0.335 0.066 0.124 0.128 1.334
Геохимические параметры и модули
Ui 16.54 21.09 18.51 121.12 84.31 63.24 205.91 25.93
13.36 % 14.08 % 7.50 % 3.56 % 2.71 % 3.52 % 5.31 % 1.65 %
Ц2 36.41 66.65 69.76 1741.27 497.62 441.81 3351.24 455.28
29.40 % 44.50 % 28.29 % 51.13 % 16.02% 24.57 % 86.50 % 28.98 %
Цз 5.44 4.56 4.72 29.32 36.17 11.95 24.42 32.55
2.03 % 3.04 % 1.92 % 0.86 % 1.16 % 0.66 % 0.63 % 2.07 %
Ц4 68.41 54.88 55.22 1513.76 2487.44 1281.27 292.58 1057.40
55.21% 38.38 % 62.29 % 44.45 % 80.1 1 % 71.25 % 7.56 % 67.30 %
Ц,+...+Ц4 123.80 149.78 148.21 3405.47 3105.54 1798.27 3874.15 1571.16
U/Ui 4.14 2.60 2.98 12.50 29.50 20.26 1.42 40.78
Ц/Цз 12.58 12.03 11.70 51.63 68.77 107.22 11.98 32.48
La/Yb 7.09 14.63 17.97 1.91 0.94 14.23 19.88 5.25
Примечание. Метод плазменной спектрометрии, квадрупольный масс-спектрометр ELAN 9000 фирмы Perkin Elmer, аналитик Д. В. Киселёва: 1 — алмазоносные метаконгломераты, кварцевая галька; 2 — то же, промежуток между галькой и цементом;
3 — то же, цемент; 4 — филлиты, рудник Экстракау, шахта Serrinha; 5 — то же, шахта Boa; 6 — метадиамиктиты; 7 — зеленые апобазитовые сланцы, подстилающие группу макаубас; 8 — метаграниты из архей-раннепротерозойского основания террейна Макаубас
Ю"1 -I---I-----(---I--------1-1--1---1----(---(----(--(-----1----!
Ва \-а Се Рг 1*1 8т Ей Эй ТЪ Оу Но Ег Тт УЬ
Рис. 8. Тренды нормированных на хондрит концентраций ЯЕЕ в протерозойских породах Восточной Бразилии. 1 — алмазоносные метаконгломераты, кварцевая галька; 2 — то же, промежуток между галькой и цементом; 3 — то же, цемент; 4 — филлиты, рудник Экстракау, шахта 8етпЬа; 5 — то же, шахта Воа; 6 — метадиамиктиты;
7 — зеленые апобазитовые сланцы, подстилающие группу макаубас; 8 — метаграниты из архей-раннепротерозойского основания террейна Макаубас
жими не на алмазоносные филлиты, а на неопротерозойские апобазитовые сланцы.
Проведенный на основе космогеохимической классификации элементов Ю. Г. Щербакова [36, 37] анализ показал, что, несмотря на почти нацело кварцевый состав алмазоносных метаконгломератов, ассоциация микроэлементов в них является геохимически весьма мало дифференцированной. По этому критерию рассматриваемые породы почти совпали с неопротеро-зойскими зелеными сланцами, образованными за счет базальтоидов, и, кроме того, оказались близкими к средне-
му земному ультрамафиту (рис. 9). Весьма примечательно, что алмазоносные филлиты по степени геохимической дифференциации вполне сопоставляются со средним гранитоидом, а метадиамиктиты — с осадочными тер-ригенными породами. Таким образом, мы приходим к выводу о том, что исследованные нами метаконгломераты по своим геохимическим особенностям обнаруживают парадоксальную близость к глубинным (мантийным) ультрамаф ит-маф итам.
Результаты проведенных исследований позволяют сделать следующее заключение. Вся совокупность
0 5 10 15 20 25 30 35 40
№'Ч*
Рис. 9. Оценка относительной степени геохимической дифференциации архей-протерозойских пород Восточной Бразилии по критериям космогеохимической классификации Ю. Г. Щербакова: Ц/Ц и Ц4/Ц3 отношения суммарной концентрации центробежных элементов (Ц4) соответственно к таковой центростремительных (Ц:) и дефицитно-центробежных (Ц3) элементов. Породы: 1 — зеленые апобазитовые сланцы, подстилающие группу макаубас; 2 — алмазоносные метаконгломераты (кварцевая галька, промежуток между галькой и цементом, цемент); 3 — метаграниты из архей-ранне-протерозойского основания террейна Макаубас; 4 — филлиты из рудника Экстракау, шахта Semnha; 5 — то же, шахта Boa;
6 — метадиамиктиты. Эталоны: У — уль-траосновные породы; Б — базальты, габбро; Г — граниты, гранодиориты; ГС — терригенные осадочные породы (индексы рассчитаны на основе кларков по А. П. Виноградову [38]
геологических, петрографических и минералого-геохимических данных свидетельствует не об экзогенном, а эндогенном, предположительно мантийном происхождении бразильских алмазоносных метаконгломератов. На это в частности указывают особенности строения обломков, характерные для интрузивных пирокластических пород, аутигенность цемента, многообразные признаки проявления флю-идизатного минералообразования, геохимическая однородность обломков и цемента в сочетании с «ультра-мафит-мафитовой» степенью их геохимической дифференциации.
Не исключено, что изученные нами эндогенные конгломератовидные кластиты и являются в Восточной Бразилии основным первоисточником алмазов, поиски которого ведутся уже порядка 200 лет. Можно также предположить, что именно эти алмазоносные породы представляют собой наиболее древние из известных к настоящему времени проявлений алмазоносных туффизитов.
Литература
1. Томпкинс Л. А. Структурное положение кимберлитов Бразилии и их алмазоносность // Геология и геофизика, 1992. № 10. С. 108—117. 2. Ме-телкина М. П., Прокопчук Б. И., Суходольская О. В., ФранцессонЕ. В. Докем-брийские алмазоносные формации мира. М.: Недра, 1976. 134 с. 3. Сухарев А. Е, Петровский В. А. Минералогия карбонадо и экспериментальные модели их образования. Екатеринбург: УрО РАН, 2007. 193 с. 4. Svisero D. P. Distribution and origin of diamjnds in Brazil: an overview // J. Geodinamics, 1995. V. 20. № 4. P. 493-514. 5. Chaves M. L. S. C. Geologia e mineralogia do diomanteda Serra do Espinenhacoem Minas Gerais // Phd Thesis: Universidade de Sao Paulo, 1997. 289 p. 6. Almedia-Abreu P. A., Pelug R. The geodynamic evolution of the southerm Serra do Espinhaco, Minas Gerais, Brasil // Zbl., Geol., Palsont., 1994. Teil 1. P. 21—44.
7. Каминский Ф. В. Некоторые особенности минералогии лампроитовых туфов района Президенте Олегарио (штат Минас Жераис, Бразилия) // Минералогический журнал, 1993. Т. 5. № 1. С. 38. 8. Martins-Neto M. A. Tectonics and sedimentation in a Paleo/ Mezoproterozoic rift-sag basin (Espinhaco Basin, southeastern Brazil // Precambrian Research, 2000. V. 103. P. 147—173. 9. Martis-Neto M. A. Sequence stratigraphic framework of Proterozoic
V/
г® ‘Ве&ъ.Кик, август, 2010 г., № 8
successions in eastern Brazil // Marine and Petroleum Geology (2007), doi: 10.1016/j.marpelgeo.2007.10.001.
10. Chraves M. L. C, Dussin T. M, Sano Y. The Source of the Espinhago Diamonds: Evidences from SHRIMP U-Pb zircon ages of Sopa Conglomerate and Pb-Pb zircon evaration ages of metavolcanic rocks / / Revista Brasileira de Geociencias, 2000. V. 30. P. 265—269.
11. Junior F. C, Dussin I. A, Martins M. S.
et al. The Espinhaco Supergroup in Minas Gerais: a Stenian Basin? // VII SSAGI South American Symposium on Isotope Geology Brasilia, 25th28th July 2010. P. 552—555. 12. ListerG. S., EtheridgeM. A., Symonds P. A. Detachment models for the formation of passive continental margins // Tectonics, 1991. V. 10. № 5. P. 1038— 1064. 13. Alkmim F. F., Marshak S., Pedrosa-Soares A. S.et al. Kinematic evolution of the Arac, West Congo orogen in Brazil and Africa: Nutcracker tectonics during the Neoproterozoic assembly of Gondwana // Precambrian Research, 2006. V. 149. P. 43—64. 14. Moraes L. J. Area ocupada pela Formacao Macaubas no norte de Minas Gerais / / Ann. Acad. Bras. Sci., 1932. V. 4. P. 111—114. 15. Moraes L. J. Deposites diamantiferos do norte do Estado de Minas Gerais // Boletin DNPM/SEPM, 1934. V. 3. P. 161. 16. Karfunkel J., Hoppe A. Proterozoic glaciations in central-eastern Brazil: synthesis and model //
Paleaeogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 1988. V. 65. P. 121. 17. Martins-Neto M. A., Hercos C.M. Sedimentation and tectonic seting of Early Neoproterozoic glacial deposits in southeastern Brazil // Precambrian Sedimentary Environments: A Modern Approach to Ancient Depositional
System, 2002. V. 33. P. 383—403. 18. Hettich M. A glaciacao proterozoica no centro-norte de Minas Gerais // Rev. Bras. Geociecias, 1977. V. 7. P. 87—101. 19. Robinson D. N. Surface textures and other features of diamonds // Ph. D. thesis, University of Cape Town/South. Africa, 1979. 221 p. 20. Robinson D. N, Scott J. A., Van Niekerk A., Anderson V. G. The seguence of events reflected in the diamondsof some southern African kimberlites // Geol. Soc. Australia , Sp. Publ., 1989. V. 14. P. 990—1000. 21. Sutherland D. G. Type transport and sorting of diamonds by fluvial and marine processes // Econ. Geol, 1982. V. 77. P. 1613—1620. 22. Chaves M. L. S. C, Karfunkel J., Banko A. G. et al. Sobre a polemica da origin do diomante na Serra do Espinhaco (Minas Gerais: um enfogue mineralogico // Rev. Bras. Geociencies, 1998. V. 28. P. 285—294. 23. Петровский В. А., Ракин В. И., Карфункель И. и др. Алмазы современных россыпей в бассейне реки Макаубас (Бразилия) / / Сыктывкарский минералогический сборник № 33. Сыктывкар, 2003. С. 13—40. 24. Karfunkel B, Karfunkel J. Fazielle entwiklung der mittleren Espinhaco-zone mit besondener Brucksichtigung des tillit-problems // Geoogiches Jarbuch, 1977. B. 24. S. 391. 25. Gonzaga G. M., Tompkins L. A. Principais depositos minerais do Brazil / / Gemas e rochas ornamentais, DNPM-CPRM, 1991. V. 4-A. P. 53—116. 26. Karfunkel J.,Chaves M. L. S. C. Conglomerados Cretacicos da Serra do Cabral, Minas Gerais: Um modelo para a redistribuicao coluvio-aluvionar dos diamantes do Medio Sao Francisco // Geociencias, 1995. V. 14. P. 59—72. 27. Chaves M. L. S. C., Karfunkel J. A
protobacia do Rio Jeguitinhonha durante o Cretaceo Inferior e seu potencial-diamanifero // Geociencias, 1997. V. 16. P. 191—203. 28. Karfunkel J., Martins M. S., Scholz R., Mccandless T. Diamonds from the Macaubas River Basin (MG, Brazil): characteristics and possible source // Revista Brasileira de Geociencias, 2001. V. 34. P. 445—456. 29. Martins M. S. Geologia dos diamantes e carbonados do Rio Makaubas (MG) // PhD Thesis: Universidade Federal de Minas Gerais, 2006. 246 p. 21. 30. Cloos H. Bau und Tatigkeit von Tuffschoten // Geologishe Rundschau, 1941. V. 32. P. 708—800. 31. ReynoldsD. L. Fluidization as a geological process and its bearing on the problem of intrusive granites // Am. J. of Sci., 1954. V. 252. № 10. P. 577— 614. 32. Twenhoffel W. Treatise on sedimentation (second edition). Baltimore, 1932. 33. Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 475 с. 34. Голубева И. И., МахлаевЛ. В. Интрузивные пи-рокластиты севера Урала. Сыктывкар, 1994. 86 с. 35. Голубева И. И. Магмато-генная природа «погурейских нонгло-мератов» (Полярный Урал) // Геология Европейского Севера России. Сборник № 3. Сыктывкар, 1999. С. 67—77. 36. Щербаков Ю. Г. Периодическая система и космогеохимическое распределение элементов // Геология и геофизика, 1982. № 1. С. 77—87. 37. Щербаков Ю. Г. Геохимическая эволюция и рудные формации // Проблемы эндогенного рудообразования и металлогении. Новосибирск: Наука, 1976. C. 217—229. 38. Войткевич Г. В., Кокин А. В., Мирошников А. Е., Прохоров В. Г. Справочник по геохимии. М.: Недра, 1990. 480 с.
