CC BY
58
КАРБОНАДО: КРАТКОЕ РЕЗЮМЕ ИТОГОВ ИССЛЕДОВАНИЙ
К. г.-м. н.
В. И. Силаев
Д. г.-м. н.
В. А. Петровский
М. н. с.
А. Е. Сухарев
Докторант М. Мартинс*
; Федеральный университет шт. Минас-Жерайс, Бело Оризонте, Бразилия
В последние годы в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН активно реализуется программа российско-бразильского научного сотрудничества, направленного на сравнительное изучение минералогии моно- и микропо-ликристаллических алмазов [1, 11—13, 16]. Актуальность таких исследований определяется тем, что и в настоящее время не только сохраняются во всей своей остроте противоречия в воззрениях на генезис карбонадо [2, 6, 9, 23], но иногда вообще ставится под вопрос их филогеническая тождественность монокристаллическим алмазам.
Объектом наших исследований послужили алмазы из современных и неоген-четвертичных аллювиальных россыпей, выявленных на всех основных алмазоносных площадях Бразилии: А — в бассейне р. Макаубас (штат Минас-Жерайс); Б — в национальном природном парке Шапада-Диамантина (штат Байя); В — на участках Гарсас и Диамантина (штат Мату-Гросу).
Кроме авторов настоящего резюме, в исследованиях на различных этапах принимали участие Ю. В. Глухов, Г. Н. Каблис, В. П. Лютоев, В. И. Ракин, В. Н. Филиппов, М. И. Кучер.
Геологическая ситуация алмазоносное™ Южно-Американской платформы
В геологическом строении ЮжноАмериканской платформы выделяются четыре типа геологических структур второго порядка (рис. 1): архейские кратоны, наложенные на окраины кратонов протерозойские складчатые пояса, внутриплатфор-менные фанерозойские прогибы (плиты), мезозойский коллизионный ороген [17]. Геологический разрез до-
фанерозойских комплексов расчленяется здесь на четыре крупных страто-на. Наиболее древний — архейский — стратон, ограниченный сверху несогласием, датирующимся в 2500 млн лет (Родезийская фаза складчатости), предсталяет собой кристаллический фундамент платформы. Выше располагаются преимущественно метатер-ригенные комплексы протерозойского возраста, разделенные несогласием 1900 млн лет (Беломорская фаза) на нижнюю аповулканогенно-кварци-
Рис. 1. Геологическое строение и алмазонос-ность Южно-Американской платформы [17]. I—III— щиты:Гвианский (I),Бразильский (II), Сан-Франциско (III); 1—4 — геологические комплексы кристаллического фундамента (1), наложенных складчатых поясов (2), внутриплатформенных прогибов (3), коллизионного орогена (4); 5 — ал-мазопроявления; А—В—алмазоносные площади: Макаубас, шт. Минас-Жерайс (А), Шапада-Диамантина, шт. Байя (Б), Гарсас Диамантина, шт. Мату-Гроссу (В); ТБЛ — трансбразильский линиамент
товую серию («супергруппу») минас и верхнюю кварцито-алевропсамми-то-сланцевую серию эспеньясо (ша-пада-диамантина). Еще выше, отделяясь от упомянутых серий межфор-мационным несогласием 1100 млн лет (Гренвильская фаза), залегают гляци-альные диамиктиты серии сан-франциско (уна).
В региональном плане большая часть алмазопроявлений Бразилии располагается либо на щитах вблизи их границ со складчатыми поясами, либо вообще в пределах складчатых поясов (рис. 1). Следует отметить, что такая локализация алмазопроявлений не является уникальной и часто повторяется в других мировых алмазоносных провинциях.
Аллювиальные алмазоносные россыпи в рассматриваемом регионе пространственно и, очевидно, генетически связаны в основном с выходами позднепротерозойских (рифейских) мета-терригенных толщ, которые в Бразилии принято рассматривать лишь в качестве промежуточных алмазоконцентрирующих коллекторов.
Общая характеристика поликристаллических алмазов
Исследуемые поликристалличес-кие алмазы (карбонадо) представлены массивными частицами неправильной формы, светло- или темно-серого до почти черного цвета, иногда с буроватым или зеленовытым оттенками [11, 16]. Размер частиц варьирует в широких пределах: от 0.4x0.15x0.28 мм (0.02 мм3) до 5.4х4.7х5 мм (127 мм3). Значительный механический износ для них не характерен.
По данным изучения девяти образцов, изотопный состав углерода
(513С, %о) в исследуемых карбонадо колеблется в узком интервале -21.1... -27.6, составляя в среднем -24.7±2.1%о. При этом, однако, следует отметить, что для одного образца (площадь А) значение изотопного коэффициента составило -2.6 %о (повторное определение -5.2 %), что практически отвечает изотопной метке ювенильного углерода. Диапазон вариации изотопного коэффициента углерода в монокристаллических алмазах (шесть образцов), пространственно совмещенных в россыпях с исследуемыми карбонадо, оказался лишь немного смещенным в сторону области состава ювенильного углерода:
513С = -11.5... -27 (-18.8 ± 6.4) %. Симптоматично, что и в этом случае нами было зафиксировано единичное аномальное значение изотопного коэффициента (-6.3 %о), близкое к изотопной характеристике недиспропорцио-нированного углерода.
Внутреннее строение
Исследуемые карбонадо сложены плотным агрегатом субизометричных индивидов, резко подразделяющихся по облику на кристалломорфные и грану-ломорфные [13].
Кристалломорфные алмазные индивиды представлены плоскогранными октаэдрами субмикронного (1—3 мкм) размера (рис. 2, а—г). В единичных случаях их размер достигает 35—40 мкм. На многих октаэдрах ребра и вершины замещаются поверхностями растворения со ступенчатым рельефом (рис. 2, а—в). Плоскости ступенек здесь параллельны октаэдрическим граням, а сами поверхности могут быть проиндициро-ваны как ЬЬ1, где 1 = И-1 (например, 221 или 332). Кроме того, на некоторых кристаллах обнаруживаются поверхности механического разрушения (рис. 2, в), аналогичные ранее обнаруженным нами на монокристаллических алмазах
Среднего Урала [3]. Встречаются также индивиды, расщепленные на пластины (рис. 2, г). Это, вероятно, обусловлено проявлением одной из систем спайности в алмазе.
Грануломорфные алмазные индивиды отличаются от вышерассмотренных кристалломорфных на порядок большими размерами, варьирующими, как правило, в интервале 10—30 мкм. На поверхности таких индивидов часто фиксируются типичные формы травления в виде отдельных пирамидальных ямок размером до 100—200 нм (рис. 2, д). Сгущение таких ямок приводит к образованию участков (5—15 мкм) характерной микрока-вернозности (рис. 2, е).
Следует также добавить, что кроме полнотелесных индивидов в исследуемых карбонадо спорадически встречаются углеродистые пленки, нарастающие на поверхность кристаллов. Площадь отдельных пленок достигает 250— 300 мкм2, толщина не превышает 500 нм.
Фазовый диагноз
По данным фоторентгеноструктур-ного анализа, почти все исследуемые образцы представляют собой срастания статистически ориентированных индивидов, т. е. являются не поликристаллами, а поликристаллическими агрегатами [16]. Для одного образца тем не менее была получена рентгенограмма с фрагментированными дебаевски-ми кольцами, что свидетельствует о некоторой текстурированности в нем агрегата алмазных индивидов.
На рентгенограммах в интервале 35—142° углов 20 зафиксировано от 18 до 25 отражений, большинство из которых легко отождествляется с отражениями, характеризующими прямую и обратную решетки алмаза. К числу наиболее сильных отражений относятся следующие ^ в Е, в скобках приведены индексы соответствующих плоскостей): 2.058 (111), 1.266 (220), 1.076—1.079 (311), 0.892 (400), 0.818 (331). Параметр и объем элементарной ячейки исследуемых алмазов, рассчитанные на основе полученных рентгенограмм, составляют:
а0 = (3.566 ± 0.007) Е;
Уо = (45.35 ± 0.09) Е3.
На некоторых рентгенограммах, наряду с отражениями, отвечающими алмазу, фиксируются отражения 4.45—
Рис. 2. Кристалломорфные (а—г) и грануломорфные (д, е) индивиды, слагающие микро-поликристаллические алмазы. На «а—в» стрелками hkl показаны поверхности растворения, а стрелкой sc—поверхность механического разрушения. РЭМ-изображения в режиме вторичных электронов
4.181—3.028 Е, которые можно приписать чаоиту — природному цепному полимеру (а-карбину) с Бр-гибридизи-рованными валентными электронами атомов углерода. В одном из образцов с некоторой текстурированностью по-ликристаллического агрегата методом рамановской спектроскопии была обнаружена примесь гексагонального полиморфа алмаза — лонсдэлеита. Данный факт является особенно важным, т. к. наличие примеси лонсдэлеи-та иногда рассматривается как диагностический признак специфичной, предположительно импактной по происхождению разновидности алмаза [15].
По данным рентгеноструктурного анализа, в состав исследуемых поликри-сталлических агрегатов входят не только углеродистые фазы (алмаз, чаоит, лонсдэлеит), но и множество ксеноми-неральных примесей. Среди последних рентгеновским методом надежно установлены самородное железо, оксигид-роксиды — гетит и псиломелан, алюминиевый гидрогенфосфат — плюмбо-гуммит, диоктаэдрические гидрослюды, глауконит, аналъцим.
Структурные дефекты
Исследуемые карбонадо характеризуются своеобразным парагенезисом азотных дефектов [11]. По данным фото-и рентгенолюминесценции, в них находятся центры не только обычных для монокристаллических алмазов систем N3 (^У), Н4 и Н3 (У^У), но и системы Т1 (№У), в естественном состоянии характерной только для карбонадо [7]. Кроме того, в большинстве изученных нами образцов методом ЭПР была выявлена значительная концентрация парамагнитных центров системы Р1, имеющих ростовую природу и представляющих собой одиночные ионы структурно-примесного азота. В целом, прове-
Рис. 3. Встречаемость структурных дефектов разной степени агрегации в индивидах микрополикристаллических алмазов
денныи анализ показал, что исследуемые карбонадо, в отличие от монокри-сталлических алмазов, характеризуются резким преобладанием структурных дефектов, отвечающих самоИ низкоИ степени агрегации примесных ионов азота и вакансии ионов углерода (рис. 3).
Элементы-примеси
Ассортимент и концентрация эле-ментов-примесеи были изучены методом ИННА в монокристаллических и микрополикристаллических алмазах из россыпеИ р. Макаубас. ПроведенныИ анализ показал, что коэффициент обогащения карбонадо относительно моно-кристаллических алмазов колеблется от 100 до 10 000 (в скобках приведены средние содержания элементов, в мг/т; сначала для монокристаллических алмазов, затем для карбонадо): Fe (67 и 542), Cr (1.8 и 48), Co (0.06 и 2.5), Zn (0 и 1), Sb (0 и 0.6), Cs (0 и 0.1), Sc (0.06 и 4.6), Th (0.7 и 14.4), U (2.2 и 11.3), REE (0.08-69 и 993).
Наиболее ярко эффект обогащения карбонадо элементами-примесями проявляется в вариациях содержании редких земель. Согласно полученным данным, при переходе от монокристаллических алмазов к микрополикристаллическим содержание всех лантаноидов не только скачкообразно возрастает как минимум на 2—3 порядка, но при этом происходит явное их диспропорционирование в пользу наиболее тяжелых и кислотных элементов скандиевоИ подгруппы.
Ксеноминеральные примеси
Весьма важным направлением исследованиИ алмазов является изучение находящихся внутри них и на их поверхности ксеноминеральных включениИ и примесеИ. Как известно, до последнего времени в алмазоведении доминировала традиция относить практически все подобные образования, включая даже такие легко растворимые и нетер-мостоИкие фазы, как галиды щелочных металлов, к сингенетичным алмазу минералам [4, 10, 20, 21]. Однако полу-ченныИ нами опыт убеждает, что значительная, даже, возможно, большая часть ксеноминеральных примесеИ в алмазах является по отношению к ним не син-, а эпигенетичноИ [3].
Изучение ксеноминеральных включениИ и примесеИ в исследуемых карбонадо осуществлялось методами про-свечивающеИ и растровоИ электрон-
нои микроскопии с заверкой диагноза некоторых минералов методами фото-рентгеноструктурного анализа и рамановской спектроскопии [13, 17]. В результате этого среди минералов-примесей было установлено более 80 минеральных видов, в том числе самородных металлов — 27, сульфидов — 9, га-лидов — 3, оксидов и гидроксидов — 16, силикатов и алюмосиликатов — 12, кислородных солей — 15. Полученные нами данные как минимум в 1. 5—2 раза превосходят достижения предшественников [9, 12, 19, 23].
Самородные металлы представлены пленками на поверхности алмазных индивидов, а также выделениями в интер-стициях и в ксеноминеральной массе, заполняющей каверны. По размеру выделений металлические фазы подразделяются на субмикронные (от 1x1 до 2х х10 мкм), широко варьирующие по удлинению (коэффициент — от 1 до 8), и относительно крупные (от 10x15 до 20х х55 мкм) в среднем более изометричные (коэффициент удлинения—от 1 до 3).
По составу среди самородных фаз резко преобладают металлические твердые растворы на основе железа (частота встречаемости 30 %), меди (18 %), никеля и хрома (11 %). Исходя из данных рентгеноспектрального микрозон-дового анализа, эмпирические формулы этих минералов могут быть представлены в следующем виде:
Fef
0.91 — 0.97Cu0 — 0.02Zn0 — 0.02
Zn0
Ca0
2ТІ,
2AI
1—0.02 Ti0—0.02Al0—0.03Si0—0.03
Fe
0.79 — 0.99Ni0 — 0
iCr
0 — 0.06
Cu
0 —0.02Ca0 —0.01Mn0 —0.01
,Ca
Mo0—0.02W0—0.02V0—0.01
Si0—0.01;
Al
0—0.05
Fe0
0.68 — 0.82Cr0.14—0.24Ni0— 0.11
Ni0
M%
1Ti
3Al
і—0.01 Ti0—0.03Al0—0.02Si0—0.04
Fe
6Ni
0.36—0.76Ni0.23—0.48Cu0—0.17
0—0.02 0—0.02 Fe0 57—0 6Cu
0.57—0.6^u0.25—0.26zll0.1—0.11
Zn0
Ni0
0.01—0.02Mo0—0.01Si0—0.07; Fe0.7Zn0.28Al0.02; Fe0.46W0.41Cr0.08V0.05;
Cr0.56—0.63Ni0.36—0.42Cu0—0.01 (Fe,Ti)0—0.01;
Cr0.58—0.6Fe0.3—0.32Ni0—0.02Ca0—0.03
Si0
0.03—0.04 0.03—0.04
Ni
0.7 — 0.93Cr0 — 0
. 17Fe
0.04—0.07
Cu0 —0.02Co0—0.01Si0—0.
04(Nb,Ti)0
—0.02;
Cu
0.5 8—0.85Zn0.02—0.42Ni0 — 0.15
Al0.01—0.04Si0—0.04P0—0.04Sn0—0.01; Cu0.51Sn0.45Zn0.04;
Cu0.36—0.37Sb0.45— 0.46Fe0—0.01
Pb
Si
0—0.0
1Pb
7P,
0.04—0.07 0—0.04 0—0.01
0.07 — 0.0 S0
Al
0.07 — 0.08
В рамках системы Бе—N1—Сг выявленные нами металлические фазы в основном распределяются по бинар- Бе ным рядам, причем довольно неравномерно (рис. 4). Это может быть выражено следующей последовательностью сокращения частот встречаемости соответствующих смесей: (Fe-Ni) > (Бе-Сг)
>> (Fe-Ni-Cг) > (№-Сг). Примечательно также, что в рамках рассматриваемых бинарных рядов практически все точки состава исследуемых минералов попадают в промежутки между точками стехиометричных интерметаллидов.
Из этого следует, что металлические фазы, выявленные нами в поликристал-лических алмазах, являются плохо ок-ристаллизованными, структурно неупорядоченными соединениями. Последний вывод вполне согласуется с необычной многокомпонентностью рассматриваемых соединений, отражающейся в вышеприведенных эмпирических формулах. Важно также отметить, что при всей многочисленности включений самородного железа в исследуемых алмазах нами ни разу не были зафиксированы признаки их окисления и коррозии оксигидроксидами.
Рис. 4. Химизм и номенклатура примесей самородных металлов системы Бе—Сг—N1 в микрополикристаллических алмазах. 1 — металлические фазы из исследуемых карбонадо; 2 — области составов металлических пленок на поверхности монокрис-таллических алмазов Среднего Урала; 3 — стехиометричные интерметаллиды: камасит (1), метатэнит (2), ортотэнит (3), тетратэнит (4), аваруит (5), хром-ферид (6), ферхромид (7). Заливкой показаны области составов металлических примесей в карбонадо алмазоносных площадей Макаубас (А) и Шапада-Диамантина (Б)
Кроме охарактеризованных выше фаз в исследуемых алмазах выявлены единичные включения твердых металлических растворов на основе цинка, молибдена, золота и серебра.
2%98Бе0.01АІ0.01;
2%81Аи0.17Бе0.02;
Мо0.7Бе0.28^0.01810.01;
Аи0.3 6 — 0.96Си0.04 — 0.3Аё0 — 0.1 0—0.01§І0.01—0.11АІ0—0.13 §0—0.02; Аи0.76—1А^—0.24; Аи0.68С^0.06Бе0.03Си0.05РЬ0.01АІ0.06 Т10.04810.07;
Аё0.84—1Бе0 — 0.03Сг0 — 0.01 Си0—0.062П0—0.04ТІ0—0.01К0—0.09СІ0—0.02.
Судя по пропорциям между основными компонентами состава, перечисленные выше твердые растворы, так же как и Бе—N1—Сг растворы, весьма далеки от упорядоченных интерметаллид-ных соединений.
Сульфидные включения в исследуемых карбонадо представлены зернами, размер которых изменяется в интервале от 0.5х1.5 до 5x9 мкм, а коэффициент удлинения варьирует в интервале 1.1—4.5. Зерна большей частью имеют неправильную форму, хотя в некоторых случаях они приобретают и кристалломорфный облик (тетраэдровидные индивиды 2п8).
Состав сульфидных фаз разнообразен, определяясь широкими вариациями содержаний Бе, N1, 2п, Си, РЬ, Ag. В связи с этим он может быть аппроксимирован множеством формул, а именно Ме1-Х8, Ме8, Ме1+Х8, Ме282, Ме988, Ме3§2, Ме2§. Рассчитанные, исходя из упомянутых стехиометрий, эмпирические формулы конкретных сульфидов, обнаруженных в бразильских карбонадо, имеют следующий вид:
(Бе0.8^0.01Т10.06)0.878;
(^^І0.57Бе0.51Си0.02) 1.18;
(N12 .23Бе0.66Си0.03)2.9282;
(Со3.82^0.65Си0.09)4.56—4.4488;
(^п0.35—0.94Бе0.05—0.29Си0.01—0.26
^0—0.01)0.87—1.018;
(РЬ0
.96—1Си0—0.03Бе0—0.01)8;
(А^1.58Си0.232п0.19)28;
(Ag1.84—1.96Fe0 — 0.12Cu0 — 0.04 ^п0—0.06)28.
Оксиды и гидроксиды в парагенезисе ксеноминеральных примесей представлены множеством минеральных видов, часть из которых обнаруживается только в составе твердых растворов.
Наиболее широким распространением среди оксидных минералов пользуется гидрогетит, наблюдающийся в форме интерстициальных выделений размером от 2х7 до 9х25 мкм и массивных скоплений в кавернах алмазного агрегата. Большинство таких выделений и скоплений сложено глобулами субмик-ронного размера. В некоторых кавернах фиксируются ограненные индивиды пластинчатой формы размером
400—600 нм. Эти индивиды, возможно, отвечают уже гидрогематиту, появление которого отражает спонтанную дегидратацию гидрогетига.
Рентгеноспектральные микрозондо-вые исследования показали, что в составе рассматриваемого гидрогетита на собственно FeOOH приходится от 63 до 98 мол. %. Остальное определяется примесями, основными среди которых являются (в порядке убывания): SiO2, Al2O3, TiO2, P2O5, K2O, CaO, Cr2O3, Cl. При этом важнейшие тенденции химизма рассматриваемого минерала определяются примесями алюминия и титана.
Вторым по встречаемости оксидом в карбонадо является фаза TiO2, главным образом представленная рутилом. В некоторых образцах, судя по данным рамановской спектроскопии, появляется незначительная примесь бру-кита, развивающегося, вероятно, по рутилу как параморфоза. Исследуемый рутил характеризуется ярко выраженным идиоморфизмом, присутствуя в виде столбчатых, иногда игольчатых индивидов дипирамидально-призмати-ческого и пинакоидально-призматичес-кого габитусов. На некоторых кристаллах довольно определенно угадываются грани призм {110} и {100}, дипирамиды {111} и базопинакоида {0001}. Размер игольчато-столбчатых индивидов рутила колеблется в широких пределах: от 1.5x4 до 12x45 мкм. С ростом размера кристаллов увеличивается от 2 до 7 коэффициент их удлинения. В некоторых кавернах призматические кристаллы рутила со всех сторон покрыты тончайшей корочкой («рубашкой») гидрогетита. В других случаях единичные зерна рутила обнаруживаются в массе гидрогетита, нарастающего на стенки каверн.
Кроме упомянутых выше кристаллографических форм, фаза TiO2 наблюдалась нами в виде глобул диаметром около 2.5 мкм, субизометричных неясно ограненных индивидов размером от 2x3 до 6x8 мкм, а также в виде скрытокристаллических масс среди выделений каолинит-слюдистого состава.
В составе рутила и ближе неопределенных фаз TiO2 установлены значительные примеси SiO2, Al2O3, FeO, V2O5 и множество других компонентов. Общее содержание примесей в большинстве этих минералов колеблется в пределах 2—27 мол. %, иногда достигая почти 50 мол. %. Наиболее важной
примесью здесь является железо, по содержанию которого исследуемый рутил можно подразделить на две разновидности, а именно на маложелезистую, наиболее часто встречающуюся, и гораздо более редкую, железистую — нигрин.
Помимо гидрогетита и рутила, в исследуемых алмазах выявлен еще целый ряд оксидных минералов, важных для толкования генезиса алмазопрояв-лений. К этим минералам, прежде всего, относится шпинелидид состава (Fe0.96 — 1Zn0 — 0.0 4)(Al0.41 — 1.24 Fe0.69—1.01 Cr0—0.32Ti0.07—0.26)2O4, который может быть интерпретирован как твердый раствор пяти миналов (мол. %): магнетита 37.19—39.68, гер-цинита 20.78—48.49, хромита 0—15.95, ганита 0—3.53 иулъвошпинели 8.3— 26.14. Значительный интерес с генетической точки зрения представляют также твердые растворы стрюверита-илъ-менорутила, брутто-состав которых рассчитывается на формулу (Fe0.51—058
TÍ1.44—1.49Nb0.19 — 0.25Ta0.73 — 0.78 V0—005)3O6. Соответствующие миналы здесь смешиваются в следующей пропорции (мол. %): стрюверит (75.35— 80.78) — илъменорутил (19.22—24.65). В качестве редкой примеси в бразильских карбонадо выявлены зерна цериа-нита состава (Ce0.62—0 64La0.14—019
Nd0.13—0.14Y0.06—0.08)O2 и ближе не определенного оксида суръмы состава
(Cu1.63Pb0.06Fe0.04)1.73(Sb1.95S0.05)2O6. Размер зерен этих двух последних минералов не превышает 3x5 мкм.
Среди алюмосиликатных примесей в исследуемых карбонадо преобладают слюда ряда алюмоселадонит-мусковит и каолинит-аллофановые продукты ее гипергенного изменения. Все эти минералы представлены сплошными массами, заполняющими многие каверны, а также отдельными пластинчатыми индивидами, локализованными в интерстициях алмазных кристаллов. Размер индивидов слюды варьирует в основном в пределах от 1x3 до 6x10 мкм, иногда достигая 25x60 мкм. Большая часть рассматриваемой слюды характеризуется значительным ожелезнением, не оказывающим, однако, существенного влияния на Al/Si пропорцию. Это может быть объяснено тем, что обогащение слюды железом обусловлено здесь ее ге-терофазной «пропиткой» весьма тонкодисперсными оксигидроксидами железа.
Особое место среди ксеномине-ральных примесей в исследуемых по-ликристаллических алмазах занимают фазово-гомогенные поликомпонент-ные твердые растворы на основе циркона. Эти минералы наблюдаются в виде отдельных каплевидных индивидов размером до 50x170 мкм, интерстициальных выделений размером от 1x3 до 5x8 мкм, а также очень своеобразных субсферических агрегатов, состоящих из кристаллитов размером не более 100—200 нм. Размер самих агрегатов колеблется в диапазоне от 2 до 6 мкм. В составе рассматриваемых фаз установлены 18 компонентов, корреляционные связи между которыми дают основание предполагать здесь твердофазное смешение как минимум четырех миналов: циркона, бадделеита, рутила и иоци-та. Относительное содержание этих миналов в исследуемых твердых растворах составляет (мол. %): циркон 66.37 ± 20.28; бадделеит 4 ± 3.46;рутил 4.18 ± 10.36; иоцит 6.67 ± 13.03; примеси 18.52 ± 10.22.
Очевидно, что выявленные в бразильских карбонадо включения твердых растворов на основе циркона характеризуются весьма необычным составом, обнаруживая аналогию лишь с ранее выявленными нами в монокрис-таллических алмазах Среднего Урала включениями П—Бе—81—2г—А1 оксидных твердых растворов [14]. И хотя на развертке тетраэдрической диаграммы (рис. 5) поля точек состава включений соответствующих твердых растворов из бразильских и уральских алмазов обособляются, многие специфические черты их химизма вполне совпадают. К таким чертам могут быть отнесены, например, явная тенденция к раз-
гп
Рис. 5. Корреляция по составу включений Т1—Б е——7г—А1 оксидных твердых растворов (1, 2), выявленных в монокристал-лических алмазах Среднего Урала, и примесей твердых растворов на основе циркона (3), обнаруженных в бразильских карбонадо
делению ТЮ2 и БеО, а также тенденция к максимальному обогащению бинарных смесей третьим компонентом в области их промежуточного состава.
Следует отметить, что рассматриваемые твердые растворы на основе циркона, выявленные в бразильских карбонадо, характеризуются не только сходством с прототипами из уральских алмазов, но и некоторыми особенностями. В частности, первые, в отличие от вторых, содержат существенную примесь фосфатов иттрия и скандия, достигающую 15 мол. %.
Из кислородных солей наиболее распространенными в исследуемых алмазах минералами являются фосфаты, представленные как простыми минеральными видами, так и сложными полиминеральными твердыми растворами. Из простых фосфатов наиболее часто встречается ксенотим, обычно фиксирующийся в бразильских карбонадо в виде интерстициальных выделений. Состав ксенотима характеризуется значительной сложностью, включая помимо иттрия множество других ИБЕ иттриевой и скандиевой подгрупп: (^0.75 — 0.87^0.02—0.05^0.05 — 0.08 Ег0.03—0.06Но0—0.03'^Ь0—0.07)[РО4].
Несколько реже встречается моноцит, который в отличие от ксенотима наблюдается не столько в виде интерстициальных выделений, сколько в форме ксеноминеральных масс, заполняющих поры и каверны в алмазном агрегате. В этих кавернах монацит ассоциируется со слюдами и особенно часто с фасфат-алюмофосфатными твердыми растворами. Последнее сказывается в значительном усложнении состава монацита, представленного в карбонадо как цериевой, так и лантановой разновидностями: (Се0 43—0 82
Еа0.06 — 0.66^0.05 — 0.02Рг0 — 0.05 8т0—0.03Са0—0.04Бе0—0.02ТЬ0—0.04)
[РО4].
Кроме вышеупомянутых фосфатов, в карбонадо из россыпей парка Шапа-да-Диамантина А. Б. Макеевым [12] были обнаружены выделения неучтенного современными минералогическими номенклатурами стронциевого гидрогенфосфата, стехиометрию которого мы определяем по аналогии с монетитом как ЖГРО4. Исходя из этой стехиометрии, состав выявленного в бразильских карбонадо стронциевого фосфата вполне удовлетворительно рассчитывается на эмпирическую формулу Н(8г0.93—1Бе0—0.06Ва0—0.01)РО4.
Наиболее сложной проблемой минералогии фосфатов в исследуемых алмазах являются поликомпонентные фосфат-алюмофосфатные твердые растворы, часто фиксирующиеся в ксе-номинеральных выполнениях пор и каверн. При этом упомянутые твердые растворы ассоциируются с монацитом, слюдами, каолинитом и гидрогетитом, образуя совместно с этими минералами тонкозональные инкрустационные корки и микросекреционные агрегации. По данным рентгеноспектрального микроанализа среди фосфат-алюмо-фосфатных твердых растворов могут быть выделены четыре разновидности, а именно ксенотим—флоренситовая, монацит—флоренситовая, монацит—(Са-Ва-^т-РЪ)-алюмофосфат-ная, флоренсит—(Са-Ва-Бг-РЪ)-алю-мофосфатная. Судя по низкому содержанию серы и существенной роли бария, большая часть (Са-Ба-8г-РЪ)-алю-мофосфатов в исследуемых твердых растворах представлена не сульфат-фосфатами подгруппы сванбергита, а гидрогенфосфатами подгруппы плюм-богуммита. Пересчет данных микро-зондового анализа на соответствующие миналы показал (рис. 6), что в этой части исследуемые фосфат-алюмофос-фатные твердые растворы представляют собой суперпозицию двух бинарных рядов, а именно крандаллит—горсей-кситового (Са-Ба) и гояцит—плюмбо-гуммитового (8г-РЪ).
Прк+іЕ-г-гучигіг
Р%
Пи.-ыРгл.иши Гвшл Пгьъ*£сг^иыяг
Рис. 6. Состав алюмофосфатного компонента в фосфат-алюмофосфатных твердых растворах как смесь нормативных гидроген-фосфатов
Следует, наконец, отметить, что в составе ксеноминерализации в бразильских карбонадо иногда обнаруживаются единичные выделения сульфатов калия и свинца (возможно, арка-нита и англезита соответственно) размером от 2x3 до 2x8 мкм, часто ассоциирующиеся с выделениями гали-да свинца.
Заключение
Результаты проведенных исследований дают возможность сделать следующие выводы.
В фазовом отношении исследуемые карбонадо являются хорошо окри-сталлизованными алмазами со структурными свойствами, тождественными свойствам монокристаллических алмазов. Выявляющаяся в них примесь чао-ита и лонсдэлеита скорее всего обусловлена флуктуативными сбоями упорядоченности структуры кристаллизующегося алмаза, как это иногда фиксируется в условиях эксперимента.
Исследуемые алмазы представляют собой агрегат статистически ори-ентиро ванных плоско гранно-октаэдрических и грануломорфных индивидов, варьирующих по размеру в диапазоне от единиц до первых десятков микрон. Индивиды обоих обликов несут отчетливые следы постростового травления, растворения и спонтанного механического разрушения, вполне сопоставимые с подобными формами на округлых монокристалличес-ких алмазах [3].
В целом полученные нами данные о структуре поликристаллических агрегатов близко совпадают с данными предшественников [22] и свидетельствуют о значительной неоднородности карбонадо как по размеру, так и по морфологии индивидов. Этот вывод укрепляет уже не раз высказанные сомнения в эффективности классифицирования микрополикристаллических алмазов только на основе размерно-морфологических критериев [6, 9].
Структурные нарушения исследованных нами алмазов обусловлены ансамблем атомных дефектов, большей частью находящихся на самой начальной стадии агрегации. Это существенно отличает карбонадо от монокрис-таллических разновидностей, для которых, как известно, характерны гораздо более комплексные центры.
Большая часть ксеноминеральных примесей в бразильских карбонадо может быть уверенно отнесена к типу эпигенетических включений. Наиболее отчетливо этот статус определяется в отношении гидрогетита, церианита, алюмосиликатов, фосфатов, фосфат-алюмофосфатных твердых растворов, сульфатов, карбонатов и галидных соединений. Со значительной вероятнос-тю эпигенетический статус может быть
распространен и на самородные металлы, а также сульфиды. Несколько сложнее выглядит задача онтогенической типизации включений шпинелида, ильменита и ильменорутил-стрюверито-вых твердых растворов. Судя по морфологии и особенностям локализации, эти минералы могут оказаться и не столь эпигенетичными, как упомянутые выше. Однако с другой стороны, по своему химическому и минально-му составу упомянутые выше шпине-лид, ильменит и ильменорутил-стрюве-рит не имеют ничего общего с типичными минералами-спутниками ким-берлитовых алмазов.
Единственной ксеноминеральной примесью, которая может быть отнесена скорее к первичным, чем вторичным включениям, является фазово-гомогенный твердый раствор на основе циркона. Многое в составе и строении этих фаз имеет аналогию с так называемыми ювенильными включениями Т1-Бе-81-2г-А1 оксидных твердых растворов [3, 14]. На этом основании упомянутые твердые растворы можно считать прототипом парацирконовых фаз, выявленных в бразильских карбонадо. К дополнительному критерию первичности рассматриваемых фаз можно, вероятно, отнести примесь в них ортосиликатов гафния и тория. Не исключено также, что эндокриптная примесь иттриевого и скандиевого фосфатов в парацирконовых фазах тоже выступает как метка глубинного (мантийного) вещества.
Полученные нами данные не подтверждают выводов о резком изотопноуглеродном контрасте между карбонадо и монокристаллическими алмазами, якобы свидетельствующем о принципиально разных источниках их углерода — «коровом» в первом случае и мантийном во втором [5, 8]. В этой связи представляются весьма показательными факты резкой изотопной неоднородности, выявленной нами даже в рамках небольших коллекций исследованных нами алмазов. Очевидно, что такие факты гораздо лучше могут быть интерпретированы с позиций идеи о существовании в мантии собственной изотопной неоднородности [18].
Следует, наконец, подчеркнуть, что полученные нами данные сравнительного изучения дают основание отказаться от грубого генетического противопоставления микрополикристалли-ческих и монокристаллических алма-
зов. Не исключено, что эти объекты представляют собой лишь вариации продуктов единого процесса мантийного алмазообразования.
Работа поддержана РФФИ (проект 03-05-64382; НШ: 2250-2003-5).
ЛИТЕРАТУРА
1. Алмазы в современных россыпях бассейна реки Макаубас (Бразилия) / В. А. Петровский, В. И. Ракин, И. Карфункель и др. // Сыктывкаркий минералогический сборник № 33. Сыктывкар, 2003. С. 41—69. 2. Алмазы и карбонадо Приморья: минералогия, кристаллохимия, генезис / В. А. Селивестров, А. И. Горшков, С. А. Щека и др. // Геология рудных месторождений, 1996. Т. 38, № 6. С. 485—499. 3. Алмазы из флюидизатно-эксплозивных брекчий на Среднем Урале / В. И. Силаев, И. И. Чайковский, В. И. Ракин и др. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 114 с. 4. Буланова Г. П., Аргунов К. П. Включения К-полевого шпата в кристаллах алмаза из трубки «Мир» // Докл. АН СССР, 1985. Т. 284, № 4. С. 953— 956. 5. Галимов Э. М., Каминский Ф. В., Кодина Л. А. Новые данные об изотопном составе углерода карбонадо // Геохимия, 1985. № 5. С. 723—726. 6. Геохимия и генезис карбонадо из якутских алмазных месторождений / С. В. Титков, А. И. Горшков,
С. Ф. Винокуров и др. // Геохимия, 2001. № 3. С. 261—270. 7. Дефекты в карбонадо: стабильный парамагнитный центр — аналог радиационного центра Ш15 в алмазе / Р. М. Минеева, А. В. Сперанский, Л. В.
Бершов, Б. Л. Егоров // Докл. АН, 1999. Т. 364, № 2. С. 1238—1241. 8. Изотопный состав кристаллов алмаза и карбонадо / А. Н. Виноградов, О. И. Кропотова, Ю. Л. Орлов и др. // Геохимия, 1966. № 12. С. 1395— 1397. 9. Карбонало Бразилии и Убанги: сравнение с другими формами микрокристаллических алмазов на основе изотопов углерода и азота / Д. Шелков, А. Б. Верховский, X. Дж. Милледж, К. Т. Пиллинд-жер // Геология и геофизика, 1997. Т. 38, № 2. С. 315—322. 10. Макеев А. Б. Пленки самородных металлов на алмазах и их генетическое значение // Сыктывкарский минералогический сборник № 30. Сыктывкар, 2001. С. 66—92. 11. Минералогические и генетические особенности карбонадо из штата Минас-Жерайс (Бразилия) / В. А. Петровский, М. Мартинс, В. П. Лютоев и др. // Сыктывкарский минералогический сборник № 33. Сыктывкар, 2003. С. 41—69. 12. Минералогия, состав включений и катодолюминес-ценция карбонадо из штата Байя, Бразилия / А. Б. Макеев, В. Иванух, С. К. Обыден и др. // Геология рудных месторождений, 2002. Т. 44, № 2. С. 99—115. 13. Морфологическое и субструктурное строение природных карбонадо / В. А. Петровский, И. Карфункель, М. Мартинс и др. // Поверхность. Рентгеновские, синхротронные и нейтронные исследования, 2004. № 9. С. 73—85. 14. Новый тип сингенетических ксе-номинеральных включений в алмазе / В. И. Силаев, И. И. Чайковский, В. И. Ракин, В. Н. Филиппов // Докл. РАН, 2004. Т. 394, № 1. С. 96—100. 15. Орлов Ю. Л., Камин-
ский Ф. В. «Карбонадо» с лонсдейлитом — новая (XI) разновидность поликристалли-ческих агрегатов алмаза // Докл. АН СССР, 1981. Т. 259, № 2. C. 459—461. 16. Поли-кристаллические алмазные образования из россыпей бассейна реки Макаубас (Бразилия) / В. А. Петровский, М. Мартинс, Г. Н. Каблис и др. // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2003. № 9. C. 2— 6. 17. Crustal evolution of South American Platform / U. G.Cordani, K. Sato, W. Teixeira et al. // Tectonic evolution of South America / U. G. Cordani, E. J. Milani, A. Thomaz Fillno,
D. A. Campos (eds). Rio-de-Janeiro, 2000. P. 19—40. 18. Deines P., Harris J. W. Sulphide inclusions Chemistry and Carbon isotopic of African diamonds // Geochim. Cosmochim. Acta, 1995. V. 59 (15). P. 3173—3188. 19. Erlich E. J., Hausel W. D. Diamond deposits // Soc. of Mining Metallurgy and Exploration. Juc. (SME). — Litteton Co, Usa 80127, 2002. 374 p. 20. First discovery of high-potassium and high-chlorine inclusions in diamond / C. Feng, G. Jungao, C. Jichang, L. Cauru // Chinese Science Bull., 1992. V. 37, № 18. P. 1557—1560. 21. Mitchell R. S., Giardi A. A. Some mineral inclusions from African and Brazilian diamonds: their nature and significance // Amer. Miner., 1977. V. 62. № 7. P. 756—762. 22. Trueb L. F., Butterman W. C. Carbonado: a microstructural study // Amer. Mineral., 1969. V. 54. P. 412—425. 23. Trueb L. F., De Wys
E. C. Carbonado-natural polycrystalline diamond // Science, 1969. V. 165, № 3895. P. 799—802.
ОБЪЯВЛЕНИЕ
Диссертационный совет Д 004.008.01 извещает, что 11 января 2005 г. в 10 ч. в 218 аудитории состоится публичная защита кандидатской диссертации
Антона Федоровича Хазова
«МИНЕРАЛОГИЯ ЗОЛОТОНОСНОЙ КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ НА ПРИПОЛЯРНОМ УРАЛЕ»
по специальностям 25.00.05 — «минералогия, кристаллография» и 25.00.11 — «геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, металлогения».
Научный руководитель: Официальные оппоненты:
к. г.-м. н. В. И. Силаев
д. г.-м. н. А. Ф. Кунц к. г.-м. н. Т. П. Майорова
Ведущая организация: Министерство природных ресурсов и охраны окружающей среды Республики Коми
Защита состоится по адресу: г. Сыктывкар, ул. Первомайская, 54, каб. 218.
Следы прошлого. Художник О. Велегжанинов
--------------------------------------- 13
