CC BY
81
КЕЛНФНТИЗАЦНЯ МАНТИЙНОГО ПИКРОИЛЬМЕНИТА НА ПРИМЕРЕ АЛМАЗОНОСНОЙ ТРУБКИ ЗАРНИЦА
Д. г.-м. н.
В. И. Силаев
Н. с.
О. В. Тарских
К. г.-м. н.
А. Е. Сухарев
С. н. с.
В. Н. Филиппов
История отечественных алмазных месторождений кимберлитового типа началась, как известно, с открытия в 1954 г. Л. А. Попугаевой трубки Зарница [1, 2]. Выявленная шлихоминералогическим методом в практически сплошном поле выходов известняков раннеордовикского возраста, упомянутая трубка впоследствии легко обнаружилась и на аэрофотоснимках (рис. 1). Данный факт еще раз подтверждает справедливость того правила, что при поисках может быть найдено лишь то, что ищут осознанно, и только в том случае, если это в действительности существует. К настоящему времени твердо установлено, что Зарница является промышленно алмазоносной кимберлито-вой трубкой с повышенным содержанием относительно крупных округлых додекаэдроидных алмазов с сингенетическими включениями У-типа и высокой степенью агрегированности азотных структурных дефектов вплоть до образования так называемых плейте-летс. Считается, что свойства алмазов в
этой трубке, как и в других кимберли-товых месторождениях Далдыно-Ала-китского района, отражают наиболее высокотемпературные для объектов Якутской алмазоносной провинции условия мантийного минералообразова-ния, протекавшего вблизи равновесия алмаз—графит [3].
Первые сведения об открытии в России алмазоносных кимберлитов были приведены в мало кому известном из-за сохранявшегося в течение десятков лет режима строгой секретности производственном отчете, подготовленном
Н. Н. Сарсадских и Л. А. Попугаевой уже к самому началу 1955 г. [4]. Чуть позже этими же авторами была опубликована хорошая научная статья, которую, вероятно, и следует воспринимать как первое обоснованное суждение о русских кимберлитах [5]. Как ни странно, но эти оба весьма интересные и поучительные сочинения в настоящее время почти забыты специалистами, хотя в них имеется множество данных, не только сохраняющих свое научное значение,
Рис. 1 Аэрофотоснимки кимберлитовой трубки Зарница (показана стрелками):
— из отчета Н. Н. Сарсадских и Л. А. Попугаевой [1]; Б — из материалов геологичесой магнитной разведки, сентябрь 1955 г. (передан для публикации Е. Б. Трейвусом)
но и позволяющих по-новому взглянуть на авторство некоторых важных минералогических открытий.
Именно к таким данным, в частности, можно отнести и приведенные в вышеупомянутом отчете описания парагенезиса пикроильменита с перовс-китом (рис. 2). В настоящее время этот парагенезис хорошо известен как результат келифитизации пикроильменита — феномена, якобы открытого как проявление специфической «лейкоксе-низации» ильменита только в 1960-х гг. [6, 7], но в действительности впервые описанного Н. Н. Сарсадских и Л. А. Попугаевой еще в средине 1950-х гг. Из упомянутого выше отчета следует, что именно его авторы первыми обнаружили перовскит и «сфен» (титанит) на поверхности зерен пикроильменита, «за счет которого они и образовались». Важно подчеркнуть, что Н. Н. Сарсадских и Л. А. Попугаева не только четко зафиксировали сам этот факт, но и совершенно правильно его интерпретировали как следствие реакционного преобразования мантийного ильменита в глубинных условиях. Все это дает веское основание считать именно Л. А. Попугаеву и Н. Н. Сарсадских первооткрывателями феномена келифитизации пикроильменита, прямо свидетельствующей о ксеногенности этого минерала по отношению к кимберлиту. Очевидно, что как раз такая «ксеногенная» природа пикроильменита и делает его минералом-спутником алмаза.
В настоящее время вполне доказано широкое проявление келифитизации не только ильменита [8—15], но и граната, а также других мантийных минералов [16, 17] в кимберлитах практически всех алмазоносных провинций мира.
А
Рис. 2 Первые изображения парагенетических и парастерических минералов-спутников кимберлитовых алмазов из Якутской алмазонсной провинции [1]: А — электромагнитная фракция шлиха с р. Киенг-Юрях, правого притока р. Дал-дын; Б — зерна «двупреломляющего ильменита», т. е. пикроильменита; В — кристаллы перовскита из элювия «кимберлитовой брекчии» трубки Зарница
При этом на зернах пикроильменита были выявленны по составу три разновидности реакционных кайм, а именно перовскитовая, перовскит-шпинелид-ная (ильменит-перовскит-шпинелид-ная) и шпинелид-титанитовая. Было также обнаружено, что во многих случаях указанные каймы неоднородны по составу, характеризуясь своеобразной микрозональностью [13—15], подчеркивающей диффузионно-метасомати-ческий способ их образования.
Объектом нашего изучения послужила коллекция мономинеральных проб пикроильменита, отобранного О. В. Тарских в 2007 г. из типичных для трубки Зарница алмазоносных автоли-товых кимберлитовых брекчий. Материал был представлен зернами размером от 0.5 до 2.0 мм. Исследования осуществлялись на аналитическом сканирующем электронном микроскопе JSM-6400, оснащенном спектрометром фирмы «Link» с дисперсией по энергиям (программное обеспечение ISIS 300). В ходе работы обнаружилось, что большинство зерен пикроильменита характеризуется фазовой гомогенностью, не обнаруживая субиндивидов распада даже при мезонаномет-ровых разрешениях. Однако наряду с такими объектами встречаются и зерна с хорошо развитыми структурами распада, что уже отмечалось в отно-
шении пикроильменита из Якутской алмазоносной провинции [18, 19]. В нашем случае в фазово-гетерогенных зернах наблюдалась характерная картина прорастания основной массы пикроильменита более железистыми по составу параллельно ориентированными прерывистыми ламеллями, длина которых колеблется от 10 до 40, а толщина в пределах 1—5 мкм. Некоторые ламелли имеют локальные утолщения размером до 15x20 мкм. Встречаются зерна, в которых ламелли распада изгибаются с образованием микрокартин плойчатости. При этом утолщения ла-меллей не происходит.
На большинстве частиц пикроильменита обнаружились тонкие полими-неральные корки (рис. 3, А, Б), в состав которых входят следующие компоненты, мас. %: 8і02 20.15—39.91; Ті02 0.49—2.61; А1203 2.07—3.70; Сг203 0—
0.78; ]^0 23.46—31.85; МпО 0—4.15; СаО 0.52—8.9; Р205 0—0.87. Эти данные хорошо согласуются с составом эталонных кимберлитов, включая и кимберлиты Далдыно-Алакитского алмазоносного района [20]. Толщина упомянутых корок сильно изменяется даже в пределах отдельных зерен: от 8—35 до 90— 750 мкм, что в значениях коэффициента вариации составляет 20—85 %.
Практически во всех исследованных нами зернах кимберлитовые кор-
ки отделяются от первичного пикро-ильмента каймами, резко отличающимися от внутренних частей зерен как составом, так и строением (рис. 3, В, Г). Толщина таких кайм очень колеблется, изменяясь в отдельных зернах в пределах от 3—30 до 25—100 мкм. В целом это отвечает колебанию коэффициента вариации от 40 до 85 %. Нижние границы кайм всегда резкие и извилистые, что отражает их наложенный реакционный характер по отношению к первичному пикроильмениту. Последнее особенно наглядно показывают фазово-гетерогенные зерна, в которых субиндивиды распада подверглись в каймах очевидному замещению (рис. 3, Д, Е). Верхние границы кайм выглядят еще более извилистыми из-за множества бухтообразных заливов в них вещества кимберлитовых корок. Это мы рассматриваем как доказательство докимберлитового образования кайм, лишь впоследствии подвергшихся резорбированию со стороны кимберлитовой магмы или флюидизата. Сделанный нами вывод прямо подтверждается и фактом существования реакционных кайм на зернах без кимберлитовых оторочек.
Большинство реакционных кайм на зернах пикроильменита характеризуются мозаичным строением, подразделяясь по составу на пять разновидностей:
Рис. 13. Зерна пикроильменита с келифитовыми каймами и корками обрастания кимберлитом:
А, Б — общий вид (1 — пикроильменит, 2 — кимберлитовая корка); В, Г — структурные отношения между первичным фазово-гомогенным пикроильменитом (1), реакционной каймой (2) и кимберлитовой коркой (3); Д, Е — структурные отношения между первичным фазовогетерогенным пикроильменитом (1) и реакционной каймой перовскитового состава (2)
Рис. 4. Строение и состав реакционных кайм на зернах пикроильменита:
А — кайма перовскита (1) на зерне пикроильменита (2) без кимберлитовой оторочки; Б — кайма мозаичного строения, сложенная гейки-лит-ильменитовым пикрольменитом (1), перовскитом (2) и шпинелидами (3); В — кайма, состоящая из перовскита (1) и шпинелида (2); Г — метакристаллы шпинелида (1) с реликтами пирофанит-ильменитового пикроильменита (2) в окружении ильменит-гейкилитового пикроильменита (3); Д — метакристалл шпинелида (1) в срастании с перовскитом (2); Е — идиоморфный метакристалл хром-шпинелида с приповерхностной зонкой титаномагнетита
1) шпинелидную с единичными выделениями рутила-(Ре, №); 2) шпинелидную с участками вторичного ильменит-гематит-гейкилитового пикроильменита (рис. 3, Г); 3) практически нацело пе-ровскитовую с появлением спорадических выделений шпинелидов лишь на самом краю каймы (рис. 4, А); 4) шпине-лид-перовскит-пикроильменитовую
(рис. 4, Б); 5) перовскитовую с метакристаллами шпинелидов, в которых наблюдаются реликты вторичного пирофанит-ильменитового пикроильменита (рис. 4,
В, Г). Следует подчеркнуть, что все из перечисленных выше вариантов состава реакционных кайм уже упоминались в литературе. На нашем материале подтверждается также вывод о тяготении
шпинелидов в шпинелид-перовскито-вых каймах к внешней их границе. Примечательно и то, что в каймах на исследованных нами зернах не удалось обнаружить титанита, иногда отмечающегося в продуктах келифитизации пикроильменита [13] и рассматриваемого как наиболее поздний результат его эпигенетического изменения [8].
Таблица 1
Химический состав иикроильмеиита и продуктов келифитизации его зерен, мас. %
Параметры 8Ю2 ТІО; АЬОз Ре203 Сг203 1^0 МпО СаО у,о5 мь2о5
Пикроильменит первичный фазово-гомогенный (45)
X 0.04 46.78 0.63 43.82 0.78 6.97 0.18 0.02 0.67 0.03
Бх 0.17 1.69 0.87 2.35 0.41 0.88 0.21 0.08 0.32 0.12
Ух, % 425 3.6 138 5.4 53 12.6 117 400 48 400
Пикроильменит первичный фазово-гетерогенный, по площади (3)
X 44.05 0.63 45.86 1.08 6.56 0.48 0.17 0.72
Бх Не 0.18 0.11 0.79 0.04 0.04 0.04 0.17 0.04 Не
обн. обн.
Ух 0.4 17.5 1.7 3.7 0.6 8.3 100 5.5
X
Ух
Пикроильменит первичный фазово-гетерогенный, основная масса (8)
0.32 0.43
Не
обн.
49.27
4.19
8.5
0.25
0.25
100
40.91
5.96
14.6
0.63
0.43
68
7.96
2.66
33
0.23
0.23
100
Не
обн.
134
Не
обн.
Пикроильменит первичный фазово-гетерогеииый, субиндивиды распада (7)
0.87 0.57 66
Пикроильменит в каймах, ильменит-гейкшитовый (7)
0.33 0.27
X 0.07 22.06 1.17 68.67 2.17 5.12 0.61
5.т 0.17 10.59 0.80 13.89 1.14 2.65 0.31
Ух 243 48 68 20 52 52 51
X 0.17
0.20
Ух 118
52.99
2.31
4.4
0.65
0.31
48
31.00
3.22
10
1.23
1.28
104
12.16
1.30
11
0.72
0.32
44
82
0.47
0.43
91
Пикроильменит в каймах, пирофанит-ильменитовый (2)
X
Ях
Ух
Не
обн.
49.58
0.14
0.3
40.45
0.25
0.6
X 0.14 55.35 0.21 2.81
0.28 1.74 0.29 2.85
Ух 200 3.1 138 101
0.29 0.29 100
Перовскит (16) 0.46 0.51
0.83
0.15
18
0.09 0.23
255
Шттелиды (20)
5.60
0.13
2.3
0.14
0.56
400
1.50
0.32
21
39.56
2.61
6.6
0.38
0.38
100
0.52
0.54
104
X 0.47 13.41 2.51 71.74 4.28 6.22 0.99 0.17 0.30
5х 0.66 8.72 2.19 17.55 9.38 4.49 0.40 0.20 0.50
Ух 140 65 87 24 219 72 40 118 167
Не
обн.
Не
обн.
0.09
0.23
255
Не
обн.
0.55
0.72
131
Не
обн.
Примечание. Здесь и в следующих таблицах: X — среднее арифметическое, Бх — стандартное отклонение, Ух , % — коэффициент вариации. В скобках — число анализов.
Первичный фазово-гомогенный пикроильменит в исследованных зернах по составу отвечает третьей, относительно низкотемпературной генерации пик-роильменита в кимберлитах. Как известно, именно эта генерация представлена в трубке Зарница вкрапленностью отдельных зерен [21]. Изученный нами гомогенный пикроильменит характеризуется умеренной магнезиальностью, относительно высоким содержанием Сг и низким содержанием А1 (табл. 1). Кроме того, для рассматриваемого минерала характерны обогащение ванадием и обратная корреляция между содержаниями СГ2О3 и М^О, что считается важным типохимическим признаком пикроиль-менита именно из Зарницы [22—24].
Фазово-гетерогенный пикроильменит, судя по нашим данным, образовался за счет заметно более железистого твердого раствора, на что указывают данные, полученные аддитивно по площади структур распада (табл. 1). В результате экссолюции такого про-топикроильменита образовались, с одной стороны, железистые ламелли, а с другой — основная масса, близкая по составу к вышерассмотренному фазово-гомогенному пикроильмениту. Следует отметить, что распад первичного твердого раствора был весьма не полным, что отражается в малой контрастности различий составов основной массы и индивидов распада.
Проведенные способом В. К. Гаранина [18] расчеты минального состава исследуемого пикроильменита показывают следующее (табл. 2): фазово-гомогенная его разновидность является гей-килит-ильменитом с относительно низким (менее 10 мол. %) содержанием гематитового минала; гипотетический твердый раствор, подвергшийся впоследствии распаду, может быть определен как гематит-гейкилит-ильменит, а продукты распада — ламелли и основная масса — как соответственно гейки-лит-ильменит-гематит и гематит-гейки-лит-ильменит с самым низким в исследованных нами объектах содержанием гематитового минала.
Вторичный ильменит из реакционных кайм существенно отличается от первичного более высокой магнезиальностью и повышенным содержанием Мп, Са и 81. Содержание V в нем заметно ниже (табл. 1). При этом обнаруживается, что среди выделений вторичного пикроильменита имеются две разновидности. Первая из них, наиболее распространённая, характеризуется почти
эквимолекулярной пропорцией между гейкилитом и ильменитом при незначительной концентрации гематитового и других миналов. Вторая разновидность выявлена нами в форме реликтов в метакристаллах шпинелидов. Этот минерал отличается пирофанит-ильменито-вым составом при незначительном содержании других миналов, включая и гематитовый.
Значительный интерес вызывают различия между разновидностями первичного и вторичного пикроильменита по величинам так называемых коэффициентов магнезиальности КМё = = 100Mg/(Mg + Бе) и окисленности железа Ковп = 100Ре3+ЛТе3+ + Бе2+) [23, 24]. Расчеты показали, что в ряду разновидностей первичного пикроильме-
нита Kмg колеблется в пределах 21.71— 28.01. У его вторичных разновидностей этот коэффициент скачкообразно изменяется, возрастая у ильменит-гейкили-та до 44 и, напротив, падая у пирофа-нит-ильменита до 4. Еще более контрастные различия выявляются по коэффициенту окисленности. В этом случае обнаруживается устойчивая тенденция к некоторому возрастанию Ковп в направлении от фазово-гомогенного пикроильменита (9.94) к протопикроильмени-товым твердым растворам (14.67) и далее к основной массе (20.27) и ламел-лям (28.88) структур распада. Переход от первичного пикроильменита ко вторичному в реакционных каймах, наоборот, сопровождается весьма резким падением значения Ковп — до 1.05 у иль-
Таблица 2 му пикроильмениту, час-
Минальный состав пикроильменита и продуктов келифитюации его зерен, мол. %
Параметры М«ТЮ-, НсІїО РеБеОз М11ТІО3 СаТіОз РеУОз Ре>ШО, А1,Оз Сг20
Пикроильмеиит первичный фазово-гомогенный (45)
X 26.93 60.62 9.72 0.53 0.04 0.78 0.02 0.68 0.74
Бх 4.64 2.47 3.14 0.51 0.20 0.59 0.14 0.56 0.49
Ух, % 17.2 4.1 32.3 96.2 500 7.6 700 82.4 66.2
Пикроильльменит первичный фазово-гетерогенный, по площади (3)
X 17.53 56.33 14.17 0.83 0.33 0.83 0.83 0.83
10.56 0.47 0.62 0.24 0.47 0.24 Нет 0.24 0.24
Ух, % 60.2 0.8 4.4 28.9 142 28.9 28.9 28.9
X
Бх
Ух, %
X
Л’х
Ух, %
X
Бх
Ух.%
X
Л’х
Ух.%
Пикроильмеиит первичный фазово-гетерогенный, основная масса (8)
29.37
8.65
29.5
61.24
4.72
7.71
7.35
3.76
51.2
0.50
0.50
100
Нет
0.50
0.86
172
Нет
Пикероильменит первичный фазово-гетерогенный, субиндивиды распада (7)
1.43
Нет 0.91 Нет 63.6
Пикроильмеиит в келифитовых каймах, гейкилит-ильменитовый (7)
18.90 20.61 53.90 1.29
9.57 10.07 20.12 0.70
197 48.8 37.3 54.3
0.44 0.62
0.46 0.41
104 66.1
(7)
1.43 2.44
1.32 1.05
92.3 43
43.19
3.96
9.2
48.90
3.72
7.6
3.50
2.30
66
1.57
0.73
46
1.20
0.40
33
1.25
0.43
34
0.99
0.01
Пикроильмеиит в келифитовых каймах, пирофанит-ильменитовый (2)
0 0 0
3.50 75.50 0.75 12.50 4.00 0.50
0.50 2.50 0.75 0.50 1.00 0.50
14.3 3.3 100 4 25 100
менит-гейкилита и практически до 0 у пирофаниг-ильменита.
Как было показано выше, основными новобразованными минералами в реакционных каймах являются перов-скит и шпинелиды (рис. 3, В—Е; рис. 4), наиболее отчетливо обнаруживающие признаки более позднего, метасомати-ческого развития по первичному пикроильмениту Состав этих реакционных минералов характеризуется необычной поликомпонентностью, явно отражая унаследованность от замещенного ими пикроильменита (табл. 1). В случае перовскита на такое замещение
прямо указывает тот факт, что среди примесных миналов преобладают именно ильменитовый, гейкилитовый и пирофанитовый (табл. 3). Еще более сложная картина минального состава обнаруживается у шпинелидов (табл. 4), которые по этому признаку подразделяются как минимум на четыре вида (в скобках частоты встречаемости, %): магнетитовый (37), титано-магнетитовый (42), магнезиотитаномаг-нетитовый (11) и хромшпинелидный (10). Все эти минералы развиваются близко одновременно с перовскитом, но явно эпигенетически по первично-
то образуя характерные метакристальные формы (рис. 4, Г—Е). Примечательно, что нами ни в одном из индивидов шпине-лидных твердых растворов не наблюдались структуры распада, хотя известно, что в коровых магнетитах фазовая гетерогенизация наступает уже при содержании ТЮ2 и А12О3 не более 2—3 мас. % [25].
Изложенные выше данные позволяют сделать следующее заключение. Практически на всех исследованных нами зернах пик-роильменита из трубки Зарница наблюдаются реакционные каймы, имеющие явно докимберлито-вое происхождение. Образование фазово-гомогенных и гетерогенных индивидов первичного пикроильменита было обусловлено не термодинамическими условиями кристаллизации, а небольшими различиями их первичной железистос-ти, составляющими в среднем всего лишь 2 мас. % Бе2Оз. Распад железистого протопикроильменитового твердого раствора был в некоторой степени окислительным [26] и весьма неполным. Последнее в сочетании с отсутствием признаков экссолюции шпине-лидных твердых растворов свидетельствует о том, что исследованный нами пикроильмеиит не подвергался достаточно продолжительному отжигу в условиях земной коры, будучи быстро эвакуированным из мантии к земной поверхности. Резкое сокращение желе-
1.00 1.50
0.32 1.12
32 75
0.25
0.25
100
Таблица 3
Минальный состав перовскита из келифитовых кайм на зернах пикроильменита, мол. %
Параметры СаТЮз БеТіОз МцТІСЬ МпТіОз СаБеОз Ре203 СаУОз БеУОз БеМЮз А120з Сг203
X 94.5 1.01 0.25 0.25 0.86 0.72 0.32 0.95 0.38 0.25 0.51
Ях 4.42 2.36 0.67 0.97 1.16 1.82 0.59 1.21 0.49 0.40 0.57
Ух,% 4.7 234 268 388 135 253 184 127 129 160 112
Таблица 4
Минальный состав шпинелидных твердых растворов из келифитовых кайм на зернах пикроильменита, мол. %
Параметры РеРег04 РегТі04 М^2ТІ04 Ре2У04 Ре28Ю4 РеСг204 М§А1204 РеА1204 МвРе204 МпРе2С>4 СаРе204 ТЮ2
X 43.83 21.95 13.99 0.72 1.85 6.48 4.78 0.18 2.58 3.15 0.65 0.05
8х 24.72 15.92 10.70 1.25 2.53 13.04 4.62 0.78 6.22 1.84 0.79 0.22
Ух, % 56 72.5 76.5 174 137 201 97 433 241 58 121 440
зистости вторичного пикроильменита по сравнению с первичным и появление в каймах новообразованных железистых шпинелидов свидетельствуют о возникновении последних в значительной степени именно за счет первичного пикроильменита. При этом кристаллизация минералов в реакционных каймах происходила, вероятно, в существенно более восстановительных условиях, чем образование первичного пикроильменита, что не способствует трактованию упомянутых кайм как продукта изменения последнего при серпенти-низации кимберлита в приповерхностных условиях земной коры.
Авторы благодарят д. г.-м. н. В. А. Петровского и д. г.-м. н. С. И. Костро-вицкого за сотрудничество и обсуждение результатов исследовании.
Литература
1. Трейвус Е. Б. Надломленная судьба: Повесть о геологе Ларисе Попугаевой. Санкт-Петербург, 2004. 136 с. 2. Силаев
В. И. Зарница над Сибирской диамантиной. Уроки истории великого геологического открытия // Уральский геологический журнал, 2007. № 6. С. 139—184. 3. ЗинчукН. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с. 4. Сарсадских Н. Н., Попугаева Л. А. Отчет о результатах работ, проведенных тематической партией № 26 Центральной экспедиции и партией № 182 Амакинской экспедиции в среднем течении Даалдына в 1954. Л., 1955 (фонды ВСЕГЕИ). 5. Сарсадских Н. Н., Попугаева Л. А. Новые данные о проявлении ультраосновного магматизма на Сибирской платформе // Разведка и охрана недр, 1955. № 5. С. 11—20. 6. Табунов
С. М., Лопатин Б. Г. Кимберлиты района Лучакан // Труды НИИ геологии Арктики, 1961. Вып. 125. С. 135—159. 7. Ковальский
В. В., Никишов К. Н., Егоров О. С. Кимбер-литовые и карбонатитовые образования восточного и юго-восточного склонов Ана-барской синеклизы. М.: Наука, 1969. 288 с. 8. Frick C. Kimberlite ilmenites // Trans. Geophys. Soc. S. Afr., 1973. V. 76. № 2. P. 85—94. 9. Haggerty S. E. Spinels of unigue composition associated with ilmenite reactions the Lighobong kimberlite pipe, Lesotho // Lesotho kimberlites/maseru, 1973. P. 57—66.
10. BostorN. Z., BoydF. R. Oxide minerals in the Lighobong kimberlite, Lesotho // Amer. Miner., 1980. V. 65. № 7/8. P. 631—638.
11. Bostor N. Z., Meyer H. O. Oxide and sulfide minerals in kimberlite from Green Mountain, Colorade // The Mantle Sample: Inclusions in kimberlites and other volcanics (AGU, Wash. DC). Washington, 1989. V. 1. P 217—228.
12. Agee J. J., Garrison J. R., Taylor L. A. Petrogenesis of oxide minerals in kimberlite, elliot Country, Kentucky // Amer. Mineral., 1982. V. 67. № 1/2. P. 28—42. 13. Клопов
В. П., МалоеЮ. В., ОвсянниковЕ. А. Реакционные каймы на пикроильменитах из кимберлитов // Реохимия, 1984. № 10. С. 1466—
1473. 14. Геншафт Ю. С., Плупин П. П. Каймы изменения ильменитов в кимберлитах // Минералогический журнал, 1982. Т. 4. № 4. С. 79—84. 15. Плупин П. П., Гешафт Ю. С. О метасоматических замещениях пикроильменита в кимберлитах // Минералогический журнал, 1986. Т. 8. № 5. С. 65—72. 16. Тронева Н. В., Васильева Г. Л., Плупин П. П. Новые данные о гранатах и келифито-вых каймах из кимберлитов Якутии // Доклады АН СССР, 1979. Т. 247. № 6. С. 1471—
1474. 17. Вишневский А. А., Колесник Ю. Н., ХарькивА. Д. О генезисе келифитовых кайм
на пиропах из кимберлитов // Минералогический журнал, 1984. № 4. С. 55-66. 18. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Сошкина Л. Т. Ильменит из кимберлитов. М.: Изд-во МГУ, 1984. 240 с. 19. ДакА. И. Пикроильмениты из магнитной фракции шлихов Якутской кимберлитовой провинции // Новые идеи в науках о земле: Материалы Международной конференции. Т. 2. М., 2003. С. 18. 20. Василенко В. Б., Зинчук Н. Н., Красавчиков В. О. и др. Критерии петрохимичес-кой идентификации кимберлитов // Геология и геофизика, 2000, Т. 41. № 12. С. 1748—1759. 21. АмшинскийА. П., Похи-ленко Н. П. Особенности состава пикроиль-менитов из кимберлитовой трубки Зарница // Геология и геофизика, 1983. № 11. С. 116—119. 22. Алымова Н. В., Костро-вицкий С. И., Иванов А. С., Серов В. П. Пик-роильменит из кимберлитов Далдынского поля (Якутия) // Доклады РАН, 2004. Т. 395. № 6. С. 799—802. 23. Костровицкий С. И., Алымова Н. В., Яковлев Д. А. и др. Особенности типохимизма пикроильменита из алмазоносных полей Якутской провинции // Доклады РАН, 2006. Т. 406. № 3. С. 350— 354. 24. Алымова Н. В., Костровицкий
С. И., Яковлев Д. А. Методические основы использования информации о составе пикроильменита в поисковых целях // Проблемы прогнозирования и поисков месторождений алмазов на закрытых территориях. Якутск: Изд-во ЯНЦ СО УрО РАН, 2008.
С. 295—299. 25. Гайдукова В. С., Соколов
С. В., Дубинчук В. Т. и др. О многоступенчатом распаде магнетита из железных руд Ковдорского месторождения // Минералогический журнал, 1984. Т. 6. № 1. С. 64— 70. 26. Патнис А., Мак-Коннелл Дж. Основные черты поведения минералов. М.: Мир, 1983. 304 с.
ЭВОЛЮЦИЯ РИФООБРАЗОВАЛИЯ И БИОГЕННЫХ КАРКАСОВ В ПАЛЕОЗОЕ СЕВЕРО-ВОСТОКА ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
В доорогенной палеозойской истории пассивной окраины северо-востока Европейской платформы выделяются три этапа развития органогенных сооружений в составе калейдовых формаций [4]. Они представляют собой циклически построенный эволюционный тренд (см. рисунок). Начальный кара-
Д. г.-м. н.
А. И. Антошкина
докско-раннеэмский этап имеет наиболее драматическую историю с разнообразными абиотическими и биотическими событиями, поэтому требует более детального рассмотрения. Первые рифы появились в конце раннего ашгилла на окраине трансформированного из карадокско-раннеашгиллской
терригенно-карбонатной рампы крайне мелководного засолоненного шельфа. В середине ашгилла рифы были выведены на поверхность и эродированы, а затем были затоплены (япгикшорское время) в результате эвстатического поднятия уровня моря при таянии ледников в южном полушарии [11, 15]. Не-
