CC BY
18УДК 552.323.6
Н. И. ГУСЕВ, А. В. АНТОНОВ (ВСЕГЕИ)
Кимберлиты участка Сербеян (Анабарский щит) — продукт расплава, обогащенного натрием, хлором, карбонатом
Приводятся результаты микрозондового анализа состава минералов кимберлитов Сербеян: оливина, пиропа, флогопита, содалита, пироксенов, шпинелидов и др. Магматический источник кимберлитов образовался в результате плавления метасоматизированных гранатовых лерцолитов при воздействии щелочно-хлоридных флюидов. По эволюции состава флогопита предполагается, что первоначальная магма могла иметь лампрофировый (лампроитовый?) состав, эволюция которой происходила по оранжеитовому тренду.
Ключевые слова: кимберлиты, Анабарский щит, Сербеян, пироп, флогопит, содалит.
N. I. GUSEV, A. V. ANTONOV (VSEGEI)
Kimberlites of the Serbeyan Prospect (Anabar Shield): melt products enriched with sodium, chlorine, carbonate
Results of a microprobe analysis of mineral compositions of the Serbeyan kimberlite: olivine, pyrope, phlogopite, sodalite, pyroxenes, spinelids, etc. The magmatic source of the Serbeyan kimberlites was formed as a result of melting of metasomatized garnet lerzolite under the influence of alkaline chloride fluids. Based on the evolution of the phlogopite composition, it can be assumed that the initial magma could have a lam-prophyric (lamproite?) composition, the evolution of which took place according to the orangeite trend.
Keywords: kimberlite, the Anabar Shield, Serbeyan, pyrope, phlogopite, sodalite.
Для цитирования: Гусев Н. И., Антонов А. В. Кимберлиты участка Сербеян (Анабарский щит) — продукт расплава, обогащенного натрием, хлором, карбонатом // Региональная геология и металлогения. - 2020. - № 81. - С. 105-118.
Введение. Анабарский алмазоносный район [16; 29], именуемый также субпровинцией северных полей Якутской кимберлитовой провинции [14], охватывает восточную часть Анабар-ского щита и его восточное обрамление. Этот ареал кимберлит-карбонатитового магматизма также называется Куонамской кимберлитовой зоной [11]. Он содержит более 200 тел кимберлитов и карбонатитов интрузивной (дайки, массивы центрального типа, штоки, жилы) и эксплозивной (трубки взрыва и единичные жилы) фаций, выделяемых в качестве куонамского кимберлит-карбонатитового комплекса [7]. Куонамская зона занимает значительную территорию вдоль восточной границы Анабарского щита (I на рис. 1), прослеживается в субмеридиональном направлении на расстояние до 300 км и разделяется на отдельные кимберлитовые поля. В северной части Анабарского района в Орто-Ыаргинском и Старореченском полях развиты трубки взрыва карбонатитов, которые составляют около 80 % всех тел. В остальных полях карбонатиты развиты ограниченно и представлены единичными дайками и участками, с некоторыми из которых связана редкоземельно-редкометалльная минерализация, сходная с месторождением Томтор [21]. Тектоническая позиция карбонатит-кимберли-тового магматического ареала определяется его
приуроченностью к северной ветви зоны глубинного Муна-Анабарского разлома [17] протяженностью около 960 км, разделяющего Анабарский (на западе) и Оленёкский (на востоке) блоки фундамента. Нижняя возрастная граница формирования кимберлитов определяется наличием в большинстве трубок ксенолитов раннетриа-совых долеритов, а также ксенолитов пермских углей, аргиллитов и туфопесчаников с поздне-палеозойскими — раннетриасовыми органическими остатками. С учетом многочисленных изотопных определений возраст кимберлитов большинством исследователей принимается как мезозойский: средний триас — ранняя юра, а возраст карбонатитов — позднеюрский [7; 9].
Алмазоносность кимберлитов Анабарского района. Традиционно различают две группы кимберлитов: породы группы I — более богатые С02, их источники находятся в сублитосферной мантии, и группы II, называемые оранжеитами, которые обычно содержат слюду — флогопит, т. е. более богатые Н20 и, как утверждается, происходящие из субконтинентальной литосферы [35]. Кимберлиты Куонамской зоны относятся к разновидности слюдяных кимберлитов (по этому признаку принадлежат группе II) и являются слабоалмазоносными. По данным С. А. Прокопьева
© Гусев Н. И., Антонов А. В., 2020
Рис. 1. Схема полей кимберлитов и конвергентных пород Анабарского алмазоносного района (по материалам [16; 28] с упрощениями)
1 — Анабарский щит; 2 — кимберлитовые зоны; 3 — поля кимберлитов и конвергентных пород: 1 — Биляхское (Ана-барское, или Эбеляхское [28]), 2 — Орто-Ыаргинское, 3 — Старореченское (Нижнекуонамское), 4 — Рассохинское (предполагаемое), 5 — Ары-Мастахское (Среднекуонам-ское), 6 — Верхнекуонамское (Среднекуонамское [3; 13]), 7 — Дюкенское, 8 — Биригиндинское, 9 — Лучаканское, 10 — Куранахское, 11 — Осурское (Макаровское), 12 — Сенкю-Оленёкское (Усть-Силигирское). Звездочкой обозначен участок Сербеян
(2001 г.), из 200 выявленных тел кимберлитов 50 — убого алмазоносные и среднее содержание алмазов по ним составляет 0,008 кар/т. Близкой к промышленно-алмазоносной является только Малокуонамская трубка в Куранахском поле. Прогнозный потенциал Куонамской алмазоносной зоны по кат. Р3 оценивается в 48 млн карат алмазов [7]. Считается, что перспективы обнаружения промышленно-алмазоносных кимберлитов в Восточном Прианабарье невелики. Преобладание кимпикритов и альпикритов триас-юрского возраста делает маловероятным одновременное формирование здесь же алмазоносных кимберлитов, которые могли возникнуть задолго до кимпикритов и альпикритов и только в пределах жестких стабильных блоков Анабарского щита [11]. Активно поддерживается точка зрения о вероятной приуроченности алмазоносных кимберлитов к центральной части Анабар-ского щита [8; 27; 28]. Основанием для этого являются сведения об эруптивных аппаратах на Анабарском щите и присутствие алмазов в аллювии. Так, субширотное тело туфолавы основного
состава размером 200—250 х 1500 м установлено на междуречье Бол. Куонамка и Меркю [23]. В этом же районе обнаружен кристалл алмаза размером 0,1 мм в шлихе из бассейна правого водораздела р. Котуйкан [10].
Промышленно-алмазоносная трубка Мало-куонамская в Куранахском поле отстоит от Куо-намской зоны к западу на 50 км и расположена на погребенной части архейского Центрально-Анабарского террейна [11]. В 50—100 км к западу от Куонамской зоны геологами НПО «Аэрогеология» и ЦПСЭ ПГО «Якутсгеология» выявлены несколько обособленных участков с кимберлитами (Сербеян, Хатырык) среднепалеозойского возраста, не относящихся ни к одному из Куонам-ских полей [19]. По данным М. И. Лелюх с соавторами [15], в среднем течении р. Бол. Куонамка известны тела кимберлитов, возраст одного из которых составляет 350 млн лет (данные ГНПП «Аэрогеология», 1993 г.). По комплексу данных, на территории Анабарского щита в 100 км к западу от Куонамской зоны прогнозируется несколько перспективных кимберлитовых полей: Рассохинское, Сербеянское, Осурское [28], образующих тренд северо-западного простирания (II на рис. 1).
Геологическая позиция. Кимберлиты на участке Сербеян (Сербен по [8]) установлены геологами объединения «Аэрогеология» в результате заверки фотоаномалий, выделенных Л. И. Шахоть-ко в 1981 г., а затем геофизических аномалий трубочного типа [19]. Кимберлиты представлены дайками и приурочены к зоне повышенной трещиноватости северо-восточного простирания в правом борту р. Бол. Куонамка вблизи западной тектонической границы Джелиндинской глыбы. По этой зоне проходит граница между бекелех-ской и килегирской толщами далдынской серии архея (рис. 2). Кимберлиты перекрыты с поверхности крупноглыбовым курумом гранулитов и вскрывались шурфами, траншеями и скважинами. Было выявлено шесть субмеридионально ориентированных жильных тел альнёитов и два тела кимберлитов северо-восточного (35°) простирания, одно из которых — Сербеян I — в отчете именуется Дюймовочкой. Мошность вскрытой дайки 4 см, возможно, достигает 10—15 см, судя по размеру обнаруженных обломков. Дайки прослеживаются в длину на 100—700 м, параллельные дайки расположены на расстоянии 25—150 м друг от друга [19].
Позже, по данным горных, буровых и опытно-методических геофизических работ, проведенных Амакинской экспедицей, был сделан вывод, что кимберлиты образуют штокообразное тело (С. А. Прокопьев, 2001 г.). Кимберлиты тяготеют к линейной зоне минимума поля силы тяжести северо-западного простирания, которая коррелируется по направлению с линейно-полосовой зоной положительных значений поля ДТЯ. В наблюденном гравитационном поле штокообразное тело отражается относительным
Рис. 2. Схема геологического строения района Верхнекуонамского кимберлитового поля (по материалам С. А. Прокопьева с соавторами (2001 г.) с изменениями и дополнениями)
1, 2 — четвертичная система: 1 — аллювиальные отложения, 2 — водно-ледниковые отложения; 3, 4 — архей, дал-дынская серия: 3 — килегирская толща (плагиогнейсы, пироксеновые кристаллические сланцы, кварциты), 4 — бе-келехская толща (меданократовые пироксенове сланцы, эндербиты); 5, 6 — кимберлиты: 5 — дайкообразное тело, 6 — шток; 7 — дайки долеритов и габбродолеритов; 8 — лейкограниты и гранит-пегматиты; 9 — метаперидотиты и метапироксениты; 10 — элементы залегания полосчатости метаморфических пород; 11 — тектонические нарушения (а — главные, б — второстепенные); 12 — участки с кимберлитами (1 — Сербеянский, 2 — Хатырыкский); 13 — находки алмазов в аллювии
минимумом, а в магнитном — приурочено к центральной части отрицательной магнитной линейной зоны, ограниченной с севера и юга, предположительно, тектоническими нарушениями северо-восточного направления. Выделенный контур штокообразного тела, по данным гравии магниторазведки, имеет склонение на восток. Сейчас на участке доступны только обломки
пород, выброшенные взрывом при проходке горных выработок, которые обычно заполнены водой (рис. 3, а).
Методы исследований. Содержание петро-генных и редких элементов в породах определено методами XRF и ICP-MS в лаборатории ВСЕГЕИ. Погрешности определения методом
Рис. 3. Участок Сербеян
а — котлован после проходки горной выработки, предположительно, на месте штока Сербеян (координаты 69°36' 04" с. ш., 110° 11' 34" в. д.); б — контакт кимберлитов (темная порода) и светло-серых архейских эндербитов
XRF не превышают 5 отн. %. Пределы обнаружения редких элементов составляют от 0,005 до 0,1 ppm. Точность анализа в среднем 2—7 отн. %. Определения состава минералов проводились в прозрачно-полированных шлифах на электронном микроскопе CamScan MV 2300 с энергодисперсионным спектрометром Link ISIS 300.
Петрографическая классификация даек. На
участке Сербеян дайки сложены гипабиссаль-ными породами флогопит-мелилит-оливиново-го состава [19]. Текстура массивная, структура порфировая с трахитоидной основной массой. Порфировые выделения представлены оливином и флогопитом. Оливин (15—20 % объема) образует преимущественно идиоморфные порфировые, иногда гломеропорфировые, выделения размером от 0,05—0,1 до 0,7—1,0 мм, редко более. Флогопит (до 2—3 % объема) представлен выделениями призматической формы размером от долей миллиметра до 1,5—2,0 мм. В кристаллах флогопита отмечены многочисленные включения кальцита, минералов основной массы породы, а также оливина. Иногда фиксируются срастания кристаллов флогопита с оливином. По составу основной массы породы разделены на две разновидности: 1) хлорит-флогопит-серпентин-мелилитовую и 2) хлорит-флогопит-серпентин-перовскитовую [19]. В составе основной массы принимают участие лейстовидные выделения кальцита, флогопита, мелилита, мелкие кристаллы перовскита, магнетита, миллерита, шпинели, а также амфиболы (тремолит?).
С целью оценки алмазоносности даек участка Сербеян были изучены гранаты [19] и микрокристаллические оксиды [18; 25]. Составы гранатов из координат Cr2O3 — CaO — FeO попадают в область перекрытия слабо- и неалмазоносных ультраосновных парагенезисов с алмазоносными лерцолитами, несколько составов соответствуют
алмазоносным перидотитам [19]. В основной массе породы среди микрокристаллических оксидов из дайки альнёитов было установлено широкое развитие высокоглиноземистых хромшпинели-дов, а также высокопримесных октаэдрических кристаллов перовскита, свидетельствующих о высокотемпературном характере кристаллизации этих минералов. На основании присутствия только низкохромистых разностей хромшпине-лидов и разнообразных по составу титаномагне-титов был сделан вывод о бесперспективности пород на алмазы [25].
Петрографическая принадлежность даек участка Сербеян трактуется неоднозначно в связи со сложной номенклатурой семейства кимберлитов: «...кимберлиты являются гибридными породами, состав которых не отражает родоначальной магмы, и трудности диагностики собственных магматических и ксеногенных составляющих обуславливают проблематичность применения по отношению к ним традиционной для магматических пород классификации» [22]. В отличие от первоначальных определений дайковых пород участка Сербеян как кимберлитов и альнёитов (последние состоят в основном из мелилита и биотита с фенокриста-ми оливина и относятся к семейству щелочных мелилитовых лампрофиров), геологи Амакинской экспедиции идентифицировали здесь кимпикри-ты (беспироксеновые оливиновые мелилититы), которые относятся к сообществу кимберлитов.
Кимпикриты и альпикриты являются переходными от группы кимберлитов и альнёитов к карбонатитам [11]. По минеральному составу кимберлиты не имеют четких естественных границ и граничат и со щелочно-ультраосновными породами, и с карбонатитами. Как показали исследования вещественного состава пород ким-берлитовой формации, альнёиты и кимберлиты обладают одинаковыми структурными особенностями и связаны постепенными переходами
как по химическому составу вкрапленников, так и минеральным ассоциациям основной массы [1]. Кроме того, альнёиты, в отличие от кимберлитов, характеризуются более высоким содержанием SiO2, Fe2O3, щелочных и редкоземельных элементов, но более низкими значениями летучих компонентов - CO2, H2O. Эволюция кимберлитовых расплавов при формировании интрузивной серии кимберлит-альнёитовых пород заключается в увеличении содержаний СО2 и Н2О в апикальных частях интрузий, где кристаллизовались кимберлитовые породы серпентин-флогопит-карбонатного состава, корневые части которых представлены монтичел-литовыми и мелилитовыми кимберлитами [1]. Вследствие этого альнёиты в большей степени распространены на территории глубокоэроди-рованных полей, к которым относится участок Сербеян.
Изученные нами кимберлиты участка Сербеян обладают особенным петрологическим значением, поскольку внедрены в кристаллические породы фундамента Сибирской платформы и на уровне современного эрозионного среза не взаимодействовали с эвапоритами и карбонатными породами осадочного чехла, в котором размещается абсолютное большинство кимберлитов Якутской провинции. Как полнокристаллические породы, кристаллизующиеся из магмы в субвулканических условиях, они относятся к разряду гипабиссальных кимберлитов [36]. Породы свежие, в них практически отсутствуют вторичные минералы.
Возраст кимберлитов участка Сербеян определялся Rb-Sr методом [19]. Среднее значение по двум пробам из дайки составило 362 ± 7 млн лет, а по другим данным - 350 млн лет [8]. U-Pb возраст (SHRIMP) по перовскитам из двух даек (Дюймовочка 2 и Хатырык 3) в северо-восточной части Верхнекуонамского поля (участок 2 на рис. 2) - 229 ± 3 и 224 ± 2 млн лет [13]. В целом возраст кимберлитов Верхнекуонамского поля оценивается как D^Q и T2+3 [3].
Алмазоносность Верхнекуонамского поля подтверждается, по данным В. А. Истомина и др. (1992 г.), находками в аллювии р. Сербеян двух алмазов массой 44,9 мг и одного алмаза массой 1,3 мг в устье р. Оюр-Юрях (рис. 2) [19]. В шлихах аллювия р. Сербеян присутствует полный спектр минералов-индикаторов кимберлитов без следов механического износа на поверхности зерен. Пикроильмениты по р. Сербеян являются высокохромистыми, в отличие от низкохромистых Дюкенского и Ары-Мастахского кимберли-товых полей, расположенных ниже по течению р. Бол. Куонамка [8].
Минералогия. Кимберлиты участка Сербеян характеризуются порфировой структурой и тра-хитоидной текстурой, обладают кайнотипным обликом и практически не претерпели вторичных изменений. Контакты с эндербитами плотные припаянные (рис. 3, б) с зоной закалки,
выражающейся в уменьшении размера порфировых вкрапленников вблизи контакта. Порфировые выделения составляют порядка 50 % породы и представлены оливином (30 %), флогопитом (15 %) и редкими вкрапленниками пиропа. Матрикс сложен мелкими чешуйками флогопита (40 %), заключенного в мезостазисе из желтовато-бурых в проходящем свете землистых непрозрачных минералов (10 %), содалита и вторичного томсонита (3—10 %), мелилита (10 %), клинопироксена (10 %), радиально-лучи-стых агрегатов волластонита (5 %), зачастую в ассоциации с пектолитом (5 %), мелкой вкрапленности апатита (2 %), титаномагнетита (1 %), перовскита (1 %), магнетита (1 %), желтовато-бурой шпинели и барита. Во вкрапленниках флогопита и в основной массе диагностирован кальцит (4—5 %), содержание которого в других образцах пород участка Сербеян, по данным С. А. Прокопьева (2001 г.), может достигать 25—40 %. По минеральному составу породы участка ближе всего к кимберлитам группы II или оранжеитам [31; 35].
Оливин. Макрокристы оливина представлены корродированными трещиноватыми свежими кристаллами обломочного облика размером 0,2 х 0,2 — 2 х 3,8 мм и более редкими суби-диоморфными кристаллами дипирамидально-призматической формы размером 0,2 х 0,45 — 0,4 х 1 мм. Иногда встречаются сростки зерен друг с другом и вкрапленниками флогопита, более мелкие обломки оливина образуют включения в флогопите. Отмечается зональность: в ядерных частях различаются относительно магнезиальные участки 90-93; Fa 6,4-9,4; №0 0,2-0,5 мас. %) и менее магнезиальные (Mg# 85; Fa 14,64; №0 0,06 мас. %), в краевых частях состав оливина сопоставим — Mg# 90-89 ^а 9,8-10,9; №0 до 0,2 мас. %) и Mg# 89 ^а 10,8; №0 до 0,02 мас. %).
Флогопит фенокристов (2 на рис. 4) выражен отдельными крупными таблитчатыми чешуйками и гломеропорфировыми сростками размером до 2-3 мм. Иногда внутри фенокристов флогопита содержатся округлые включения оливина. Крупные фенокристы более густо окрашены и магне-зиальны в центре 76,1, Сг203 1,88 %, ТЮ2
3,71 %, Ш20 0,25 %), чем на краях 66,7,
ТЮ2 4,87 %, Сг203 - ниже предела обнаружения, но иногда присутствует Се 0,54-0,58 мас. %), и по составу тяготеют к тренду минетт и альнёитов (см. рис. 5).
Во внешней части келифитовой короны вокруг мегакриста пиропа радиально расположенные резко удлиненные чешуйки флогопита имеют немного более магнезиальный состав (Мg# 78,6), чем центральные части фенокри-стов в кимберлите, и более высокое содержание Сг203 (3,73 мас. %), низкое ТЮ2 (0,75 мас. %) и почти постоянное присутствие в составе №20 (0,31 мас. %). Большинство зерен флогопита
* Mg# = Mg/(Mg + Fe) в молекулярных количествах.
Рис. 4. Кимберлит (ник. II)
1 — оливин; 2 — флогопит; 3 — пироп; 4, 5 — части келифитовой оболочки: 4 — внутренняя, 5 — внешняя
в келифите по химизму соответствует слюдам основной массы кимберлитов (рис. 4), но отдельные чешуйки по составу близки к периферическим частям флогопитовых фенокристов.
Как и фенокристы, чешуйки флогопита в матриксе обладают зональным строением с более светлой каймой. Центральные части чешуек по сравнению с фенокристами заметно обеднены титаном и глиноземом, но обогащены железом (рис. 5, Мg#58,1, МпО 0,04 мас. %). Во флогопите основной массы от центральных частей к краям чешуек снижается содержание
А1203 и увеличивается Fe2O3 (рис. 5), то есть проявлен тренд, характерный для лампроитов [35]. Краевые зоны зерен флогопита на границе с вол-ластонитом относятся к аннитовому ряду, они обеднены А1, обогащены Fe (Мg# 31) и содержат МпО до 0,2 мас. %.
Пироп образует округлые выделения диаметром до 3—4 мм. Во внутренней части вкрапленника по соотношению кальция и хрома он относится к среднекальциевым пиропам алмазоносного лер-цолитового парагенезиса (рис. 6). В келифитовой оболочке он значительно обеднен Са и Сг, а также
Рис. 5. Диаграммы А1203 — ТЮ2 и А1203 — FeOt для флогопитов
Основа диаграмм по [35]. 1 — флогопит во внешней части келифитовой каймы вокруг пиропа; 2, 3 — крупный вкрапленник флогопита: 2 — центральная и 3 — периферическая части; 4, 5 — чешуйки флогопита в матриксе: 4 — центральные и 5 — периферические части; 6,7— поля составов фенокристовых флогопитов: 6 — оранжеиты, 7 — лампроиты
Al, Fe, Ti (табл. 1), но обогащен Si и Mg. Такой тренд возможен при воздействии силикатного метасоматического агента [30].
Кел ифитовая оболочка. Округлое выделение пиропа окружено келифитовой оболочкой шириной около одного миллиметра. Основная масса внедрена внутрь зерна пиропа по типу интрателлурических вкрапленников, видимо, за счет растворения мегакристов граната при подъеме магмы. Минералы в кайме представлены ради-ально-лучистым агрегатом, ориентированным перпендикулярно поверхности мегакриста граната. Кайма имеет зональное строение. Внутренняя более тонкокристаллическая зона шириной 120— 200 мкм сложена удлиненно призматическими зернами клинопироксена зонального строения: более густая окраска в центре зерен, светлая — по краям. Внутренняя часть зерен пироксена более магнезиальная (Mg# 75,2, Cr2O3 3,25 мас. %), внешняя часть обеднена Mg и Si и обогащена Са и Al (Mg# 68,6, Cr2O3 4,66 мас. %). Внутренняя часть келифитовой короны по валовому химическому составу близка к замещаемому гранату, но отличается меньшим содержанием Si и Al и повышенным Na и K.
Переход к внешней более крупнозернистой зоне постепенный, граница неотчетливая. Состав внешней части короны более разнообразный: орто- и клинопироксен — 60 %, флогопит — 25 %, шпинель — 15 %. Вдоль внешней границы келифитовой каймы отмечается концентрация конформно ориентированных чешуек флогопита. Преобладают зерна клинопироксена, в интерсти-циях присутствует ортопироксен. Вблизи границы крупно- и мелкозернистых зон состав более глиноземистого клинопироксена (Mg# 71, Cr2O3 3,25 мас. %) отличается от диопсида (Mg# 80, Cr2O3 1,19 мас. %) в средней части крупнозернистой зоны. Плохо сохранившиеся реликты орто-пироксена в ближней к контакту крупнозернистой зоне (Mg# 76,4, Cr2O3 1,94 мас. %), видимо, содержат существенную примесь клинопироксена (Al2O3 8,2 мас. %, СаО 1,95 мас. %). Флогопит в келифите соответствует слюдам матрикса основной массы кимберлитов (рис. 5).
Содалит образует идиоморфные кристаллы с призматическим сечением (0,01—0,07 мм). Судя по его идиоморфизму относительно вкрапленников флогопита и микролитов слюды, он является наиболее ранним на этапе кристаллизации основной массы породы.
Томсонит определен в кристаллах, подобных по морфологии содалиту, и, видимо, замещает содалит.
Шпинель (пикотит) в крупнозернистой зоне по составу плавно изменяется от более глиноземистого и магнезиального в ее внутренней части (Mg# 58,5, Cr2O3 13,67 мас. %) до более железистого и хромистого во внешней (Mg# 50,6, Cr2O3 24,29 мас. %). В целом шпинель относится к низкохромистой группе (Cr/Cr + Al = 0,25— 0,43), что свойственно шпинелям келифитов в ассоциации с пироксенами и флогопитом [4].
СаО, % III ^^^^
II ***
°0 iiii г 1 1 1 1 Сгр3, %
5 Ю
Рис. 6. Состав граната
Квадраты — внутренняя часть мегакриста, показанного на рис. 3, кружочки — гранат из келифитовой оболочки. Поля состава граната из включений в алмазе: I — алмазоносных дунитов и гарцбургитов, II — лерцолитов, III — верлитов по В. С. Соболеву [26]
Отсутствие микрокристаллических выделений высокохромистых шпинелидов, наличие только низкохромистых разностей и разнообразных по составу титаномагнетитов отмечалось ранее, что указывает на относительно малоглубинный источник расплавов. Широкое развитие высокоглиноземистых хромшпинелидов, а также высокопримесных октаэдрических кристаллов перов-скита в основной массе породы свидетельствует о высокотемпературном характере кристаллизации этих минералов [25].
Перовскит в связующей массе по размеру кристаллов представлен двумя типами: мелким < 0,005 мм (в оранжеитах < 0,01 мм [35]) и относительно крупным — октаэдрические и кубоктаэдрические кристаллы размером 0,01— 0,02 мм [25]. В отличие от перовскита, из кимберлитов наблюдается повышенное содержание Се203 0,88 мас. % и SrO 2,6-3,3 мас. %.
Петрогеохимическая типизация кимберлитов.
Породы участка Сербеян недосыщены кремнеземом ^Ю2 36,75-38,3 мас. %), калиевые (К20/Ыа20 = 1,9-2,8), нормально-агпаитовые (К20 + №20/А1203 = 0,85), умеренно титанистые (ТЮ2 1,87-2,14 мас. %). По петрохимическим параметрам, они классифицированы как желе-зотитанистый высококалиевый (К20 > ТЮ2) тип кимберлитов [14]. В отличие от архетипических кимберлитов, они более обогащены SiO2, ТЮ2 и К2О, но характеризуются низким содержанием СО2, что более характерно для пород лампрои-тового семейства. По мнению И. В. Серова [25], повышенные содержания глинозема и кремнезема не позволяют отнести породы участка Сер-беян к клану кимберлитовых пород, и по этой причине он называет их кимберлитоподобны-ми ультрамафическими мелилит-флогопитовыми альнёитами.
Таблица 1
Средний химический состав минералов кимберлита (%) участка Сербеян
Компоненты
Минералы Мё/ Mg+Fe Сг/ С-Г+А1
810, ТЮ, АЬ03 Сг,03 БеО МпО мёо СаО N3,0 К,0 ВаО №0 мь,о5 Се,03 С1 Сумма
Оливин
макрокристы (7) 39,08 — — — 10,02 0,00 50,26 — — — — 0,52 — — — 99,87 79,56
края мелких зерен (2) 39,84 — — — 11,67 0,00 48,31 0,11 — — — — — — — 99,93 76,26
Флогопитовые фенокристы
центральная часть (5) 39,89 3,71 14,37 1,88 5,33 0,00 21,90 — 0,25 10,01 — — — — — 97,33 76,13 0,13
периферическая часть (6) 37,78 4,87 14,45 — 8,31 0,02 21,53 — 0,00 9,65 — — — 0,19 — 96,80 66,78
Флогопит в матриксе
центральные части (7) 38,64 4,58 12,35 0,00 11,32 0,04 20,22 — — 9,72 — — — — — 96,88 58,09
периферические части (7) 37,44 4,03 9,69 0,00 22,73 0,20 13,14 0,26 — 9,58 — — — — — 97,13 30,95
Флогопит в келифите (6) 38,65 0,75 17,43 3,73 4,56 — 21,60 — 0,31 10,13 97,15 78,63 0,20
Гранат
центральная часть (7) 41,59 0,44 19,51 4,34 7,26 0,12 21,40 4,95 — — — — — — — 99,60 69,56 0,22
гранат в келифите (2) 50,98 0,31 8,16 1,98 7,00 0,19 29,29 2,10 — — — — — — — 100,03 76,45 0,24
Шпинелиды в келифите
внутренняя часть келифи- 0,00 0,35 52,90 13,67 11,58 0,17 21,00 — — — — — — — — 99,68 58,45 0,25
та (2)
средняя часть (1) 0,00 0,00 46,61 20,98 13,40 0,00 19,56 — — — — — — — — 100,55 53,09 0,37
внешняя часть (4) 0,00 0,09 42,16 24,29 14,25 0,15 18,78 — — — — — — — — 99,72 50,56 0,43
Пироксены в келифите
мелкозернистая внут- 48,70 0,30 8,19 3,25 7,36 0,18 28,69 2,83 0,32 — — — — — — 99,81 75,16 0,34
ренняя часть келифита:
ядро (1)
мелкозернистая внутрен- 44,05 0,45 13,01 4,66 6,89 0,21 19,41 10,05 0,32 — — — — — — 99,05 68,62 0,32
няя часть келифита: ото-
рочка (1)
крупнозернистая внешняя 45,86 1,04 11,53 4,20 4,50 0,09 14,24 17,21 0,56 — — — — — — 99,23 71,07 0,32
часть келифита (3)
Диопсид (внешняя часть 52,80 0,00 3,83 1,19 3,15 0,00 16,45 19,94 0,82 — — — — — — 98,17 80,18 0,29
келифита) (1)
Матрикс
Содалит (2) 36,05 — 29,73 — 0,36 — 0,11 0,89 22,64 0,30 — — — — 5,9 96,16
Бронзит (1) 50,98 0,18 8,20 1,94 7,06 0,20 29,52 1,95 — — — — — — — 100,03 76,43 0,23
Игганомагнетит (7) — 12,15 4,64 0,73 74,29 0,32 6,84 — — — — — — — — 98,97 6,67 0,17
Перовскит (3) — 56,38 — — 2,85 — — 38,64 — — — — 0,47 0,88 — 99,22
Волластонит (6) 53,74 — — — 1,07 — — 44,46 — — — — — — — 99,28
П р и м е ч а н и е. В столбце «Минералы» в скобках указано количество измерений, использованных при подсчете средних концентраций. Прочерк — содержание ниже предела чувствительности.
Порсда-'лрнмытнвлы мал лнх Порода'хон^рнт
ЙкП^ГЬЙ ТГЙЬК ш{>№Рг 5 С ¿аНУгГЬЛЙ^ УЫи 1л С: К N>1 № 5« ЁЬ {М ТЬ [>у № Ё; Т)В УЬ
Рис. 7. Мультиэлементные диаграммы для кимберлитов куонамского комплекса
1 — кимберлиты участка Сербеян (три анализа); 2 — дайка Мачала; 3 — трубка Тылкачи; 4 — трубка Старая. Результаты анализов заимствованы из нашей работы [7]
Относительно повышенное содержание Na2O (1,15—1,66 мас. %) характерно для содалитсодер-жащих разностей кимберлитов и не мешает отнесению пород к кимберлитам [33]. Отмечается недостаточно высокая для кимберлитов магне-зиальность (Mg# 78,8—79,8), в результате породы участка Сербеян размещены между полями ким-берлитовой и камафугитовой серий на диаграмме Mg# — SiO2. На петрохимических диаграммах для разделения кимберлитов [12] SiO2/MgO — MgO / FeOt; (Al2O3 + Na2O + K2O) - MgO/FeOt; MgO/ FeOt - TiO2; MgO/FeOt - K20/Al203 породы участка Сербеян размещаются в поле кимпикри-тов. Значительная часть индикаторных отношений пород участка Сербеян (табл. 2) также ближе кимпикритам, но отношения Ce/Y, Ni/Co, Nb/Ta соответствуют кимберлитам, K20/Na20, Cr/V, Cr/Zr — альпикритам, а K2O/Ti, Ni/Ti и Ti/V — породам лампроит-оранжеитового семейства. Таким образом, геохимическая типизация пород участка Сербеян неоднозначна.
В отличие от слюдяных кимберлитов Куонам-ской зоны, при нормализации на состав примитивной мантии (рис. 7, а) в породах участка Сербеян более резко выражена положительная аномалия Ba (2440—2910 ppm), отсутствуют отрицательные аномалии Pb (17,1—20,6 и Sr 1370— 1881 ppm). Обогащенность Ba и Pb отличает лампроиты от кимберлитов [37]. Характерны высокое содержание РЗЭ (XREE = 476—490 ppm) и фракционированное распределение (La/Yb)N = = 47—70 (рис. 7, б), что указывает на присутствие граната в реститовой фазе.
Низкая величина отношения La/Nb = 0,63— 0,83 в породах участка Сербеян характерна для магматических источников в астеносферной мантии [34]. Изотопный состав Nd и Sr кимберлитов этого участка близок к составу примитивной мантии: (143Nd/144Nd)0 = 0,512332; eNd(0) = —0,4; (87Sr/86Sr)0 = 0,704409 [14], и в этом они подобны группе I кимберлитов, что подтверждается по индикаторным отношениям [31] Th/Nb = 0,07— 0,1 и La/Nb = 0,63—0,83. Однако по отношениям Ba/Nb = 12—17 и Ce/Pb = 10—12 они соответствуют кимберлитам группы II.
Обсуждение результатов. Кимберлиты — продукт гибридных и контаминированных магм, которые претерпели кристаллизацию в мантии до кристаллизации основной массы и мезоста-зиса. Поэтому гипабиссальные кимберлиты не являются представителями исходной первичной магмы [36] и обладают сложной и противоречивой классификацией [2; 5; 6; 11; 12; 20; 22; 35; 37]. В настоящее время популярна модель образования кимберлитов вследствие плавления мантийных перидотитов под воздействием глубинных флюидов легколетучих компонентов. Обычно выделяются два основных геохимических типа мантийного метасоматоза — карбонатито-вый и силикатный [24]. По результатам изучения неизмененных кимберлитов трубки Удачная — одного из главных месторождений алмазов Якутии — минералогия дочерних фаз из расплавных включений в минералах основной массы кимберлитов отражает обогащение примитивных ким-берлитовых расплавов карбонатным, хлоридным и натриевым компонентами [33]. Поэтому присутствие содалита в связующей массе кимберлита на участке Сербеян — важный признак обогащения расплава натрием и хлором, аналогично кимберлитам трубки Удачная.
В изученных породах макрокристы оливина и пиропа являются мантийной ликвидусной фазой высокого давления. Оливин не кристаллизуется в приповерхностных расплавах и поэтому редко обогащается железом [36]. Мелкие зерна более железистого оливина, содержащего Са, и деплетированные №, вероятно, кристаллизовались на глубине позже макрокристов из расплава, сформировавшего шток.
Крупные ксенокристы пиропа, возможно, унаследованы из мантийных гранатовых лерцоли-тов. Гранат в келифитовой короне формировался при взаимодействии фенокристов пиропа с ким-берлитовым расплавом, в результате которого гранат обеднен Са и Сг, но обогащен Si и Mg.
В породе отсутствует первичный флогопит гранатовых лерцолитов, который, как правило, низкоглиноземистый и содержит менее 1 мас. % ТЮ2 и Сг203 [32]. Наиболее низкотитанистым
Таблица 2
Химический состав и индикаторные отношения петрогенных компонентов (масс. %) и элементов примесей (г/т) в породах участка Сербеян в сравнении со средними характеристиками щелочно-ультрамафических пород кимберлит-карбонатитового и лампроитового семейств
Компо- Номера проб Компо- Номера проб Индика- Состав пород
нент 613 766 01-11* нент 613 766 01-11* торные отношения 1 2 3 4 5 6
Si02 37,60 38,30 36,75 Nb 143 170 200 MgO/FeOt 2,09-2,22 3,93 2,06 1,31 2,9 3,81
Ti02 2,06 1,87 2,14 Cs 1,0 1,04 1,0 Si02/Mg0 1,74-2,03 1,15 1,26 1,81 2,13 1,3
а120З 5,37 6,42 6,40 Ва 2440 2910 2505 k2o/ai2o3 0,50-0,57 0,18 0,32 0,43 1 1,04
FeOt 9,63 8,52 10,10 La 118 129 126 K20/Mg0 0,14-0,17 0,02 0,06 0,14 0,175 0,11
mno 0,21 0,19 0,21 Ce 211 210 218 K20/Ti02 1,48-1,73 0,44 0,43 0,66 1,06 2,82
MgO 21,40 18,90 21,11 pr 23,3 23 22,8 MgO/CaO 1,39-1,69 1,79 1,47 1,04 4,41 3,64
CaO 13,6 13,6 12,5 Nd 84,5 87,9 84,6 K20/Na20 1,95-2,89 4,82 7,68 2,06 14,31 17,76
Na20 1,48 1,66 1,15 Sm 13,3 13,1 13,6 Mg0/Ti02 9,66-10,39 19,5 7,2 4,79 7,12 25,38
K20 3,05 3,23 3,32 Eu 4,01 4,35 3,90 Ni/Ti 0,047-0,055 0,12 0,025 0,019 0,044 0,22
p205 1,04 1,01 1,18 Gd 10,4 11,2 11,0 Ni/V 3,16-4,08 11,1 2,93 3 11,2 15,3
П.П.П. 2,76 4,92 2,25 Tb 1,3 1,18 1,2 Cr/Ti 0,048-0,067 0,13 0,05 0,03 0,05 0,3
co2 н.о. н.о. 2,15 Dy 5,27 5,09 4,9 Cr/V 3,58-4,42 11,7 5,47 4,38 12,3 20,3
Сумма 99,2 99,6 99,6 Ho 0,9 0,88 0,8 Ti/V 66-74 90,2 116 154 255 67,5
V 187 189 173 Er 2,03 2,0 1,8 Rb/Sr 0,06-0,09 0,021 0,05 0,03 0,33 0,13
Cr 826 706 620 Tm 0,33 0,23 0,2 Zr/Nb 1,6-2,6 1,45 1,28 1,72 5,1 2,4
Co 62 54,9 68 Yb 1,69 1,4 01,2 Ce/Y 9,13-9,44 9,4 15 14,3 25,8 21,3
Ni 591 602 706 Lu 0,21 0,18 0,2 Sr/Ba 0,56-0,75 1,17 0,62 0,68 0,13 0,4
Cu 142 120 126 Hf 9,22 8,34 8,1 Ni/Co 9,46-10,38 11,8 5,1 4,1 12,9 16
Rb 126 103 121 Ta 6,84 8,64 8,4 Cr/Zr 1,88-2,21 5,7 3,4 1,84 0,99 7,4
Sr 1370 1660 1881 Pb 17,1 19,8 20,6 K/Rb 200-227 299 189 399 6,9 171,6
Y 23,1 20,9 23,1 Th 14,04 13,4 13,8 Cr/Nb 3,11-5,8 8,21 4,36 3,17 5,03 16,5
Zr 373 348 329 u 3,97 3,63 4,2 Nb/Ta 21-23,8 23,4 26,5 18 14,5
Примечание. 1 кимберлиты трубки Сербеян; 2—6 — типовые составы пород: 2 — кимберлиты; 3 — кимпикриты; 4 — альпикриты; 5 — оливиновые лампроиты; 6 — оранжеиты. Результаты анализа пробы 01-11* заимствованы из работы [15], н.о. — не определялось. Параметры индикаторных отношений для 2—6 по [2; 13; 20].
(ТЮ2 0,75 мас. %) является флогопит в келифи-товой короне, образующийся при взаимодействии расплава с ксенокристами пиропа, однако при этом он наиболее высокохромистый (Сг203 3,73 мас. %). Флогопит в центральных частях фенокристов, обогащенный Mg, Т и Сг, первоначально имел состав, подобный флогопиту минетт и альнёитов (рис. 5). Флогопит периферических частей фенокристов, а также в связующей массе, при высокой титанистости не содержит хрома. Обрастание фенокристов и кристаллизация флогопита в матриксе происходила при слабом снижении глиноземистости и увеличении известко-вистости и значительном увеличении железисто-сти, но при постоянно повышенной титанистости (ТЮ2 = 4,03—4,87 мас. %), подобно оранжеитовому тренду. Химический состав флогопитов подтверждает принадлежность изученных пород участка Сербеян к оранжеитам. Обрастание аннитом периферических частей вкрапленников флогопита в матриксе, вероятно, происходило в приповерхностных условиях. Интерпретация диаграмм (рис. 5) требует осторожности, поскольку, как показали исследования [6], состав слюд не может служить критерием классификации щелочно-уль-траосновых пород и разграничения кимберлитов, оранжеитов и лампроитов. Надежный критерий, позволяющий разделять щелочно-ультраосновные породы на кимберлиты типа I и II, — изотопно-геохимическая характеристика пород [6].
Отличительной особенностью минерального состава изученных кимберлитов является низкое содержание карбонатов, серпентина и монтичел-лита, обычных для основной массы кимберлитов, и присутствие раннего содалита и позднего волла-стонита в матриксе. В отличие от архетипических кимберлитов, для которых характерна дифференциация в сторону карбонатитовых расплавов, в изученных кимберлитах фракционирование карбонатов не проявлено. По причине низкого содержания воды в расплаве его эволюция идет в сторону обогащения К, А1, Si, при этом кальций связывается мелилитом, клинопироксеном, перовскитом, а его избыток — волластонитом.
Шпинель в келифитовой короне от центра к периферии обедняется А! и Mg, но обогащается Fe и Сг. Данные по составу шпинели указывают на восстановительные условия и обогащение остаточного расплава железом и титаном, накопление которых происходило в результате кристаллизации магнезиальных и алюмокальциевых силикатов в условиях низкого парциального давления [1]. Роль карбонатов определяется фуги-тивностью кислорода, которая, судя по составу шпинели, была низкая, вследствие чего не проявлена тенденция к накоплению карбонатов.
В качестве источника магмы участка Сербе-ян могут быть приняты метасоматизированные гранатовые лерцолиты (судя по составу пиропа на рис. 6) при очень низкой степени частичного плавления [31] в условиях воздействия метасоматического агента, богатого щелочными металлами, С1, С02. Формирование низководного
кимберлитового расплава при участии карбонат-но-хлоридных флюидов позволяет предполагать присутствие субдукционного компонента в виде карбонатных пород и эвапоритов в мантии под центральной частью Анабарского щита.
По эволюции состава флогопита вкрапленников можно предполагать, что родоначальная магма участка Сербеян могла иметь лампрои-товый состав, эволюция которой происходила по оранжеитовому тренду. В такой эволюции нет противоречия, поскольку существует точка зрения об отказе от использования термина «оранжеиты» с заменой его карбонатистыми оли-виновыми лампроитами, а для бескарбонатных разностей — лампроитами [37].
Выводы. Изученные кимберлиты поля Сербеян содержат оливин, не подвергшийся серпентини-зации, что указывает на низкое содержание Н20 в расплаве. В основной массе породы в небольшом количестве присутствует карбонат, а в составе наиболее ранней фазы кристаллизации установлен содалит — хлорсодержащий алюмосиликат натрия. Кимберлиты участка Сербеян прорывают гранулиты фундамента Сибирского кратона, что исключает взаимодействие с эвапоритами и карбонатными породами осадочного чехла. Поэтому в качестве метасоматического агента, вызывающего плавления мантии, есть основание рассматривать щелочно-карбонатно-хлоридный флюид. В качестве источника расплава кимберлитов Сербеян может быть принято плавление метасомати-зированных гранатовых лерцолитов при воздействии метасоматического агента, обогащенного щелочами, хлором и СО2. По эволюции состава флогопита можно полагать, что первоначальная магма участка Сербеян могла иметь лампрофиро-вый (лампроитовый?) состав, эволюция которой происходила по оранжеитовому тренду. В районе участка Сербеян, кроме изученного тела, могут присутствовать другие типы кимберлитов. В частности, об этом свидетельствует находка алмаза в устье р. Оюр-Юрях — левого притока р. Бол. Куонамка. Кроме того, в изученных породах участка Сербеян отсутствует высокохромистый пикроильменит, установленный в аллювии р. Сербеян, что указывает на возможность обнаружения в Верхнекуонамском кимберлитовом поле других алмазоносных щелочно-ультрамафи-товых тел с пикроильменитом. В любом случае следует иметь в виду, что карбонатно-хлоридные флюиды и расплавы, отщепленные в результате жидкостной несмесимости, являются решающим фактором образования алмазов [33].
Авторы выражают благодарность М. Н. Голо-бурдиной за проведение микрозондовых анализов и плодотворное обсуждение проблемных вопросов, позволившее значительно улучшить статью.
Работа выполнена по материалам составления Госгеолкарты РФ масштаба 1 : 1 000 000 третьего поколения листа R-49 — Оленёк.
1. Алтухова З. А., Зайцев А. И. Особенности вещественного состава и возраст кимберлитовых пород Дюкен-ского, Лучаканского и Ары-Мастахского полей Якутской провинции // Литосфера. — 2006. — № 2. — С. 34—64.
2. Белов С. В. Минерагения платформенного магматизма (траппы, карбонатиты, кимберлиты). — Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. - 537 с.
3. Брахфогель Ф. Ф., Зайцев А. И., Шамшина Э. А. Возраст магматитов — основа прогнозирования алмазонос-ности территорий // Отечественная геология. — 1997. — № 9. — С. 20—24.
4. Вишневский А. А., Колесник Ю. Н., Харькив А. Д. О генезисе келифитовых кайм на пиропах из кимберлитов // Минералогический журнал. — 1984. — Т 6, № 4. — С. 55—66.
5. Голобурдина М. Н. К вопросу о номенклатуре и классификации кимберлитов и лампроитов // Региональная геология и металлогения. — 2017. — № 72. — С. 55—64.
6. Голубева Ю. Ю., Цепин А. И. Уточнение критериев диагностики кимберлитов Якутии: петрохимия, минералогия // Доклады РАН. — 2004. — Т 397, № 3. — С. 385—390.
7. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист R-49 — Оленёк. Объясн. записка / Н. И. Гусев, М. Г. Пушкин, А. А. Круглова, Л. Ю. Сергеева и др. — СПб.: Карт-фабрика ВСЕГЕИ, 2016. — 448 с.
8. Граханов С. А. Перспективы коренной алмазонос-ности Анабарского кристаллического массива // Вестник Госкомгеологии: материалы по геологии и полезным ископаемым Республики Саха (Якутия). — 2001. — № 1. — С. 65—74.
9. Граханов С. А., Смелов А. П. Возраст прогнозируемых коренных источников алмазов на севере Якутии // Отечественная геология. — 2011. — № 5. — С. 56—63.
10. Злобин В. Л., Ильин М. И., Тислов Ю. С. Плати-ноносные минералы и алмазы из золотоносных россыпей Анабарского щита // Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века: Тезисы докладов. — СПб.: ВСЕГЕИ, 2001. —Т. II. — C. 297—259.
11. Карбонатиты и кимберлиты (взаимоотношения, минерагения, прогноз). — М.: НИА-Природа, 2005. — 540 с.
12. Кимберлиты и некимберлитовая алмазоносность изверженных и метаморфических пород: Методич. руководство. — М.: ГЕОКАРТ; ГЕОС, 2010. — 448 с.
13. Кинни П. Д. Определение U-Pb возрастов перов-скитов из якутских кимберлитов ионно-ионным масс-спектрометрическим (SHRIMP) методом / П. Д. Кинни, Б. Дж. Гриффин, Л. М. Хеамэн, Ф. Ф. Брахфогель, З. В. Специус // Геология и геофизика. — 1997. — Т. 38, № 1. — С. 91—99.
14. Костровицкий С. И. Изотопно-геохимическая систематика кимберлитов Сибирской платформы / C. И. Костровицкий, Т Морикио, И. В. Серов, Д. А. Яковлев, А. А. Амиржанов // Геология и геофизика. — 2007. — Т. 48, № 3. — С. 350—371.
15. Лелюх М. И., Стаднюк В. Д., Минченко Г. В. К вопросу о поисках коренных источников в северной части Якутской алмазоносной провинции // Геология, закономерности размещения, методы прогнозирования и поисков месторождений алмазов. — Мирный, 1998. — С. 264—266.
16. Мащак М. С., Сотникова Г. Г. Минерагеническое районирование и полезные ископаемые Анабарского щита и его склонов // Региональная геология и металлогения. — 2004. — № 22. — С. 89—103.
17. Межвилк А. А. Муна-Анабарский глубинный разлом на Сибирской платформе // Геотектоника. — 1979. — № 6. — С. 86—97.
18. Микрокристаллические оксиды из кимберлитов России / Гаранин В. К., Бовкун А. В., Гаранин К. В., Ротман А. Я., Серов И. В. — М.: ГЕОС, 2009. — 498 с.
19. Мингазов Д. Т, Голота Л. Е., Истомин В. А. Первые находки палеозойских кимберлитов в центральной части Анабарского щита // Докл. РАН. — 1996. — Т 347, № 1. — С. 72—76.
20. Милашев В. А. Петрохимия кимберлитов Якутии и факторы их алмазоносности. — Л.: Недра, 1991. — 204 с.
21. Молчанов А. В. Рудоносность Мальджарганско-го карбонатитового массива (Анабарский щит, Республика Саха — Якутия) / Д. К. Ходжаев, А. В. Молчанов, Н. Е. Морозова, И. В. Рыбаков, А. С. Ивановский // Региональная геология и металлогения. — 2007. — № 32. — С. 103—107.
22. Петрографический кодекс России: Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. 2-е изд. — СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. — 200 с.
23. Пономаренко А. И., Потуроев А. А. О включениях осадочных пород в брекчиях и туфолавах эруптивных аппаратов Анабарского щита // Геология, петрография и минералогия магматических образований северо-восточной части Сибирской платформы. — М.: Наука, 1970. — С. 64—67.
24. Похиленко Н. П. Взаимоотношения карбона-титового метасоматоза деплетированных перидотитов литосферной мантии с алмазообразованием и карбона-тит-кимберлитовым магматизмом / Н. П. Похиленко, А. М. Агашев, К. Д. Литасов, Л. Н. Похиленко // Геология и геофизика. — 2015. — Т 56, № 1—2. — С. 361—383.
25. Серов И.В. Минералогические и петролого-геохи-мические характеристики кимберлитовых и родственных им пород Якутской алмазоносной провинции: Автореф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. — M., 2002. — 32 с.
26. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. — Новосибирск: Наука, 1974. — 263 с.
27. Толстов А. В., Граханов С. А. Прогнозно-минераге-ническая оценка Анабарского поднятия // Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века: Тезисы докладов. — СПб.: ВСЕГЕИ, 2001. — Т. II. — С. 204—206.
28. Толстов А. В. Главные рудные формации севера Сибирской платформы. — М.: ИМГРЭ, 2006. — 212 с.
29. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов мира. — М.: Недра, 1998. — 555 с.
30. Agashev A. M. Metasomatism in lithospheric mantle roots: Constraints from whole-rock and mineral chemical composition of deformed peridotite xenoliths from kimberlite pipe Udachnaya / A. M. Agashev, D. A. Ionov, N. P. Pokhi-lenko, A. V. Golovin, Yu. Cherepanova, I. S. Sharygin // Lithos. — 2013. — Vol. 160. — Pp. 201—215. — doi: 10.1016/ j.lithos.2012.11.014.
31. Becker M., Le Roex A. P. Geochemistry of South African on- and off-craton group I and group II kimberlites: petrogenesis and source region evolution // Journal of petrology. — 2006. — Vol. 47. — Pp. 673—703. — doi: 10.1093/ petrology/egi089.
32. Carswell D. A. Primary and secondary phlogopites and clinopyroxenes in garnet lherzolite xenoliths // Physics and Chemistry of the Earth. — 1975. — Vol. 9. — Pp. 417—429. — doi: 10.1016/0079-1946(75)90031-2.
33. Kamenetsky V. S. Towards a new model for kimberlite petrogenesis: evidence from unaltered kimberlites and mantle minerals / V. S. Kamenetsky, A. V. Golovin, R. Maas, A. Giuliani, M. B. Kamenetsky, Y. Weiss // Earth-Science Reviews. — 2014. — Vol. 139. — Pp. 145—167.
34. Kay R. W., Mahlburg-Kay S. Delamination and delami-nation magmatism // Tectonophysics. — 1993. — Vol. 219. — Pp. 177—189.
35. Mitchel R. H. Kimberlites, orangites and related Rocks. — New York: Plenum Pres. 1995. — 410 p.
36. Mitchel R. H. Petrology of hypabyssal kimberlites: relevance to primary magma compositions // Journal of Volcanotogy and Geothermal Research. — 2008. — Vol. 174. — Pp. 1—8.
37. Pearson D. G., Woodhead J., Janney P. E. Kimberlites as geochemical probes of Earth's mantle // Elements. — 2019. — Vol. 15. - Pp. 387-392.
1. Altuhova Z. A., Zajcev A. I. Features of the material composition and age of kimberlite rocks of the Dyukensky, Luchakansky and Ary-Mastakhsky fields of the Yakutsk province. Litosfera. 2006. No. 2, pp. 34—64. (In Russian).
2. Belov S. V. Mineragenija platformennogo magmatizma (trappy, karbonatity, kimberlity) [Minerageny of platform mag-matism (traps, carbonatites, kimberlites]. Novosibirsk: Izd-vo SO RAN. 2008. 537 p.
3. Brahfogel' F. F., Zajcev A. I., Shamshina Je. A. Age of magmatites — the basis for predicting the diamond content of territories. Otechestvennaja geologija. 1997. No. 9, pp. 20—24. (In Russian).
4. Vishnevskij A. A., Kolesnik Ju. N., Har'kiv A. D. On the genesis of keliphite rims on kimberlite pyropes. Mine-ralogicheskij zhurnal. 1984. Vol. 6. No. 4, pp. 55—66. (In Russian).
5. Goloburdina M. N. On the nomenclature and classification of kimberlites and lamproites. Regional'naja geologija i metallogenija. 2017. No. 72, pp. 55—64. (In Russian).
6. Golubeva Ju. Ju., Cepin A. I. Specification of diagnostic criteria for kimberlites of Yakutia: petrochemistry, mineralogy. Doklady PAN. 2004. Vol. 397. No. 3, pp. 385-390. (In Russian).
7. Gosudarstvennaja geologicheskaja karta Rossijskoj Fe-deracii. Masshtab 1 : 1 000 000 (tret'e pokolenie). List R-49 -Olenjok. Objasn. zapiska [State geological map of the Russian Federation. Scale 1:1,000,000 (third generation). Sheet R-49 -Olenek. Explained note]. Eds.: N. I. Gusev, M. G. Pushkin, A. A. Kruglova, L. Ju. Sergeeva et al. St. Petersburg: Kartfabrika VSEGEI. 2016. 448 p.
8. Grahanov S. A. Prospects for the primary diamond content of the Anabar crystalline massif. Bulletin of the State Committee for Geology: materials on geology and minerals of the Republic of Sakha (Yakutia). 2001. No. 1, pp. 65-74. (In Russian).
9. Grahanov S. A., Smelov A. P. Vozrast prognoziruemyh korennyh istochnikov almazov na severe Jakutii. Otechestven-naja geologija. 2011. No. 5, pp. 56-63. (In Russian).
10. Zlobin V. L., Il'in M. I., Tislov Ju. S. Platinum-bearing minerals and diamonds from gold placers of the Anabar shield. Geological survey and mineral resources base of Russia on the threshold of the 21st century: St. Petersburg: VSEGEI. 2001. Vol. II, pp. 297-259. (In Russian).
11. Karbonatity i kimberlity (vzaimootnoshenija, minera-genija, prognoz) [Carbonatites and kimberlites (relationships, mineralogy, prognosis)]. Moscow: NIA-Priroda. 2005. 540 p.
12. Kimberlity i nekimberlitovaja almazonosnost' izver-zhennyh i metamorficheskih porod: Metodicheskoe rukovod-stvo [Kimberlites and non-kimberlite diamondiferous igneous and metamorphic rocks: a Methodological guide]. Moscow: GEOKART; GEOS. 2010. 448 p.
13. Kinni P. D., Griffin B. Dzh., Heamjen L. M. et al. Determination of U-Pb ages of perovskites from Yakut kimberlites by the ion-ion mass spectrometric (SHRIMP) method. Geologija i geofizika. 1997. Vol. 38, No. 1, pp. 91-99. (In Russian).
14. Kostrovickij S. I., Morikio T., Serov I. V. et al. Isotope-geochemical systematics of kimberlites of the Siberian platform. Geologija i geofizika. 2007. Vol. 48. No. 3, pp. 350-371. (In Russian).
15. Leljuh M. I., Stadnjuk V. D., Minchenko G. V. On the question of the search for indigenous sources in the northern part of the Yakutsk diamondiferous province. Geology, patterns of distribution, methods for forecasting and searches for diamond deposits. Mirnyj. 1998. Pp. 264-266. (In Russian).
16. Mashhak M. S., Sotnikova G. G. Mineralization zoning and minerals of the Anabar Shield and its slopes. Regional'naja geologija i metallogenija. 2004. No. 22, pp. 89-103. (In Russian).
17. Mezhvilk A. A. Muna-Anabar deep fault on the Siberian platform. Geotektonika. 1979. No. 6, pp. 86—97. (In Russian).
18. Garanin V. K., Bovkun A. V., Rotman A. Ja., Serov I. V. Mikrokristallicheskie oksidy iz kimberlitov Rossii [Microcrys-talline oxides from kimberlites of Russia]. Moscow: GEOS. 2009. 498 p.
19. Mingazov D. T, Golota L. E., Istomin V. A. The first finds of Paleozoic kimberlites in the central part of the Anabar Shield. Doklady RAN. 1996. Vol. 347, No. 1, pp. 72-76. (In Russian).
20. Milashev V. A. Petrohimija kimberlitov Jakutii i faktory ih almazonosnosti [Petrochemistry of kimberlites of Yakutia and factors of their diamond content]. Leningrad: Nedra. 1991. 204 p.
21. Molchanov A. V., Hodzhaev D. K., Morozova N. E., Rybakov I. V., Ivanovskij A. S. Ore bearing of the Maljar-gan carbonatite massif (Anabar Shield, Republic of Sakha — Yakutia). Regional'naja geologija i metallogenija. 2007. No. 32, pp. 103—107. (In Russian).
22. Petrograficheskij kodeks Rossii: Magmaticheskie, meta-morficheskie, metasomaticheskie, impaktnye obrazovanija. 2-e izd. [The Petrographic Code of Russia: Magmatic, metamor-phic, metasomatic, impact formations. 2nd ed.]. St. Petersburg: VSEGEI. 2008. 200 p.
23. Ponomarenko A. I., Poturoev A. A. On inclusions of sedimentary rocks in breccias and tuffolavas of eruptive apparatuses of the Anabar Shield. Geology, petrography and mineralogy of magmatic formations of the northeastern part of the Siberian Platform. Moscow: Nauka. 1970. Pp. 64—67. (In Russian).
24. Pohilenko N. P., Agashev A. M., Litasov K. D., Po-hilenko L. N. Relations between carbonatite metasomatism of depleted peridotites of the lithospheric mantle with diamond formation and carbonatite-kimberlite magmatism. Geologija i geofizika. 2015. Vol. 56. No. 1—2, pp. 361—383. (In Russian).
25. Serov I. V. Mineralogical and petrological and geochemical characteristics of kimberlite and related rocks of the Yakut diamondiferous province: Abstract. diss. ... cand. geol.-mineral. sciences. Moscow. 2002. 32 p. (In Russian).
26. Sobolev N. V. Glubinnye vkljuchenija v kimberlitah i problema sostava verhnej mantii [Deep inclusions in kimberlites and the problem of the composition of the upper mantle]. Novosibirsk: Nauka. 1974. 263 p.
27. Tolstov A. V., Grahanov S. A. Forecast-mineralogenetic assessment of the Anabar Uplift. Geological Survey and Mineral Resources Base of Russia on the Threshold of the 21st Century: Abstracts. St. Petersburg: VSEGEI. 2001. Vol. II, pp. 204—206. (In Russian).
28. Tolstov A. V. Glavnye rudnye formacii severa Sibirskoj platformy [The main ore formations of the north of the Siberian Platform]. Moscow: IMGRE. 2006. 212 p.
29. Har'kiv A. D., Zinchuk N. N., Krjuchkov A. I. Koren-nye mestorozhdenija almazov mira [Root deposits of world diamonds]. Moscow: Nedra. 1998. 555 p.
30. Agashev, A. M., Ionov, D. A., Pokhilenko, N. P. et al. 2013: Metasomatism in lithospheric mantle roots: Constraints from whole-rock and mineral chemical composition of deformed peridotite xenoliths from kimberlite pipe Udachnaya. Lithos. 160. 201—215. (In Russian).
31. Becker, M., Le Roex, A. P. 2006: Geochemistry of South African on- and off-craton group I and group II kimberlites: petrogenesis and source region evolution. Journal of petrology. 47. 673—703.
32. Carswell, D. A. 1975: Primary and secondary phlogo-pites and clinopyroxenes in garnet lherzolite xenoliths. Physics and Chemistry of the Earth. 9. 417—429.
33. Kamenetsky, V. S., Golovin, A. V., Maas, R., Giuliani, A., Kamenetsky, M. B., Weiss, Y 2014: Towards a new model for kimberlite petrogenesis: evidence from unaltered kimberlites and mantle minerals. Earth-Science Reviews. 139. 145—167.
34. Kay, R. W., Kay, S. M. 1993: Delamination and delami-nation magmatism. Tectonophysics. 219. 177—189.
35. Mitchel, R. H. 1995: Kimberlites, orangites and related Rocks. New York: Plenum Pres. 410.
36. Mitchel, R. H. 2008: Petrology of hypabyssal kimber- 37. Pearson, D. G., Woodhead, J., Janney, P. E. 2019:
lites: relevance to primary magma compositions. Journal of Kimberlites as geochemical probes of Earth's mantle. Elements.
Volcanology and Geothermal Research. 174. 1—8. 15. 387—392.
Гусев Николай Иванович — зав. отделом, ВСЕГЕИ ^ <mkolay_gusev@vsegei.ru>
Антонов Антон Владимирович — зав. сектором, ЦИИ ВСЕГЕИ1. <Anton_Antonov@vsegei.ru>
Gusev Nikolay Ivanovich — Head of Department, VSEGEI1. <nikolay_gusev@vsegei.ru> Antonov Anton Vladimirovich — Head of Department, VSEGEI1. <Anton_Antonov@vsegei.ru>
1 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, 199106, Россия.
A. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI). 74 Sredny Prospect, St. Petersburg, 199106, Russia.
