МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АЛМАЗОНОСНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ БУЛКУРСКОЙ АНТИКЛИНАЛИ, РЕСПУБЛИКА САХА (ЯКУТИЯ) Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

УДК 553.81:552:549(571.56)

С. А. Граханов (ПАО «АЛМАР-Алмазы Арктики», Институт Карпинского),

М. Н. Голобурдина (Институт Карпинского), А. С. Иванов (Санкт-Петербургский горный

университет), И. В. Ащепков (ИГМ СО РАН, ГИ СО РАН)

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АЛМАЗОНОСНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ БУЛКУРСКОЙ АНТИКЛИНАЛИ,

РЕСПУБЛИКА САХА (ЯКУТИЯ)

Приведены результаты минералого-петрографических исследований алмазоносных позднетриасовых туфов, туфогравелитов и туфопесчаников булкурской пачки, различающихся по количеству вулканогенного материала на туфы, орто- и паратуффиты. Туфы сформированы в результате фреатомагматических извержений в карнийское время в Приморской зоне глубинных разломов. Туфы и ортотуффиты содержат ураганные концентрации пиропов с незначительным количеством алмазоносных дунит-гарцбур-гитовых парагенезисов и высоким содержанием алмазоносных эклогитов. Впервые представлены сведения о келифитовых каймах МИК и широко проявленной гипергенной минерализации в породах. Наличие значительного количества мегакристаллов граната позволяет предполагать возможность находок крупных кристаллов алмазов, что положительно отразится на стоимости сырья.

Ключевые слова: алмаз, месторождение, россыпь, триас, север Восточно-Сибирской платформы.

S. A. Grakhanov (PJSC «ALMAR-Arctic Diamonds», Karpinsky Institute),

M. N. Goloburdina (Karpinsky Institute), A. S. Ivanov (St. Petersburg Mining University),

I. V. Aschepkov (IGM SB RAS, GI SB RAS)

MINERALOGICAL AND PETROGRAPHIC CHARACTERISTICS OF THE DIAMOND-BEARING FORMATIONS OF THE BULKUR ANTICLINE,

REPUBLIC OF SAKHA (YAKUTIA)

The article shows the results of mineralogical and petrographic studies of diamond-bearing Late Triassic tuffs, tuff gritstones, and tuff sandstones of the Bulkur member, differing in the amount of volcanogenic material into tuffs, ortho- and paratuffites. The tuffs were formed as a result of phreatomagmatic eruptions during the Carnian in the Primorsky deep faults zone. Tuffs and orthotuffites contain outstanding pyrope concentrations with a small amount of diamond-bearing dunite-harzburgite parageneses and a high content of diamond-bearing eclogites. For the first time, information about the MIC kelyphitic rims and widespread hypergene mineralization in the rocks is given. The presence of a considerable number of garnet megacrystals suggests the possible discovery of large diamond crystals, which will have a positive effect on the raw materials cost.

Keywords: diamond, deposit, placer, Triassic, north of the East Siberian Platform.

Для цитирования: Минералого-петрографическая характеристика алмазоносных образований булкурской антиклинали, Республика Саха (Якутия) / С. А. Граханов, М. Н. Голобурдина, А. С. Иванов, И. В. Ащепков // Региональная геология и металлогения. - 2024. - № 98. - С. 41-63.

Введение. На северо-востоке Сибирской платформы наиболее выдержанным продуктивным древним коллектором алмазов является осадоч-но-вулканогенное основание карнийского яруса, прослеживаемое от Западного Верхоянья до Ана-барской губы и выделенное в булкурскую пачку [14]. Максимальные концентрации алмазов в бул-курской пачке были выявлены на левом берегу устьевого отрезка р. Лена на западном склоне Булкурской антиклинали (рис. 1).

Ранее изучение продуктивного пласта на западном склоне Булкурской антиклинали базировалось только на одном естественном обнажении - в долине р. Булкур, на единственной буро-

вой линии, пройденной ОАО «Нижне-Ленское» и на канавах, пройденных НПО «Аэрогеология, ОАО «Нижне-Ленское» и «Арктической горной компанией», в которых вскрывалось только основание булкурской пачки. По этим данным были изучены петрографо-минералогический состав пород, типо-морфные особенности минералов-индикаторов кимберлитов (МИК) и алмазов, химический состав МИК и содержание пиропов алмазной ассоциации. Определен возраст кимберлитовых цирконов в продуктивной пачке, изотопный состав углерода и состав пленок на алмазах [10; 11; 13; 14; 19; 20; 23; 25; 28]. Авторы в своих исследованиях по-разному определяли тип пород и коренные

© Граханов С. А., Голобурдина М. Н., Иванов А. С., Ащепков И. В., 2024

1 2

3

4

5

6

7

8

9

10 11 12

13

14

Рис. 1. Положение объекта исследования: А - схема региональных структур. Б - космоснимок района дельты р. Лена. В -геологическая схема западного крыла Булкурской антиклинали

1 - квартер; 2 - меловая система, нижний отдел: песчаники, алевролиты; 3 - юрская система, верхний отдел: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 4 - юрская система, средний отдел: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 5 - юрская система, нижний отдел: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 6 - триасовая система, верхний отдел: ксенотуфобрекчии, ортотуффиты, паратуффиты, органогенные алев-ропесчаники и аргиллиты, алевропесчаники, аргиллиты; 7 - триасовая система, средний отдел: песчаники, алевролиты; 8 - триасовая система, нижний отдел: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 9 - пермская система нерасчлененная: песчаники, алевролиты, аргиллиты; 10 - кембрийская система, верхний отдел: доломиты; 11 - площадь работ ООО «Арктической горной компании» в 2016-2024 гг.; 12 -буровые линии; 13 - канавы; 14 - находки алмазов в канавах, шт.

источники алмазов: туфогравелиты, туфопесчани-ки, туфы-туффиты кимберлитов или лампроитов [6; 10; 14; 19]; переотложенные продукты кимберлитов из кор выветривания [2].

Результаты геолого-петрографических исследований алмазоносных пород булкурской пачки показывают, что их образование связано главным образом с фреатомагматической деятельностью. Данные породы по своему химическому составу [10] не похожи на известные коренные месторождения алмазов, возможно, мы имеем дело с новым типом алмазоносных пород, назовем их (условно) «булкуриты». Учитывая небольшую долю ильменита и высокий процент титанистых шпинели-

дов, источники ближе к слюдистым кимберлитам -оранжеитам, но полное замещение силикатных минералов и обломков пород не позволяют сделать однозначный вывод. Минеральный состав тяжелой фракции туфогенных пород уникален по широкому спектру цветовых разновидностей пиропов и их ураганному содержанию.

Осадочно-вулканогенные породы булкурской пачки отличаются высокой алмазоносностью, где впервые определены алмазы V+VII разновидностей (по Ю. Л. Орлову, 1984) [16]. Предполагается, что формирование россыпей с едиными типомор-фными особенностями алмазов на большой территории северо-востока Сибирской платформы

обусловлено тем, что эксплозии алмазоносных туфов охватывали значительные площади в поз-днеладинское и раннекарнийское время, а затем кратерные фации перерабатывались и перемещались в рэтскую и плинсбахскую трансгрессии. Фактически максимальное развитие раннеюрской трансгрессии фиксируется областью распространения экзотических алмазов V+VII разновидностей [9; 12].

Возраст коренных источников алмазов, исследуемых пирокластических образований может характеризоваться кимберлитовыми цирконами средне-позднетриасового тектоно-магматиче-ского этапа, уверенно прослеживающихся в более молодых мезозойских и кайнозойских промышленных россыпях, где отсутствуют средне-поздне-палеозойские спектры цирконов, типичные для коренных месторождений алмазов центральной части Якутии [11]. Любопытно, что возраст андезитов и риолит-дацитов, гальки которых типичны для туфоконгломератов булкурской пачки, тоже триасовый [13].

В настоящее время на западном склоне Бул-курской антиклинали поисково-оценочные работы проводит ООО «Арктическая горная компания» (дочернее предприятие ПАО «АЛМАР - алмазы Арктики») (рис. 1). В данный период вдоль контакта пород карния и ладина на расстоянии 22 км пробурено более 800 скважин по сети (20-400800) х (10-20-40) м, описано 8200 пог. м керна, отобраны и изучены 942 керновые минералогические пробы, изучено 400 шлифов, сделано 1508 микрозондовых анализов. Часть этих результатов использована в данной работе.

Петрографическая характеристика. Ранее предшественниками петрографические и аналитические исследования проводились по туфам или туффитам основания карнийского яруса в единственном коренном обнажении на р. Бул-кур или в единичных канавах лишь на контакте с породами ладина. В настоящее время, в связи с осуществляемыми поисково-оценочными работами ООО «АГК» появилась уникальная возможность изучить весь разрез продуктивных пород булкурской пачки основания карнийского яруса по пробуренным скважинам (рис. 1, В).

Для комплексного петрографо-минералогичес-кого изучения на расстоянии 10 км по простиранию булкурской пачки были выбраны пять разрезов алмазоносных пород: буровая линия 8, скв. 7; находящаяся в 6,6 км южнее линия 74, скв. 3; в 1,6 км южнее линия 90, скв. 2; и скважины 1 и 3 линии 106, расположенные в 1,6 км южнее (рис. 1, В).

По данным бурения установлено, что алмазоносные породы булкурской пачки основания кар-нийского яруса залегают на кварцевых континентальных песчаниках ладинского яруса. Они перекрываются алевролитами или аргиллитами органогенными в подошве, являющимися основанием трансгрессивной пачки осипайской свиты карний-ского яруса. В подстилающих песчаниках ладинского яруса установлены вертикальные трещины

и пустоты, заполненные туфовым материалом, по составу не отличающимся от присутствующего в туфогенных породах продуктивной пачки. По данным изученных скважин, мощность булкурской пачки варьирует от 0,2 м (л-8, скв. 7) до 7,6 м (л-90, скв. 2).

При петрографических исследованиях алмазоносные осадочно-вулканогенные породы на основе классификации [3] были объединены в туфы (пиро-кластики 90-100%), ортотуффиты (пирокластики 5090%), паратуффиты (пирокластики 10-50%) [6].

По изученным разрезам ксенотуфы, туфокон-гломераты и лапиллиевые туфы залегают как в основании булкурской пачки, так и в ее средней части. Характерна резкая фациальная изменчивость (рис. 2). Тонкие линзы (1-2 см) туфов и туффитов встречаются по всему разрезу вул-каногенно-осадочных пород вплоть до «ракушня-ков». Ксенотуфы, реже туфоконгломераты, сла-болитифицированные, прослоями плотные буровато-коричневые средне-крупногалечные, с илли-товым и шамозитовым гравием. Среди округлой гальки (ксенокластов) преобладают кислые и средние породы. В разрезе встречаются вулканические бомбы и миндалины, выполненные кальцитом до 2 см [14]. Визуально фиксируются нео-катанные пиропы с каймами и примазками. Связующая масса неравномерно карбонатизирована, слой пронизан тонкими жилами кальцита, часто встречается галька (ксенокласты) в кальцитовой рубашке.

Ксенотуфы фациально замещаются или (чаще всего) верхнюю часть разреза слагают черные блестящие и темно-серые мелколапиллиевые туфы с лапиллями черного шамозита и мелкими округлыми зернами иллита. В породе фиксируются уплощенные ксенолитокласты песчаников и алевролитов, реже долеритов, кислых и средних эффузивов. Порода карбонатизирована и пронизана жилами белого кальцита. Верхний и нижний контакты нечеткие. Иногда на границе ксенотуфов и лапиллиевых туфов встречаются линзы и прослои темно-серых мелкозернистых толстоплитчатых туфоалевроли-тов мощностью 0,1-0,2 м. Туфоалевролиты очень плотные с ровными поверхностями напластования, с четкими нижним и верхним контактами.

Мощность туфогенных пород в изученных разрезах варьирует от 0,1 до 0,4 м, хотя в расположенном недалеко от линии 90, шурфе 94/95 мощность лапиллиевых туфов и ксенотуфов достигает 2,8 м.

Туфогравелиты довольно распространены в разрезах булкурской пачки. При петрографических исследованиях установленная в них примесь вулканогенного материала обычно превышает 50% и по этому критерию они относятся к ортотуффитам. Это породы коричневато-зеленовато-серые, серые с мелкими лапиллями, которые образуют тонкие линзы или неравномерно рассеяны по слою. Порода насыщена углефицированным растительным детритом и может быть интенсивно кальцитизиро-ванной. Мощность в изученных разрезах достигает 2,6 м.

Рис. 2. Разрезы вулканогенно-обломочных пород булкурской пачки основания карнийского яруса

1 - коллювиальные и делювиальные образования; 2 - «ракушняки» с тонкими линзами и прослоями органногенного алевропесчаника и аргиллитов; 3 - линзы тонко- и мелкообломочных туффитов/туфов; 4 - туфо(?)-алевропесчаники; 5 - ксенотуфы, лапиллиевые туфы; 6 - паратуффиты; 7 - ортотуффиты; 8 - песчаники ладинского горизонта; 9 - интервал кернового опробования, содержание пиропов, кар/т; 10 - находки алмазов, шт.

Туфопесчаники содержат вулканогенный материал менее 50%, поэтому они отнесены к паратуф-фитам [3] (рис. 2). Это зеленовато-серые, серые породы среднеслоистые с углистым детритом и невыдержанными прослоями темно-буровато-серых (туфо?)-алевроаргиллитов. Мощность - до 4,1 м (л-90, скв. 2, рис. 2).

В кровле булкурской пачки залегает слой туфо-алевропесчаников зеленовато-серых мелкозернистых тонкослоистых биотурбированных с тонкими прослоями темно-серых аргиллитов. Иногда присутствуют прослои туфогравелитов или грубозернистых песчаников. Мощность - 1,2-2,5 м.

Перекрывают булкурскую пачку темно-серые алевролиты и аргиллиты, в основании с многочисленной фауной двустворок (кардинии?).

Таким образом, булкурская пачка объединяет группу вулканогенно-осадочных пород чрезвычайно изменчивых по количеству и составу пирокла-стического материала. Те же гравелиты или песчаники могут содержат большую или меньшую долю вулканогенного материала, что напрямую влияет на алмазоносность пород. Ниже приведена детальная петрографическая характеристика туфов и ортотуффитов (рис. 2, 3), как наиболее перспективных пород на промышленную алмазо-носность. Другие породы булкурской пачки - паратуффиты и туфоалевропесчаники по составу вулканогенного материала практически подобны им и охарактеризованы ранее [6].

Ксенотуфы буровато-серые (проба 90/2/5,76,0 м), бежево-серые (проба 106/3/19,35-19,51 м) крупно-среднеобломочные кристалло-литокласти-ческие породы, образованные круглыми, овальными, уплощенно-овальными литокластами размером от 1 мм до 5 х 5 см (рис. 3, а, б). Превалирующие крупнопсефитовые и псефитовые литокласты

имеют светло-кремово-серые и бежево-серые цвета. Кирпично-бурые и темно-буровато-серые цвета свойственны уплощенно-овальным и линзовид-ным обломкам тонкообломочных туфов и туфо-алевроаргиллитов с темно-серой каймой мощностью 1-3 мм. Связующая масса зеленовато-серая хлоритовая либо светло-кремовая карбонатная. Различие ксенотуфов в цвете обусловлено разным составом, относительно светлый бежево-серый цвет определен большей примесью ксеноген-ного осадочного материала алевропесчаной размерности и преобладанием карбоната в связующей массе. Интенсивные преобразования, выраженные в глинизации, приводят к кирпично-рыже-ватому цвету и рыхлому состоянию пород (л-8, скв. 7, глуб. 3,8-4,0 м).

Микроскопически ксенотуфобрекчии содержат овальные, округлые и угловатые измененные литокласты (~80%) и кристаллокласты кварца, полевых шпатов, чешуи гидратированной темной слюды и мусковита, псевдоморфозы по оливину(?), хлоритизированные биокласты и углефицирован-ный растительный детрит, заключенные в основную массу, выполненную хлоритом, гидрослюдой и анальцим-альбит-кальцитовым агрегатом.

Преобладающие литокласты имеют апогиали-новую и апокриптокристаллическую структуры, массивную текстуру, сложены оливковым хлоритом, бежево-оливковым хлорит-гидрослюдистым агрегатом с микровкраплениями рудного минерала. Округлым литокластам типично концентрически-зональное строение, обусловленное закономерным распределением рудных минералов. В породе распространены бежево-коричневые и буровато-коричневые литокласты, в разной степени пропитанные пылеватым агрегатом лейкоксе-на и/или гидроокислов железа, подчеркивающим

Рис. 3. Образцы и микрофотографии ксенотуфов

а - л-90 скв. 2, глуб. 5,8 м; б - л-106 скв. 3, глуб. 19,45 м) и ортотуффитов (в - л-106 скв. 1, глуб. 3,3 м).

Lk - литокласты; р - долерит преобразованный; Q - кварц; Сгер - хромшпинелид; Ru - рутил; Ру - пироп; Sm - связующая масса

порфировые и кристаллокластические структуры, брекчиевые и автолитовые текстуры, насыщенные мелкими лейкоксенизированными железо-титанистыми минеральными фазами и рутилом. Породы характерной округлой пирокластикой с автолитовой текстурой ядерного и безядерного строения и их обломки имеют зональное строение, отраженное в разной степени лейкоксенизирован-ными кольцевыми зонами насыщенных коричневого и бурового цветов. В центральной части авто-лита могут присутствовать обломки кварца, преобразованные железисто-магнезиальные силикаты. В ядре автолита порой наблюдается округлое включение мелкопорфировой нацело хлоритизи-рованной породы, тонко матированной лейкоксе-ном с многочисленными мелкими рудными минералами и ядерными автолитовыми включениями. По контуру данного автолита развита многослойная бурая оболочка, нарушенная радиальными трещинами, заполненными светло-зеленым хлоритом. Различные проявления такой трещинова-тости в автолитах (а в большинстве случаев она отсутствует) могут указывать на разные, вероятно, быстро меняющиеся условия формирования самой автолитовой породы. Рассмотренные лито-класты в различных количествах иногда содержат мелко-среднеобломочные осадочные зерна.

В меньшем объеме в ксенотуфах присутствуют овальные и угловатые обломки мелко- и сред-некристаллических долеритов с офитовой структурой, замещенных хлоритом и хлорит-гидрослюдистым агрегатом, иногда до такой степени, что едва заметны контуры псевдоморфоз. Встречаются округлые обломки базальтов с апоинтерсертальной структурой, угловатые обломки порфировых и афи-ровых андезитов с пилотакситовой и микролитовой основной массой, овальные обломки трахитов порфировых и афировых, и слюдитов. В редких случаях среди относительно крупных обломков распознаются полнокристаллические породы с реликтовой панидиоморфной структурой, прослеживаемой по тройным сочленениям изометричных хлоритовых псевдоморфоз по оливину(?) и наблюдаемыми в интерстициях преобразованными изоме-тричными рудными минералами (хромшпинелид?), свидетельствующими об отношении этой породы к дунитам либо перидотитам.

Распространенные в породе буровато-кирпичные литокласты интенсивно преобразованы и, судя по реликтам обломков, могут соответствовать средне-мелкообломочным туффитам (туфам?) лито-кристаллокластическим с типичной темно-серой тонкой хлоритовой оболочкой. Породы сложены преобладающими округлыми и оскольчатыми обломками пород (хлоритизированных, неравномерно лейкоксенизированных, порой с автолитовой текстурой), псевдоморфозами по железисто-магнезиальным силикатам, оскольчатыми и угловатыми зернами кварца и плагиоклаза (~30%), гидратированными чешуями слюды, углефициро-ванным растительным детритом (рис. 3, б), заключенными в хлорит, хлорит-гидрослюдистую основную массу (35%) с превалирующим развитием

красно-бурых субидиоморфных гидроокислов железа. В связи с последним обстоятельством рудные и акцессорные минералы в данной разновидности пород трудно определимы.

Связующая масса рассматриваемых ксентуфов имеет неоднородное строение, в основном полностью сложена хлоритом, гидрослюдой, кальцитом в ассоциации с анальцимом или альбитом. Акцессорные минералы ксенотуфов - циркон, хромшпинелид, пироп, лейкоксенизированные анатаз и рутил, турмалин.

Ортотуффиты бежево-серые, серовато-желтые мелко-среднеобломочные породы с кристал-ло-литокластической структурой и слоистой текстурой, образованы хаотично распределенными включениями и обломками пирокластики (70-75%), зернами осадочного материала (25-30%). Слоистость пород подчеркнута маломощными линзами/ прослоями с обломочным материалом размером менее 1 мм (рис. 3, в).

Пирокластический материал сложен преимущественно овальными, округлыми, изометрично-угловатыми обломками пород с преобладающим размером 0,15 х 0,15 - 0,4 х 0,9 мм, полностью замещенными тонкочешуйчатым хлоритом и хлорит-гидрослюдистым агрегатом. По реликтовым структурно-текстурным особенностям выделяются породы с гиалиновой, гиалопилитовой, криптокри-сталлической, порфировой и микролитовой структурами и с однородно-массивной, флюидальной, автолитовой и концентрически-зональной текстурами, определенными благодаря разной степени концентрации пылеватого лейкоксена, мелких кристаллов лейкоксенизированных железо-титанистых или титанистых минералов (ильменит?, рутил), а также дифференцированному соотношению хлорита и гидрослюды. Особенности их строения и соотношения подобны приведенным для литокласт из ксенотуфобрекчий. Границы подобных литокласт могут быть неопределенными и теряться в осадочном материале в виде проникновения расплава по границам и трещинам зерен, представляя собой связующую массу со струйчатой, струйчато-флюидальной и флюидальной текстурами. В охарактеризованные выше литокласты могу быть включены зерна осадочного материала в разных количествах (от единичных до 90%), что указывает на внедрение расплава в слабо лити-фицированный осадок.

В небольшом количестве (7-10%) в породе встречаются овальные и угловатые обломки хлоритизированных долеритов с реликтовой офитовой структурой, угловатые обломки афировых и порфировых трахитов с трахитоидной текстурой, угловатые и округлые обломки андезибазаль-тов с плагиофировой структурой и пилотакситовой основной массой, гиалопилитовых и порфировых андезитов, порфировых и афировых дацитов с микрофельзитовой основной массой, оскольча-тые и угловатые обломки риолитов с микрофель-зит-вариолитовой и вариолитовой структурами, овальные обломки (порода/минерал?), образованные пачками гидрослюды.

Осадочный материал представлен оскольчаты-ми, округлыми, овальными, интенсивно трещиноватыми, раздробленными на микроблоки обломками преобладающего кварца, в меньшей степени плагиоклаза, калиево-натриевого полевого шпата, что повсеместно отмечается на глубине 13,75 м в скв. 3 линии 74. В ортотуффитах на глубине 3,33,4 м в скв. 1 линии 106 преобладают оскольча-тые и угловатые обломки с зазубринами по контуру, нередко имеющие рогульчатые и треугольные срезы, и для них типичны сравнительно более редкие трещины, и только около 5% подобных зерен характеризуется интенсивной раздробленностью. Неопределенное положение между осадочным и пирокластическим материалом занимают распространенные в породе в разной степени преобразованные чешуи темной слюды и нацело измененные железисто-магнезиальные силикаты, присутствующие в виде отдельных индивидов, что характерно для осадочных пород, но которые также могут высвобождаться при дроблении присутствующей пирокластики. В породе встречаются чешуи мусковита, биокласты и обломки углефицированной растительности. Размер приведенных минералов варьирует от 0,03 х 0,03 до 0,6 х 1,2 мм.

По морфологическим особенностям и характеру преобразования минералов можно отметить: кварцу характерны деформационные элементы угасания, плагиоклаз раздроблен преимущественно вдоль плоскостей полисинтетических двойников. Слюда в основном гидратирована либо частично или полностью хлоритизирована, в том числе деформирована и расщеплена, нередки бурые чешуи слюды, выполненные гидроокислами железа и лейкоксеном. Отмечаемые в породе овальные, реже округлые с ровным контуром псевдоморфозы белесо-зеленоватого железисто-магнезиального и светло-оливкового более железистого тонкочешуйчатого хлорита (иногда с примесью гидрослюды) могут относиться к оливину размером 0,07 х 0,15 - 0,4 х 0,9 мм. В псевдоморфозах порой прослеживается тонкий рудный агрегат в виде равномерного, точечного или линейного распределения. Псевдоморфозам типичны хаотично проявленные по контуру радиальные трещины, выполненные более железистым хлоритом. Зачастую наблюдаемая тонкая оболочка вокруг относительно мелких псевдоморфоз, замещенная железистым хлоритом (порой с примесью гидрослюды либо лейкок-сена) может свидетельствовать об их принадлежности к пирокластическому материалу. К подобным псевдоморфозам по оливину можно отнести схожие по структурно-вещественным и морфологическим особенностям индивиды, представляющие собой обломки с зазубренным контуром и частично сохранившейся округлой гранью.

Цемент в ортотуффитах различный и имеет характер соприкосновения или порово-пленоч-ный, образованный гидрослюдой, хлоритом и хлорит-гидрослюдистым агрегатом (л-74/3/13,75 м) и может быть в сочетании с цементом типа поро-вый с альбит-анальцим-карбонатным составом (л-106/1/3,3-3,4 м).

Акцессорные минералы - ксеноморфный циркон, осколки турмалина, слабо плеохроирующе-го в светло-кремово-оливковых оттенках, частично лейкоксенизированный титанит. Гранат присутствует в виде каплевидных трещиноватых зерен размером 0,3 х 0,3 - 0,6 х 0,6 мм и отдельных осколков размером 0,07 х 0,07 - 0,25 х 0,3 мм.

Наиболее распространенными рудными минералами являются рутил в виде красновато-бурых и анатаз в виде желтовато-бурых обломков призматического, овального и сглаженного облика, в разной степени лейкоксенизированных, размером от 0,03 х 0,03 до 0,15 х 0,15 мм. В большинстве случаев мелкие призматические кристаллы анатаза маркируют контур угловатых псевдоморфоз с карбонатом и в виде сплошного агрегата -зоны роста и трещиноватость, также образует кристаллические скопления в цементе в ассоциации с кальцитом. Встречаются обломки хромшпинели-да от 0,07 х 0,07 до 0,3 х 0,3 мм, просвечивающие коричневато-бурым цветом с тонкой обогащенной железом каймой.

Минералогическая характеристика. В составе легкой и тяжелой фракций пород булкур-ской пачки (туфов, пара- и ортотуффитов) наиболее распространенным минералом является хлорит, его доля (по отдельным пробам) достигает 90-99%. Минеральный состав туфогенно-оса-дочных изменчив. Даже в пределах одной буровой линии, но в разных скважинах, содержание хлорита может резко падать, замещаясь лимонитом (по линии 114 - 72%), пиритом (по линии 93, скв. 3, проба 1 до 72%), лейкоксеном (линия 76 - 46%), и, реже, сидеритом (линия 114, скв. 5, проба 5-8%), магнетитом (линия 114 - до 4%). Для туфов характерно повышенное содержание титановых минералов - рутила, анатаза и лейкоксена. Так, по линии 76 содержание титановых минералов достигает 53% (лейкоксен 46% + рутил 4% + + анатаз 3%). По Булкурской антиклинали ярким признаком неперемещенных и не переотложенных туфогенных пород является то, что в породах минимальна примесь кварца и максимальные концентрации гидрослюды (иллита) и хлорита. Для туфов типично наличие большого количества минеральных сростков (шурф 94/95: лейкоксен + шамозит 12%, лейкоксен + рутил 0,8%) и лапиллей шамозита и иллита.

Ранее в канаве БГ1/ХГ56 описаны вертикальные трещины в подстилающих туфы ладинских песчаниках [14], которые заполнены вулканогенным материалом. Они по минералогическому, петрографическому составам и алмазоносности идентичны туфам основания булкурской пачки. В настоящее время вертикальные подводящие трещины, заполненные туфами, описаны (по данным бурения) на более глубоких горизонтах ладина (линия 112, скв. 6, рис. 1). Тяжелую фракцию данных образований слагают (%): пирит (53), лейкоксен (38), хлорит (4), пироп (3) и хромшпинелид (2).

В разрезе туфов довольно часто встречаются линзы мелкозернистых, очень плотных туфо-

алевропесчаников. Тяжелая фракция данных образований практически на 100% сложена хлоритом, а в легкой (в отличие от туфов) значительная доля кварца - 16%. Породы содержат пиропы 12,5 кар/т, что свидетельствует об их потенциальной алмазоносности.

В кровле булкурской пачки описан выдержанный пласт зеленовато-серых туфо(?)алевропес-чаников. Он фиксируется практически во всех разрезах, даже на участках, где подстилающие туфогенные образования отсутствуют. Иногда в этом слое наблюдаются тонкие линзы туф-фитов, которые выделяются желтовато-коричневым цветом. Минеральный состав «чистых» без туфовых линз туфоалевропесчаников представлен: сидеритом (74%), хлоритом (20%) и пиритом (6%), легкая фракция в существенной доле содержит кварц - 16%. В породе встречаются единичные зерна пиропов. Внутри данного слоя были опробованы линзы туффитов желтого цвета, обусловленного повышенным содержанием лимонита (50%) и с сохранившейся высокой долей сидерита (47%). В меньшем количестве присутствуют хлорит, магнетит и лейкоксен. В легкой фракции доминирует кварц (85%), что свидетельствует о переотложении данного материала, и гипс (5%). Слой содержит значительные концентрации минералов-индикаторов кимберлитов: хромшпинелид -334 зн., пироп - 195 зн., пикроильменит - 83 зн.

В тяжелой фракции органогенных алевропес-чаников и аргиллитов (ракушняков), которые перекрывают продуктивную булкурскую пачку, доля

хлорита составляет 84%, пирита - 11%, содержание альмандина, сидерита и лейкоксена редко превышает первые проценты. В легкой фракции «ракушняков» преобладают гипс (34%), кварц (30%), карбонаты (20-30%), меньшую долю составляют полевые шпаты (4,0%) и обломки пород. В целом «ракушняки» по разрезу характеризуются крайне невыдержанным составом, например, в ближайшей линии 93 в скв. 3, им типична иная минералогическая ассоциация - хлорит (3,3%) -лимонит (3,3%) - сидеритовая (83,5%) с примесью лейкоксена и пирита.

Любопытный набор новообразованных минералов туфогенных пород отмечен на западном склоне Булкурской антиклинали. Было замечено, что в течение 1 месяца отвалы шурфов, вскрывающих туфы, покрываются белым кристаллическим агрегатом (рис. 4).

Рентгенофазовым и рентгеноспектральным методами определен эпсомитовый состав преобладающей фазы минерального агрегата (табл. 1 и 2).

Эпсомит (MgSO4*7H2O) является ценнейшим минералом, широко используемым в медицине, сельском хозяйстве и легкой промышленности.

Минеральный состав тяжелой фракции туфо-генных пород основания булкурской пачки является уникальным по содержанию и широкому спектру цветовых разновидностей пиропов, в подчиненном количестве встречаются хромшпинелид, значительно реже пикроильменит. В составе тяжелой фракции туфов доминируют минералы-инди-

Рис. 4. Обломки туфогенных пород (шурф 94/95, глубина 1,3-2,1 м) с белым мелкокристаллическим агрегатом (а) и BSE-изо-бражение белого агрегата (б). Составы № 1 и 2 приведены в табл. 2

Таблица 1

Результаты количественного рентгенофазового анализа

Минерал Содержание, %

Эпсомит М^04*7Н20 84 ± 5

Арагонит СаС03 10 ± 4

Барит BaS04 3 ± 2

Коньяит Na2 Мд^04)2*5Н20 «2

Пловейит Na12 Мд7^04)13*15Н20 «1

Примечание. Составы получены на рентгеновском дифрак-тометре ДРОН-6, аналитик В. Ф. Сапега, Институт Карпинского.

каторы кимберлитов (МИК), зачастую их содержание превышает половину веса. В тяжелой фракции необычно высока доля рутила, анатаза и лей-коксена, количество которых имеет прямую корреляционную связь с концентрациями пиропов и алмазоносностью образований.

Максимальные концентрации пиропов отмечаются в туфах и ортотуффитах Булкурской антиклинали (табл. 3, рис. 2).

Концентрация пиропов булкурской пачки превышает таковые коренных месторождений алмазов Якутии (табл. 4).

Пироп встречается в тяжелой фракции туфов во всех классах крупности, повышенное количество характерно для класса -1 + 0,5 мм и -0,5 + 0,25 мм, такое распределение типично и для кимберлитов. Он представлен преимущественно обломками и осколками трещиноватых зерен с поверхностями протосколов, на которых, порой, отмечается тончайший микрорельеф магматического растворения. Следов гипергенных преобразований (кубоидного и дислокационного типов растворения) на поверхности зерен пиропа не наблюдается.

От линии 4 до линии 74 ореолы пироповые, практически мономинеральные, где максимальные содержания пиропа достигают 3,4 тыс. кар/т по линии 40 (рис. 1). От линии 76 до 116 содержание пиропа ниже: 100-700 кар/т, с предельными значениями до 2,8 тыс. кар/т по линии 84. С этого интервала возрастает доля хромшпинелида, который составляет 1009 зн. или 39 кар/т по линии 93

и 2548 зн. или 71 кар/т на линии 108, но обычно его доля невелика и не превышает 50-70 знаков на керновую пробу. Пикроильменит в этом интервале линий отсутствует или его концентрации редко достигают 50-70 зн. Аномальное содержание пикроильменита составило 145 зн. или 0,1 кар/т на 114 линии. Если содержание пиропов в пределах одной линии относительно выдержано, то распределение пикроильменита и хромшпинелида крайне неравномерно и на участках с их максимальным содержанием по соседним скважинам могут фиксироваться лишь единичные знаки. Типомоф-ные особенности хромшпинелидов и пикроиль-менита Булкурской антиклинали освящены ранее [10; 14; 20; 25; 28; 29].

Пиропы в туфах на участке Булкур в интервале изученных линий (рис. 1) не изношены, для них характерен пирамидально-черепитчатый тип коррозии и встречаются зерна с келифитовыми каймами (рис. 5, а).

Исследованный оранжевый малохромистый пироп имеет келифитовую кайму, образованную фукситом (Сг2Оз 1,4-2,7%), редкими зернами рутила и хлоритом с варьирующим содержанием железа (<30%), (табл. 5). По трещинкам в кели-фитовой кайме развивается натровый железистый ярозит. Редко встречаемые пикроильмениты могут быть с келифитовой каймой, состоящей из рутила и хлорита (рис. 5, б, табл. 5).

По петрографо-аналитическим данным установлено, что хромшпинелидам вне зависимости от размера и морфологии зерен характерна тонкая кайма, обогащенная железом (рис. 5, в, табл. 5), иногда с примесью ZnO (0,44%), свидетельствующей наравне с повышенным содержанием окисно-го железа об относительно высоком уровне фуги-тивности кислорода в расплаве. Однако тонкие каймы (первые микроны) отражают быстрый подъем расплава к поверхности и, следовательно, возможную высокую потенциальную алмазоносность коренного источника.

Таким образом, можно сделать вывод, что присутствие в туфах МИК с келифитовыми каймами указывает на первичный характер образований и близость алмазоносного коренного источника.

Кроме пиропов, хромшпинелидов и пикроильме-нитов, среди глубинного (мантийного) материала в туфах северного фланга Булкурской антиклинали

Таблица 2

Состав белого микрокристаллического сульфатного агрегата

№ п/п Si02 А12О3 Fe0 Мп0 Ыэ20 К20 Мд0 Са0 S0з Си0 Сумма

1* 1,41 0,63 0,13 0,92 9,32 0,18 6,58 0,55 29,63 0,66 50,01

2 0,66 0,13 2,45 0,22 13,84 38,81 0,84 56,95

Примечание. Составы получены на рентгенспектральном микроанализаторе VEGA-3, "Tescan", аналитик Е. Л. Грузова, Институт Карпинского; * валовый состав микрокристаллического агрегата.

сл о

Таблица 3

Распределение и типоморфные особенности пиропов туфогенно-осадочных пород северного фланга Булкурской антиклинали в интервале буровых линий

Номер линий Номер скважины Глубина, м Наименование пород Вес пробы, кг Количество пиропов, шт Содержание, кар/т Классы износа Пирамидально-черепитчатая коррозия Другие минералы

+1 мм -1 мм Всего 1-Й М1-1У

8 7 3,8-4,0 Туфы 2,0 16 961 977 1696 Нет данных

74 3 13,4-14,8 Ортотуффиты 5,9 1 352 353 106 - - 353 х = 76

90 2 5,7-6,0 Туфы 3,9 8 431 439 409 11 428 х = 22

106 1 3,9-4,0 Ортотуффиты 0,7 40 65 105 1826 Нет данных а = 1

106 3 19,3-19,5 Туфы 3,2 53 530 583 967 Нет данных а = 1

Примечание. Другие минералы-индикаторы кимберлитов: х - хромшпинелид, а - алмаз.

Таблица 4

Весовая доля минералов-индикаторов кимберлитов (МИК) в кимберлитах Якутии и в осадочно-вулканогенных породах карнийского яруса Булкурской антиклинали

Породы, номер линии, номер пробы Среднее содержание основных МИК, вес. % тяжелой фракции Соотношение пироп/пикроильменит

Всего в том числе

пироп пикроильменит хромшпинелиды

Туфы, 8, 871 4,84 4,84 0,00 0,00

Туфы, 40, 407л4 33,98 32,9 0,68 0,40 48,4

Ортотуффиты, 74, 7432 3,54 3,10 0,00 0,44

Туфы, 90, 9021 2,23 2,13 0,00 0,10

Ортотуффиты, 93, 9342 6,68 5,48 0,02 1,18 274

Ортотуффиты, 106, 1061 0,69 0,69 0,00 0,00

Туфы, 106, 1063 1,43 1,43 0,00 0,00

Ортотуффиты, 108, 108104 7,58 5,64 0,02 1,92 282

Туфы, 114, 11413 8,1 5,48 2,61 0,01 2,1

Коренные месторождения алмазов Якутии *

Мир 1,91 0,67 1,21 0,03 0,55

Интернациональная 0,31 0,28 0,01 0,02 28,0

Айхал 0,02 0,01 0,00 0,006 3,0

Юбилейная 0,15 0,1 0,05 2,0

Удачная 0,37 0,04 0,28 0,001

Сытыканская 1,80 0,15 1,65 р.з. 0,09

Нюрбинская 0,051 0,045 - 0,006 >100

-о

ф

ш

(г X

ш X п

ф §

о

2 ф

ч ш

а о

п

ф

■г.

ю

<е

СО й о

м ■р»

* по данным [Антипин, 1998].

Рис. 5. BSE - изображения пиропа (а), пикроильменита (б) и хромшпинелида (в) с келифитовыми каймами в туфах участка Булкур. Нумерация соответствует номерам анализов в табл. 5

обнаружено небольшое (5 мм) округлое включение эклогита, состоящее из желто-оранжевого граната, полностью замещенного ярко-зеленым хлоритом омфацита.

Микрозондовые исследования пиропов булкурской пачки. Среди пиропов булкурской пачки присутствуют зерна всех цветовых разно-

видностей, значительна доля оранжевых знаков. Максимальное содержание оранжевых пиропов отмечено в туфах западного склона Булкурской антиклинали (рис. 6).

Из разных алмазоносных пород булкурской пачки по четырем буровым линиям (рис. 1) и пяти скважинам, в которых изучались петрографический и минералогический составы пород, были

Таблица 5

Составы пиропа, пикроильменита и хромшпинелида с келифитовыми каймами из туфов участка Булкур

Пироп

Номер анализа 1 2 3 4 5 6 7 8

Минерал Пироп Рутил Фуксит Пироп Фуксит

SiO2 41,44 41,55 41,61 - 48,63 51,29 41,16 48,71

TiO2 0,83 0,88 0,90 100,48 - - 0,87 -

AI2O3 21,80 21,63 21,86 - 32,04 31,05 22,16 30,93

СГ2О3 1,40 1,71 1,46 - 1,45 1,62 1,49 2,73

FeO* 7,37 7,53 7,78 - 2,41 2,73 7,90 1,40

MgO 21,04 21,78 21,58 - 1,23 1,82 21,41 1,19

CaO 4,87 4,63 4,79 - 0,56 - 4,59 0,43

K2O - - - - 7,49 7,48 - 9,65

Сумма 98,75 99,71 99,98 100,48 93,81 95,99 99,58 95,04

Пикроильменит

Номер анализа 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Минерал Пикроильменит Рутил Пикроильменит Хлорит Рутил Пикроильменит

SiO2 - - - - - 24,39 22,27 - -

TiO2 50,48 98,42 100,22 98,42 50,23 1,07 1,33 97,01 50,31

AI2O3 0,87 - - - 0,93 17,61 17,59 0,93 0,83

Окончание табл. 5

Пикроильменит

Номер анализа 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Минерал Пикроильменит Рутил Пикроильменит Хлорит Рутил Пикроильменит

СГ2О3 - 0,61 - - 0,69 1,55 2,19 0,64 -

РеО* 40,34 - - 40,01 38,03 38,26 0,53 39,34

МдО 8,19 - - 7,98 3,68 3,32 - 8,59

V2O5 - - - 1,43 - 1,36 1,73 1,57 -

Сумма 99,88 99,03 100,22 99,85 99,84 87,69 86,69 100,68 99,07

Хромшпинелид

Номер анализа 1 2 3 4

SiO2 - - - 2,18

ТЮ2 - 8,48 9,35 7,26

АЬОз 24,79 9,05 9,07 9,73

СГ2О3 42,99 30,47 29,54 24,42

РеО* 15,05 39,5 39,48 42,83

МпО - - - 0,53

МдО 13,29 4,66 5,42 2,8

СаО - - - 0,72

V2O5 - - 0,27 -

ZnO - - - 0,44

Сумма 96,12 92,16 93,13 90,91

Примечание. Номера анализов соответствуют приведенным на рис. 5. * - суммарное железо представлено в виде FeO. Анализы пиропа и пикроильменита выполнены в ИЗК СО РАН, г. Иркутск, аналитик канд. геол.-минерал. наук К. Н. Егоров; анализы хромшпинелида получены в Институте Карпинского, рентгенспектральный микроанализатор VEGA-3, 'Tescan", аналитик Е. Л. Грузова.

отобраны пять представительных коллекций пиропов (табл. 6) и изучен их состав.

Основная часть пиропов пяти коллекций из продуктивных отложений Булкурской антиклинали имеет ультраосновной парагенезис с преобладающим лерцолитовым составом (рис. 7). Отчетливо прослеживаются низкие содержания верлитово-го и алмазоносного дунит-гарцбургитового пара-генезисов и значительная доля гранатов Э-типа (табл. 6, рис. 7). Подобное распределение является характерным для алмазоносных кимберлитов мира, например, для алмазоносных кимберлитов тр. Орапа в Юж. Африке [44] и Накынского поля в ЯАП [5; 15]. Содержание гранатов алмазной дунит-гарцбургитовой ассоциации варьирует от 0 до 1,4% и в среднем на выборку зерен составляет 0,5%. Основная часть пиропов ультраосновного парагенезиса относится к хромистым с высоким процентом титанистых составов (рис. 7, 8).

Рис. 6. Пиропы из туфогенных пород западного склона Булкурской антиклинали

Изученные коллекции пиропов

Таблица 6

№ п/п Линия/ Скважина Проба Интервал, м Вес, кг Количество зерен Доля Д-Г типа, % Доля гранатов Э-типа, % Доля гранатов Э-типа А/В/С, %*

1 8/7 Туфы 3,8-4,0 2 307 0,3 6,8 33/62/4,5

2 74/3 Орто-туффиты 13,4-14,8 2,5 295 0,7 9,5 21/68/10,7

3 90/2 Туфы 5,7-6,0 3,9 310 0,3 9,6 23/70/6,6

4 106/1 Орто-туффиты 3,3-3,5 2,5 285 1,4 6,7 47,3/42,2/10,5

5 106/3 Туфы 19,3-19,5 3,2 309 0 7,8 17/58/25

Итого: 1506 0,5 8 28,3/60/11,5

* % от объема эклогитовых гранатов: А - мантийные, В - коллизионные и С - субдукционные генезисы; аналитические данные получены в ЦАЛ Вилюйской ГРЭ ПАО.

Кластерные группы (КГ) составов пиропов были выделены по [39] и приведены в сравнении на бинарных пузырьковых диаграммах по МдО/ (MgO+FeO) - МпО и ТЮ2 (масс.%) с трехразмерным диаметром фигуративных точек анализов (пузырька) по содержанию Ыа20 (масс.%) (рис. 8).

Наибольший диаметр (более 3 мм) соответствует низкохромистым пиропам с содержанием окиси натрия >0,07%. Такие пиропы встречаются в виде включений и сростков с алмазами [4]. По оси X на верхних и нижних диаграммах отображаются тренды четырех основных парагенезисов по [39]: магнезиально-железистых эклогитов с преобладающим миналом альмандина - а1тап-dine (05); железисто-магнезиальных эклогитов -ес1од^еэ, выделяющихся повышением магния (03); вебстеритов - websterites (01, 02); перидотитов - peridotites (09, 010, 011, 012). Пиропы пяти коллекций имеют схожие распределения по КГ и по содержанию МпО, ТЮ2 и Ыа20, свидетельствующие об их едином источнике и немного отличаются от КГ пиропов из кимберлитов тр. Боту-обинская (Накынское поле) значительно большей долей гранатов из магнезиально-железистых и железисто-магнезиальных эклогитов (05 и 03), вебстеритов (02) и перидотитов (011) (рис. 9).

Рассматривая приведенные КГ исследованных пиропов с указанием процента встречаемости составов пиропов из алмазоносных кимберлитов, можно отметить следующее. Группа G1 - 3,33% зерен с включениями в алмазах (МдО 20%; ТЮ2 ~0,58%; Сг203 1,34%). Группа G2 в 2009 г. была обнаружена в виде включений в крупных алмазах слабоалмазоносного кимберлита тр. Корове в Ботсване [42]. Группа G3 распространена в алмазоносных кимберлитах в 46,15% зерен. К группам 01 и 02 относятся зерна с наиболее высокими содержаниями FeO (16,49%), СаО (6,5%) и характерными пониженными концентрациями МдО (13,35%), ТЮ2 и Сг203. Группа G4 определена в кимберлитах с алмазами в 77,78% зерен [39] с типичными повышенными содержаниями FeO (17,9%) и ТЮ2 (0,90%). Группа G5 относится к альмандинам

и встречается в кимберлитах с алмазами в 6,25% зерен, обладающих высоким содержанием FeO (~28,3%). Группа G6 - в кимберлитах с алмазами 44,0% [39]. Средние содержания СаО составляют (14,87%), а FeO (10,77%), МдО (10,38%). G7 и G8 в булкурских пробах не обнаружены. Группа G9 (5,17%) в кимберлитах с алмазами. Гранаты данной группы обеднены по содержанию титана, также характеризуются пониженными содержаниями СаО (5,17%), средние содержания Сг203 достигают 3,5%. Группа G10 (41,56%) характерна для высокоалмазоносных кимберлитов. Гранаты данной группы выделяются пурпурным или пурпурно-красным цветом с высоким содержанием МдО (23,2%), повышенным количеством Сг203 (7,7%) и исключительно низкими значениями СаО (2,13%). Группа G11 (6,67%) в кимберлитах с алмазами [33]. Средние содержания МдО (15,6%),

О 2 4 6 8 10 12 14

ТЮ2, мае. %

Рис. 7. Соотношение содержания Сг203 и СаО в пиропах из пяти проб туфогенных пород карнийского яруса

Парагенезисы пиропов: D-H - дунит-гарцбургитовый, L - лерцо-литовый, W - верлитовый, по [26]

Ol ■р»

■о

CD

[IT

Гистограммы кластерных групп (%) по J.B. Dawson, W.E. Stephans

25 % 36,6

0% Л-106, Л-90, Л-8, Л-106, Л-74, скв. 3 скв. 2 скв. 1 скв. 1 скв. 3

MgO/(MgO+FeO) 0 Л-8, СКВ. 7, П = 307

5 "у

О

« в*

Almandine Eclogites Websterites Peridotites

« Ol • 2 о 3 J4 v>5 о 6 87 OS ' 9 «10 Oil о 12

0,1 0,3 0,5 0,7

Dawson CG

il

J—^—

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

MgO/(MgO+FeO) J|_74 СКВ. 3, П=295

Almandine Eclogites We sterites Peridotites

С Ol «2 OB О 4 О 5 Об О 7 О 8 О 9 «10 о 11 «12

0,1 0,3 0,5 0,7

1,8 1,2 0,6 0,0

О

9

Dawson CG

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

MgO/(MgO+FeO) Л-90, С|<в 2 П = 312

0,7 |

О

и " а о • » ^ «„

о О ® a "

O^NajO

_ш

Almandine Eclogites Wetsterites Peridotites

0 Ol • 2 ОЗ О 4 О 5 об в 7 О 8 09 «10 Oil »12

0,1 0,3 0,5 0,7

MgO/(MgO+FeO) Л-106, СКВ. 1, П=285

0=Na2O

0,7 |

О

0,5

д

a о > О о £>„

Almandine Eclogites Wet sterites Peridotites

0 Ol «2 « 3 о 4 о 5 об О 7 О 8 09 О 10 О 11 «12

0,1 0,3 0,5 0,7

MgO/(MgO+FeO)

Л-106, СКВ. 3, п=309

0,7 | О"

• * » ' о

в & О

0=Na,O

"V

0.3

о 4»

О

Peridotites

Almandine Eclogites Websterites

« ol »2 о 3 о 4 о 5 об о 7 о8 о9 »10 он »12

0,1 0,3 0,5 0,7

1,8 1,2 0,6 0,0

Dawson CG

9 в

4 5 6 7 8 9 10 11 12

Dawson CG

1 2 3 4 5 6 7

ti........И

9 10 11 12

Рис. 8. Гистограммы (%) кластерных групп (а) и бинарные пузырьковые диаграммы МдО/(МдО+РеО) - МпО и ТЮ2 - КГ для пиропов пяти коллекций (б-е). п - количество зерен; диаметр пузырька коррелирует с содержанием №20, масс.%

Рис. 9. Бинарные пузырьковые диаграммы MgO/(MgO+FeO) - МпО и ТЮ2 - КГ для составов пиропов туфогенных пород района Булкур и кимберлитов тр. Ботуобинская

наряду с высокими содержаниями CaO (10,3%); Cr2O3 (9,5%) и TiO2 (0,51%) (верлиты). Группа G12 (3,85%) в кимберлитах с алмазами. FeO, MgO и CaO характеристики данной группы схожи с группой 11, наряду с этим данная группа характеризуется пониженными содержаниями TiO2 (0,18%), а Cr2O3 - очень высокими (15,9%) [39].

Составы пиропов перидотитовых парагенези-сов участка Булкур наиболее близки к составам пиропов из алмазоносных кимберлитов тр. Заполярная Верхне-Мунского кимберлитового поля (рис. 10). Установленный весомый процент пиропов алмазоносных железисто-магнезиальных эклогитов (G3) в булкурской пачке сопоставим с распространенностью данного пиропа в кимберлитах Накынского поля - тр. Ботубинская. Среди экло-гитовых пиропов булкурской пачки значительный процент зерен с повышенным оксидом марганца (более 0,5%) может свидетельствовать о высокой алмазоносности коренного источника [27; 28].

Доля эклогитовых гранатов, выделенная на основе классификации [54] с Cr2O3 <1%, в каждой пробе не превышает 10% (6,7-9,6%). Доля гранатов групп А, В и С подобна определенным в алмазоносных кимберлитах тр. Майская [5], в основном с доминирующими гранатами гр. В и наименьшим количеством гранатов гр. С (табл. 6, рис. 11, а). Особенностью составов исследованных эклогитовых гранатов является Mg# > 35 (рис. 11, б). Характерная для них примесь MnO преимущественно находится в пределах 0,25-0,5 масс.%, что типично для гранатов алмазоносного эклоги-тового парагенезиса из кимберлитов известных регионов мира. Выявленные относительно повышенные количества MnO от 0,5 до 0,87 масс.% в 10-14% зерен, а в одной пробе 43% (Л-8/7) являются редкостью для включений эклогитовых гранатов в алмазах и свойственны таковым включенным в алмазы из россыпей северо-востока Сибирской

платформы с содержанием от 0,50 до 6,87 масс.% [27; 28]. Количество катионов Al и Si, зависимое от давления, для превалирующих зерен, находится в пределах 6-7 GPa типичных для гранатов, включенных в алмазы (рис. 11, в). По соотношениям Ca-Mg#, Na2O - TiO2 и CaO - 100*Mg/ (Mg+Fe+2tot+Ca+Mn) гранаты соответствуют алмазоносному парагенезису (рис. 11, г-е). Нахождение части составов гранатов в координатах CaO -100*Mg/(Mg+Fe+2tot+Ca+Mn) в поле вебстеритов может свидетельствовать об их отношении к алмазоносному вебстеритовому парагенезису.

Термобарометрия гранатов основания кар-нийского яруса Булкурской антиклинали. Диаграмма PTXFO2 построена по коллекции 1506 анализов зерен гранатов из алмазоносных вулканогенных карнийских образований Булкурской антиклинали (табл. 6). Кроме того, были использованы опубликованные анализы по включениям в алмазы [58]. Для оценок температур и давления и FO2 реализован комплекс методов опубликованных раннее [32-34] (рис. 12).

На РТ диаграмме представлена адвективная (с привносом тепла за счет миграции расплавов) гранатовая геотерма, которая имеет изгиб ~6,0 гПа на уровне внедрения кимберлитовых расплавов, а разогрев проявлен до 4,5 гПа и выше. На диаграмме P-Fe# пироповый тренд имеет перегиб в верней части с увеличением Fe#, что типично для включений большинства триасовых кимберлитов [32]. Эклогитовый тренд также дает увеличение Fe# при снижении давления от 8 до 3 гПа, что типично [35] для всех местонахождений алмазов. Эклогиты по минералогии отвечают A (Mg тип)-B (MORB тип) и, редко, С (высокие Fe-Ca-Al) типам. Это отличает данный объект от включений в алмазы Эбеляха [35], где доля эклогитов C очень высока. Клинопироксены эклогитов, включенных

Рис. 10. Соотношение парагенезисов пиропов в алмазоносных кимберлитовых телах Восточно-Сибирской кимберлитовой провинции и туфогенных породах Булкурской антиклинали

в алмазы (ВА), содержат хром, что поддерживает гипотезу гибридизации перидотитов и эклоги-тов, сопровождающее плавление последних [35]. В нашей работе граница алмазной фации определяется не по ранней версии [45], а в более поздней работе [38], соответственно, она расположена несколько выше, и отвечает полю, определенному для ВА, а в алмазное поле попадает до 70% всех ксенокристов, что доказывает высокую алмазоносность объекта. Наша диаграмма близка к построенной ранее для пиропов из карнийского коллектора [35] по аналитическим данным А. П. Смелова и существенно отличается от представленной в работе [56], где большинство РТ определений для пиропов попадает вне алмазную фацию. Данный факт можно объяснить тем, что в работе [56] использована термобаро-метрия [53], которая всегда существенно занижает давление. Кроме того, нами проанализирована более представительная коллекция из 1506 гранатов в интервале буровых линий 8-106, где ранее, на том же участке, А. П. Смеловым и С. А. Гра-хановым в 2011 г. из канавы БГ1 (рис. 1, В) была собрана коллекция пиропов, проанализированная в работе [35].

В настоящее время потенциальная алмазо-носность кимберлитов, лампроитов и россыпей в основном оценивается по диаграммам Н. В. Соболева для пиропов [26], хромитов, реже ильменитов [57]. Другие силикаты, такие как орто- и клинопи-роксены применяются гораздо реже, потому что они неустойчивы и не сохраняются в современных и палеороссыпях. Несмотря на то, что хромистость

пиропов и хромитов является функцией глубинности, а субкальциевые разновидности пиропов относятся к наиболее алмазоносным алмазным параге-незисам - дунитам и гарцбургитам, они далеко не единственные надежные индикаторы алмазонос-ности. Во многих объектах доминирующим фактором алмазоносности является наличие алмазоносных эклогитов [35; 37]. Косвенно наличие экло-гитов свидетельствует о присутствии в литосфер-ной мантии обильного субдукционного материала, который являлся источником углерода для генерации алмазов. В большинстве случаев установлена алмазоносность эклогитов группы B, однако ураганная алмазоносность россыпей района Эбе-ляха во многом определяется наличием ксенокри-стов и эклогитовых включений группы С [35; 37; 54]. В ближайших кимберлитовых полях высокая доля гранатов группы С установлена только в неалмазоносном Орто-Ыаргынском карбонатитовом поле, в других прилегающих полях доля гранатов эклогитов С очень невелика. Обычно такие эклогитовые включения связаны с субдукцией континентальных осадков [31], что типично для периферийных зон древних кратонов и соответствует положению Орто-Ыаргынского и Эбеляхского полей. Эбелях-ская группа распространена локально, в пределах десятков километров, и аналогов вблизи не обнаружено. Время формирования вулканогенно-оса-дочных отложений карнийского яруса Булкурской антиклинали [13] соответствует внедрению алмазоносных триасовых кимберлитов (тр. Малокуо-напская) [47], однако коренной источник булкурских алмазов обнаружить будет очень сложно, поскольку

он, вероятно, связан с локальными фреатомагма-тическими извержениями, возможно, из многочисленных разломов северо-западного направления Приморской минерагенической зоны [14]: от северного Верхоянья, вдоль береговой линии моря Лаптевых, по районам нынешних кряжей Чекановско-го и Прончищева. И на всем протяжении алмазоносная булкурская пачка сложена вулканогенным материалом в различной степени с примесью оса-

дочной компоненты. Очевидно, начальный этап, который соответствовал карнийской тектоно-маг-матической активизации и проявлен внедрением убогоалмазоносных альнеитов Таймыра [24], а на северо-востоке платформы выражен в формировании алмазоносных кимберлитов, и дал эти фре-атомагматические извержения, когда магма почти мгновенно нагревает подземные или поверхностные воды, превращая их в пар. Причем и сами

Рис. 11. Диаграмма Fe+Mn-Ca-Mg (а) и соотношения Mg#-MnO (б), Al-Si ф.коэф. (в), Ca-Mg# (г), Na2O-TiO2 (д) и CaO-Mg# (е) для эклогитовых гранатов из туфогенных пород булкурской пачки

Поля на рисунках: а - генетические группы гранатов Э-типа: А - мантийные, В - коллизионные, С - субдукционные; в - поле с точечным контуром: составы гранатов Э-типа, включенных в алмазы мира; оранжевое поле - составы гранатов Э-типа, включенных в алмазы из лампроитов тр. Аргайл [41]; г, д - составы гранатов Э-типа, ассоциирующих с алмазами, n = 522 [40]; е - составы гранатов, включенных в алмазы из кимберлита тр. Де Бирс Поол [52]: лерцолитового и гарцбургитового (1), эклогитового (2) и вебстеритового (3) парагенезисов

Рис. 12. PXFO2 диаграмма для гранатов и включений в алмазы поля Булкур

1 - Клинопироксен: Т °С [48] и Р(гПа) [34]; 2 - Гранат: Т °С [49] и Р(гПа) [34] для перидотитов; 3 - Гранат: Т °С [34] и Р(гПа) [34] эклогитов;. Определения FO2. Гранат [43]. Клинопироксен [32]. Оконтурены поля эклогитов групп А, В, С и мегакристаллов граната

глубинные продукты извержения содержат мало магматического материала, но много глубинной газовой фазы. Это приводит к взрыву пара, воды, камня, пепла и магматических обломков, которые, смешиваясь между собой, могут формировать пирокластические потоки - лавины из раскаленного газа и вулканического вещества, развивающие огромную скорость и переносящиеся на большие расстояния. Одним из авторов данной статьи [35] аналогичные продукты фреатомагматической деятельности зафиксированы в западной части Сибирской платформы в породах Каменского интрузивного комплекса. В настоящее время специалистами Института Карпинского проводится изучение пород Каменского комплекса.

Алмазоносность пород булкурской пачки.

В настоящее время представительное валовое опробование на алмазы проведено только в канавах, пройденных на контакте карнийских туфов и подстилающих ладинских песчаников Булкурской антиклинали. Продуктивность туфов и типо-морфные особенности алмазов детально описаны в работе [14]: включения в алмазах [8], изотопный состав [13], пленки на кристаллах и находки алмазов III разновидности [22; 23]. Об алма-зоносности орто- и паратуффитов можно только судить косвенно, учитывая результаты кернового опробования но, исходя из прямой корреляционной связи алмазоносности туфов с концентрациями пиропов, можно отметить, что по ряду разрезов (рис. 2) содержание пиропов в ортотуффитах даже выше, чем в туфах - 1826 кар/т (линия 106, скв. 1) против 1696 кар/т (линия 8, скв. 7) (рис. 2). Однако, анализируя все керновое опробование в интервале буровых линий 8-116 (рис. 1), можно сделать однозначный вывод, что содержания пиропов в ортотуффитах все же в 2 раза ниже, чем в ксенотуфах и лапиллиевых туфах, поэтому можно констатировать, что и алмазоносность этих пород будут в 2 раза ниже, но все равно эти значения будут достаточно высокими и превысят промышленный уровень. Продуктивность паратуффитов крайне неравномерна и зависит от степени

насыщения вулканогенным материалом. Практически всегда этот тип потенциально-продуктивных пород включает линзы ортотуффитов или туфов, что резко повышает их продуктивность. Содержание пиропов в среднем варьирует от 3 до 10 кар/т, иногда включая значительные интервалы пустых пород, но при наличии маломощных линз туфов или ортотуффитов ураганно возрастает (линия 84, скв. 3 - 2833 кар/т), что повлечет за собой промышленную алмазоносность данного интервала. Алмазоносность перекрывающих булкурскую пачку «ракушняков» пока дискуссионна. Возможно, отдельные интервалы, которые формировались за счет перемыва туфов и будут содержать алмазы, судя по наличию пиропов от 0,1 до 18,5 кар/т, но это можно будет оценить только по результатам валового опробования шурфов.

Заключение.

1. Результаты изучения алмазоносных образований Булкурской антиклинали позволили сделать вывод, что эти породы сформированы в результате фреатомагматических извержений. Очевидно, что это начальный этап карнийской тектоно-маг-матической активизации, который связан с проявлением алмазоносных альнеитов на Таймыре (р. Верхняя Таймыра) и кимберлитов на северо-востоке Сибирской платформы (Куранахское, Уку-китское и Харамайское поля).

2. Вулканогенно-осадочные породы булкурской пачки по потенциальной алмазоносности объединены в туфы, ортотуффиты и паратуффиты. Туфы и ортотуффиты выделяются ураганными содержаниями пиропов, что предполагает их промышленную алмазоносность. Пониженные концентрации пиропов в паратуффитах и «ракушняках» свидетельствуют об их низкой продуктивности и целесообразности проведения валового опробования.

3. Впервые приведены сведения о широко развитой в туфогенных породах гипергенной минерализации с эпсомитовой основной фазой.

4. Отсутствие механического износа, наличие келифитовых кайм минералов-индикаторов кимберлитов (пиропа, пикроильменита, хромшпинелида)

указывают на нахождение подводящих каналов туфогенных пород в пределах Булкурской антиклинали.

5. На основе изучения 1506 составов пиропов из туфогенных пород карния определено сходное распределение парагенетических типов, которое характерно для продуктивных кимберлитов мира, а по количеству групп гранатов алмазоносного Э типа, среди которых доля мантийных гранатов А - 28,3%, коллизионных В - 60,0%, субдукци-онных С - 11,5% (табл. 6), превышает аналогичные параметры высокоалмазоносных кимберлитов Накынского поля.

6. Характер геотермы и положения на Р^е# свидетельствует о том, что алмазоносные экло-гиты типа В были сформированы при субдукции, плавлении и гибридизации эклогитов с перидотитами в восстановительной обстановке за счет суб-дукционного углерода. Магнезиальные эклогиты группы А менее обогащены углеродом, но также алмазоносны. Наличие значительного количества мегакристаллов граната в такой восстановительной обстановке позволяет предполагать возможность находок крупных кристаллов алмазов фантазийной окраски, что значительно повысит стоимость сырья.

Благодарности: А. В. Зудихину, А. В. Карху, А. Ю. Попову, А. В. Ядренкину за совместную результативную работу в поле; В. Ф. Проскурнину за научные консультации; А. М. Логвиновой за предоставление составов включений в алмазы для термобарометрии.

Раздел «Термобарометрия гранатов» поддержан грантом РНФ 24-27-00411 и выполнен по заданию ИГМ СО РАН (Новосибирск); ГИ СО РАН (Улан-Удэ).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Антипин И. И. Совершенствование методических приемов обнаружения и локализации ореолов индикаторных минералов при поисках погребенных ким-берлитовых тел // Автореф. дисс. канд. геол.-минерал. наук. - Мирный, 1998. - 20 с.

2. Березнер О. С., Егоров А. Ю., Черенков В. Г. Генезис алмазов из триасовых коллекторов в низовьях р. Лена // Руды и металлы. - 2016. - № 4. - С. 80-93.

3. Ван А. В., Казанский Ю. П. Вулканокластический материал в осадках и осадочных породах. - Новосибирск : Наука, 1985. - 126 с.

4. Герни Дж. Дж., Мур Р. О. Геохимическая корреляция между минералами кимберлитов и алмазами Кратона Калахари // Геология и геофизика. - 1994. -С. 12-24.

5. Гибшер А. А., Мальковец В. Г., Кузьмин Д. С. Гранаты из трубки Майская Накынского кимберлитово-го поля // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Северо-Востока России: материалы XI Всероссийской научно-практической конференции, 5-7 апреля 2021. -Якутск : Изд. дом СВФУ 2021. - С. 283-285.

6. Голобурдина М. Н., Граханов С. А., Проскурнин В. Ф. Особенности петрографического состава алмазоносных карнийских образований Булкурской антиклинали северо-востока Сибирской платформы // Литосфера. - 2023. - Т. 23, № 4. - С. 654-671.

7. Граханов С. А., Зинчук Н. Н., Соболев Н. В. Возраст прогнозируемых коренных источников алмазов на Северо-Востоке Сибирской платформы // Докл. РАН. -2015. - Т. 465, № 6. - С. 715-719.

8. Граханов С. А., Коптиль В. И. Триасовые пале-ороссыпи алмазов северо-востока Сибирской платформы // Геология и геофизика. - 2003. - Т. 44, № 11. -С. 1191-1201.

9. Граханов С. А., Маланин Ю. А., Павлов В. И., Афанасьев В. П., Похиленко Н. П., Герасимчук А. В., Липа-шова А. Н. Рэтские россыпи алмазов Сибири // Геология и геофизика. - 2010а. - Т. 51. - № 1. - С. 160-170.

10. Граханов С. А., Смелов А. П., Егоров К. Н., Голубев Ю. К. Осадочно-вулканогенная природа основания карнийского яруса - источника алмазов северо-востока Сибирской платформы // Отечественная геология. -2010. - № 5. - С. 3-12.

11. Граханов С. А., Смелов А. П. Возраст прогнозируемых коренных источников алмазов на севере Якутии // Отечественная геология. - 2011. - № 5. - С. 56-64.

12. Граханов С. А., Смелов А. П., Помазанский Б. С., Егоров К. Н. Алмазоносные юрские отложения северо-востока Сибирской платформы // Отечественная геология. - 2013. - № 5. - С. 73-80.

13. Граханов С. А., Молотков А. Е., Олейников О. Б., Павлушин А. Д. Типоморфизм и изотопия алмазов триасовых туффитов Булкурской антиклинали // Отечественная геология. - 2015. - № 5. - С. 16-22.

14. Граханов С. А., Проскурнин В. Ф., Петров О. В., Соболев Н. В. Алмазоносные туфогенно-осадочные породы триаса арктической зоны Сибири // Геология и геофизика. - 2022. - Т. 63. - № 4. - С. 550-578.

15. Зезекало М. Ю., Антонова Т. А. Особенности кимберлитов и гранатов трубки Нюрбинская // Материалы Российского минералогического общества. Т. 1. - СПб., 2010. - С. 54-56.

16. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. - М. : Недра, 2003. - 603 с.

17. Иванов А. С. Новый критерий алмазоносности кимберлитов // Труды XII Всероссийской (с международным участием) Ферсмановской сессии. - Апатиты : КНЦ РАН, 2015. - С. 268-270.

18. Иванов А. С. Статистический анализ составов индикаторных минералов кимберлитов // Труды XIV Всероссийской (с международным участием) Научной школы «Математические исследования в естественных науках». г. Апатиты, 2017. - С. 173-182.

19. Летникова Е. Ф., Лобанов С. С., Похиленко Н. П., Изох А. Э., Николенко Е. И. Источники поступления обломочного материала в карнийский алмазоносный горизонт северо-востока Сибирской платформы // ДАН. -2013. - Т. 451. - № 2. - С. 193-196.

20. Николенко Е. И., Логвинова А. М., Изох А. Э. Афанасьев В. П., Олейников О. Б., Биллер А. Я. Ассоциация хромшпинелидов из верхнетриасовых гравелитов северо-востока Сибирской платформы // Геология и геофизика. - 2018. - Т. 59. - № 10. - С. 1680-1701.

21. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. 2-е изд. - М. : Наука, 1984. - 264 с.

22. Павлушин А. Д., Граханов С. А., Смелов А. П. Парагенетические ассоциации минералов на поверхности кристаллов алмаза из отложений карнийского яруса северо-востока Сибирской платформы // Отечественная геология. - 2010. - № 5. - С. 45-51.

23. Павлушин А. Д., Граханов С. А., Олейников О. Б., Новгородов А. Н. Находки алмазов III разновидности в карнийских туфах Булкурской антиклинали // Материалы Всероссийской научно-практической конференции. Якутск: Издательский дом СВФУ, 2016. - С. 255-258.

24. Проскурнин В. Ф., Романов А. П., Петров О. В., Сергеев С. А., Проскурнина М. А., Виноградова Н. П., Ремизов Д. Н., Богомолов Е. С. Возраст алмазоносных альнеитов Таймыра. В сб. «Геология и минерально-сырьевые ресурсы Северо-Востока России»: материалы XIII

Всероссийской научно-практической конференции с международным участием, 21-24 марта 2023 г. - Якутск : Издательский дом СВФУ, 2023. - С. 234-239.

25. Селиванова В. В. Типоморфизм алмаза и его минералов-спутников из прибрежно-морских триасовых россыпей северного Верхоянья // Автореф. дисс. канд. геол.-минерал. наук. - М., 1991. - 20 с.

26. Соболев Н. В. О минералогических критериях алмазоносности кимберлитов // Геология и геофизика. -1971. - № 3. - С. 70-80.

27. Соболев Н. В., Логвинова А. М., Ефимова Э. С. Включения эклогитовых гранатов, обогащенных марганцем, в алмазах: свидетельство рециклирования земной коры // Докл. РАН. - 2013а. - Т. 453, № 3. - С. 326-328.

28. Соболев Н. В., Логвинова А. М., Николенко Е. И., Лобанов С. С. Минералогические критерии алмазоносности верхнетриасовых россыпей северо-восточной окраины сибирской платформы // Геология и геофизика. - 2013б. - Т. 54. - № 8. - С. 1162-1178.

29. Соболев Н. В., Соболев А. В., Томиленко А. А., Кузьмин Д. В., Граханов С. А., Батанова В. Г, Логвинова А. М., Бульбак Т. А., Костровицкий С. И., Яковлев Д. А., Федорова Е. Н., Анастасенко Г. Ф., Николенко Е. И., Толстов А. В., Реутский В. Н. Перспективы поисков алмазоносных кимберлитов в северо-восточной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. -2018. - Т. 59. - № 10. - С. 1701-1719.

30. Шаталов В. И., Граханов С. А., Егоров А. Н., Сафьянников Ю. В. Новый промышленный тип россыпей алмазов в Якутской алмазоносной провинции // Отечественная геология. - 2002. - № 4. - С. 15-19.

31. Шацкий В. С., Зедгенизов Д. А., Рагозин А. Л. Свидетельства присутствия субдукционного компонента в алмазоносной мантии Сибирского кратона // Геология и геофизика. - 2016. Т. 57. - № 1. - С. 143-162.

32. Ashchepkov I. V., Pokhilenko N. P., Vladykin N. V., Logvinova A. M., Kostrovitsky S. I., Afanasiev V. P., Pokhilenko L. N., Kuligin S. S., Malygina L. V., Alymova N. V., Khmelnikova O. S., Palessky S. V., Nikolaeva I. V., Karpenko M. A., Stagnitsky Y. B. Structure and evolution of the lithospheric mantle beneath Siberian craton, thermo-barometric study // Tectonophysics. - 2010. - Vol. 485. -Pp. 17-41.

33. Ashchepkov I. V., Vladykin N. V., Ntaflos T., Dow-nes H., Mitchell R., Smelov A. P., Alymova N. V., Kostrovitsky S. I., Rotman A. Ya, Smarov G. P., Makovchuk I. V., Stegnitsky Yu. B., Nigmatulina E. N., Khmelnikova O. S. Regularities and mechanism of formation of the mantle lithosphere structure beneath the Siberian Craton in comparison with other cratons // Gondwana Research. - 2013. -Vol. 23. - № 1. - Pp. 4-24.

34. Ashchepkov I. V., Ntaflos T., Logvinova A. M., Spetsius Z. V., Vladykin N. V. Monomineral universal clino-pyroxene and garnet barometers for peridotitic, eclogitic and basaltic systems // Geoscience Frontiers. - 2017. -Vol. 8. - № 4. - Pp. 775-795.

35. Ashchepkov I. V., Vladykin N. V., Ivanov A., Babu-shkina S., Vavilov M., Medvedev N. Problems of Mantle Structure and Compositions of Various Terranes of Siberian Craton // In: Vladykin N. (eds) Alkaline Rocks, Kimberlites and Carbonatites: Geochemistry and Genesis. Springer Proceedings Earth Environmental Sciences. Springer, Cham., 2021. - Pp. 15-48.

36. Ashchepkov I. V., Logvinova A. M, Spetsius Z. V., Downes H., Ntaflos T., Ivanov A. S. Zinchenko V. N., Kostrovitsky S. I., Ovchinnikov Y. I. Eclogite varieties and their positions in the cratonic mantle lithosphere beneath Siberian craton and Archean cratons worldwide // Minerals. - 2022. -Vol. 12. - No. 11. - Iss. 1353.

37. Ashchepkov I. V., Logvinova A. M., Spetsius Z. V., Downes H. 2022. Thermobarometry of diamond inclusions: Mantle structure and evolution beneath Archean cratons and mobile belts worldwide // Geosystems and Geoenvi-ronment. - 2022. - Vol. 2. - No. 2. - Iss. 100156.

38. Day H. W. A revised diamond-graphite transition curve // American Mineralogist. - 2012. - Vol. 97. - Pp. 52-62.

39. Dawson J. B., Stephens W. E. Statistical classification of garnets from kimberlites and xenoliths // J. Geol. -1975. - Vol. 83. - No. 5. - Pp. 589-607.

40. Davies R. M., Griffin W. L., O' Reilly S. Y., Doyle B. J. Mineral inclusions and geochemical characteristics of microdiamonds from the DO27, A154, A21, A418, DO18, DD17 and Ranch Lake kimberlites at Lac de Gras, Slave Craton, Canada // Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June 2003. - 2004. -Vol. 2. - Pp. 39-55.

41. Davies R. M., Griffin W.L., O' Reilly S. Y., McCand-less T. E. Inclusions in diamonds from the Kl4 and K10 kimberlites, Buffalo Hills, Alberta, Canada: diamond growth in a plume? // Lithos. Vol. 77. Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June 2003. - 2004. - Vol. 2. - Pp. 99-111.

42. Griffin W. L., Ryan C. G. Trace elements in indicator minerals: Area selection and target evaluation in diamond exploration // J. Geochem. Explor. - 1995. -Vol. 53. - Pp. 311-337.

43. Gudmundsson, G., Wood, B. J. Experimental tests of garnet peridotite oxygen barometry // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1995. - Vol. 119. - Pp. 56-67.

44. Gurney J. J., Zweistra P. The interpretation of the major element compositions of mantle minerals in diamond exploration // Journal of Geochemical Exploration. - 1995. -No. 53. - Pp. 293-309.

45. Kennedy C. S., Kennedy G. C. The equilibrium boundary between graphite and diamond // J. Geophys. Res. - 1976. - Vol. 81. - Pp. 2467-2470.

46. Krogh E. J. The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geo-thermometer - a reinterpretation of existing experimental data // Contrib. Mineral. Petrol. - 1988. - Vol. 99. - Pp. 44-48.

47. Lepekhina E. N., Rotman A. Y., Antonov A. V., Sergeev S. A. SHRIMP U-Pb zircon ages of Yakutian kimberlite pipes // 9th IKC, Frankfurt, 2008. - Extended Abstracts. - No. 9.

48. Nimis P., Taylor W. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. // Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer Contributions to Mineralogy and Petrology. -2000 - Vol. 39. - No. 5. - Pp. 541-554.

49. O'Neill H. St. C., Wood B. J. An experimental study of Fe-Mg- partitioning between garnet and olivine and its calibration as a geothermometer // Contributions Mineralogy and Petrology. - 1979. - Vol. 70. - Pp. 59-70.

50. Pearson D.G. The age of continental roots // Lithos. 1999. - Vol. 48. - Pp. 171-194.

51. Pearson D. G., Snyder G. A., Shirey S. B., Taylor L. A., Carlson R. W., Sobolev N. V. Archaean ReOs age for Siberian eclogites and constraints on Archaean tectonics // Nature. - 2005. - Vol. 374. - Pp. 711-713.

52. Phillips D., Harris J. W., Viljoen K. S. Mineral chemistry and thermobarometry of inclusions from De Beers Pool diamonds, Kimberley, South Africa // Lithos. Vol. 77. Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June 2003. - 2004. - Vol. 2. - Pp. 155-179.

53. Ryan, C. G., Griffin, W. L., Pearson N. J. Garnet geotherms: Pressure-temperature data from Cr-pyrope garnet xenocrysts in volcanic rocks // J. Geophysical Research. -1996. - Vol. 101. - No. 3. - Pp. 5611-5625.

54. Shatsky V. S., Zedgenizov D. A., Ragozin A. L., Kalinina V. V. Diamondiferous subcontinental lithospheric mantle of the northeastern Siberian Craton: Evidence from mineral inclusions in alluvial diamonds // Gondwana Research. - 2015. - Vol. 28. - Pp. 106-120.

55. Schulze D. J. A classification scheme for mantle-derived garnets in kimberlite: a tool for investigating the mantle and exploring for diamonds // Lithos. - 2003. -Vol. 71. - Pp. 195-213.

56. Skuzovatov S., Shatsky V. S., Ragozin A. L., Smelov A. P. The evolution of refertilized lithospheric mantle beneath

the northeastern Siberian craton: Links between mantle metasomatism, thermal state and diamond potential // Geoscience Frontiers. - 2022. - Vol. 13. - No. 6. -Iss. 101455.

57. Sobolev N. V. Deep-Seated Inclusions in Kimberlites and the Problem of the Composition of the Upper Mantle // American Geophysical Union, Washington, D.C., 1977. -279 p.

58. Zedgenizov D., Rubatto D., Shatsky V., Ragozin A., Kalinina V. Eclogitic diamonds from variable crustal protoliths in the northeastern Siberian craton: trace elements and coupled 613C-618O signatures in diamonds and garnet inclusions // Chem. Geol. - 2016. - Vol. 422. - Pp. 46-59.

REFERENCES

1. Antipin I. I. Sovershenstvovanie metodicheskih prie-mov obnaruzhenija i lokalizacii oreolov indikatornyh minera-lov pri poiskah pogrebennyh kimberlitovyh tel. Avtoref. diss. kand. geol.-mineral. nauk. Mirnyj, 1998, 20 p.

2. Berezner O. S., Egorov A. Ju., Cherenkov V. G. Genezis almazov iz triasovyh kollektorov v nizov'jah r. Lena. Rudy i metally, 2016, no. 4, pp. 80-93.

3. Van A. V., Kazanskij Ju. P. Vulkanoklasticheskij material v osadkah i osadochnyh porodah. Novosibirsk, Nauka, 1985, 126 p.

4. Gerni Dzh. Dzh., Mur R. O. Geohimicheskaja kor-reljacija mezhdu mineralami kimberlitov i almazami Kratona Kalahari. Geologija i geofizika, 1994, pp. 12-24.

5. Gibsher A. A., Mal'kovec V. G., Kuz'min D. S. Gra-naty iz trubki Majskaja Nakynskogo kimberlitovogo polja. eologija i mineral'no-syr'evye resursy Severo-Vostoka Ros-sii: materialy XI Vserossijskoj nauchno-prakticheskoj kon-ferencii, 5-7 April 2021. Jakutsk, Izd. dom SVFU, 2021, pp. 283-285.

6. Goloburdina M. N., Grakhanov S. A., Proskurnin V. F. Osobennosti petrograficheskogo sostava almazonos-nykh karniyskikh obrazovaniy Bulkurskoy antiklinali seve-ro-vostoka Sibirskoy platformy. Litosfera, 2023, vol. 23, no. 4, pp. 654-671.

7. Grakhanov S. A., Zinchuk N. N., Sobolev N. V. Vozrast prognoziruemykh korennykh istochnikov almazov na Severo-Vostoke Sibirskoy platformy. Dokl. RAN, 2015, vol. 465, no. 6, pp. 715-719.

8. Grakhanov S. A., Koptil' V. I. Triasovye paleorossypi almazov severo-vostoka Sibirskoy platformy. Geologiya i geofizika, 2003, vol. 44, no. 11, pp. 1191-1201.

9. Grahanov S. A., Malanin Ju. A., Pavlov V. I., Afa-nas'ev V. P., Pohilenko N. P., Gerasimchuk A. V., Lipa-shova A. N. Rjetskie rossypi almazov Sibiri. Geologija i geofizika, 2010a, vol. 51, no. 1, pp. 160-170.

10. Grahanov S. A., Smelov A. P., Egorov K. N., Golu-bev Ju. K. Osadochno-vulkanogennaja priroda osnovanija karnijskogo jarusa - istochnika almazov severo-vostoka Sibirskoj platformy. Otechestvennaja geologija, 2010, no. 5, pp. 3-12.

11. Grakhanov S. A., Smelov A. P. Vozrast prognoziruemykh korennykh istochnikov almazov na severe Yakutii. Otechestvennaya geologiya, 2011, no. 5, pp. 56-64.

12. Grahanov S. A., Smelov A. P., Pomazanskij B. S., Egorov K. N. Almazonosnye jurskie otlozhenija severo-vostoka Sibirskoj platformy. Otechestvennaja geologija, 2013, no. 5, pp. 73-80.

13. Grahanov S. A., Molotkov A. E., Olejnikov O. B., Pavlushin A. D. Tipomorfizm i izotopija almazov triasovyh tuffitov Bulkurskoj antiklinali. Otechestvennaja geologija, 2015, no. 5, pp. 16-22.

14. Grahanov S. A., Proskurnin V. F., Petrov O. V., Sobolev N. V. Almazonosnye tufogenno-osadochnye porody triasa arkticheskoj zony Sibiri. Geologija i geofizika, 2022, vol. 63, no. 4, pp. 550-578.

15. Zezekalo M. Yu., Antonova T. A. Osobennosti kimberlitov i granatov trubki Nyurbinskaya. Materialy Rossiysko-

go mineralogicheskogo obshchestva. Vol. 1. St. Petersburg, 2010, pp. 54-56.

16. Zinchuk N. N., Koptil' V. I. Tipomorfizm almazov Sibirskoy platformy. Moscow, Nedra, 2003, 603 p.

17. Ivanov A. S. Novyy kriteriy almazonosnosti kimberlitov. Trudy XII Vserosciyskoy (s mezhdunarodnym uchastiem) Fersmanovskoy sessii. Apatity, KNTs rAn,

2015, pp. 268-270.

18. Ivanov A. S. Statisticheskiy analiz sostavov indika-tornykh mineralov kimberlitov. Trudy XIV Vserossiyskoy (s mezhdunarodnym uchastiem) Nauchnoy shkoly «Matem-aticheskie issledovaniya v estestvennykh naukakh». Apatity,

2017, pp. 173-182.

19. Letnikova E. F., Lobanov S. S., Pokhilenko N. P., Izokh A. E., Nikolenko E. I. Istochniki postupleniya oblo-mochnogo materiala v karniyskiy almazonosnyy gorizont severo-vostoka Sibirskoy platformy. Dokl. RAN, 2013, vol. 451, no. 2, pp. 193-196.

20. Nikolenko E. I., Logvinova A. M., Izoh A. Je. Afa-nas'ev V. P., Olejnikov 0. B., Biller A. Ja. Associacija hrom-shpinelidov iz verhnetriasovyh gravelitov severo-vostoka Sibirskoj platformy. Geologija i geofizika, 2018, vol. 59, no. 10, pp. 1680-1701

21. Orlov Yu. L. Mineralogiya almaza. 2-e izd. Moscow, Nauka, 1984, 264 p.

22. Pavlushin A. D., Grakhanov S. A., Smelov A. P. Parageneticheskie assotsiatsii mineralov na poverkhnosti kristallov almaza iz otlozheniy karniyskogo yarusa seve-ro-vostoka Sibirskoy platformy. Otechestvennaya geologiya, 2010, no. 5, pp. 45-51.

23. Pavlushin A. D., Grakhanov S. A., Oleynikov O. B., Novgorodov A. N. Nakhodki almazov III raznovidnosti v karniyskikh tufakh Bulkurskoy antiklinali. Materialy Vserossiyskoy nauchno-prakticheskoy konferentsii. Yakutsk, Izd. dom SVFU, 2016, pp. 255-258.

24. Proskurnin V. F., Romanov A. P., Petrov O. V., Sergeev S. A., Proskurnina M. A., Vinogradova N. P., Remizov D. N., Bogomolov E. S. Vozrast almazonosnyh al'neitov Tajmyra. V sb. «Geologija i mineral'no-syr'evye resursy Severo-Vostoka Rossii»: materialy XIII Vserossijskoj nauchno-prakticheskoj konferencii s mezhdunarodnym uchastiem, 21-24 March 2023 g. Jakutsk, Izdatel'skij dom SVFU, 2023, pp. 234-239.

25. Selivanova V. V. Tipomorfizm almaza i ego miner-alov-sputnikov iz pribrezhno-morskikh triasovykh rossypey severnogo Verkhoyan'ya. Avtoref. diss. kand. geol.-mineral. nauk. Moscow, 1991, 20 p.

26. Sobolev N. V. O mineralogicheskikh kriteriyakh almazonosnosti kimberlitov. Geologiya i geofizika, 1971, no. 3, pp. 70-80.

27. Sobolev N. V., Logvinova A. M., Efimova E. S. Vklyucheniya eklogitovykh granatov, obogashchennykh mar-gantsem, v almazakh: svidetel'stvo retsiklirovaniya zemnoy kory. Dokl. RAN, 2013a, vol. 453, no. 3, pp. 326-328.

28. Sobolev N. V., Logvinova A. M., Nikolenko E. I., Lobanov S. S. Mineralogicheskie kriterii almazonosnosti verhnetriasovyh rossypej severo-vostochnoj okrainy sibirskoj platformy. Geologija i geofizika, 2013b, vol. 54, no. 8, pp. 1162-1178.

29. Sobolev N. V., Sobolev A. V., Tomilenko A. A. et al. Perspektivy poiskov almazonosnykh kimberlitov v severo-vostochnoy chasti Sibirskoy platformy. Geologiya i geofizika,

2018, vol. 59, no. 10, pp. 1701-1719.

30. Shatalov V. I., Grahanov S. A., Egorov A. N., Saf'jannikov Ju. V. Novyj promyshlennyj tip rossypej almazov v Jakutskoj almazonosnoj provincii. Otechestvennaja geologija, 2002, no. 4, pp. 15-19.

31. Shackij V. S., Zedgenizov D. A., Ragozin A. L. Svi-detel'stva prisutstvija subdukcionnogo komponenta v almazonosnoj mantii Sibirskogo kratona. Geologija i geofizika,

2016, vol. 57, no. 1, pp. 143-162.

32. Ashchepkov I. V., Pokhilenko N. P., Vladykin N. V., Logvinova A. M., Kostrovitsky S. I., Afanasiev V. P., Pokhilenko L. N., Kuligin S. S., Malygina L. V., Alymova N. V.,

Khmelnikova O. S., Palessky S. V., Nikolaeva I. V., Karpen-ko M. A., Stagnitsky Y. B. Structure and evolution of the lithospheric mantle beneath Siberian craton, thermobarometric study. Tectonophysics, 2010, vol. 485, pp. 17-41.

33. Ashchepkov I. V., Vladykin N. V., Ntaflos T., Downes H., Mitchell R., Smelov A. P., Alymova N. V., Kostrovitsky S. I., Rotman A. Ya, Smarov G. P., Makovchuk I. V., Stegnitsky Yu. B., Nigmatulina E. N., Khmelnikova O. S. Regularities and mechanism of formation of the mantle lithosphere structure beneath the Siberian Craton in comparison with other cratons. Gondwana Research, 2013, vol. 23, no. 1, pp. 4-24.

34. Ashchepkov I. V., Ntaflos T., Logvinova A. M., Spetsius Z. V., Vladykin N. V. Monomineral universal clinopy-roxene and garnet barometers for peridotitic, eclogitic and basaltic systems. Geoscience Frontiers, 2017, vol. 8, no. 4, pp. 775-795.

35. Ashchepkov I. V., Vladykin N. V., Ivanov A., Babu-shkina S., Vavilov M., Medvedev N. Problems of Mantle Structure and Compositions of Various Terranes of Siberian Craton. In: Vladykin N. (eds) Alkaline Rocks, Kimberlites and Carbonatites: Geochemistry and Genesis. Springer Proceedings Earth Environmental Sciences. Springer, Cham.

2021, pp. 15-48.

36. Ashchepkov I. V., Logvinova A. M, Spetsius Z. V., Downes H., Ntaflos T., Ivanov A. S. Zinchenko V. N., Kostrovitsky S. I., Ovchinnikov Y. I. Eclogite varieties and their positions in the cratonic mantle lithosphere beneath Siberian craton and Archean cratons worldwide. Minerals, 2022, vol. 12, no. 11, iss. 1353.

37. Ashchepkov I. V., Logvinova A. M., Spetsius Z. V., Downes H. 2022. Thermobarometry of diamond inclusions: Mantle structure and evolution beneath Archean cratons and mobile belts worldwide. Geosystems and Geoenvironment,

2022, vol. 2, no. 2, iss. 100156.

38. Day H. W. A revised diamond-graphite transition curve. American Mineralogist, 2012, vol. 97, pp. 52-62.

39. Dawson J. B., Stephens W. E. Statistical classification of garnets from kimberlites and xenoliths. J. Geol., 1975, vol. 83, no. 5, pp. 589-607.

40. Davies R. M., Griffin W. L., O' Reilly S. Y., Doyle B. J. Mineral inclusions and geochemical characteristics of microdiamonds from the DO27, A154, A21, A418, DO18, DD17 and Ranch Lake kimberlites at Lac de Gras, Slave Craton, Canada. Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June

2003, 2004, vol. 2, pp. 39-55.

41. Davies R. M., Griffin W.L., O' Reilly S. Y., McCand-less T. E. Inclusions in diamonds from the K14 and K10 kimberlites, Buffalo Hills, Alberta, Canada: diamond growth in a plume?. Lithos. Vol. 77. Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June 2003,

2004, vol. 2, pp. 99-111.

42. Griffin W. L., Ryan C. G. Trace elements in indicator minerals: Area selection and target evaluation in diamond exploration. J. Geochem. Explor., 1995, vol. 53, pp. 311-337.

43. Gudmundsson G., Wood B. J. Experimental tests of garnet peridotite oxygen barometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1995, vol. 119, pp. 56-67.

44. Gurney J. J., Zweistra P. The interpretation of the major element compositions of mantle minerals in diamond exploration. Journal of Geochemical Exploration, 1995, no. 53, pp. 293-309.

45. Kennedy C. S., Kennedy G. C. The equilibrium boundary between graphite and diamond. J. Geophys. Res., 1976, vol. 81, pp. 2467-2470.

46. Krogh E. J. The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geo-thermometer - a reinterpretation of existing experimental data. Contrib. Mineral. Petrol., 1988, vol. 99, pp. 44-48.

47. Lepekhina E. N., Rotman A. Y., Antonov A. V., Ser-geev S. A. SHRIMP U-Pb zircon ages of Yakutian kimberlite pipes. 9th IKC, Frankfurt, 2008. Extended Abstracts, no. 9.

48. Nimis P., Taylor W. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer Contributions to Mineralogy and Petrology, 2000, vol. 39, no. 5, pp. 541-554.

49. O'Neill H. St. C., Wood B. J. An experimental study of Fe-Mg-partitioning between garnet and olivine and its calibration as a geothermometer. Contributions Mineralogy and Petrology, 1979, vol. 70, pp. 59-70.

50. Pearson D. G. The age of continental roots. Lithos, 1999, vol. 48, pp. 171-194.

51. Pearson D. G., Snyder G. A., Shirey S. B., Taylor L. A., Carlson R. W., Sobolev N. V. Archaean Re-Os age for Siberian eclogites and constraints on Archaean tectonics. Nature, 2005, vol. 374, pp. 711-713.

52. Phillips D., Harris J. W., Viljoen K. S. Mineral chemistry and thermobarometry of inclusions from De Beers Pool diamonds, Kimberley, South Africa. Lithos. Vol. 77. Special Issue: Selected papers from the 8th IKC, Victoria, BC, Canada, 22-27 June 2003, 2004, vol. 2, pp. 155-179..

53. Ryan C. G., Griffin W. L., Pearson N. J. Garnet geotherms: Pressure-temperature data from Cr-pyrope garnet xenocrysts in volcanic rocks. J. Geophysical Research, 1996, vol. 101, no. 3, pp. 5611-5625.

54. Shatsky V. S., Zedgenizov D. A., Ragozin A. L., Kalinina V. V. Diamondiferous subcontinental lithospheric mantle of the northeastern Siberian Craton: Evidence from mineral inclusions in alluvial diamonds. Gondwana Research, 2015, vol. 28, pp. 106-120.

55. Schulze D. J. A classification scheme for mantle-derived garnets in kimberlite: a tool for investigating the mantle and exploring for diamonds. Lithos, 2003, vol. 71, pp. 195-213.

56. Skuzovatov S., Shatsky V. S., Ragozin A. L., Smelov A. P. The evolution of refertilized lithospheric mantle beneath the northeastern Siberian craton: Links between mantle metasomatism, thermal state and diamond potential. Geoscience Frontiers, 2022, vol. 13, no. 6, pp. 101455.

57. Sobolev N. V. Deep-Seated Inclusions in Kimberlites and the Problem of the Composition of the Upper Mantle. American Geophysical Union, Washington, D.C., 1977, 279 p.

58. Zedgenizov D., Rubatto D., Shatsky V., Ragozin A., Kalinina V. Eclogitic diamonds from variable crustal proto-liths in the northeastern Siberian craton: trace elements and coupled 613C-618O signatures in diamonds and garnet inclusions. Chem. Geol., 2016, vol. 422, pp. 46-59.

Граханов Сергей Александрович - доктор геол.-минерал. наук, гл. геолог, ПАО «АЛМАР - Алмазы Арктики»1,

вед. науч. сотрудник, Институт Карпинского2. <s.grakhanov@yandex.ru> Голобурдина Марина Николаевна - вед. геолог, Институт Карпинского2. <Marina_Goloburdina@karpinskyinstitute.ru> Иванов Александр Сергеевич - канд. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотрудник, Санкт-Петербургский горный университет 3. <asivan@mail.ru> Ащепков Игорь Викторович - канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотрудник, ИГМ СО РАН4. <igora57@mail.ru>

Grakhanov Sergey Aleksandrovich - Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Chief Geologist, PJSC «ALMAR

Arctic Diamonds»1, Leading Researcher, Karpinsky Institute2. <s.grakhanov@yandex.ru> Goloburdina Marina Nikolaevna - Leading Geologist, Karpinsky Institute2. <Marina_Goloburdina@karpinskyinstitute.ru>

Ivanov Aleksandr Sergeevich - Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Leading Reearcher, Saint Petersburg

Mining University3. <asivan@mail.ru> Aschepkov Igor Viktorovich - Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior Researcher, IGM SB RAS4. <igora57@mail.ru>

1 ПАО «АЛМАР - Алмазы Арктики» (ПАО «АЛМАР»). Ул. Чернышевского, 8/2, Якутск, Республика Саха (Якутия), Россия, 677000.

PJSC «ALMAR Arctic Diamonds» (PJSC «ALMAR»). 8/2 Ul. Chernyshevskogo, Yakutsk, Respublika Sakha (Yakutiya), Russia, 677000

2 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (Институт Карпинского). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, Россия, 199106.

All-Russian Geological Research Institute of A. P. Karpinsky (Karpinsky Institute). 74 Sredny Pr., St. Petersburg, Russia, 199106.

3 Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II (Санкт-Петербургский горный университет). 21-я линия, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199106.

Empress Catherine II Saint Petersburg Mining University (Saint Petersburg Mining University). 2 21st Line, St. Petersburg, Russia, 199106.

4 Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук (ИГМ СО РАН). Пр. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, Россия, 630090.

V. S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences (IGM SB RAS). 3 Pr. Akademika Koptyuga, Novosibirsk, Russia, 630090.