CC BY
309
А. С. Гусева
ОСОБЕННОСТИ МОРФОЛОГИИ И ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗА ТРУБКИ 478 АРХАНГЕЛЬСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ
К минералам-спутникам алмаза, которые широко используются при поисках ким-берлитовых тел и оценке их алмазоносности, относятся высокобарические минералы: магнезиальный гранат (пироп), магнезиальный ильменит (пикроильменит), хромшпи-нель (магнезиохромит), клинопироксен (хромдиопсид) и оливин (форстерит). Среди минералов индикаторов кимберлитового магматизма наиболее важное значение имеют пиропы, пикроильмениты и хромшпинелиды. Данные минералы представляют наибольший интерес и в генетическом аспекте, поскольку особенности их состава служат основой для определения термодинамических условий образования глубинных (мантийных) пород, при дезинтеграции которых они образуются [1—8].
Трубка 478 находится в центральной части Зимнебережного алмазоносного района в междуречье рек Олмуга и Ерна. Трубка принадлежит к железо-титанистой серии и входит в состав Кепинского поля Архангельской кимберлитовой провинции. Трубка локализуется на границе южного контакта Товского выступа и Падунского грабена в зоне Верхотинского рудоконтролирующего разлома на оперяющем его рудовмещающем разломе север-северо-восточного простирания. Трубка прорывает толщу вмещающих терригенных пород золотицкой подсвиты верхнего венда, воереченской и урзугской свит среднего карбона. Сверху перекрыта пачкой карбонатных пород среднего и верхнего карбона и толщей песков четвертичного возраста. В своей верхней части трубка сложена зоной коры выветривания по туфовым отложениям кратерной части.
Породы жерловой части представлены ксенотуфобрекчией коричневато-красного цвета иногда с зеленоватым, сероватым и фиолетовым оттенками. Основную массу породы (от 50 до 80%) составляют ксенолиты рудовмещающей толщи и мелкий ксеноген-ный кварц. Кимберлитовый материал сильно выветрен и замещен агрегатом карбонат-глинистого состава. Ксенолиты представлены многочисленными обломками пород из рудовмещающей толщи (песчаник, реже алевролит, аргиллит и доломит) и единичными обломками пород кристаллического фундамента. Размер ксенолитов значительно варьируют от нескольких миллиметров до нескольких метров.
В рамках данной работы проводились оригинальные исследования 1211 зерен минералов-спутников алмаза (гранат, ильменит, шпинель) из протолочки ксенотуфобрек-чии 478 трубки (скважины №2 и 4) с интервала глубин 87,3-216,5 м. Образцы минералов индикаторов кимберлитового магматизма были изучены методами оптической и растровой электронной микроскопии для уточнения особенностей морфологии, химического состава и физических свойств. Методика изучения морфологии минералов основывается на схеме визуального описания минералов-спутников алмаза, предусматривающей разделение на группы по следующим признакам: гранулометрия, цвет, сохранность, механический износ, форма (габитусный тип), характер поверхности, особенности внутреннего строения. На первом этапе зерна минералов изучались под бинокулярным микроскопом МБС-10. Наиболее характерные зерна были сфотографированы на бинокулярном микроскопе Leica Microsystem CMS Cmbh, а затем для уточнения
© А. С. Гусева, 2009
морфологии микроповерхности минералов были получены изображения во вторичных электронах на растровом электронном микроскопе Quanta 200 3D «FEI» кафедры минералогии СПбГУ. Электронно-зондовые исследования проводились в лаборатории Института геологии и геохронологии докембрия РАН на электронном микроскопе АВТ-55 «Akashi» с полупроводниковым анализатором «Link» ANIOT85S при ускоряющем напряжении 15 кВ, силе тока 0,4-0,5 мА. Пересчет кристаллохимических формул минералов проводился по методу катионов, поскольку определялось суммарное содержание железа (J^FeO • F2O + Fe2O3). При расчете компонентного состава гранатов был выбран следующий порядок выделения миналов: 1 —кноррингит Mg3&2 (SiO4)3, 2 — пироп Mg3Al2 (SiO4)3, 3 — альмандин Fe3Al2 (SiO4)3, 4 — гроссуляр Ca3Al2 (SiO4)3. Определение минерального вида хромшпинелидов осуществлялось по преобладанию катионов в той или иной позиции. Пересчет химических составов ильменита осуществлялся исходя из расчета кристаллохимических коэффициентов с последующим выделением миналов по схеме: гейкилит (MgTiO3), ильменит (FeTiO3) и гематит (Fe2O3).
Морфологические особенности минералов-спутников. Все изученные монофракции гранатов, ильменитов и хромшпинелидов, принадлежат к ситовому классу крупности —1 +0,5 мм. Размер гранатов варьирует от 0,87 до 2,2 мм, хромшпинелидов от 0,55 до 0,83 мм, ильменитов от 0,7 до 2,5 мм.
Гранаты составляют 41% (498 зерен) от всех изученных минералов-спутников алмаза 478 трубки. Исследуемые гранаты при визуальном изучении были подразделены на контрастные цветовые разновидности: розовые, оранжевые, красные, красно-фиолетовые и фиолетовые. Среди гранатов преобладают фиолетовые (52% от всех гранатов), наименее распространены розовые (4 об.%) и оранжевые (12 об.%) разновидности. По степени сохранности среди проб выделены три группы: обломки (60 об.%), целые и поврежденные зерна (5 об.%), осколки и расколотые зерна. Также наблюдались редчайшие зерна гранатов со слабым (2 зерна) и средним (1 зерно) механическим износом. По форме выделений гранаты делятся на две группы: округло-овальной формы и неправильной формы. Зерна гранатов неправильной формы (91 об.%) являются наиболее распространенными в пробах 478 трубки, что является характерной особенностью гранатов Архангельской кимберлитовой провинции [9].
По характеру поверхности зерен гранаты подразделяются на 4 группы. Блестящая, гладкая поверхность (28 об.%) широко распространена, но чаще встречается у оранжевых и светло-красных гранатов. Гранаты с тонкоматированной поверхностью (рис. 1а) преобладают (46 об.%). Такой тип поверхности наиболее типичен для красно-фиолетовых и фиолетовых гранатов, реже проявляется на оранжевых и розовых. Ямчато-бугорчатая поверхность характерна для гранатов красно-фиолетового и фиолетового цвета. Характерная пирамидально-черепитчатая поверхность наименее распространена среди изученных гранатов, встречается только у оранжевых и розовых. Пирамидально-черепитчатый рельеф развивается по зернам изученных гранатов фрагментарно. С помощью электронного микроскопа были изучены детали рельефа — четырехгранные пирамидки (рельеф этого участка соответствовал поверхностям, близким по положению к кубу) (рис. 1в, г). На других зернах ярко проявлен черепитчатый рельеф [10, 11], образовавшийся за счет преимущественного развития одной из «граней» пирамид (рис. 1б).
Большинство зерен гранатов (89 об.%) характеризуется монокристаллическим строением. Зерна в оболочке составляют 6% от всех гранатов, причем среди них можно отметить крайне низкое содержание гранатов с келифитовой каймой. Гораздо чаще гранаты покрыты мелкозернистой вторичной оболочкой коричневого, желтоватого или зеле-
Рис. 1. Растровые фотографии изображения во вторичных электронах: (а) детали тонкома-тированной кавернозной поверхности; (б, в, г) зерна гранатов с пирамидально-черепитчатым рельефом.
новатого цвета. Зерна с включениями чрезвычайно редки (5 об.%), большая их часть — оранжевые гранаты. Химический состав включений в гранатах не определялся. Судя по субоктаэдрическому габитусу, включения в розовых гранатах представлены хромшпи-нелидами и в одном зерне — пластинкой флогопита. Широко представлены оранжевые гранаты с непрозрачными черными включениями пластинчатой формы (ильменит?) или округлой формы (ильменит или хромшпинелид). С большой долей вероятности можно диагностировать как ильменит многочисленные округлые черные включения в красновато-оранжевом желваке граната. Вероятно, они образовались в процессе совместной кристаллизации с гранатом и являются сингенетическими.
Наибольшее распространение в пробах из ксенотуфобрекчии 478 трубки имеют фиолетовые гранаты, среди которых преобладают расколотые зерна и обломки неправильной формы с тонкоматированной первично-магматогенной поверхностью.
Хромшпинелид крайне редко встречается в пробах тяжелой фракции: только 11 зерен (1%). Среди них преобладают поврежденные зерна округло-овальной формы (6 зерен), присутствуют 2 зерна с реликтами граней октаэдра и 3 неправильной формы.
Рис. 2. Зерно хромшпинелида с комбинированным строением: (а) оптическая фотография; (б) электронно-микроскопическая фотография строения каймы.
Для всех зерен характерна шероховатая равномерно матированная поверхность с матовым блеском или характерным металлическим блеском у расколотых зерен. 10 зерен хромшпинелидов имеют монокристаллическое строение и 1 — комбинированное (рис. 2).
Ильменит — самый распространенный минерал-спутник алмаза в изученных породах (702 образца — 58% от всех исследованных минералов трубки). Он заметно преобладает над гранатами и хромшпинелидами. Пикроильменит представлен зернами черного цвета с металлическим блеском. Целые и поврежденные зерна редки, преобладают расколотые кристаллы и обломки зерен. Во всех пробах преобладают неправильной формы обломки и угловатой формы осколки зерен. В пробах отмечаются зерна с разнообразным характером поверхности: преобладают (35 об.%) зерна с гладкой поверхностью, встречаются зерна с характерной микропирамидальной или холмистогрядовой («шипастой») поверхностью (22 об.%), кроме того типичны зерна ильменита в «рубашке» (27 об.%) с развитием на поверхности вторичной корки желтоватосерого или коричневатого цвета. Обычно под вторичной оболочкой вскрывается мик-ропирамидальная поверхность. Наименее распространены зерна с тонкоматированной шероховатой поверхностью. Преобладают монокристаллы с плоскораковистым сколом. Агрегатные или поликристаллические зернистые агрегаты встречаются реже (16 об.%).
На одном из отдельных индивидов, слагающих поликристаллические агрегаты ильменита, наблюдались следы заметного травления в форме многочисленных круглых ямок различного размера. Такие ямки образуют своеобразные петельчатые узоры, сходные по рисунку со скульптурой «персиковой косточки», характерные для ильменитов из слабоалмазоносных кимберлитов [9]. Кроме того, наряду с ямками отмечаются извилистые каналы травления (рис. 3).
Среди зерен пикроильменитов наиболее распространены обломки неправильно-угловатой формы с микропирамидальной или гладкой поверхностью монокристалличе-ского строения.
Особенности химического состава и условий образования минералов. Химический состав минералов-спутников алмазов из ксенотуфобрекчии трубки был определен для 92 зерен гранатов, 93 ильменитов и 11 хромшпинелидов. Наиболее представительные анализы минералов из достаточно многочисленной выборки показаны в табл. 1-4.
Рис. 3. Растровая электронная фотография-изображение во вторичных электронах: агрегатный пикроильменит с извилистыми каналами травления и круглыми ямками, образующими так называемую скульптуру «персиковой косточки».
Как известно, гранаты являются индикаторами физико-химических условий их образования, вариации их состава имеют одно из первоочередных значений при установлении их принадлежности к определенному кимберлитовому парагенезису [1-2, 9, 12-13].
Состав гранатов 478 трубки варьирует: Сг20з (0-10,22 масс.%), СаО (2,488,95 масс.%), М^О (6,21-22,92 масс.%) и ТЮ2 (0-1,17 масс.%) (см. табл. 1-2). Химический состав гранатов изменяется в широких пределах, в большинстве случаев пиропо-вый минал MgзAl2 (БЮ^з преобладает. Пироповый компонент варьирует от 9,8 мол.% (у оранжевых гранатов) до 75,6 мол.% (в среднем 59 мол.%). Остальные миналы — аль-мандиновый ЕвзАЬ (БЮ4)з (от 9,2% у розовых гранатов до 61% у оранжевых, в среднем 12,2 мол.%), гроссуляровый СазАЬ (БЮ4)з (5,7-25,9%, в среднем 10 мол.%), и кноррин-гитовый MgзCr2 (БЮ4)з (0-0,6 мол.% — оранжевые гранаты и 4-31,6 мол.% — красные, красно-фиолетовые и фиолетовые гранаты) присутствуют в меньшей степени. Среди 92 имеющихся анализов изученных гранатов к пиропам относятся 74, остальные — к альмандинам (рис.4).
№ пробы 2/123,9 2/186,3 4/87,3 4/179,9 4/213,2
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
SiCb 41,53 41,26 42,38 40,36 40,15 41,60 41,39 41,76 41,77 41,90 41,74 41,59 42,34 42,55
ТіОз 0,00 0,00 0,51 1,09 0,81 0,19 0,46 0,27 0,27 0,24 0,57 0,00 0,00 0,36
AI2O3 21,01 20,19 21,62 14,89 15,38 18,82 18,72 18,97 19,24 19,10 20,88 18,47 17,07 22,32
О2О3 4,07 5,12 2,88 9,96 10,22 6,34 6,28 6,18 6,99 6,89 3,69 7,82 9,10 1,45
FeO 7,89 8,27 6,12 6,41 6,33 6,19 5,94 5,90 5,76 5,51 7,04 5,78 5,92 6,77
MnO 0,53 0,55 0,40 0,35 0,36 0,28 0,42 0,34 0,27 0,31 0,38 0,22 0,39 0,21
MgO 18,85 18,39 21,55 19,89 20,15 20,26 20,94 20,50 22,92 22,85 20,93 22,38 22,67 21,60
CaO 5,90 6,31 4,37 6,65 5,86 5,87 5,11 5,41 2,50 2,48 4,42 3,77 2,48 4,42
Na^O 0,09 0,00 0,18 0,05 0,00 0,00 0,00 0,22 0,00 0,00 0,13 0,00 0,00 0,01
K2O 0,06 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,02 0,04 0,02 0,00 0,05 0,01 0,01 0,03
Сумма 99,93 100,09 100,04 99,65 99,26 99,55 99,28 99,59 99,74 99,28 99,83 100,04 99,98 99,72
Si 2,99 2,98 3,01 2,96 2,95 3,00 2,99 3,02 2,98 3,00 2,99 2,97 3,03 3,01
Ті 0,00 0,00 0,03 0,06 0,04 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,03 0,00 0,00 0,02
A1 1,79 1,72 1,81 1,29 1,33 1,60 1,59 1,61 1,62 1,61 1,76 1,56 1,45 1,86
Fec!+ 0,00 0,02 0,00 0,09 0,08 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00
Fe-+ 0,48 0,48 0,36 0,30 0,30 0,36 0,34 0,36 0,34 0,33 0,42 0,29 0,36 0,40
Mn 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01
Mg 2,02 1,99 2,28 2,17 2,21 2,18 2,25 2,21 2,44 2,44 2,23 2,38 2,43 2,28
Ca 0,46 0,49 0,33 0,52 0,46 0,46 0,40 0,42 0,19 0,20 0,34 0,29 0,19 0,34
Cr 0,23 0,29 0,16 0,59 0,60 0,36 0,36 0,35 0,40 0,39 0,21 0,44 0,52 0,08
Knorr 11,8 14,9 8 31,6 31,7 18,4 18,5 17,8 19,9 19,8 10,6 22,4 26 4,1
Pyr 56,6 52,3 68,6 47,5 46,8 55,5 58,9 56,4 62,2 62,6 65,2 58,2 55,5 73,3
Aim 16,2 16,2 12,3 11 10,8 12,3 11,6 12,1 11,5 11,2 14,4 9,7 12,1 13,8
Gross 15,4 16,6 11,1 9,9 10,7 13,8 11 13,7 6,4 6,4 9,8 9,7 6,4 8,8
Примечание. FeO — суммарное железо, масс.%, Fe3+, Fe2+ — рассчитанные значения на 8 позиций катионов. № проб (номер скважины/глубина отбора, м). Knorr — кноррингит, Pyr — пироп, Alm — альмандин, Gross — гроссуляр.
Ре3А12(8і04)3 50 Ме3А12(8і04)з
Рис. 4. Состав гранатов из трубки 478 (N=92).
Используя диаграмму Соболева [1], можно оценить типы ультраосновных пород мантии, поставлявших гранаты в кимберлитовую магму. Большинство гранатов 478 трубки (65%) попадают в поле лерцолитов, в поле дунит-гарцбургитовых пород алмазной ассоциации (включений в алмазы и сростков с ними) находятся 7% от всех пиропов (рис. 5). Среди гранатов лерцолитового парагенезиса можно условно выделить грана-
№ пробы 2/159,7 2/186,3 2/216,5
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiCb 38,81 39,36 38,74 39,07 38,67 39,33 39,07 38,77 37,56 39,86
ТіОз 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
AI2O3 22,41 22,00 21,98 21,72 21,94 22,02 22,00 21,93 21,26 22,58
О2О3 0,03 0,01 0,06 0,05 0,01 0,00 0,07 0,13 0,10 0,13
FeO 23,04 21,24 22,89 22,78 23,16 21,17 23,15 23,18 27,12 21,61
MnO 0,60 0,56 1,32 0,62 0,58 0,70 0,76 0,84 1,63 0,47
MgO 8,27 8,05 7,69 7,48 7,64 8,37 8,22 8,26 2,64 9,46
CaO 6,96 8,23 6,70 8,07 7,08 8,01 6,12 6,04 8,95 6,19
Na20 0,02 0,00 0,00 0,00 0,12 0,09 0,18 0,01 0,00 0,00
K20 0,03 0,02 0,02 0,02 0,08 0,00 0,02 0,00 0,00 0,02
Сумма 100,17 99,47 99,40 99,81 104,28 99,69 99,59 99,16 99,26 100,32
Si 2,96 3,02 2,99 3,00 2,99 3,01 3,01 2,99 3,00 3,01
Ті 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
A1 2,02 1,99 2,00 1,97 2,00 1,98 2,00 2,00 2,00 2,01
Fe-i+ 0,06 0,00 0,01 0,02 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00
Fe-+ 1,41 1,36 1,47 1,44 1,49 1,35 1,49 1,49 1,81 1,37
Mn 0,04 0,04 0,09 0,04 0,04 0,05 0,05 0,05 0,11 0,03
Mg 0,94 0,92 0,89 0,86 0,88 1,91 0,94 0,95 0,31 1,07
Ca 0,57 0,67 0,55 0,66 0,59 0,66 0,51 0,50 0,76 0,50
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01
Knorr 0 0 0 0 0 0 0 0,3 0,6 0,6
Pyr 32,1 31,1 30,5 29 29,8 32,2 32,1 32 10,2 35,6
Aim 48,4 46 50,4 48,6 50,3 45,6 50,7 50,7 62,7 46,7
Gross 19,5 22,9 19,1 22,4 19,9 22,2 17,2 17 26,5 17,1
Примечание. FeO — суммарное железо, масс.%, Fe3+, Fe2+ — рассчитанные значения на 8 позиций катионов. № проб (номер скважины/глубина отбора, м). Knorr — кноррингит, Pyr — пироп, Alm — альмандин, Gross — гроссуляр.
12 14
Сг203, масс. %
Рис. 5. Состав гранатов из ксенотуфобрекчии трубки 478. Поля составов гранатов из включений в алмазе и алмазоносных дунитов и гарц-бургитов (I), лерцолитов (II) и верлитов (III) [2].
№ пробы 4/87,3 2/123,9 2/159,7 2/186,3
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
ТЮ2 1,77 3,83 4,04 1,28 2,99 2,67 0,58 1,95 1,44 3,68 0,20
АІЗОЗ 6,81 6,07 7,08 17,37 23,62 8,74 17,50 12,32 15,95 11,18 16,67
о2оз 51,74 48,48 50,57 36,80 36,02 44,62 47,16 46,98 41,20 46,47 47,36
РеО 28,39 28,32 26,59 29,76 20,58 31,42 21,13 23,62 26,36 22,81 19,93
МпО 0,00 0,55 0,41 0,48 0,00 0,46 0,00 0,00 0,32 0,61 0,36
Р^О 10,47 12,03 10,98 13,74 15,79 11,27 13,41 14,57 13,86 14,95 14,98
N10 0,00 0,00 0,00 0,31 0,00 0,00 0,00 0,00 0,33 0,00 0,00
У2Оз 0,47 0,42 0,28 0,00 0,17 0,53 0,19 0,24 0,23 0,00 0,19
Сумма 99,65 99,70 99,95 99,74 99,17 99,71 99,97 99,68 99,69 99,70 99,69
Ті 0,04 0,09 0,10 0,03 0,07 0,07 0,01 0,04 0,03 0,09 0,01
А1 0,27 0,24 0,28 0,64 0,84 0,34 0,65 0,46 0,59 0,42 0,61
Ре3+ 0,27 0,29 0,19 0,40 0,16 0,36 0,16 0,27 0,32 0,24 0,21
Ре-+ 0,52 0,49 0,55 0,37 0,36 0,50 0,39 0,36 0,37 0,36 0,30
Мп 0,00 0,02 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01
м8 0,53 0,59 0,54 0,64 0,71 0,55 0,62 0,69 0,64 0,71 0,69
С г 1,36 1,27 1,32 0,90 0,86 1,16 1,16 1,17 1,02 1,16 1,16
N1 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00
V 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01
Примечание. РеО — суммарное железо, масс.%, Ре3+, Ре2+ — рассчитанные значения на 3 позиции катионов. № проб (номер скважины/глубина отбора, м).
Рис. 6. Поля гранатов 478 трубки различных групп по составу по Дж. Доусону (1976): 03 — кальциевый пироп-альмандин, 09 — хромистый пироп, 010 — малокальциевый высокохромистый пироп. Границы парагенетических групп по [15].
№ пробы 2/123,9 2/159,7 2/186,3 4/87,3 4/179,9 4/213,2 4/216,5
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
тю2 54,34 54,10 54,12 51,79 54,44 53,16 53,68 54,38 57,57 53,68 52,01 54,02 51,47 54,82
А1гОз 0,49 0,50 0,48 0,35 0,29 0,53 0,45 0,54 0,54 0,48 0,43 0,26 0,00 0,57
Сг2Оз 1,12 0,97 1,04 1,67 1,74 1,09 1,01 1,73 0,85 1,04 1,50 1,72 1,83 1,16
РеО 28,50 29,59 29,74 31,83 27,73 30,71 30,50 27,86 23,01 29,77 32,79 29,80 34,60 27,51
МпО 0,57 0,38 0,21 0,42 0,35 0,30 0,35 0,32 0,37 0,35 0,31 0,59 0,42 0,30
Р^О 14,41 14,03 13,80 12,82 14,60 12,88 13,35 14,62 16,82 13,44 11,64 12,45 10,58 14,97
N10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,23 0,00 0,00 0,00 0,31 0,00 0,13 0,00 0,23
У2Оз 0,57 0,46 0,59 0,68 0,00 0,51 0,62 0,46 0,00 0,32 0,48 0,35 0,63 0,45
№2Об 0,00 0,00 0,00 0,18 0,74 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,21 0,00 0,19 0,00
Сумма 100,00 100,03 99,98 99,74 99,89 99,41 99,96 99,91 99,16 99,39 99,37 99,32 99,72 100,01
Т1 0,92 0,92 0,92 0,89 0,92 0,92 0,92 0,92 0,97 0,93 0,90 0,94 0,90 0,93
А1 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01
Ре3+ 0,10 0,12 0,11 0,16 0,10 0,12 0,12 0,10 0,03 0,11 0,14 0,07 0,15 0,10
Ре2+ 0,43 0,44 0,46 0,45 0,43 0,47 0,46 0,43 0,40 0,46 0,50 0,50 0,53 0,42
Мп 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
м8 0,49 0,47 0,47 0,44 0,49 0,44 0,45 0,49 0,56 0,45 0,40 0,43 0,37 0,50
V 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Сг 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,02 0,02 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,03 0,02
РегОз 5,8 6,1 5,7 8,4 5 6,1 6,3 5,2 1,5 5,8 7,1 4 7,6 5,1
МёТЮ3 49,7 48,5 48,2 45,3 50,6 45,4 46,3 50,5 57,4 46,6 41,3 44,4 38 51,6
РеТЮз 44,5 45,4 46,1 46,3 44,4 48,5 47,4 44,3 41,1 47,6 51,6 51,6 54,4 43,3
Примечание. РеО — суммарное железо, масс.%, Ре3+, Ре2+ —рассчитанные значения на 2 позиции катионов. № проб (номер скважины/глубина отбора, м). Ре2Оз — гематит, М^ТЮз — гейкилит, РеТЮз — ильменит.
ты высокохромистой ассоциации (&2О3 более 6 масс.%), доля которых составляет 35% от всех пиропов лерцолитовой природы, и средне- и низкохромистой парагенетической лерцолитовой ассоциации.
По классификации Дж. Доусона (1975) гранаты 478 трубки относятся к группам: 09 — хромистый пироп, 010 — малокальциевый высокохромистый пироп, 01 — титанистый пироп и 03 — кальциевый пироп-альмандин. Группы 09 и 010 высокохромистых пиропов из лерцолитов и малокальциевых пиропов преимущественно из дунитов и гарц-бургитов имеют большое значение для оценки алмазоносности [14]. Присутствие таких гранатов в пробах в большом количестве свидетельствует о высокой потенциальной ал-мазоносности пород. Для определения 9 и 10 группы применялась диаграмма (рис. 6) из работ [15] и [16]. В исследованной выборке малокальциевые высокохромистые пиропы 010 составляют 9% и хромовые пиропы 09 — 63%. Среди гранатов 010 можно выделить подгруппу пиропа алмазной ассоциации (включений в алмазах) с параметрами химического состава &2О3 > 5 масс.%, СаО< (1,8 + 0,38 &2О3) масс.% [1]. Доля таких пиропов составляет 8% от всех зерен гранатов выборки. Пиропы групп 01, 09 и 010 относятся к ультраосновной глубинной ассоциации и только гранаты группы 03 имеют эклогитовую природу [3].
Основное внимание при анализе химического состава хромшпинелидов уделялось содержанию СГ2О3, М;О и ТЮ2. В хромшпинелидах (см. табл. 3) содержание основных оксидов составляет: Сг2О3 (36,02-51,74 масс.%), М;О (10,47-15,79 масс.%), ТЮ2 (0,24,04 масс.%), ЕеО (19,93-31,42 масс.%). Как видно из диаграмм М;-Ее-Мп и Л1-Сг-Ее (рис. 7), среди изученных шпинелей преобладают магнезиохромиты (пикрохромиты)
Магнезиохромит
Хромит
Мё
50
Бе2'
Не
30 7 V
20V > > 00 о
А А \
Ад д \
\о > > > > Л ЛА А \90 АД \
А1 50 Сг
Рис. 7. Состав хромшпинелидов из трубки 478 (коэф. в формуле).
Ре,0,
20^7 —г 80
10 У Гейкилит Ильменит \г 90
V п V
МёТЮ, 50
Рис. 8. Состав ильменитов из трубки 478 (N=93).
НсТіО,
МяСг204 (10 образцов). В связи с малочисленной выборкой хромшпинелидов достоверные статистические закономерности проследить не удалось, но в целом их состав характерен для слабоалмазоносных и неалмазоносных пород.
Особенности химического состава ильменитов 478 трубки характерны для кимберлитов в целом. Пикроильмениты достаточно однородны по своему составу [17]. Содержание основных компонентов (см. табл. 4) варьирует: Mg0 (10,56-14,62 масс.%), ТІО2 (50,47-55,26 масс.%), ЕеО (23,01-33,46 масс.%), &2О3 (0,97-2,38 масс.%), МпО (0-0,59 масс.%). По составу среди имеющихся анализов ильменитами являются 54% зерен, остальные гейкилитами (рис. 8). Содержание гейкилитового минала варьирует от 37 до 51 мол.%, ильменитового от 40 до 53% (в среднем 48 мол.%). Ильмениты из ксе-нотуфобрекчии кимберлитов 478 трубки в различных химико-генетических группах [5] попадают в поля из включений в алмазе и алмазоносных перидотитов, и алмазоносных лерцолитов, и метасоматизированных перидотитов. Следовательно, состав пикроиль-менитов является типоморфным для алмазоносных кимберлитов. К тому же в составе подавляющего большинства зерен ильменитов отмечается наличие примесей №0 и У20з и примеси МпО (для 80% ильменитов присутствуют в диапазоне 0,1—0,4 масс.%), что характерно для пикроильменитов из кимберлитов [12].
Заключение
В целом изученная ассоциация минералов-спутников 478 трубки типична для кимберлитов I группы по классификации Митчелла [14]. Пикроильменит преобладает над гранатами и хромшпинелидами, является типичным для классических кимберлитов. Среди зерен ильменитов наиболее распространены обломки неправильно-угловатой формы с микропирамидальной или гладкой поверхностью монокристаллического строения.
По составу все пикроильмениты попадают в поле из включений в алмазе и алмазоносных перидотитов, что, безусловно, положительно характеризует потенциальную алмазоносность трубки. Однако в пробах из ксенотуфобрекчии в значительных количествах присутствуют зерна с микропирамидальной поверхностью, обусловленной коррозионными процессами. Более того, при детальном изучении поверхности агрегатного ильменита наблюдались своеобразные ямчатые и петельчатые следы травления. Подобные морфологические черты ильменитов характерны для слабоалмазоносных пород.
Пиропы трубки 478 на диаграмме Н. В. Соболева свидетельствуют о происхождении из алмазоносных дунитов, гарцбургитов и лерцолитов. Среди гранатов преобладают зерна 9 и 10 групп Доусона и Стефенса. Эти факты свидетельствуют в пользу алмазоносности 478 трубки. Большинство гранатов имеют тонкоматированную поверхность и окрашены в красно-фиолетовые и фиолетовые цвета, что также способствует положительной оценке алмазоносности кимберлитов.
Поврежденные зерна округло-овальной формы преобладают среди хромшпинели-дов, для всех зерен характерна шероховатая равномерно матированная поверхность с матовым блеском или характерным металлическим блеском у расколотых зерен. Анализ состава немногочисленной выборки хромшпинелидов отрицательно оценивает алмазоносный потенциал 478 трубки.
Summary
Guseva A. S. Peculiarities of morphology and chemical composition of diamond mineral-indicators of 478 pipe of Arkhangelsk kimberlite province.
Morphology and chemical composition of minerals associated with diamond (pyrop, ilmenite and chrom-spinel) from samples xenotuff breccia of kimberlites of 478 pipe of Kepinsky field of Arkhangelsk diamondif-erous province (Northern part of European platform) are studied. Most of ilmenits are presented by angular fragments with micro pyramidal and smooth characteristic surfaces, violet pyrops of irregular form with fine matted surface, as well as rare grains of oval chromspinel with rough surface. Composition of ilmenits is typical for diamond-bearing peridotites, most of pyrops concern to garnets of lherzolitic paragenesis (mainly chromic pyrops G9 (Dawson, 1975)) on the diagram of N. V. Sobolev, part of pyrops diamond association amount to 7% (subcalcic Cr-rich garnets G10) predominantly dunite-harzbugitic paragenesis.
Keywords: diamond mineral-indicators, kimberlite, morphology of surface.
Литература
1. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск, 1974.
2. Лазько Е. Е. Минералы-спутники алмаза и генезис кимберлитовых пород. М., 1979.
3. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М., 1983.
4. Гаранин В. К. Введение в геологию алмазных месторождений. М., 1989.
5. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Марфунин А. С. Включения в алмазе и алмазоносные породы. М., 1991.
6. Харькив А. Д., Квасница В. Н., Сафронов А. Ф. Типоморфизм алмаза и его минералов-спутников из кимберлитов. Киев, 1989.
7. Харькив А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А.И. Геолого-генетические основы шлихо-минералоги-ческого метода поисков алмазных месторождений, М., 1995.
8. Ваганов В.И. Алмазоносные месторождения России и мира (Основы прогнозирования). М., 2000.
9. Богатиков О.А., Гаранин В.К., Кононова В.А. Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия). М., 1999.
10. Афанасьев В. П. Генезис пирамидально-черепитчатого рельефа растворения на гранатах пи-роп-альмандинового ряда // ЗВМО. 1985. Вып. 1.
11. Афанасьев В. П. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. Новосибирск, 2001.
12. Кудрявцева Г. П. Атлас морфогенеза алмаза и минералов-спутников в кимберлитах и родственных породах Архангельской алмазоносной провинции. М., 2005.
13. Фролов А.А., Лапин А.В., Толстов А.В. Карбонатиты и кимберлиты (взаимоотношение, минералогия, прогноз). М., 2005.
14. Илупин И. П. Кимберлиты, М., 1990.
15. Gurney J. J. A correlation between garnets and diamonds // Univ. of WA. 1984. Publ. 8.
16. Fipke C. E., Gurney, R. O. Moore. Diamond Exploration Techniques Emphasising Indicator Mineral Geochemistry and Canadian Examples // Geol. Surv. of Canada. 1995. B. 423.
17. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Сошкина Л. Т. Ильменит из кимберлитов. М., 1984.
