CC BY
84
2017
Геология
Том 16, № 4
МИНЕРАЛОГИЯ, КРИСТАЛЛОГРАФИЯ
УДК 549.211
Туффизитовые алмазы на Енисейском кряже
В.И. Силаева, И.А. Кузьминь, В.М. Колямкинь, Е.А. Васильев0, А.Е. Сухарева, И.В. Смолеваа, В.Н. Филиппова, Н.С. Курбатоваь,
A.Ф. Хазова, В.А. Петровскийа
ЙИГ Коми НЦ УрО РАН, 167982, Сыктывкар, Первомайская, 54 ьАО «Сибирское ПГО», 660020, Красноярск, Березина, 3Д ^анкт-Петербургский горный университет, 199106, Санкт-Петербург,
B.О., 21 линия, 2
E-mail: [email protected]
(Статья поступила в редакцию 21 августа 2017 г.)
Впервые проведены комплексные минералого-геохимические исследования алмазов и туффизитоподобных алмазоносных пород, выявленных на Енисейском кряже. Исследованные алмазы характеризуются зеленым цветом, кубоктаэдрическим габитусом, умеренной азотностью, неагрегированным состоянием азотных структурных дефектов. На поверхности алмазов установлены ксеноминеральные пленки, в состав которых входят разнообразные самородно-металлические, карбидные, сульфидные и галогенсульфидные, сульфатные и оксидные фазы. В качестве основных микроэлементов-примесей выступают Ni, Fе, Mn. Весьма неоднородны по изотопному составу углерода как алмазы-индивиды, так и алмазы изученной популяции в целом. Полученные результаты подтверждают выводы о повсеместной зараженности Сибирской платформы алмазами и их полигенности. Ключевые слова: Сибирская платформа, Енисейский кряж, туффизиты, алмазы, минералого-геохимические свойства, прогноз алмазоносности DOI: 10.17072/psu.geol.16.4.304
Посвящается светлой памяти Льва Васильевича МАХЛАЕВА, видного исследователя Таймыра и первооткрывателя Мемеча-Котуйской кимберлитовой провинции на севере Красноярского края
Введение
Первые находки алмазов на Сибирской платформе были сделаны, как известно, российским академиком-минералогом П. В. Еремеевым в 1897 г. при обследовании золотоносных россыпей в бассейне р. Большой Пит на Енисейском кряже. В 1930-е гг. примерно в тех же местах будущий руководитель поисками алмазов в СССР А. П. Буров (Буров, 1962) нашел еще один алмаз (рис. 1, а). С 1946г. в юго-
западной части Сибирской платформы начались работы, направленные на поиски алмазных россыпей в долинах крупных рек под дражные полигоны. В результате подтвердилась алмазоносность аллювия на р. Бол. Пит и были выявлены алмазные россыпи на р. Вельмо и ее левых притоках. В 1952 г. сотрудники ЦНИГРИ нашли первые алмазы в аллювии на р. Уда (Ди-бров и др., 1960), а несколько позже алмазы в ассоциации с пиропом, пироп-альмандином, хромшпинелидами, перов-
© Силаев В.И., Кузьмин И.А., Колямкин В.М., Васильев Е.А., Сухарев А.Е., Смолева И.В., Филиппов В.Н., Курбатова Н.С., Хазов А.Ф., Петровский В. А., 2017
304
скитом были выявлены на других реках рассматриваемой территории: Нижняя Кочема, Тычаны, Большой Ерёма, Вельмо, Илим, Катанга, Бирюса, Чуна и др. Эти алмазы имели преимущественно октаэд-рический и додекаэдрический габитус, по весу варьировались от 10 до 1500 мг - самые большие были с р. Тычаны (до 700 мг) и с Туманшет-Бирюсинского междуречья (до 1500 мг). На некоторых речных водоразделах из юрских терригенных отложений тоже были извлечены алмазы и минералы-индикаторы кимберлитов.
К настоящему времени в бассейне р. Подкаменная Тунгуска в ходе геологической съемки м-ба 1:200000 не только установлены речные россыпи (В.В. Бож-ко), но и открыт так называемый проме-
жуточный коллектор - базальный граве-лит-конгломератовый горизонт средне-каменноугольного возраста (Тарыдакский алмазоносный участок). В результате опробования здесь из россыпей были извлечены более 100 алмазов общим весом 5.4 г, а из базальных галечников - более 600 алмазов общим весом около 10 г. Алмазы размером 1-4 мм характеризовались бесцветностью, октаэдрическим габитусом, без- или малоазотностью, агрегацией структурного азота лишь до А-типа дефектов. По изотопному составу углерода эти алмазы варьировались в очень широком диапазоне значений 513С от -1 до -31 %о, подразделяясь на три группы (%о): 1) -1...-10; 2) -11...-21; 3) -22 ... -31 (Афанасьев и др., 2005).
Рис. 1. Первооткрыватели енисейских алмазов (а), структурно-тектоническое районирование территории юго-западного фланга Сибирской платформы (б) и схема алмазоносности (в). Условные обозначения на б: 1 - Западно-Сибирская плита; 2 - Енисейский горст (кряж);3 -Байкитская антиклиза; 4 - Тунгусская синеклиза; 5 - АГМЗ, 6 - Терянская впадина; 7 - Ангара-Канская глыба; 8 - Мурская впадина; 9 - Восточно-Саянская складчатая область; 10 - Кан-ская глыба; 11 - Агульский грабен; 12 - УТМЗ, 13 - Бирюсинская глыба. Условные обозначения на в: 1 - блоки архейского возраста (архоны) в фундаменте на юго-западной окраине платформы; 2 - главные тектоно-минерагенические линеаменты (ЧДО - Чадобецко-Далдыно-Оленекская); 3 - эпицентры «вторичных» мантийных плюмов, влияющих на эволюцию мантийного протолита (Розен и др., 2008); 4 - кимберлитовые поля (1 - Чадобецкое, 2 - Тайгикун-Нембинское, 3 - Окинское); 5 - территории Якутской алмазоносной провинции (ЯАП-центр и ЯАП-север) и продуктивные на алмазы участки на юго-западной окраине Сибирской платформы (ЧБ - Чуна-Бирюсинский, ИК - Илимо-Катангский, БЕ - Больше-Ерёмский, Т - Тарыдак-ский, ЕК - Енисейский кряж); 6 - исследованный алмазоносный участок в междуречье Паним-ба-Чиримба. АТ, Е, ПС - алмазоносные субпровинции, соответственно Ангаро-Тунгусская, Енисейская, Присаянская
После открытия Якутской алмазоносной провинции поиски алмазов на юго-западном фланге Сибирской платформы были сильно сокращены. Теоретическим основанием для этого послужило мнение об образовании промышленных алмазных месторождений только в кимберлитах и только в условиях кратонов архейского возраста консолидации («правило Клиффорда»). Структуры же на юго-западе Сибирской платформы (рис. 1, б) в те годы рассматривались как внеплатформенно-складчатые, т. е. неперспективные на алмазы. Позже, однако, выяснилось, что территория, расположенная к западу от Анкиновской разломной зоны и вплоть до Саяно-Худосеевского дизъюнктива уже в раннем протерозое представляла собой единую с байкитским кратоном платформенную область, а геологическое развитие Енисейского кряжа происходило в протерозое-палеозое в неразрывной связи со структурами собственно Сибирской платформы. В настоящее время Енисейский кряж рассматривается как типичное гор-стовое поднятие, образовавшееся в результате орогенеза внутриплатформенной мобильной зоны. Сильным аргументом в пользу внутриплатформенной природы Енисейского кряжа выступают выявленные в его пределах Чапинское поле потенциально алмазоносных кимберлит-лампро-итов вендского возраста (Динер, 2003), Орловское проявление флогопит-пироксе-новых сильно ожелезненных пикритов и эксплозивные пикритоиды, установленные в нижнем течении р. Ангары.
К этому можно добавить, что за пределами Енисейского кряжа на территории юго-западного фланга Сибирской платформы известны еще, по крайней мере, три кимберлит-лампроитовых поля - Ча-добецкое, Тайгикун-Нембинское и Окин-ское. На первом из этих полей в мезозойских лампроитах были найдены алмазы преимущественно додекаэдрического габитуса размером 1-2 мм и весом до 11 мг (Секерин и др., 1999).
Обобщение современной геологической информации позволяет в пределах
юго-западного фланга Сибирской платформы выделить три алмазоносных суб-ровинции (рис. 1, в): - 1) Ангаро-Тунгусскую - зона скрытых разломов фундамента; 2) Енисейскую - Енисейский кряж; 3) Присаянскую - коллизионные зоны краевых дислокаций (Курганьков и др., 2005; Курганьков, Кузьмин, 2006; Курганьков, Кузьмин, 2008). Эти субпровинции существенно различаются по геологическому строению, составу горных пород, набору минералов-индикаторов в шлиховых ореолах и разновидностям алмазов. Например, только в Присаянье среди алмазов установлены балласы - сферо-литовые алмазы VI разновидности с голубой люминесценцией, оптически активными азотными дефектами систем N3, ШУ и Н3 (Каминский и др., 1982). Перспективность упомянутых субпровинций оценивается в настоящее время по-разному. Если в отношении Ангаро-Тунгусской субпровинции она практически никем не оспаривается, а в отношении Присаянской активно обсуждается, то перспективность Енисейского кряжа, несмотря на находки здесь алмазов не только в аллювии, но и в терригенных мезо-кайнозойских отложениях на речных водоразделах, до сих пор оценивается как сомнительная.
Основу пликативной структуры Енисейского горста составляют элементы первого порядка - Приенисейский, Центральный, Панимбинский и Татарский ан-тиклинории, а также Исаковский и Анга-ро-Тисский синклинории, которые разграничены протяженными зонами главных разломов северо-западного простирания - Приенисейского, Исаковского, Татарского, Ишимбинского и Анкиновского. Поперечным разломам северо-восточного простирания, играющим подчиненную роль в структуре самого кряжа, исследователями придавалось значение геологических факторов второго порядка. Между тем для истории системы Енисейский кряж-Байкитская антеклиза эти разломы имели весьма существенное значение, на что одним из первых указывал еще
Е.А. Долгинов (1964). Позднее поперечные структуры с различной металлогени-ческой нагрузкой выявлялись многими исследователями преимущественно по гравиметрическим, магнитометрическим и геохимическим данным (Старосельцев и др., 2003; Сурков и др., 1997; Зверев, Ладынин, 2002). Согласно современным представлениям, на рассматриваемую территорию протрассированы Ангаро-Сользаводская (Ангаро-Вилюйская, по Д.И. Балицкому и Г.Н. Бровкову, или АТМЗ, по В.А. Бутану (Бутан, 1999), То-хомо-Питская (Большепитско-Кислокан-ская, по А.В. Крюкову) и Тунгусская (Касско-Байкитская) поперечные структуры. При этом наиболее сложные и контрастные геохимические аномалии (Zr, Ba, Sr, Cr, Cu, Zn, Au) приурочены к узлам пересечения разломных зон северозападного (Приенисейская, Ишимбинская, Анкиновская) и северо-восточного (Кас-ско-Байкитская, Большепитско-Кислокан-ская) простираний. Как известно, в районах проявления кимберлитового и лам-проитового магматизма именно упомянутые выше элементы и образуют вокруг алмазоносных трубок незначительно смещенные вторичные литохимические ореолы и водные потоки рассеяния.
Рассматривая историю находок алмазов на юго-западе Сибирской платформы, нельзя не упомянуть и о фактах их обнаружения на территориях южного складчатого обрамления, непосредственно прилегающих к упомянутой выше Присаянской субпровинции. Как известно, первые алмазы здесь были найдены еще в 1930-е гг. М. Ф. Шестопаловым в углеродизирован-ных перидотитах и углеродисто-кварц-полевошпатовых метасоматитах на Оспи-но-Китойском офиолитовом массиве (Ше-стопалов, 1938). Это были бесцветные и зеленоватые обломки и осколки тверже корунда, плотностью 3.25 г/см3, сгоравшие при 700-800 °С (рис. 2). К 1939 г. объем опробования здесь достиг семи тонн, из которых извлекли до 100 алмазов зеленоватого цвета с голубой катодолю-минесценцией размером 100-900 мкм.
Алмазы были надежно диагностированы в ЦНИЛКОМС Треста «Русские самоцветы», ВИМСе и ЦНИГРИ под общим кураторством В. Н Лодочникова1. В 1951 г. в результате ревизионных работ, проведенных под руководством И. С. Иванова (один участок, 36 проб общим весом 180 кг), в «обуглероженных» перидотитах нашли только муассанит. На этом основании был сделан вывод о том, что «шесто-паловские» алмазы являлись вовсе не алмазами, а карбидами (Михайлов, Полякова, 1959). Однако в 1988-1992 гг. в ходе ГДП-50 геологами ПГО «Бурятгеология» из штуфных проб углеродизированных перидотитов и углеродистых метасомати-тов с Оспино-Китойского массива опять было извлечено более 30 алмазов, очень похожих на «шестопаловские». Кристаллы были бесцветными, сероватыми, желтоватыми и коричневыми, имели октаэд-рический и декаэдрический габитус, по размеру варьировались от 200 мкм до 1.5 мм. Фазовый диагноз на этот раз осуществили в специализированной лаборатории ИРГИРЕДМЕТ и институте Тул-НИГП. Остается добавить, что нами с Б. Б. Дамдиновым в 2010 г. были исследованы кериты из углеродизированных серпентинитов Оспино-Китойского массива, изотопный коэффициент углерода в которых составил -9.8 ± 4.5 %о (Силаев и др., 2015а), что более всего соответствует эндогенным углеродным веществам, вероятно, с глубинным источником углерода.
Таким образом, практически вся территория юго-западной окраины Сибирской платформы, включая Енисейский кряж и даже прилегающее с юга складчатое обрамление, являются алмазоносными, причем в виде не только речных россыпей, но и коренных источников - как минимум вторичных коллекторов.
Тем не менее вплоть до настоящего времени юго-запад Сибирской платформы остается в статусе так называемых территорий с нереализованными перспективами
1 Интернет-сведения от А. А. Миронова, директора ООО «Сибирь Геопоиск»
алмазоносности (Афанасьев и др., 2005), хотя современный уровень геологической изученности позволяет ожидать здесь значительных открытий (Мкртычьян и др.,
Шестопалов Михаил Фёдорович
Рис. 2. Типичная морфология «шестопаловскю массива
Во-первых, в фундаменте рассматриваемого региона геофизиками (Stepashko, 2013) выявлены крупные блоки архейской кратонизации, которые неплохо совмещаются и с известными здесь кимберли-товыми полями, и с алмазоносными участками. Во-вторых, алмазоносные участки на территории юго-западной окраины Сибирской платформы располагаются практически в створе Чадобецко-Далдыно-Оленекской алмазо-минерагени-ческой зоны, к которой в центральной части ЯАП приурочены наиболее алмазоносные кимберлитовые трубки. В-третьих, вблизи рассматриваемой территории располагается один из эпицентров «вторичных» мантийных плюмов (Розен др., 2008), обуславливающих конвективное преобразование глубинных подкоровых протолитов и разнообразный магматизм, который в свою очередь может оказаться продуктивным на алмазы.
Не исключено также, что в рамках Сибирской платформы рассматриваемая территория закономерно вписывается в региональную минерагеническую симметрию, выражающуюся в смене в направлении от центра Якутской алмазоносной провинции на ее фланги кимберлитовой алмазо-носности на некимберлитовую, в частности на флюидо-эксплозивную или туффи-
2004). Основанием для таких ожиданий могут служить следующие геологические соображения.
алмазов с Оспино-Китойского офиолитового
зитовую (Избеков и др., 2006). Как известно, в настоящее время такого рода некимберлитовые первоисточники алмазов уже установлены на северном фланге Сибирской платформы (Граханов и др., 2009; Шкодзинский, 2014) и вполне вероятны на ее юго-западном фланге.
Объекты и методы исследований
В ходе поисков коренных источников самородного золота на Енисейском кряже в 2006-2008 гг. в междуречье Панимба-Чиримба (правые притоки р. Б. Пит) двумя скважинами были вскрыты алмазосодержащие породы псаммитового облика, первоначально отнесенные к эрозионно-карстовым образованиям. Участок расположен в узле пересечения Большепитско-Кислоканской тектонической зоны и Ишимбинского продольного разлома, где в 1950 г. в русловых отложениях на р. Бол. Пит были найдены два небольших алмаза декаэдрического габитуса массой 10,2 и 10,7 мг, а также один алмаз массой 36 мг из водораздельных песчано-гра-вийных отложений предположительно неоген-палеогенового возраста.
В ходе бурения в упомянутом выше междуречье до глубины 38 м прослеживались красновато-желтоцветные глины, ин-
Алмазы из углеродизированных перидотитов (размер кристаллов 150— 900 мкм)
терпретированные как глинистая кора выветривания неогенового возраста (кирна-евская свита). В керне этих глин обнаружились зерна амфибола, альмандина, ильменита, хромшпинелидов, сильно окисленного пирита. Ниже в интервале от 38 до 44 м скважина прошла по доломитам и вошла в преимущественно рыхлые щебнисто-гравийно-песчаные отложения, которые не прерывались до глубины 59 м. Именно эти отложения и были восприняты геологами как эрозионно-карстовые. Обломки в них были представлены измененными, сильно ожелезненными породами апомагматического облика, слюдистыми кварцитами, мергелями и в разной степени перекристаллизованными известняками. В качестве связующей массы выступали желтовато-бурые полимиктовые пески, местами сцементированные до гра-велито-песчаников. Ниже рыхлого горизонта залегали мраморизованные известняки и доломиты, слабо пиритизирован-ные и местами окремненные.
При отмывке гравийно-песчаного материала из интервала 44-59 м минералогами были обнаружены полнотелесные алмазы грязновато-зеленого цвета размером до 1 мм. На каждый полученный шлих приходилось по 2-3 алмаза, что свидетельствует о весьма значительном их валовом содержании в исходных гравийных псаммитах. Уральский опыт дает основание предполагать, что обнаруженный на Енисейском кряже 15-метровый по мощности щебнисто-гравийно-песчаный горизонт имеет не карстогенное, а флюи-дизатное происхождение, т. е. сложен туффизитами - породами осадочного облика, но с флюидальными текстурами и интрузивным залеганием (Голубева, 1998; Голубева, 1999; Махлаев, Голубева, 2001). Как известно, такие образования на Урале тоже долгое время принимались именно за отложения в эрозионно-карстовых депрессиях (Сычкин, 2000), но в настоящее время убедительно трактуются как флюи-дально-эксплозивные образования (Ры-бальченко и др., 2011).
Практически сразу после находки алмазов в керне щебнисто-гравийных псаммитов с междуречья Панимба-Чиримба появились сомнения в их природном происхождении, что на десять лет затормозило естественный ход событий. Лишь в 2015 г., благодаря инициативе И.А. Кузьмина и поддержке со стороны главного геолога ОАО «Красноярскгеолсъёмка» Е.И. Берзона, появилась возможность провести исследования четырех алмазных кристаллов и нескольких типичных образцов обломков горных пород из алмазоносного гравийно-песчаного горизонта. В ходе исследований был использован следующий комплекс методов: оптическая микроскопия (компьютеризированный комплекс OLYMPUS BX51); аналитическая СЭМ (JSM-6400 Jeol); рентгенофлю-оресцентный анализ (XRF-1800 Shimad-zy); определение содержания микроэлементов методом ИСП-МС - породы и ЛА ИСП-МС - алмазы (Perkin Elmer ELAN 9000); рентгенодифрактометрический анализ (Shimadzu XRD-6000) и рентгено-фазовый анализ с фоторегистрацией (УРС-60); инфракрасная спектроскопия (Vertex-70 с микроскопом Hyperion 1000); рамановская и фотолюминесцентная спектроскопия (Renishaw in Via, лазеры 514 и 785 нм); изотопная масс-спектрометрия (аналитический комплекс, состоящий из элементного анализатора FlashEA-НТ 1112, газового коммутатора Confo IV и масс-спектрометра Delta V+(Finnigan).
Горные породы
Обломки горных пород в алмазоносном гравийно-песчаном горизонте представлены сильно ожелезненной по виду апомагматической породой, слюдистыми кварцитами, мергелями и мраморизован-ными известняками.
Слюдисто-шамозитовая апомагма-тическая порода характеризуется бурым цветом, массивностью и тонкокристаллическим строением. Под микроскопом мат-рикс породы сложен железистой массой,
на фоне которой выделяется слюдистый, очень разнозернистый (от 100 мкм до почти 1 мм), лепидобластовый агрегат (рис. 3). По химическому составу (табл. 1) порода является магнезиально-железистой оксидно-алюмосиликатной, а по нормативно-минеральному составу может быть определена как слюдистый шамозитолит с существенной примесью гётита состава ^е0.94-0.97ЛЬ.03-0.06)0(0Н). Характерна незначительная химическая примесь СГ2О3. Слюды в соответствии с современной номенклатурой (Номенклатура слюд, 1998)
отвечают промежуточному мусковит-алюмоселадониту и железисто-магнезиальному флогопиту (табл. 2), что, вероятно, отражает первично магматическое происхождение этой горной породы. Кроме упомянутых минералов в породе установлены беспримесный циркон и никелистый троилит состава (Fe0.98-1.04Ni0-0.0OS. На основании полученных данных можно предполагать, что протолитом для рассматриваемой породы послужили пикри-тоиды.
Рис. 3. Внешний вид (а - образец, б - шлиф) и микроструктура (в-з) слюдисто-шамозитовой апомагматической породы. Изображение под оптическим микроскопом в режимах без анализатора (в) и со скрещенными николями (г-з)
Ожелезненные хлорит-слюдистые кварциты - буровато-серая, массивная, микротонкозернистая, неравномерно оже-лезненная хлорит-слюдисто-кварцевая порода (табл. 1). По структуре основной массы она мелко-тонколепидограно-бластовая (рис. 4). Слюды представлены ^-содержащим мусковит-алюмоселадо-нитом, магнезиально-железистые хлориты вполне уверенно диагностируются рент-гендифрактометрическим методом. На аномально железистых участках содержание гётита достигает 25-30 мол. %.
Мергели представлены двумя литоти-пами - мергелями глинистыми и мергелями доломитистыми.
Мергель глинистый (рис. 5, табл. 1) -светлая желтоватая, массивно-полосчатая порода с чередованием горизонтов карбо-
натного микрита толщиной 0.5-1 мм и более толстых (1.5-2 мм) микро-тонко-зернистых горизонтов, сильно обогащенных кварцем. Последний образует изо-метричные грануловидные индивиды размером 50-100 мкм. В качестве примесей в рассматриваемой породе выступают доломит, мусковит (иллит) и магнезиальный хлорит.
Мергель доломитистый (рис. 6) отличается большей карбонатностью и существенной примесью доломита к кальциту (табл. 1). Светло-серая, массивная мелкозернистая порода с гранобластовой структурой. Имеет незначительную химическую примесь СГ2О3. Доля доломита в карбонатном матриксе составляет 3035%. Кварца в этом мергеле в два раза
меньше, чем в глинистом мергеле, но больше слюды.
Известняки доломитсодержащие мраморизованнные - светло-серая, массивная, неравномерно-зернистая порода (рис. 7). На неперекристаллизованных участках она сложена мелкозернистым гранобластовым агрегатом с размером зерен 100-200 мкм. На резко очерченных участках мраморизации размер индивидов кальцита скачкообразно возрастает до 300 х 400 мкм (среднезернистая структура), а местами и до 2.5 х 4 мм (гигантозернистая
структура). Доля доломита в карбонатном матриксе составляет 7.5-8 %. В качестве примесей выступают в последовательности снижения содержаний мусковит (ил-лит), магнезиальный хлорит, альбит, кварц (табл. 1).
Вычисленные литохимические модули - гидролизатный и железный (табл. 1) -обуславливают следующий вывод. Слю-дисто-шамозитовая апомагматическая порода имеет все признаки сильного гидролитического изменения и вторичного ожелезнения.
Компоненты 1 (К) 2 (С-20/1а) 3 (С-20/1б) 4 ^-20/3) 5 ^-20/2) 6 (^ 20/4)
SiO2 33.10 86.73 59.60 54.89 24.25 2.65
ТЮ2 0.77 0.07 0.08 0.03 0.06 0.08
АЪОз 17.39 2.34 3.02 1.01 1.42 1.09
СГ2О3 0.03 Не обн. Не обн. Не обн. 0.03 Не обн.
Fe2Oз 41.57 7.75 33.83 1.29 1.38 0.53
МпО 0.09 0.37 0.39 Не обн. 0.05 0.02
MgO 2.89 0.88 1.04 14.42 5.43 1.93
СаО 0.14 0.78 0.71 7.31 34.39 52.17
SrO Не обн. Не обн. Не обн. Не обн. 0.07 0.13
№20 « « « « Не обн. 0.11
К2О 3.37 0.94 0.80 0.21 0.37 0.22
Р2О5 0.56 0.14 0.53 0.05 0.12 0.04
S0з Не обн. Не обн. Не обн. Не обн. Не обн. 0.04
СО2 « « « 20.79 32.43 40.99
Модуль гидролизатный (ГМ) 1.81 0.12 0.62 0.04 0.12 0.64
Модуль железный (ЖМ) 2.29 3.36 11.04 1.24 0.97 0.47
Нормативно-минеральный состав
Кварц 1.53 82.44 59.62 61.63 30.90 1.34
Мусковит-алюмосела- 20.92 8.12 8.02 2.11 4.55 3.09
донит и мусковит
Флогопит 12.09 Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. Не опр.
Хлорит Не опр. 2.55 3.36 2.30 1.70 1.75
Альбит « Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. 1.64
Кальцит « « « 32.70 40.42 83.95
Доломит « « « 20.71 7.27
Апатит 1.32 0.92 1.58 0.11 0.16 0.15
Хромит 0.04 Не опр. Не опр. Не опр. 0.04 Не опр.
Рутил 0.60 0.05 0.06 0.03 0.06 0.09
Пирит Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. 0.07
Шамозит 63.50 Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. Не опр.
Гётит 5.92 27.36 1.12 1.46 0.65
Примечание. Результаты рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. Содержание СО2 получено расчетом. 1 - слюдисто-шамозитовая апомагматическая порода; 2 - ожелезненный хлорит-слюдистый кварцит; 3 - то же, участок аномального ожелезнения; 4 - мергель глинистый; 5 - мергель доломитистый; 6 - известняк доломитсодержащий мраморизованный. Модули: ГМ = (TiO2+Al2Oз+Fe2Oз)/(SiO2; ЖМ = ^е20з+Мп0У(ТЮ2+АЪ0з).
Таблица 1. Химический состав обломков из туффизитоподобных пород с Енисейского кряжа, мас. %
Таблица 2. Химический состав мусковита-алюмоселадонита (1-6) и флогопита (7-9) в слюди-сто-шамозитовой апомагматической породе и ожелезненном хлорит-слюдистом кварците, мас. %
Компо- 1 2 3 4 5 6 7 8 9
ненты
Si02 47.01 52.09 54.28 47.75 47.45 47.20 39.34 38.93 39.88
ТЮ2 1.04 1.71 0.87 2.43 1.26 1.54 1.79
АЪ0з 35.21 29.09 24.10 35.07 35.00 33.61 11.14 12.80 11.75
Fe20з 2.66 1.79 2.71 2.59 2.73 2.38 26.92 23.36 22.33
Mg0 1.81 1.54 3.05 2.28 1.71 2.16 12.99 13.24 14.40
К20 12.27 15.49 14.15 12.31 12.24 12.22 8.35 10.13 9.94
Эмпирические формулы: 1 - KAll.65(Mgo.l7Feo.lзTio.o5)o.з5[AlSiзOlo](OH)l.7; 2 - Kl.o4All.8l(Mgo.l2Feo.o7)o.l9 [МБЬОюКОН)!*!; 3 - КА11.57^0^е0.11Т^>.07)0.43[АМ3010](0Н)1.57; 4 - КА11.62^0^е0.12)0.35[АМз0ю] (0Н)1.54; 5 - КА11.63^0.^е0.13Тк04)0.35[А^3010](0Н)1.59; 6 - КМ.53(М0.2^е0.пТк12)й44[АЮЬ010](0Н)1.47; 7 - K0.8l(Mgl.49Fel.54Ti0.07)з.l[AlSiзOl0](OH)2.08; 8 - К0.99(М&^е1.35Т^.09)2.97[АМз010](0Н)2.2; 9 - К0.95 (М& .62Fel .26 Tio. 10)2.98 [All.04SiзOl 0](0Н)2.1 з
Рис. 4. Внешний вид (а - образец, б - шлиф) и микроструктура (в-з) ожелезненного хлорит-слюдистого кварцита. Изображение под оптическим микроскопом в режимах без анализатора (в) и со скрещенными николями (г-з)
Рис. 5. Внешний вид (а - образец, б - шлиф) и микроструктура (в-ж) глинистого мергеля. Изображение под оптическим микроскопом в режиме со скрещенными николями
Рис. 6. Внешний вид (а - образец, б - шлиф) и микроскопическое строение (в-ж) доломитисто-го мергеля. Изображение под оптическим микроскопом в режиме со скрещенными николями
С литохимических позиций она отвечает супержелезистому нормогидролиза-ту. Ожелезненные хлорит-слюдистые кварциты в целом могут быть отнесены к супержелезистым силитам, но на участках аномального ожелезнения они соответствуют гипогидролизатам. Некарбонатная примесь в мергелях литохимически тестируется как супержелезистые силиты, а в известняках - как норможелезистый гипо-гидролизат.
В составе пород выявлено 45 микроэлементов, в том числе (табл. 3) 6 щелочных и щелочно-земельных литофилов, 11 литофилов-гидролизатов, 14 лантаноидов, 12 халькосидерофилов, 2 неметалла. Анализ показывает, что по своим геохимическим свойствам исследуемые породы достаточно четко подразделяются на три кластера.
Первому кластеру соответствует слю-дисто-шамозитовая апомагматическая порода, аномально обогащенная практически всеми группами микроэлементов. Это устанавливается как по абсолютным значениям концентраций, так и по кларкам концентрации относительно PAAS -среднего состава архей-протерозойских глинистых сланцев с Австралийской
платформы (рис. 8). Рассматриваемая порода сильно обогащена Ве, Бс, ^ V, и, средними и особенно тяжелыми лантаноидами (самариевая и иттриевая подгруппы), Си, Zn, С^ Мо, W, N1, Бе. Очень показательно, что нормированный на РААБ тренд лантаноидов имеет сильно положительный наклон, обусловленный последовательным обогащением рассматриваемой породы в направлении от Рг до Lu. В общем, все это вполне комплемен-тируется со сделанным выше выводом о пикритовой природе соответствующего протолита.
Во второй кластер объединяются образцы ожелезненных хлорит-слюдистых кварцитов. Они по концентрации микроэлементов геохимически уступают, конечно, вышерассмотренной апомагмати-ческой породе, но тем не менее обнаруживают обогащение V, С^ Мо, W, БЬ, Бе. Тренд нормированных на РААБ лантаноидов в рассматриваемом случае имеет субгоризонтальную форму, т. е. характер распределения лантаноидов в рассматриваемых кварцитах согласуется с таковым в эталонных глинистых сланцах.
В третий кластер объединяются карбо-натолиты - мергели и известняки. Все эти
породы характеризуются минимальными таллов как в абсолютных значениях, так и содержаниями литофилов-гидролизатов, в кларках концентрации относительно лантаноидов, халькосидерофилов, неме- PAAS.
Рис. 7. Внешний вид (а, б) и микроскопическое строение (в-ж) мраморизованного известняка. Изображение под оптическим микроскопом в режиме со скрещенными николями
Тренд нормированных концентраций лантаноидов имеет субгоризонтальную форму, располагаясь на графике существенно ниже аналогичного тренда даже для хлорит-слюдистых кварцитов. Практически единственную геохимическую аномалию в карбонатолитах демонстрирует карбонатофил Sr, повышенная концентрация которого обусловлена, очевидно, преимущественно кальцитовым составом этих пород.
Статистический анализ показал, что в исследуемой коллекции горных пород
групповые концентрации литофилов-гидролизатов, лантаноидов и халькосиде-рофилов прямо и довольно сильно корре-лируются между собой (г = 0.42.. .0.89), но обратно коррелируются с групповой концентрацией щелочных и щелочноземельных литофилов (г = 0.-0.42).
Значительный интерес представляет геохимический анализ исследуемых пород с позиции космогеохимической классификации Ю. Г. Щербакова (1982).
Таблица 3. Содержание микроэлементов в обломках из алмазосодержащих туффизито-подобных пород с Енисейского кряжа, г/т
Элементы 1 2 3 4 5 6
Li 18 14.9 15.8 14.2 0.51 7.45
Rb 124 14.4 18.1 5.75 12.1 10.5
Cs 14.9 0.61 0.90 0.47 0.44 0.26
Ве 21.7 1.21 Не обн. Не обн. Не обн. Не обн.
8г 60 12.1 7.56 9.31 1040 515
Ва 180 106 109 17.1 47.6 61.7
Сумма щелочных и щелоч- 418.6 149.22 151.36 46.83 1100.65 594.91
но-земельных литофилов
8с 19.7 2.39 1.57 1.01 1.16 0.97
Y 113 19.5 3.9 1.78 3.75 4.42
Ga 12.9 2.29 2.24 1.44 1.61 1.84
Таблица 3. Окончание
Элементы 1 2 3 4 5 6
Ge 1.35 0.94 0.54 0.78 0.21 0.57
гг 70.9 31.3 25.5 19.1 20.5 17.9
Ш 1.81 0.51 0.31 Не обн. 0.33 0.03
V 149 82.5 36.5 9.3 9.5 11.9
№ 6.77 1.01 1.02 Не обн. 0.96 0.61
Та 0.5 0.14 Не обн. Не обн. Не обн. Не обн.
ТИ 4.34 1.19 0.95 0.31 1.08 0.85
и 3.93 1.08 0.88 0.19 1.15 0.21
^умма литофилов-гидролизатов 384.2 142.85 73.41 33.91 40.25 39.3
La 16.2 8.34 4.22 1.9 5.48 5.53
Се 19.5 17.7 8.19 2.87 8.29 9.48
Рг 3.56 2.13 0.96 0.45 1.12 1.1
№ 16.3 8.52 4.36 1.72 4.8 4.15
Сумма лантаноидов церие- 55.56 36.69 17.73 6.94 19.69 20.26
вои подгруппы
Sm 4.52 1.49 0.73 0.25 0.93 0.73
Ей 1.44 0.39 0.18 0.07 0.17 0.2
Gd 8.23 1.87 0.73 0.28 0.67 0.72
ТЬ 1.74 0.32 0.11 0.05 0.1 0.12
Dy 13.6 1.87 0.65 0.23 0.53 0.7
Но 3.08 0.45 0.14 0.04 0.1 0.14
Сумма лантаноидов самари- 32.61 6.39 2.54 0.92 2.50 2.61
евой подгруппы
Ег 9.38 1.56 0.36 0.11 0.3 0.37
Тт 1.43 0.23 0.05 0.02 0.05 0.06
Yb 8.45 1.62 0.33 0.14 0.27 0.34
Lu 1.27 0.26 0.06 0.02 0.04 0.04
Сумма лантаноидов иттрие- 20.53 3.67 0.80 0.29 0.66 0.81
вой подгруппы
Иттриевая / цериевая под- 0.37 0.10 0.05 0.04 0.03 0.04
группы
Сумма лантаноидов 108.7 46.75 21.07 8.15 22.85 23.68
Си 61.4 42.5 53.5 11.6 12.5 32.2
Ag 0.28 0.12 0.07 0.13 0.05 0.05
гп 389 40.6 85.3 35.6 12.8 13.3
Cd 0.51 0.15 Не обн. Не обн. Не обн. Не обн.
Т1 1.15 0.19 0.16 « « «
Sn 0.2 0.7 1.31 0.77 0.61 0.95
РЬ 13.6 7.88 2.95 4.86 4.43 3.13
Сг 78 11.8 15.2 7.09 8.01 8.4
Мо 1.2 0.74 1.51 0.1 0.61 0.7
W 2.84 6.56 1.7 Не обн. Не обн. Не обн.
Со 20.4 12.8 4.35 0.96 1.09 1.4
Ni 82.6 22.7 26.8 16.8 5.9 14.6
Сумма халькосидерофилов 651.18 146.74 192.85 61.11 46.0 74.73
Sb 0.17 7.36 2.48 0.6 0.43 0.61
Se 3.08 0.89 0.3 0.3 0.44 0.32
Сумма неметаллов 3.25 8.25 2.78 0.9 0.87 0.93
Общее содержание 1565.93 493.81 441.47 150.9 1210.62 733.55
микроэлементов
Примечание. 1 - слюдисто-шамозитовая апомагматическая порода; 2 - ожелезненный хлорит-слюдистый кварцит; 3 - то же, участок аномального ожелезнения; 4 - мергель глинистый; 5 - мергель доломитистый; 6 - известняк доломитсодержащий мраморизованный.
Рис. 8. Нормированные на PAAS концентрации микроэлементов в исследуемых образцах из туффизитоподобных пород с Енисейского кряжа. Породы: 1 - слюдисто-шамозитовая апо-магматическая порода; 2, 3 - ожелезненные хлорит-слюдистые кварциты; 4 - мергель глинистый; 5 - мергель доломитистый; 6 - известняк. Микроэлементы: а - щелочные и щелочноземельные литофилы; б - литофилы-гидролизаты; в - лантаноиды; г - халькосидерофилы и неметаллы
Проведенные расчеты показали, что в апомагматической породе, кварцитах и глинистом мергеле центростремительные - Ц1 и минимально-центробежные - Ц2 микроэлементы отчетливо преобладают над дефицитно-центробежными - Ц3 и центробежными - Ц4 (коэффициент Ц1+2 / Ц3+4 = 1.25-1.5). В доломитистых мергелях и известняках, напротив, резко преобладают дефицитно-центробежные и центробежные микроэлементы (коэффициент Цэ+4 / Ц1+2 = 7.5-22.15).
Выявленная минералого-геохимичес-кая неоднородность исследуемых обломков из туффизитоподобных гравийных псаммитов явно указывает на гетерогенность обломков. Можно обоснованно предполагать, что последние представлены, во-первых, сильно измененными первоначально магматическими породами,
скорее всего, пикритовыми базальтоида-ми; во-вторых, эндогенно-преобразованными хлорит-слюдистыми кварцитами; а в-третьих, карбонатолитами экзогенного происхождения - мергелями и известняками. Некоторые обломки осадочных карбонатных пород несут следы эндогенного преобразования - обогащение некоторыми некогерентными микроэлементами, перекристаллизация. Важно также подчеркнуть, что апомагматиты и слюдистые кварциты обнаруживают признаки существенного гидролитического разложения, проявляющегося в сильном оксидном ожелезнении. Последнее, как известно, весьма характерно для флюидизатов, которые по этой причине довольно часто ошибочно принимаются за продукты обычного гипергенеза.
Кристалломорфология, ксеноминера-лизация на поверхностях и элементы-примеси в алмазах
Исследуемые алмазы размером 400600 мкм характеризуются серовато-зеленым цветом, полнотелесностью, устойчивым кубоктаэдрическим габитусом. Кристаллы - прозрачные, но с участками аномального двупреломления, что можно объяснить пластическими деформациями.
Все исследованные кристаллы имеют хорошую сохранность, без малейших следов механического износа (рис. 10, а). Грани алмазов богато скульптированы вициналями, наростами и кавернами растворения (рис. 10, б).
Проведенные исследования выявили практически на всех гранях алмазов ксе-номинеральные пленки сероватого цвета толщиной до 3 мкм (рис. 11). К настоящему времени в составе этих пленок установлено множество минеральных фаз, которые можно систематизировать следующим образом (рис. 12):
1) самородное железо Fe0.89-0.99Cu0-0.12Co»-0.072П0-0.01МП0-0.0^0-0.02 ^е8-9Си0-1 СО0-0.6гп0-0.1МП0-0.^0-0.02);
2) самородный кобальт Сo».5-».7зFe»лб-».2бCu».»7-
0.^0-0.24 (Co2-зFe». 6-1 Си0. з-».8S»-l);
3) самородная медь Cu0.86Co0.05Fe0.02Mn0.01S0.06 (Cu6Co».4(Fe, Mn)».»2S».4);
4) самородный цинк (гп);
5) вольфрам-кобальтовый сплав Co0.51W0.34Fe0.11Cu0.04 (Co2W1.4Fe0.4Cu0.2X
6) медно-железо-кобальт-вольфрамовый сплав W0.55-0.86Fe0.05-0.17Co0-0.34Cu0-0.09 ^4-бFeo.з-l. 2Co»-2.4Cu»-». 6);
7) предположительно квансонгит (W».92-
».95Fe».»5-».»8)C;
8) ковеллин-ярроуит (Cu1.10-1.13Fe0.0s-0.11X.21S;
9) медно-свинцовый сульфид - предположительно сульфидный твердый раствор си-
Иногда они обнаруживают слабую маг-нитность. Гониометрическому исследованию (В. И. Ракин) были подвергнуты три кристалла: № 1 - монокристалл кубокта-эдрического габитуса с акцессорными гранями тетрагонтриоктаэдра {311} и ромбододекаэдра {110}, на кубических гранях проявляется тонкая ростовая слоистость; № 2 - шпинелевый двойник ку-боктадрических индивидов; № 3 - аналогичный двойник (рис. 9).
стемы PbS-(Cu,Fe)2S: (Pb0.83Cu0.26 Fe0.13X.22S (0.83 PbS + 0.17 (Cu1.22Fe0.67XS;
10) медные и свинцово-медные галогенсуль-фиды группы халькозина (Cu1.01-1.08Fe0-
0.01X.01-1.09(S0.94-0.96l0.03-0.04Cb-0.03) И (CU0.30-
0.38Pb0.27-0.31Kl23-0.25Fe0.20-0.24X.08-1.10(S0.34-
0.40C10.60-0.66);
11) ильменит (Fe0.84Ca0.12M0.02)0.98TiO3
12) цинкистый барит (Ba0.81-0.83Zn0.09-0.13Ca0.04-0.12) [SO4].
Преобладающими фазами в ксеноми-неральных пленках на поверхности исследуемых алмазов являются самородно-металлические, что, вообще, характерно для природных алмазов (Макеев, Иванух, 2004).
Многокомпонентные металлические фазы на основе вольфрама и кобальта в природных алмазах еще не отмечались, но и отнести их к техническим загрязнениям невозможно, поскольку технические сплавы состава WC+Co не содержат в таком количестве примесей железа и меди. Выявленный с большой вероятностью карбид вольфрама уже отмечался в связи с зелеными кубоктаэдрическими алмазами как минерал квансонгит (Fang e. a., 2009). Сульфиды и галогенсульфиды меди и свинца наблюдались нами ранее на поверхностях уральских туффизитовых алмазов ^илаев и др., 2004).
Рис. 10. Габитус (а) и микроскульптура поверхности (б) алмазов с Енисейского кряжа. СЭМ-изображения в режиме вторичных электронов
Таким образом, практически все примесные минеральные образования на гранях енисейских алмазов можно признать естественными, уже неоднократно встречавшимися на поверхностях природных алмазов. Предпринятое трехкратное стачивание одного из енисейских алмазов выявило его внутреннюю фазовую гомогенность, осложняющуюся лишь трещинами спайности и субмикронными ограненными пустотами, которые в минералогии природных алмазов называются «отрицательными кристаллами». Кроме того, в единичных случаях были встречены субмикронные включения ближе не диа-
гностированной фазы SiO2. Методом ИСП-МС с предварительной лазерной абляцией были проанализированы три фрагмента исследуемых алмазов. В результате в них были выявлены элементы-примеси, главными из которых являются (г/т): Ni - 15-150, Fe - 50-100, Mn - 55220. Можно отметить, что именно такие микроэлементы определялись как основные и в кубоктаэдрических алмазах из южно-тибетских офиолитовых перидотитов (Howell e. a., 2015) и толбачинских островодужных вулканитов (Карпов и др., 2014; Силаев и др., 2015в).
Рис. 11. Основные ксеноминеральные фазы на поверхности алмазов. СЭМ-изображения в режиме упруго-отраженных электронов: Fe, Co, Zn - самородно-металлические фазы; W -вольфрам-кобальтовые сплавы и квансонгит; CuPbSJ - галогенсульфиды; FeTiOi - ильменит; BaSO4 - барит
Рентгеноструктурные и спектроскопические свойства алмазов
Фазовая диагностика енисейских алмазов осуществлялась рентгеновским и спектроскопическими методами.
На полученных фоторентгенограммах (Б. А. Макеев) присутствуют все основные отражения, отвечающие алмазу (нм): 0.2050-0.2062 (111); 0.1260-0.1263 (220); 0.1075-0.1077 (311). При этом наблюдается фрагментация полос засветки, свидетельствующая о микроблочности индивидов. Рассчитанные значения параметра э. я. составляют (0.3563-0.3571) ± 0.001 нм.
Спектроскопические исследования алмазов проводились в оптическом инфракрасном диапазоне и в режиме комбинационного рассеяния с регистрацией фотолюминесценции. Спектры оптической плотности записывались с разрешением 2
см-1 и усреднением по 32 сканам, образец при съемке лежал на диафрагме диаметром 0.1 мм. В полученных ИК- спектрах (рис. 13, а) проявились линии с максимумами при 1130 и 1344 см-1, которые соответствуют инфракрасному поглощению в алмазах на структурных азотных дефектах С-типа (отдельные атомы).
Концентрация азота, рассчитанная по классическим уравнениям (Boyd et al, 1994), составляет 300 г/т. Кроме упомянутых линий в спектре енисейских алмазов присутствуют полосы ИК-поглощения с максимумами при 720, 875 и 1400 см-1, соответствующие карбонатам. Полосы при 1040, 1600-1700 см-1 (валентные колебания ОН-групп) и 3000-3750 см-1 (деформационные колебания ОН-групп) отвечают, вероятно, поглощению на примазках глинистых минералов.
Рис. 12. Энергодисперсионные спектры, полученные от основных примесей, обнаруженных в ксеноминеральных плёнках на поверхности енисейских алмазов: а - самородная медь; б - самородный кобальт; в - вольфрам-кобальтовый сплав; г - Си^е-Со-вольфрамовый сплав; д -предположительно квансонгит; е, ж - медные галогенсульфиды; 3 - сульфидный твердый раствор системы PbS-(Cu,Fe)2S
При исследовании в режиме КР с использованием лазера 514.5 нм (рис. 13, б) регистрируются «алмазная» рамановская линия при 1332 см-1 и системы люминесценции с бесфононными полосами с максимумами при 575 и 638 нм. Для более четкой идентификации фотолюминесценция записывалась при температуре -196 °С. Зарегистрированные полосы соответствуют простейшему азотно-вакансион-ному центру соответственно в
нейтральном и отрицательно заряженном состоянии. По опыту исследований синтетических алмазов типа 1Ь (Dishler, 2012) известно, что такие оптически активные центры являются производными именно азотных С-дефектов.
В проходящем свете микроскопа видно, что енисейские алмазы имеют центральные включения, близкие по форме к сульфидным «розочкам», часто встречающимся в природных алмазах (Тейлор, Ли, 2009). Судя по КР-спектру (рис. 14), это могут быть никелистый троилит или пирротин.
Таким образом, проведенные спектроскопические исследования показали, что исследуемые енисейские алмазы являются умеренно азотными, но при этом с практически неагрегированными азотными дефектами. Следовательно, эти алмазы не подвергались мантийному отжигу, возможно, они вообще имеют внемантийное происхождение. На сводной диаграмме В.Р. Тейлора (рис. 15) енисейские алмазы
отождествляются с алмазами устойчивого кубоктаэдрического габитуса из южнотибетских офиолитовых перидотитов и продуктов последнего извержения Толба-чинского вулкана, что может свидетельствовать об их генетическом сходстве.
Рис. 13. Спектроскопические особенности енисейских алмазов: а - спектры оптической плотности в ИК диапазоне; б - спектры КР (1, при Т = 23 °С) и фотолюминесценции (2-4, при Т = - 196 °С), полученные при возбуждении лазером 514 нм. Кривые на б: 1 - кристалл № 1; 2, 3 - кристалл № 1, соответственно поверхность и внутренняя часть; 4 -кристалл № 2
I
219
496
1-1-
100 200 300 400 500 600 700
А
Ра мановений сдвиг, см
Рис. 14. Спектр КР, полученный от сульфидного включения в енисейском алмазе при возбуждении лазером 785 нм
Изотопный состав углерода
Изотопной масс-спектрометрии были подвергнуты два енисейских алмаза, при
этом анализ производился ступенчато - в 2-3 измерения в зависимости от размера кристалла и в последовательности от краевых частей внутрь кристаллов.
Ы, ат. ррт 10000
1000
10
0 20 40 60 80 100 --В1/(А+В1),%
Рис. 15. Диаграмма Тейлора (Taylor, 1990; Taylor e. a., 1996), отражающая корреляцию концентрации структурного азота и степени агрегации азотных дефектов в алмазах с температурой посткристаллизационного отжига последних. Поля: 1 - Южная Африка; 2 - Бразилия, Минас Жерайс; 3 - Бразилия, Жуина; 4 - Северный Урал, Рассольнин-ское месторождение; 5 - Якутская алмазоносная провинция; 6 - Украина; 7 - Архангельская алмазоносная провинция. Тренды: I -кимберлитовый; II - бразильский; III - уральский. Отрезки: 8 - месторождение Кумды-коль, Северный Казахстан; 9 - алмазы из продуктов Толбачинского трещинного извержения (ТТИ-50), Камчатка; 10 - алмазы из перидотитов офиолитового массива Лу-обуза, Южный Тибет (Howell e. a., 2015); 11 - енисейские алмазы
В результате были получены пять значений изотопного коэффициента 513Cpdb, %о. Кристалл № 1: 1) -19.05; 2) -19.42; 3) -28.14. Кристалл № 2: 1) -11.6; 2) -8.63. Из этих данных следует, что изученнные алмазы, во-первых, характеризуются разным изотопным составом углерода, во-вторых, обнаруживают значительную и при этом разнонаправленную изотопную неоднородность, а в-третьих, выявленная неоднородность - явно нелинейная, поскольку с переходом от ядерной части кристаллов на их края изменение изотопного состава алмазного углерода происходит скачкообразно.
■ 1 В 2 |3 •4*5*6
Рис. 16. Изотопный состав углерода в углеродных фазах и алмазах: 1-4 - продукты Толбачин-ского трещинного извержения (ТТИ-50), соответственно лавы, лавы с алмазами, 3 - некристаллическое углеродное вещество, алмазы; 5, 6 - енисейские алмазы. Т-1, 2, 3 - изотопные группы алмазов с Тарыдакского алмазоносного участка
Из сводной диаграммы изотопного состава углерода в природных алмазах (рис. 16) следует, что углерод в енисейских алмазах охватывает интервал от - 8 до - 30 %о, перекрывая диапазон вариаций изотопии углерода в ряду от эклогит-кимберлитовых алмазов до бразильских карбонадо. Кроме того, полученные для енисейских алмазов данные перекрывают большую часть диапазона колебаний изотопного состава углерода в алмазах Тары-дакского алмазоносного участка. Следует подчеркнуть, что выявляющийся разброс изотопных данных характерен именно для природных алмазов, наблюдаясь, например, практически в каждой крупной алмазоносной кимберлитовой трубке (Силаев и др., 2006).
Изотопная неоднородность углерода в масштабе индивидов енисейских алмазов может быть охарактеризована таким образом. В кристалле № 1 в направлении от внутренней его части к краю происходит изотопное утяжеление относительно центральной части индивида сначала на 31.6 %, а затем еще на 1.2 %. В более мелком кристалле № 2 при переходе от внутренней части к краю выявляется однократное изотопное облегчение на 34 %.
Заключение
Алмазы с междуречья Панимба-Чиримба на Енисейского кряже, выявленные в керновом материале, вероятно, впервые обнаруженных на юго-западном фланге Сибирской платформы туффизи-тов, характеризуются зеленым цветом и устойчивым кубоктаэдрическим габитусом с примерно одинаковым развитием соответствующих простых форм. Как известно, алмазы такого габитуса ранее не встречались на Сибирской платформе, не учтены в общепринятой классификации алмазов (Орлов, 1973), но уже вполне достоверно установлены в целом ряде природных алмазоносных объектов, например, в лампрофирах и коматиитах района Паркер Лейк на Северо-Американской платформе (Каминский, Саблуков, 2002); в хромитоносных перидотитах офиолито-вого массива Луобуза в Южном Тибете (Howell e. a., 2015); в продуктах извержения Толбачинского (Карпов и др., 2014; Силаев и др., 2015в) и Ключевского (Силаев и др., 2016) камчатских вулканов; в золото-карбидвольфрамовых рудах Озер-новского месторождения на Камчатке (Дёмин, 2015; Силаев и др., 2015б).
Изученные нами енисейские алмазы являются умеренно азотными, но при этом содержат неагрегированные азотные дефекты, что также объединяет их с ку-боктаэдрическими толбачинскими, ключевскими и тибетскими алмазами. Отсутствие признаков существенной агрегации упомянутых дефектов может свидетельствовать о том, что исследованные алмазы не претерпевали мантийного отжига, а возможно, и вообще имеют внемантийное происхождение.
На поверхности исследованных алмазов выявлены ксеноминеральные пленки, в составе которых установлены разнообразные самородно-металлические, карбидные, сульфидные и галогенсульфид-ные, сульфатные и оксидные фазы, часть которых уже отмечалась в связи с природными алмазами. Внутри алмазов обнаружены включения ближе неопределенной фазы SiO2 и, вероятно, сульфидов. В качестве основных элементов-примесей установлены №, Fe и Мп, которые ранее были определены как типичные в южнотибетских и толбачинских кубоктаэдриче-ских алмазах.
Енисейские алмазы обнаружили широкий диапазон изотопных вариаций углерода в масштабе изученной популяции, а также очень резкую изотопную неоднородность по углероду в масштабе индивидов, что не характерно для синтетических алмазов, но часто наблюдается в природных.
Обобщение результатов исследований даёт возможность сделать вывод о естественном происхождении енисейских ку-боктаэдрических алмазов и их генетической связи с туффизитоподобными образованиями, что подтверждает ранее выдвинутую С.А. Грахановым, В.П. Афанасьевым и В.С. Шкодзинским идею о поли-генности алмазов на Восточно-Сибирской платформе. Учитывая это, мы высказываемся в пользу того, что выявленные недавно в керне, полученном на Кингаш-ском платиноидно-медно-никеле-вом месторождении в Восточном Саяне, алмазы тоже могут оказаться не результатом тех-
нического засорения керна, как это предполагается в настоящее время, а вполне естественным природным феноменом.
Авторы выражают благодарность за содействие, сотрудничество и помощь в исследованиях заместителю директора по науке ГП КК «КНИИГиМС», к. г.- м. н. П.П. Кургань-кову; главному геологу ОАО «Красноярск-геолсъемка» (в настоящее время руководитель проекта Отдела РГ и ПИ Восточной Сибири ФГБУ ВСЕГЕИ), к. г.-м. н. Е. И. Берзону; кристаллографу д. г.- м. н. В. И. Ракину; рентгенологу к. г.-м. н. Б. А. Макееву; научным сотрудникам В. А. Салтанову (ВСЕГЕИ) и В. А. Капитановой; высококвалифицированным инженерам-технологам А. Е. и П. Е. Шныро-вым.
Библиографический список
Афанасьев В. П., Гриффин В. Л., Ната-пов Л. М. О перспективах алмазоносности юго-западного фланга Тунгусской сине-клизы // Геология рудных месторождений. 2005. Т. 47. № 1. С. 51-69. Буров А. П. Как искали алмазы. М.: Госгеол-
техиздат, 1962. 37 с. Бутан В. А. Конгломератовидные брекчии Ангарской тектоно-магматической зоны Енисейского кряжа // Минералы и руды Красноярского края. Красноярск, 1999. С. 67-74.
Голубева И. И. Коварная конвергенция // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 1999. № 3.С. 6-7.
Голубева И. И. Туффизит - порода или явление? // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 1998. № 11. С. 5-6. Граханов С. А., Зарукин А. О., Богуш И. Н., Ядренкин А. В. Открытие верхнетриасовых россыпей в акватории Оленёкского залива моря Лаптевых // Отечественная геология. 2009. № 1. С. 53-63. Дёмин А. Г. Озерновское месторождение как новый перспективный рудный объект Центральной Камчатки с комплексными рудами на золото, вольфрам, серебро и медь (своеобразие геологического строения, рудный потенциал и методика изучения) // Золото и технологии. 2015. № 1 (27). С. 100-106.
Дибров В. Е., Миронов И. К., Холь Ф. И., Андрианов В. Т. Геологическое строение и алмазоносность юго-западной части Си-
бирской платформы. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 98 с.
Динер А. Э. Позднедокембрийский щелочной магматизм севера Енисейского кряжа // Щелочные комплексы центральной Сибири. Красноярск, 2003. С. 14-24.
Долгинов Е. А. Роль поперечных тектонических зон в строении заангарской части Енисейского кряжа // Вопросы геологии Красноярского края. М.: Изд-во МГУ, 1964. С. 52-63.
Зверев В. В., Ладынин А. А. Некоторые особенности регионального геохимического поля заангарской части Енисейского кряжа в связи с перспективами выявления ким-берлитовых полей // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. Красноярск: Изд-во КНИИГиМС, 2002. Вып. 3. С.69-79.
Избеков Э. Д., Подъячев Б. П., Афанасьев В. П. Признаки симметричной алмазоносно-сти восточной части Сибирской платформы (относительно Вилюйской синиклизы) // Доклады РАН. 2006. Т. 411, № 3. С. 352353.
Каминский Ф. В., Кирикилица С. И., Полканов Ю. А. Балласы Присаянья // Доклады АН СССР. 1982. Т. 267. С. 1218-1221.
Каминский Ф. В., Саблуков С.М. Нетрадиционные месторождения алмазов // Наука в России. 2002. № 1. С. 6.
Карпов Г.А., Силаев В.И., Аникин Л.П., Ракин В.И., Васильев Е.А., Филатов С.К. Петровский В.А., Флеров Г.Б. Алмазы и сопутствующие минералы в продуктах трещинного Толбачинского извержения 20122013 гг. // Вулканология и сейсмология. 2014. № 6. С. 3-20.
Курганьков П. П., Кузьмин И. А. Новые данные о перспективах коренной алмазонос-ности Енисейского кряжа // Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: матер. Всерос. совещания. Сыктывкар: Геопринт, 2006. С. 78-79.
Курганьков П. П., Кузьмин И. А. О перспективах открытия некимберлитовых источников алмазов в пределах Енисейской провинции (Енисейский кряж) // Проблемы прогнозирования и поисков месторождений алмазов на закрытых территориях: матер. конф., посвящ. 40-летию ЯНИГП цНИГРИ АК «АЛРОСА». Якутск: Изд-во ЯНЦ СО РАН, 2008. С. 252-260.
Курганьков П. П., Кузьмин И. А., Чурилин М. А. Енисейский кряж - новая алмазоносная
провинция // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. 2005. Вып. 6. С. 65-105.
Макеев А. Б., Иванух В. Морфология кристаллов, пленки и примазки на поверхности тиманских и бразильских алмазов // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н. Чирвинского. Перм. гос. ун-т. Пермь, 2004. Вып. 6. С. 193-216.
Махлаев Л. В., Голубева И. И. Флюидизаты требуют внимания // Природа. 2001. № 9. С.59-68.
Михайлов Н. П., Полякова Е. А. Об одном ошибочно выделенном типе коренных месторождений алмазов // Советская геология. 1959. № 6. С. 134-135.
Мкртычъян А. К., Кавицкий М. Л., Курганьков П. П., Мкртычъян Г. А., Ваганов А. С. Перспективы алмазоносности Красноярского края // Минеральные ресурсы Красноярского края / Минеральные ресурсы России. Экономика и управление. М.: Геоин-форммарк, 2004. С. 66-71.
Номенклатура слюд: заключительный доклад подкомитета по слюдам Комиссии по новым минералам и названиям минералов Международной минералогической ассоциации (КНМ НМ ММА) // Записки ВМО. 1998. № 5. С. 55-65.
Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. М.: Наука, 1973. 222 с.
Розен О. М., Манаков А. В., Горев Н. И., Зин-чук Н. Н. Кимберлиты, ультраосновные щелочные комплексы с карбонатами и траппы - разные формы плюмового магматизма на Сибирском кратоне // Проблемы прогнозирования и поисков мантийных алмазов на закрытых территориях. Якутск: Изд-во ЯНЦ СО РАН, 2008. С. 32-38.
Рыбальченко А. Я., Рыбальченко Т. М., Силаев В. И. Теоретические основы прогнозирования и поисков коренных месторождений алмазов туффизитового типа // Известия Коми НЦ УрО РАН. 2011. № 1. С. 54-66.
Секерин А. П., Егоров К. Н., Лащенов В. А. Проблемы алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы // Отечественная геология. 1999. № 1. С. 15-18.
Силаев В. И., Вергасова Л. П., Васильев Е. А., Карпов Г. А., Сухарев А. Е., Филатов С. К. Микропарагенезис алмаза и самородного алюминия в продуктах современного вулканизма // Вулканология и сейсмология. 2016. № 1. С. 71-77.
Силаев В. И., Дамдинов Б. Б., Смолева И. В., Голубева И.И. Симакова Ю. С. Конденсированное углеродистое вещество в серпентинитах и альбититах Оспино-Китойского офиолитового массива (Восточный Саян) // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.
H. Чирвинского / Перм. гос ун-т, Пермь, 2015а. Вып. 18. С. 301-327.
Силаев В. И., Карпов Г. А., Васильев Е. А., Ра-кин В. И., Сухарев А. Е. Камчатский алмазный феномен в связи с проблемой неким-берлитовой алмазоносности // Минералы: строение, свойства, методы исследования: матер. VII Всерос. молод. науч. конф. Екатеринбург: Изд-во ИГГ УрО РАН, 2015б. С. 110-112.
Силаев В. И., Карпов Г. А., Ракин В. И., Аникин Л. П., Васильев Е. А., Филиппов В. Н., Петровский В. А. Алмазы в продуктах Трещинного Толбачинского извержения 2012-2013, Камчатка // Вестник Пермского университета. Геология. 2015в. Вып. 26, №
I. С. 6-27.
Силаев В. И., Петровский В. А., Сухарев А. Е. Изотопная неоднородность углерода в мантийных производных, включая карбонадо. Сыктывкар: Геопринт, 2006. 40 с.
Силаев В. И., Чайковский И. И., Ракин В. И., Филиппов В. Н., Исаенко С. И., Лютоев В. П. Алмазы из флюидизатно-эксплозивных брекчий на Среднем Урале. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 114 с.
Старосельцев В. С., Мигурский А. В., Старо-сельцев К. В. Енисейский кряж и его сочленение с Сибирской платформой и Западно-Сибирской плитой // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 1-2. С. 76-85.
Сурков В. С., Старосельцев В. С., Кузнецов В. Л. Строение земной коры нижнего Приан-гарья // Геофизические исследования в Средней Сибири. Красноярск: Изд-во КНИИГиМС, 1997. С. 99-113.
Сычкин Г. Н. Карстовые промежуточные коллекторы алмазов Урала - основной резерв расширения минерально-сырьевой базы на ближайшие годы // Проблемы литологии,
геохимии и рудогенеза осадочного процесса. М.: Геос, 2000. Т. 2. С. 283-284.
Тейлор Л. А., Ли Я. Включения сульфидов в алмазах не являются моносульфидным твёрдым раствором // Геология и геофизика. 2009. Т. 50, № 12. С. 1547-1559.
Шестопалов М. Ф. Находки алмазов и алмазоносных пород в СССР // Труды ЦНИЛКС. 1938. Вып. 4.
Шкодзинский В. С. Петрология литосферы и кимберлитов (модель горячей гетерогенной аккреции Земли). Якутск: Изд. дом СВФУ, 2014. 452 с.
Щербаков Ю. Г. Периодическая система и космогеохимическое распределение элементов // Геология и геофизика. 1982. № 1. С. 77-87.
Boyd S. R., Kiflawi I., Woods G. S. The relationship between infrared absorption and the A defect concentration in diamond // Phil. Mag. B. 1994. Vol. 69. P. 1149-1153.
Dishler B. Handbook of Spectral Lines in Diamond. Springer, 2012. Vol. 1. 467 p.
Howell D., Griffin W. L., Yang J., Gain S., Stern R. A., Huang J.-X., Xu X., Stokes A. J., OReil-ly S. Y., Pearson N. J. Diamonds in ophiolites: Contamination or a new diamond growth environ ments? // Earth and Planetary Science Letters. 2015. Vol. 430. P. 284-295.
Fang Q., Bai W., Yang J., Xu X., Li G., Shi N., Xiong M., Rong H. Qusongite (WC): A new Mineral // Am. Mineral. 2009. Vol. 94. P. 387-390.
Stepashko A. A. The structure of the Lithospheric Mantle of the Sibirian Craton and Seis-modinamics of Deformation waves in the Baikal Seismic Zone // Geodynamics and Tec-tonophy-sics, 2013. Vol. 4, № 4. Р. 387-415.
Taylor W.R. Nitrogen-defect aggregation characteristics of some Australian diamonds: time-temperature constraints on the source regions of pipe and alluvial diamonds // Am. Mineral. 1990. Vol. 75. P. 1290-1310.
Taylor W.R., Canil D., Milledge H.J. Kinetics of Ib to IaA nitrogen aggregation in diamond // Geochim. Cosmochim. Acta, 1996. Vol. 60, № 23. P. 4725-4733.
Diamonds from Tuffisite on the Yenisei Ridge
V.I. Silaeva, I.A. Kuzminb, V.M. Kolyamkinb, E.A. Vasilievc, A.E. Sukhareva, I.V. Smolevaa, V.N. Filippova, N.S. Kurbatovab, A.F. Khazova, V.A. Petrovskya
aInstitute of Geology, Komi Scientific Center, Russian Academy of Sciences, 54 Pervomayskaya Str., Syktyvkar 167982, Russia. E-mail: [email protected] bSiberian Branch of JSC PGO, 3D Berezina, Krasnoyarsk 660020, Russia cSaint Petersburg Mining University, VI, 21 Line 2, St. Petersburg 199106, Russia
First complete mineralogical and geochemical studies were conducted for diamonds and tuffisites-like source rocks identified at the Eniseyskiy Ridge. Studied diamonds are characterized by green color, cubo-octahedral morphology, moderate nitrogen content, and unaggregated nitrogen structural defects. The xenomineral film on the surface of diamond consist of a variety of native metal, carbide, sulfide and sulfate, halosulfide and oxide phases. The main micro-impurities are presented by Ni, Fe, Mn. The individual crystals as well as the diamonds in whole vary significantly in the isotopic composition of carbon. The results confirm the widespread dissemination of the diamonds on the Siberian Platform and their polygenesis.
Key words: Siberian Platform; tuffisites; diamonds; mineralogical and geochemical properties; diamondforecast
References
Afanasev V.P., Griffin V.L., Natapov L.M. 2005. O perspektivakh almazonosnosti yugo-zapadnogo flanga Tungusskoy sineklizy [On the prospects of the diamond potential of the southwestern flank of the Tunguska syncline]. Geologiya rudnykh mestorozhdeniy, 47(1):51-69. (in Russian) Burov A.P. 1962. Kak iskali almazy [As searched for diamonds]. Gosgeoltekhizdat, Moskva, p. 37. (in Russian) Butan V.A. 1999. Konglomeratovidnye brekchii Angarskoy tektono-magmaticheskoy zony Eniseyskogo kryazha [Conglomerate-like breccia of the Angara tectono-magmatic zone of the Yenisei Ridge]. In Mineraly i rudy Krasnoyarskogo kraya. Krasnoyarsk, pp. 6774. (in Russian) Golubeva I.I. 1999. Kovarnaya konvergentsiya [The treacherous convergence]. Vestnik IG Komi NC UrO RAN. 3:6-7. (in Russian) Golubeva I.I. 1998. Tuffizit - poroda ili yavlenie? [Is tuffizite a rock or phenomenon?]. Vestnik IG Komi NC UrO RAN. 11:56. (in Russian) Grakhanov S.A., Zarukin A.O., Bogush I.N., Jadrenkin A.V. 2009. Otkrytie verkhnetri-
asovykh rossypey v akvatorii Olenyokskogo zaliva morya Laptevykh [The discovery of Upper Triassic placers in the Olenyok Bay waters of the Laptev Sea]. Otechestvennaya geologiya. 1:53-63. (in Russian) Djomin A.G. 2015. Ozernovskoe mestorozhdenie kak novyy perspektivnyy rudnyy obyekt Tsentralnoy Kamchatki s kompleksnymi rudami na zoloto, volfram, serebro i med (svoeobrazie geologicheskogo stroeniya, rud-nyy potentsial i metodika izucheniya) [Ozernovskoe deposit as a new promising ore deposit of Central Kamchatka with complex ores for gold, tungsten, silver and copper (geological structure, ore potential and methods of study)]. Zoloto i tekhnologii. 1(27): 100106. (in Russian) Dibrov V.E., Mironov I.K., Hol F.I., Andri-anov V.T. 1960. Geologicheskoe stroenie i almazonosnost yugo-zapadnoy chasti Sibir-skoy platformy [Geological structure and diamond content of the southwestern part of the Siberian Platform]. Izd. AN SSSR Moskva, p. 98. (in Russian) Diner A.Je. 2003. Pozdnedokembriyskiy shche-lochnoy magmatizm severa Eniseyskogo kryazha [Late Precambrian alkaline magma-tism at the north of the Yenisei Ridge]. In Sh-
Ty$$mumo6bie anMasu Ha EHUCCMCKOM Kpnwe
327
chelochnye kompleksy tsentralnoy Sibiri. Krasnojarsk, pp. 14-24. (in Russian) Dolginov E.A. 1964. Rol' poperechnykh tek-tonicheskikh zon v stroenii zaangarskoy chasti Eniseyskogo kryazha [The role of transverse tectonic zones in the structure of the Zaanga-rye area of the Yenisei Ridge]. In Voprosy geologii Krasnoyarskogo kraya. Izd. MGU, pp. 52-63. (in Russian) Zverev V.V., Ladynin A.A. 2002. Nekotorye oso-bennosti regionalnogo geokhimicheskogo polya zaangarskoy chasti Eniseyskogo krya-zha v svyazi s perspektivami vyyavleniya kimberlitovykh poley [Some features of the regional geochemical field of the Zaangarye area of the Yenisei Ridge in connection with the prospects of identification the kimberlite fields]. In Geologiya i mineralnye resursy Tsentralnoy Sibiri. V. 3. Izd. KNIIGiMS, Krasnojarsk, pp. 69-79. (in Russian) Izbekov Je.D., Podyachev B.P., Afanasyev V.P. 2006. Priznaki simmetrichnoy almazonosnosti vostochnoy chasti Sibirskoy platformy (otnositelno Vilyujskoy sineklizy) [Signs of symmetrical diamond content of the eastern part of the Siberian Platform (relative to the Vilyuyskaya syncline)]. Doklady RAN, 411( 3):352-353. (in Russian) Kaminskiy F.V., Kirikilitsa S.I., Polkanov Ju.A. 1982. Ballasy Prisayanya [Ballas of PreSayan area]. Doklady AN SSSR. 267:1218-1221. (in Russian)
Kaminskiy F.V., Sablukov S.M. 2002. Netraditsionnye mestorozhdeniya almazov [Non-traditional diamond deposits]. Nauka v Rossii, 1:6. (in Russian) Karpov G.A., Silaev V.I., Anikin L.P., Rakin V.I., Vasiliev E.A., Filatov S.K. Petrovskiy V.A., Flerov G.B. 2014. Almazy i soputstvuyush-chie mineraly v produktakh Treshchinnogo Tolbachinskogo izverzheniya 2012-2013 gg. [Diamonds and associated minerals in the products of the Tolbachik Eruption 20122013]. Vulkanologiya i seysmologiya, 6:3-20. (in Russian)
Kurgankov P.P., Kuzmin I.A. 2006. Novye dannye o perspektivakh korennoy almazonos-nosti Eniseyskogo kryazha [New data on the prospects of the native diamondiferousness of the Yenisei Ridge]. In Almazy i blagorodnye metally Timano-Uralskogo regiona. Materialy Vserosiyskogo soveshchaniya. Geoprint, Syktyvkar, pp. 78-79. (in Russian) Kurgankov P.P., Kuzmin I.A. 2008. O perspek-tivakh otkrytiya nekimberlitovykh istochnikov
almazov v predelakh Eniseyskoy provintsii (Eniseyskiy kryazh) [On the prospects of discovery of the non-kimberlite sources of diamonds within the the Yenisei Province (Yenisei Ridge)]. In Problemy prognozirovaniya i poiskov mestorozhdeniy almazov na zakrytykh territoriyakh. Materialy konf, posvyashch. 40-letiyu YaNIGP CNIGRI AK ALROSA. Izd. YaNC SO RAN, Yakutsk, pp. 252-260. (in Russian) Kurgankov P P., Kuzmin I.A., Churilin M.A. 2005. Eniseyskiy kryazh - novaya almazo-nosnaya provintsiya [The Yenisei Range is a new diamondiferous province]. Geologiya i mineralnye resursy Tsentralnoy Sibiri, 6:65105. (in Russian) Makeev A.B., Ivanukh V. 2004. Morfologiya kris-tallov, plenki i primazki na poverkhnosti timanskikh i brazilskikh almazov [Morphology of crystals, films and coats on the surface of Timan and Brazilian diamonds]. In Prob-lemy mineralogii, petrografii i metallogenii: Nauchnye chteniya pamyati P. N. Chirvinskogo. V. 6. Izd. Permskogo univ., Perm, pp. 193-216. (in Russian) Makhlaev L.V., Golubeva I.I. 2001. Flyuidizaty trebuyut vnimaniya [Fluidizites need attention]. Priroda, 9:59-68. (in Russian) Mikhaylov N.P., Polyakova E.A. 1959. Ob odnom oshibochno vydelennom tipe korennykh mes-torozhdeniy almazov [On one mistaken identification of primary diamond deposits type]. Sovetskaya geologiya, 6:134-135. (in Russian)
Mkrtychyan A.K., Kavitskiy M.L., Kurgankov P. P., Mkrtychyan G.A., Varganov A.S. 2004. Perspektivy almazonosnosti Krasnoyarskogo kraya [Prospects of diamond resources of the Krasnoyarskiy krai]. In Mineralnye resursy Krasnoyarskogo kraya. Mineralnye resursy Rossii. Ekonomika i upravlenie. Geoinform-mark, Moskva, pp. 66-71. (in Russian) Nomenklatura slyud: zaklyuchitelnyy doklad podkomiteta po slyudam Komissii po novym mineralam i nazvaniyam mineralov Mezhdu-narodnoy mineralogicheskoy assotsiatsii (KNM NM MMA) [Nomenclature of micas: final report of the Subcommittee on Mica of the Commission on New Minerals and minerals names of the International Mineralogical Association (KNM NM MMA)]. Zapiski VMO, 1998. 5:55-65. (in Russian) Orlov Ju.L. 1973. Mineralogiya almaza [Diamond Mineralogy]. Nauka, Moskva, p. 222. (in Russian)
Rozen O.M., Manakov A.V., Gorev N.I., Zinchuk N.N. 2008. Kimberlity, ultraosnovnye shche-lochnye kompleksy s karbonatami i trappy -raznye formy plyumovogo magmatizma na Sibirskom kratone [Kimberlites, ultrabasic alkaline complexes with carbonates and traps -different forms of plume magmatism at the Siberian craton]. In Problemy prognoziro-vaniya i poiskov mantiynykh almazov na zakrytykh territoriyakh. Izd. YaNC SO RAN, Yakutsk, pp. 32-38. (in Russian) Rybalchenko A.Ya., Rybalchenko T.M., Silaev V.I. 2011. Teoreticheskie osnovy prognoziro-vaniya i poiskov korennykh mestorozhdeniy almazov tuffizitovogo tipa [Theoretical base of forecasting and prospecting of the primary diamonds deposits of tuffisite type]. Izvestiya Komi SC UrO RAN. 1:54-66. (in Russian) Sekerin A.P., Egorov K.N., Lashhenov V.A. 1999. Problemy almazonosnosti yugo-zapadnoy chasti Sibirskoy platformy [Problems of dia-mondiferousness of the southwestern part of the Siberian Platform]. Otechestvennaya ge-ologiya. 1:15-18. (in Russian) Silaev V.I., Vergasova L.P., Vasilev E.A., Karpov G.A., Suharev A.E., Filatov S.K. 2016. Mikro-paragenezis almaza i samorodnogo alyumini-ya v produktakh sovremennogo vulkanizma [Microparagenesis of diamond and native aluminum in products of contemporary vol-canism]. Vulkanologiya i seysmologiya. 1: 71-77. (in Russian) Silaev V.I., Damdinov B.B., Smoleva I.V., Golubeva I.I. Simakova Yu.S. 2015a. Kondensiro-vannoe uglerodistoe veshchestvo v serpentini-takh i albititakh Ospino-Kitoyskogo ofio-litovogo massiva (Vostochnyy Sayan) [Condensed carbonaceous substance in serpentin-ites and albitites of the Ospino-Kitoy ophiolite massif (Eastern Sayan)]. In Problemy miner-alogii, petrografii i metallogenii. Nauchnye chteniya pamyati P.N. Chirvinskogo. V. 18.: Izd. Perm. univ., Perm, pp. 301-327. (in Russian)
Silaev V.I., Karpov G.A., Vasiliev E.A., Rakin V.I., Sukharev A.E. 2015b. Kamchatskiy almaznyy fenomen v svyazi s problemoy nekimberlitovoy almazonosnosti [Kamchatka diamond phenomenon in relation to the problem of non-kimberlite diamondiferousness]. In Mineraly: stroenie, svoystva, metody issle-dovaniya. Mat. VII Vserossiyskoy molodezh-noy nauchnoy konferentsii. Izd. IGG UrO RAN, Ekaterinburg, pp. 110-112. (in Russian)
Silaev V.I., Karpov G.A., Rakin V.I., Anikin L.P., Vasiliev E.A., Filippov V.N., Petrovskij V.A. 2015c. Almazy v produktakh Treshchinnogo Tolbachinskogo izverzheniya 2012-2013, Kamchatka [Diamonds in products of the Fissures Tolbachik Eruption 2012-2013, Kamchatka]. Vestnik Permskogo universiteta. Geologiya. 1(26):6-27. (in Russian) Silaev VI., Petrovskij V.A., Suharev A.E. 2006. Izotopnaya neodnorodnost ugleroda v man-tiynykh proizvodnykh, vklyuchaya karbonado [Isotopic heterogeneity of carbon in mantle derivatives, including carbonado]. Ge-oprint, Syktyvkar, p. 40. (in Russian) Silaev V.I., Chaykovskiy I.I., Rakin V.I., Filippov V.N., Isaenko S.I., Lyutoev V.P. 2004. Alma-zy iz flyuidizatno-eksplozivnykh brekchiy na Srednem Urale [Diamonds from fluid-explosive breccias in the Middle Urals]. Geoprint, Syktyvkar, p. 114. (in Russian) Staroseltsev V.S., Migurskiy A.V., Staroseltsev K.V. 2003. Eniseyskiy kryazh i ego sochlen-enie s Sibirskoy platformoy i Zapadno-Sibirskoy plitoy [The Yenisei Ridge and its junction with the Siberian Platform and the West Siberian Plate]. Geologiya i geof-izika, 44(1-2):76-85. (in Russian) Surkov B.C., Staroseltsev B.C., Kuznecov V.L. 1997. Stroenie zemnoy kory nizhnego Prian-garya [The structure of the earth's crust of the Lower Angara region]. In Geofiziches-kie issledovaniya v Sredney Sibiri. Izd. KNI-IGiMS, Krasnoyarsk, pp. 99-113. (in Russian)
Sychkin G.N. 2000. Karstovye promezhutochnye kollektora almazov Urala - osnovnoy rezerv rasshireniya mineralno-syrievoy bazy na blizhayshie gody [Karst intermediate collectors of the Ural diamonds: the main reserve for the extension of the mineral resources base for the coming years]. In Problemy litologii, geokhimii i rudogeneza osadochnogo protsessa. T. 2, Geos, Moskva, pp. 283-284. (in Russian) Teylor L.A., Li Ya. 2009. Vklyucheniya sulfidov v almazakh ne yavlyayutsya monosulfidnym tvyordym rastvorom [The inclusion of sulphides in diamonds is not a monosulfide solid solution]. Geologiya i geofizika. 50(12): 1547-1559. (in Russian) Shestopalov M.F. 1938. Nakhodki almazov i almazonosnykh porod v SSSR [Findings of diamonds and diamond-bearing rocks in
Ty$$mumo6bie anMasu Ha EHUCCÜCKOM Kpnwe
329
the USSR]. Trudy CNILKS, Vyp. 4. (in Russian)
Shkodzinskiy V.S. 2014. Petrologiya litosfery i kimberlitov (model goryachey geterogennoy akkretsii Zemli) [Petrology of the lithosphere and kimberlites (model of hot heterogeneous Earth's accretion)]. SVFU, Yakutsk, p. 452. (in Russian) Shcherbakov Yu.G. 1982. Periodicheskaya sistema i kosmogeokhimicheskoe raspredelenie elementov [Periodic system and cosmoge-ochemical distribution of elements]. Ge-ologiya i geofizika. 1:77-87. (in Russian) Boyd S.R., Kiflawi I., Woods G.S. 1994. The relationship between infrared absorption and the A defect concentration in diamond. Phil. Mag. B, 69:1149-1153. Dishler B. 2012. Handbook of Spectral Lines in
Diamond. V. 1. Springer, p. 467. Howell D., Griffin W.L., Yang J., Gain S., Stern R.A., Huang J.-X., Xu X., Stokes A.J., OReilly S.Y., Pearson N.J. 2015. Diamonds in ophio-lites: Contamination or a new diamond growth environment? Earth and Planetary Science
Letters. 430:284-295. doi: 10.1016/j.epsl. 2015.08.023
Fang Q., Bai W., Yang J., Xu X., Li G, Shi N, Xiong M., Rong H. 2009. Qusongite (WC): A new Mineral. Am. Mineral., 94:387-390. doi: 10.2138/am.2009.3015 Stepashko A.A. 2013. The structure of the litho-spheric mantle of the Sibirian Craton and seismodinamics of deformation waves in the Baikal Seismic Zone. Geodynamics and Tec-tonophysics. 4(4):387-415. doi: 10.5800/GT-2013-4-4-0108 Taylor W.R. et al. 1990. Nitrogen-defect aggregation characteristics of some Australian diamonds: time-temperature constraints on the source regions of pipe and alluvial diamonds. Am. Mineral., 75:1290-1310. Taylor W.R., Canil D, Milledge H.J. 1996. Kinetics of Ib to IaA nitrogen aggregation in diamond. Geochim. Cosmochim. Acta, 60(23):4725-4733. doi: 10.1016/S0016-7037(96)00302-X
