Дюкенское поле: его особенности и место среди других полей якутской кимберлитовой провинции

    Минералы-спутники алмаза в кимберлитовых породах Дюкенского поля представлены оливином, клинопироксеном, ильменитом, гранатом и хромшпинелью.

    Оливины (изучено 475 зерен из 40 кимберлитовых  тел поля) характеризуются широкими пределами колебания коэффициента железистости (f_m) от 7 до 18 % (у большинства зерен он составляет 9-12 %). Из пород среднепалеозойской эпохи встречено 5 (аномалии 199/63, 43/63), а позднемезозойской эпохи (аномалии 108/63, 28а/89) - 3 зерна оливинов, коэффициент железистости которых 6-8 %, характерен для данных минералов, включенных в алмазы [10].

    Изученные пироксены в большинстве своем представлены диопсидами и диопсид-авгитами. Содержание Cr₂O₃ в них изменяется в интервале 0,7-3,6 %, Na₂O - от 0,1 до 3,1%, а Al₂O₃ - от 0,1 до 4,1%. На диаграмме En-Wo-Fs (рис. 1А) они попадают в поле пироксенов из алмазоносных лерцолитов и в поле включений в алмазы и флогопиты [10, 11]. Температура кристаллизации таковых оценивается в 800-1100^оС [12]. Одно зерно отвечает по составу авгиту (T=1200⁰С) и аналогично таковому из клинопироксен-ильменитовых сростков из кимберлитов [10].

    Большая часть ильменитов на диаграмме Ilm-Hm-Gk (рис. 1Б) попадает в поле мегакристаллов этого минерала из кимберлитов и в поле аналогов из ильменитовых гипербазитов [13, 14]. Некоторые зерна (H_m<10%) подобны включениям в алмазах [6, 10, 15]. Практически для всех изученных образцов количество гематитового компонента составляет менее 20 %, что является характерной чертой их ксеногенной природы [6]. Выделяется группа с содержанием ильменитового минала более 80 %, аналогичных по составу мегакристаллам этого минерала из щелочных базальтоидов и ильменитам, включенным в аномально железистый мегакрист граната из трубке Удачная [17].

    Все гранаты представлены пиропами, относящимися к разным мантийным парагенезисам (рис.1В) [10, 16]. Доминируют гранаты из лерцолитов, с широкими вариациями содержаний Cr₂O₃ и CaO. В среднем в них отмечается Prp (68,9% вес.%), Alm (9,7%), Knr (7,7%), Adr (6,8%) и Uvr (5,7%). Титано-андрадит и спессартин содержатся в количествах менее 1%. Меньше распространены гранаты из магнезиально-железистых пироксенитов. Количество пиропового минала по сравнению с предыдущими в них снижается в среднем до 59,7%, в то время как остальных увеличивается (Alm - 11,1%, Knr - 10,9%, Uvr - 9,9%, Adr - 7,5%). Спессартин отмечается также в количестве <1%.  Несколько зерен граната, вероятно, представляют разности из вебстеритов. Для них характерны минимальная хромистость (Cr₂O₃<1%) и невысокая кальциевость (CaO<5%). Это Alm_21,2 - Prp_67,2 с достаточно высоким содержанием андрадитовой составляющей (9,2%). И, наконец, к последней, четвертой разности гранатов, гарцбургит-дунитового парагенезиса, отнесены два зерна Knr_23,9 - Prp_48,8 , для которых зафиксировано максимальное из всех изученных гранатов содержание Cr₂O₃ - более 9%. В его составе отмечаются заметные количества альмандинового (11%) и уваровитового (9,5%) миналов.

    Изученные хромшпинели по составу близки аналогам из гранатовых лерцолитов[6, 16, 17]. В них отмечаются следующие вариации концентраций TiO₂ и Cr₂O₃: 4-12% и 26-48% соответственно, при относительно невысоком содержании Al₂O₃ от 7 до 16% (рис. 1Г).

    Таким образом, можно констатировать, что  в изученных породах Дюкенского поля присутствуют пиропы, хромшпинели, ильмениты и клинопироксены аналогичные таковым в различных мантийных породах. Среди оливинов, ильменитов и клинопироксенов, кроме того, отмечаются аналоги включениям в алмазах.

    Петрохимические особенности пород  Дюкенского поля определяются высоким содержанием MgO и пониженным SiO₂, обусловленными большим количеством оливина и низкой степенью его серпентинизации; повышенным содержанием TiO₂, связанным с постоянным присутствием перовскита, и высоким суммарным содержанием железа (~ 13%) при резком преобладании (более чем в 2 раза) Fe₂O₃ над FeO. Для кимберлитов характерны широкие вариации K₂0 и летучих компонентов. Среди щелочей постоянно преобладает К₂О. Относительно повышенное содержание Na₂O (до 0,8%) характерно для мелилитсодержащих разностей, имеющих спорадическое распространение. В кимберлитовых породах Дюкенского поля сохраняются характерные для всех кимберлитов Якутской алмазоносной провинции прямо пропорциональные зависимости MgO-SiO₂, CaO-CO₂, MgO-H₂O, H₂O-SiO₂, CaO-P₂O₅ и обратно пропорциональные зависимости CaO-MgO, H₂O-CO₂, H₂O-CаO. Первичный состав породы отражают ассоциации окислов MgO, SiO₂, TiO₂, FeO, H₂O. Отрицательная корреляция суммы СаО и СО₂ с вышеуказанными окислами является доказательством карбонатного метасоматоза, в результате которого постепенно уменьшается количество первичных минералов, вследствие замещения их кальцитом [18].

    На  диаграмме Холмса (рис.2А) все точки  состава кимберлитовых пород  располагаются в поле  кимберлитов и монтичеллитовых альнеитов [6]. Смещение ряда точек в сторону поля карбонатитов отражает сходство химических составов карбонатизированных кимберлитов и карбонатитов, отличаясь от последних отсутствием специфической карбонатитовой минерализации. Флогопит образует парагенетические ассоциации как с оливином, так и с карбонатом. На графике корреляции K₂O и MgO (рис.2Б) в области высоких содержаний MgO располагаются точки кимберлитов с контрастным содержанием К₂О, которые отражают как оливин-флогопитовый, так и оливин-серпентин-перовскитовый состав. Точки породы карбонат-флогопитового состава образуют скопления в области низких значений MgO. Особенности химического состава монтичеллитовых кимберлитов проявляются присутствием избыточного содержания СаО относительно СО₂, низким содержанием летучих компонентов H₂O, CO₂.

    Заключение

    1. На территории Дюкенского поля  преобладают мелкие тела сложного  строения, выполненные преимущественно кимберлитом. Кимберлитовые брекчии, как правило, имеют приконтактовый характер. Учитывая, что кимберлит, также как и кимберлит-цемент брекчий с массивной текстурой, характеризуются мелкопорфировой и порфировой структурами, имеют сходные минеральные ассоциации и близкие химические составы, автолитовая текстура в брекчиях выражена нечетко, автолиты мелкие, их содержание незначительно, можно предположить, что изученные кимберлитовые тела являются корневыми частями кимберлитовых диатрем.

    2. Доказательством возможно более  широкого распространения на  территории Дюкенского поля кимберлитовых тел субэксплозивной фации, уничтоженных впоследствии денудационными процессами, может служить наличие среднепалеозойской эпохи кимберлитообразования, впервые установленной нами.

    3. Взаимосвязь интрузивных и эксплозивных  процессов доказывается находками  индикаторных минералов, типичных только для состава алмазоносных кимберлитовых брекчий, и наличием среди оливинов, ильменитов и клинопироксенов в породах поля аналогов алмазного парагенезиса

    4. Низкое содержание летучих компонентов  в изученных кимберлитовых породах,  сравнительно малый объем кимберлитовых тел, изменчивость вещественного состава и присутствие высокотемпературных минеральных ассоциаций обусловлено интрузивным процессом внедрения расплава путем брекчирования и проплавления в различной степени трещиноватых пород, в результате пульсирующих движений магмы. Такой механизм внедрения объясняет преобладание кимберлитовых пород субинтрузивного облика н преимущественно приконтактовый характер происхождения большинства наблюдаемых брекчий, где ксенолиты сложены исключительно вмещающими породами, но отсутствуют ксенолиты глубинных пород. Монтичеллитовые, серпентиновые и карбонатные разности отражают этапы автометаморфизма. Они образуются в результате воздействия высокотемпературных флюидов на оливин, флогопит. При этом в результате растворения данных минералов в основную массу переходили щелочи, глинозем, катионы магния, железа, титана. Источником кальция, вероятно, являлся полностью растворенный диопсид, присутствие которого отмечалось в составе мелких включений ультраосновного состава. Наличие “следов” растворения  в мелких флогопитсодержащих оливинитах, служит доказательством того, что  в результате их плавления  образовались флогопитсодержащие разности

    5. Косвенным доказательством взаимосвязи  изученных пород субинтрузивного  облика и пород субэксплозивной фации является присутствие кимберлитов флогопит-перовскитового, либо карбонат-флогопит-апатитового состава в кимберлитовых брекчиях в виде автолитов и наличие монтичеллита и апатита в массивных кимберлитовых брекчиях глубоких горизонтов трубок, отмечаемые в южной части провинции. Этот процесс является генеральным для всей Якутской алмазоносной провинции. Если учесть, что величина денудационного среза кимберлитовых тел с юга на север в пределах провинции возрастает от 300-400 м до 1600 м [2], то сходство минералогических и петрографических особенностей кимберлитовых пород северной ее части и пород, слагаемых глубинные горизонты трубок южной части, получает объяснение в рамках вертикальной минералогической и петрографической зональности кимберлитовых трубок [5]. 
 

Список  литературы 

1. Милашев. В.А. Кимберлитовые провинции, Л.: Недра, 1974, 176 с.
2. Брахфогель Ф. Ф. Геологические аспекты кимберлитового магматизма северо-востока Сибирской платформы. - Якутск, 1984, 128 с.
3. Ковальский В.В., Никишов К.Н., Зольников Г.В. К вопросу о проблеме связи алмазоносности  кимберлитов с их вещественным составом // Геология, петрография и минералогия магматических образований северо-восточной части Сибирской платформы. М: Наука, 1970. С. 48-63
4. Корнилова В. П., Никишов К. Н., Ковальский В. В., Зольников Г. В. Атлас текстур и структур кимберлитовых пород. М.: Наука, 1983, 161 с.
5. Олейников Б.В., Никишов К.Н., Ковальский В.В. и др. Петролого-геохимические черты глубинной эволюции вещества кимберлитовой и базитовой магматических систем. Якутск, 1985, 200 с.
6. Никишов К.Н. Петролого-минералогическая  модель кимберлитового процесса. М:. Наука. 1984, 213 с.
7. Доусон  Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них.  М.: Мир, 1983. - 300 с.
8. Clement C.R.,  Skinner E.M.W, Textural-genetic classifications of kimberlites  /Trans. Geol. Soc. S. Afr. 1985.Vol.88. P.403-409
9. Брахфогель Ф. Ф., Зайцев А. И., Шамшина Э. А. Возраст кимберлитовых магматитов - основа прогнозирования алмазоносности территорий // Отечественная геология, 1997, № 9. с. 20-24.
10. Владимиров Б. М., Соловьева Л. В., Киселев А. И и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы // Кимберлиты - ультраосновная формация древних платформ. Новосибирск: Наука, 1990, 264 с.
11. Бабушкина С. А., Маршинцев В. К. Состав включений шпинели, ильменита, граната и диопсида в макрокристаллах флогопита из кимберлитов тр. Мир // Геология и геофизика, 1997, т. 38, № 2, с. 440-450.
12. Davis B. T. C., Boyd F. R. The join Mg₂Si₂O₆ - CaMgSi₂O₆ at 30 kilobars pressure and its  applications to pyroxenes from kimberlites // J. Geophys. Res., 1966, Vol. 71, P. 3367-3376.
13. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Сошкина Л. П. Ильмениты из кимберлитов. М., Изд-во МГУ, 1984, 240 с.
14. Mitchell R. H. Kimberlites. Mineralogy, geochemistry and petrology. N.Y., London: Plenum Press, 1986, 435 p.
15. Буланова Г. П., Барашков Ю. П., Тальникова С. Б, Смелова Г. П. Природный алмаз - генетические аспекты. Новосибирск, Наука, 1993, 168 с.
16. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск, Наука, 1974, 264 с.
17. Соловьева  Л. В., Владимиров Б. М., Днепровская Л. В. и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: вещество верхней мантии под древними платформами. Новосибирск: Наука, 1994, 256 с.
18. Алтухова З. А. Автолитовые кимберлитовые брекчии Якутии. - Якутск, 1990, 218 с.