Хмельков А.М. Основные минералы кимберлитов и их эволюция в процессе ореолообразования

Подождите немного. Документ загружается.

Особенности морфологии и состава важнейших минералов-индикаторов

кимберлитов, их эволюция в экзогенных условиях и поисковое значение

121

Таблица 3.5

Химический состав магнетитов из кимберлитовой

тр. Бабье Лето (Западно-Укукитское поле)

Примечание. Анализы 1–20 выполнены в ЯИГН СО РАН г. Якутска, аналитик С. К. Попова; анализы 21–27

в ЦАЛ БГРЭ г. Мирного, аналитик А. С. Иванов; закисное и окисное железо расчетные.

№ п/п MnO Cr

MgO SiO

TiO

FeO Fe

FeO (общ.) Сумма

1 0,15 0,64 1,67 0,1 0,02 5,34 33,23 58,22 85,62 93,54

2 0,13 0,54 1,69 0,09 0,07 5,19 33,08 58,63 85,84 93,54

3 0,16 0,96 1,61 0,02 0 5,17 32,69 57,59 84,51 92,44

4 0,15 0,42 1,65 0 0,03 5,13 32,73 58,63 85,49 92,87

5 0,29 0,02 1,46 0 0 1,74 30,09 66,34 89,79 93,3

6 0,2 0,01 1,35 0 0 2,96 31,45 63,87 88,92 93,44

7 0,18 0,02 1,59 0,03 0,06 4,56 32,66 60,79 87,36 93,8

8 0,17 0,07 1,66 0,02 0 5,15 33,03 59,6 86,66 93,74

9 0,19 0,02 1,33 0,05 0 4,26 32,66 61 87,55 93,4

10 0,16 0,12 1,57 0,1 0 4,7 32,91 60,27 87,15 93,79

11 0,16 0,02 1,55 0 0 4,21 32,43 61,74 87,99 93,94

12 0,15 0,27 1,73 0,04 0,05 5,34 33,01 58,64 85,78 93,36

13 0,21 0,07 1,49 0,03 0 3,54 31,76 62,62 88,1 93,44

14 0,15 0,91 1,68 0,07 0,05 5,3 33,04 57,83 85,07 93,24

15 0,17 0,06 1,6 0 0 4,7 32,58 60,26 86,81 93,35

16 0,31 2,61 1,9 0 0 3,59 31,21 60,49 85,64 94,04

17 0,17 0,23 1,41 0 0 3,23 31,91 63,76 89,28 94,32

18 0,19 0,01 1,59 0,02 0 5,27 33,16 59,24 86,47 93,56

19 0,28 0,02 1,36 0 0 1,69 30,13 66,21 89,71 93,07

20 0,16 0,68 1,64 0,02 0,12 5,45 33,41 58,32 85,89 93,96

21 0,24 0 2,11 н. о. 0,11 4,85 32,84 62,33 88,92 96,22

22 0,2 0 2 н. о. 0,07 4,85 32,9 62,01 88,7 95,82

23 0,19 0,04 1,92 н. о. 0,08 4,89 33,14 61,99 88,92 96,04

24 0,18 0,05 1,86 н. о. 0,08 3,41 31,85 64,76 90,13 95,71

25 0,16 0,15 1,49 н. о. 0,18 5,37 34,34 60,67 88,93 96,27

26 0,17 0 2,1 н. о. 0,07 5,05 32,96 61,67 88,45 95,83

27 0,19 0,03 1,96 н. о. 0,07 3,7 32,12 64,64 90,28 96,22

Мин. 0,13 0 1,33 0 0 1,69 30,09 57,59 84,51

Макс. 0,31 2,61 2,11 0,1 0,18 5,45 34,34 66,34 90,28

Средн. 0,19 0,29 1,67 0,03 0,04 4,39 32,49 61,19 87,55

трастом установлено, что зерно является

гомогенным, имеет однородное строение

и никаких иных минеральных фаз или

структур распада твердого раствора не за-

фиксировано (рис. 3.57). Видимая шеро-

ховатость поверхности зерна связана с его

грубой полировкой и значительным увели-

чением. Результаты электронно-зондовых

определений через центр зерна (от края к

краю) приведены в табл. 3.6.

По составу данное зерно практически

не отличается от других зерен, анализы

которых приведены в табл. 3.5, особенно

от анализов № 21–27. Индивидуальная

особенность данного зерна — минималь-

ная примесь хрома. Из табл. 3.6 видно, что

зерно отличается удивительным постоян-

ством состава. Едва выражена зональность

по Cr

, TiO

и MgO: в центральной части

зерна этих примесей меньше.

Ãëàâà 3

122

`l`jhmqj`“ cp}

Несколько зерен магнетита из трубки

Бабье Лето, анализы по которым пред-

ставлены в табл. 3.5 (ан. 21–27), были

подвергнуты дифференциальному термо-

магнитному анализу (ДТМА) [31]. Наибо-

лее характерные термомагнитные кривые

приведены на рис. 3.58–3.59. Из них вид-

но, что температура Кюри исследованных

магнетитов лежит в пределах 480–520 °С.

Данная температура заметно отличается

от температуры Кюри чистого стехиомет-

рического магнетита (580 °С) [38, 96]. В то

же время температура Кюри магнетитов

из тр. Бабье Лето отличается от таковой и

для вторичного кимберлитового магнетита

(560–570 °С), приближаясь к температуре

Кюри этого минерала из траппов (500–

520 °С) [38, 71, 98, 106, 109]. Известно, что

температура Кюри, как и размеры элемен-

тарной ячейки, зависит от состава твердо-

го раствора [113]. Смещение температуры

Кюри в область более низких темпера-

тур, по-видимому, объясняется наличием

ульвошпинелевой компоненты в составе

данного минерала. Кроме этого, на термо-

магнитной кривой первого нагрева отмеча-

ются дополнительные характеристические

участки в областях 90, 160, 515 °С (см. рис.

3.58) и 80, 180, 220, 490 °С (см. рис. 3.59).

Данные дополнительные участки могут

служить отличительным признаком ким-

берлитовых титаномагнетитов от траппо-

вых. Их появление связано с присутствием

различных фаз и изоморфных примесей в

кристаллической структуре минерала [38]

и в первую очередь, очевидно, с приме-

сями хрома. Незначительная амплитуда

этих участков (графики ТМА) может сви-

детельствовать о невысоком содержании

изоморфных примесей в основной фазе —

магнетите, что подтверждается данными

электронно-зондового анализа (см. табл.

3.5). При более значительном их содержа-

нии дополнительные характеристические

участки лучше выражены. На относитель-

ную «нечистоту» магнетита также указыва-

ет не резкий, а расплывчатый спад намаг-

ниченности в области температуры Кюри.

Из рис. 3.58–3.59 видно, что термомаг-

нитные кривые, приближаясь к темпера-

турной оси в области температуры Кюри,

не касаются ее, а на каком-то отрезке рас-

полагаются как бы параллельно на незна-

чительном расстоянии от оси (обычно до

Т = 700 °С). Этот «хвост» намагниченно-

сти, скорее всего, связан с зависимостью

парамагнетика от температуры. Наличие

парамагнитного «хвоста» довольно часто

Рис. 3.57. Микрофотография зерна магнети-

та из тр. Бабье Лето в режиме фазового кон-

траста

(масштабная линейка в микронах)

Таблица 3.6

Состав магнетита из тр. Бабье Лето в нескольких точках по диаметру зерна

№

пп

O TiO

MgO Al

SiO

MnO

FeO

(общ.)

FeO Fe

Сумма

Примечание

1 0,06 3,86 1,97 0,06 0,10 0,08 0,22 90,81 32,36 64,95 97,16 край

2 0,01 3,74 1,96 0,06 0,08 0,06 0,20 89,68 32,05 64,05 95,79

3 0 3,65 1,87 0,06 0,09 0,03 0,20 90,41 32,32 64,55 96,31 центр

4 0 3,77 2,03 0,04 0,08 0,06 0,22 90,34 32,25 64,56 96,53

5 0 3,80 2,01 0,09 0,08 0,05 0,20 90,38 32,34 64,50 96,62

6 0 3,78 1,81 0,02 0,11 0,07 0,18 90,12 32,52 64,01 96,08 край

Особенности морфологии и состава важнейших минералов-индикаторов

кимберлитов, их эволюция в экзогенных условиях и поисковое значение

123

Рис. 3.58. Наиболее типичные кривые зависимости намагниченности от температуры титано-

магнетитов из трубки Бабье Лето, кл. -8+4 мм:

а — кривые ТМА;

б — кривые ДТМА (первая производная);

в — кривые ДТМА (вторая производная)

Термомагнитогр амма (тр. Бабье лето)

ТМА

0 100 200 300 400 500 600 700 800

0,00

0,02

0,04

0,06

0,08

0,10

0,12

Нагрев 1

Нагрев 2

Нагрев 3

T, C°

Ιs

ДТМА (первая производная)

0 100 200 300 400 500 600 700 800

-0,7

-0,6

-0,5

-0,4

-0,3

-0,2

-0,1

0,0

0,1

T, C°

Ιs

ДТМА (вторая производная)

0 100 200 300 400 500 600 700 800

-0,015

-0,010

-0,005

0,000

0,005

0,010

0,015

0,020

0,025

T, C°

а)

б)

в)

Ãëàâà 3

124

`l`jhmqj`“ cp}

Рис. 3.59. Наиболее типичные кривые зависимости намагниченности от температуры титано-

магнетитов из трубки Бабье Лето, кл. -4+2 мм:

а — кривые ТМА;

б — кривые ДТМА (первая производная);

в — кривые ДТМА (вторая производная)

Термомагнитограмма

ТМА

0 100 200 300 400 500 600 700 800

0,00

0,02

0,04

0,06

0,08

0,10

0,12

Нагрев 1

Нагрев 2

Нагрев 3

Ιs

T, C°

ДТМА (пе рвая производная )

0 100 200 300 400 500 600 700 800

-0,7

-0,6

-0,5

-0,4

-0,3

-0,2

-0,1

0,0

Ιs

0,1

T, C°

ДТМА ( в то ра я п рои зв од на я)

0 100 200 300 400 500 600 700 800

-0,015

-0,010

-0,005

0,000

0,005

0,010

0,015

0,020

0,025

Ιs

T, C°

а)

б)

в)

Особенности морфологии и состава важнейших минералов-индикаторов

кимберлитов, их эволюция в экзогенных условиях и поисковое значение

125

наблюдается и у трапповых титаномагне-

титов, что может являться отличительной

особенностью в целом титаномагнетитов от

относительно чистого магнетита, в том чис-

ле и кимберлитового (гидротермального).

Таким образом, утверждение о том, что

кимберлитовый магнетит отличается от

траппового титаномагнетита по темпера-

турам Кюри [38, 71, 106, 109], справедли-

во лишь в отношении вторичного гидро-

термального магнетита без существенных

изоморфных примесей в структуре мине-

рала. Как показано выше, в кимберлитах

могут присутствовать выделения магне-

тита с различным содержанием изоморф-

ных примесей, по составу отвечающим

титаномагнетитам, температура Кюри ко-

торых будет такой же, как и у трапповых.

Отличительной особенностью кимберли-

товых титаномагнетитов от трапповых в

этом случае может служить наличие до-

полнительных характеристических участ-

ков на термомагнитных кривых. Однако

существенные примеси могут содержать

и трапповые титаномагнетиты. К при-

меру, в пикритовых габбро-долеритах из

дифференцированных интрузий Нориль-

ского рудного района титаномагнетиты

содержат до 4 мас.% Cr

[116]. Отличить

такие титаномагнетиты от кимберлитовых

по физическим свойствам, по-видимому,

будет практически невозможно. В этом

случае отличительными особенностями

титаномагнетитов из кимберлитов могут

служить их морфологические особенно-

сти, в первую очередь размер зерен и на-

личие реакционных поверхностей. Так,

для траппов не характерны крупные выде-

ления данного минерала.

Следует отметить, что наличие крупных

своеобразных выделений магнетита в столь

высоких концентрациях в ким берлитах,

по составу и физическим свойствам, от-

вечающих титаномагнетиту, — явление

не совсем обычное. Наличие первичных

реакционных поверхностей и достаточно

высокое содержание элементов-примесей

свидетельствуют в пользу его глубинного

(магматического) происхождения. Боль-

шая схожесть крупных выделений титано-

магнетитов по внешней морфологии зерен

с пикроильменитом позволяет полагать его

образование за счет последнего. Это под-

тверждается нередким наличием в составе

реакционных кайм пикроильменитов но-

вообразованных фаз от магнетита до фер-

ришпинелей сложного состава, что обсуж-

далось выше. Развитие реакционных кайм

по периферии зерен пикроильменита —

явление достаточно распространенное и

осуществляется в позднемагматическую

стадию в связи с неустойчивостью этого

минерала в кимберлитовом расплаве. Как

уже упоминалось, для образования магне-

тита с перовскитом по пикроильмениту в

первую очередь необходим высокий потен-

циал кальция и температура выше 900 °С.

Примечательно, что в новообразованном

магнетите (титаномагнетите) содержание

оксида хрома, как правило, существенно

выше, чем в самом пикроильмените. Впол-

не возможно допустить, что при достаточ-

ной интенсивности процесса замещения,

в определенных условиях, пикроильменит

может полностью заместиться вторичны-

ми продуктами, в том числе и титаномаг-

нетитом. Подобное явление наблюдалось

на пикроильменитах из тр. Хоркич (Эвен-

кия), когда неизмененный пикроильменит

присутствовал лишь в центральной части

зерна или в виде небольших участков по

всей площади. Такое интенсивное заме-

щение, пожалуй, возможно лишь при дли-

тельном становлении кимберлитовых тел

и постепенном снижении РТ-параметров.

Но длительное охлаждение минерала от

высоких температур должно бы привести

к распаду твердого раствора в его структу-

ре. Как отмечалось выше, титаномагнети-

ты имеют однородное строение и никаких

иных минеральных фаз в структуре мине-

рала не зафиксировано, по крайней мере

в пределах чувствительности прибора (см.

рис. 3.57). Возможны и иные механизмы

образования титаномагнетита, а именно в

результате субсолидусного восстановления

пикроильменита, которое осуществляется

в интервале температур Т = 900–1200 °С и

фугитивности кислорода ƒ

=10

–8

–10

–14

или в результате субсолидусного окис-

ления ульвошпинели [37]), связанного с

понижением температуры флюида. Как

Ãëàâà 3

126

`l`jhmqj`“ cp}

следует из экспериментальных данных,

ульвошпинель также очень легко перехо-

дит в ильменит, иногда по ульвошпинели

образуются мирмекитовые срастания маг-

нетита и ильменита [2].

Не исключено, что титаномагнетит в

данном конкретном случае имеет первич-

ное протомагматическое происхождение,

и его кристаллизация из кимберлитово-

го расплава происходила в условиях по-

вышенного окислительного потенциала

среды минералообразования и высокой

фугитивности кислорода. При достаточно

высоких этих параметрах и возрастании

роли Fe

в системе магнетит, по-видимо-

му, может преобладать над пикроильме-

нитом. При дальнейшем повышении дан-

ных параметров не исключено, что может

остаться лишь одна оксидная фаза — маг-

нетит, при полном отсутствии пикроиль-

менита. Учитывая, что первичный маг-

нетит возникает при температуре свыше

900 °С, образование титаномагнетита в

этом случае также должно происходить

при достаточно высоких температурах.

Причиной обогащения магнетита титаном

является возрастание парциального давле-

ния кислорода с уменьшением глубины [2].

Любая из рассмотренных схем образова-

ния титаномагнетита крайне неблагопри-

ятна для сохранности алмазов, поскольку

именно при таких условиях в наибольшей

степени проявляются процессы окисления

(растворения) алмазов. По этой причине

повышенное содержание в кимберлитах

магнетита (титаномагнетита) магматиче-

ского генезиса (протомагматического или

реакционно-магматического) свидетель-

ствует о неблагоприятных условиях со-

хранности алмаза.

Для выяснения условий, места и вре-

мени образования магнетитов в ким-

берлитах, подобных титаномагнетиту из

тр. Бабье Лето, необходимы специальные,

более глубокие исследования. Здесь лишь

следует отметить, что при определенных

условиях титаномагнетит может исполь-

зоваться в качестве МИК при поисках

кимберлитовых или кимберлитоподобных

тел. В ореолах и потоках рассеяния от тел

с незначительным содержанием тради-

ционных глубинных минералов может

фиксироваться лишь магнетит. Помимо

этого, обладая средней устойчивостью к

химическому выветриванию, сопостави-

мой с химической устойчивостью грана-

тов, магнетит может сохраняться и в про-

межуточных коллекторах. Таким образом,

имеется потенциальная возможность ис-

пользования магнетита при поисках по

древним ореолам рассеяния в качестве

дополнительного МИК. Отличительными

особенностями первичного магматиче-

ского магнетита (титаномагнетита) ким-

берлитового генезиса от магнетитов из

иных пород будут являться, во-первых, его

гранулометрия (достаточно крупный раз-

мер зерен), во-вторых, наличие первич-

ных реакционных поверхностей, что будет

фиксироваться на слабо изношенных зер-

нах. Кроме этого, для первичных магнети-

тов кимберлитового генезиса характерны

изоморфные примеси, которые по данным

более экспрессного и дешевого термомаг-

нитного анализа будут фиксироваться в

виде дополнительных характеристических

участков на кривых нагревания. Учитывая

наличие первичных поверхностей на маг-

нетите, к нему вполне применима такая

же шкала сохранности, как и для обычных

МИК. Помимо этого, обладая почти оди-

наковой твердостью с пикроильменитом,

магнетит будет подвергаться примерно тем

же механогенным изменениям в процессе

формирования ореолов. При поисковых

работах в пределах Западно-Укукитского

и Восточно-Укукитского кимберлитовых

полей магнетит довольно часто использо-

вался в качестве «минерала-индикатора

кимберлитов», путем прослеживания ко-

торого осуществлялся выход на отдель-

ные тела [3 ф]. Как правило, это трубки

с бедным содержанием традиционных

глубинных минералов (трубки Рока, Га-

ленитовая, аномалия 205/78 и некоторые

другие). На склонах ниже таких тел, кроме

магнетита, других кимберлитовых мине-

ралов в ореолах, как правило, шлихами не

фиксировалось, и только при выходе в ме-

сто расположения кимберлитового тела,

непосредственно в элювии над трубкой,

встречались единичные зерна пикроиль-

Особенности морфологии и состава важнейших минералов-индикаторов

кимберлитов, их эволюция в экзогенных условиях и поисковое значение

127

менита или хромшпинелида, иногда гра-

ната. В пределах выше названных полей

при заверке аэромагнитных аномалий по

магнетиту оконтурено несколько ореолов

кимберлитовой природы (аномалии 73/65,

188/78, 119/78, 131/78, 154/78 и др.).

Магнетит не получил широкого при-

менения в качестве поискового мине-

рала при поисках кимберлитовых тел и

практически не используется в шлихо-

минералогическом методе поисков. Одна-

ко практика поисковых работ показывает,

что данный минерал при определенных

условиях может довольно успешно ис-

пользоваться в поисковых целях и даже

способен обеспечить выход на коренной

источник.

Состав магнетита в производственных

организациях также практически не изуча-

ется. Кроме этого, мало уделяется внима-

ния такому направлению, как магнитная

минералогия, и, в частности, экспресс-

ному и более дешевому, чем электронно-

зондовый анализ, методу термомагнит-

ного анализа. Как было показано выше,

термомагнитный анализ может достаточно

успешно использоваться для генетической

диагностики титаномагнетитов, так как по

термомагнитным кривым существуют не-

которые отличия между кимберлитовым

магнетитом вторичного (гидротермаль-

ного) происхождения, первичным (про-

томагматическим) титаномагнетитом из

кимберлитов и трапповым титаномагне-

титом.

3.7. Циркон

Циркон — один из наименее изучен-

ных минералов кимберлитов [73], однако

присутствие его в ряде кимберлитовых

трубок и жил позволило рекомендовать

данный ми нерал как индикатор кимберли-

тов при их поисках [68]. Принадлежность

данно го ми не рала к ультраосновному па-

рагенезису не так очевидна, хотя в ряде

цирконов изучены включения оливина,

хромдиопсида, хромшпинелида, флогопи-

та, ильменита, сульфидных минералов [17,

43]. Важно отметить присутствие циркона

в качестве включений в алмазах [73]. Из-

вестно о наличии цирконов в ксенолитах

ильменит-рутиловых эклогитов [38, 39].

Имеющие сведения позволяют судить о

глубинном происхождении цирконов из

кимберлитов, источником которого яв-

ляются породы мантии, редкие ксеноли-

ты которых встречены в трубках Южной

Африки и Якутии [43]. Не исключено, что

происхождение некоторых цирконов в

кимберлитах связано и с начальными эта-

пами собственно кимберлитового процес-

са, доказательством чего может служить

наличие в цирконах включений магнетита,

кальцита и доломита [85]. Сростки апатита

с цирконом и совместное их нахождение в

кимберлитах некоторых трубок свидетель-

ствует о возможном генетическом родстве

этих минералов [137].

Циркон при алмазопоисковых работах

имеет подчиненное значение, в основном

из-за его незначительных содержаний, к

тому же присутствует он далеко не во всех

кимберлитовых телах. Содержание цир-

кона в якутских кимберлитах невелико,

обычно не более 10, редко 50 г/т; средняя

величина для кимберлитов Африки — 1 г/т

[73]. Чаще это редкие зерна, которые бла-

годаря свечению в рентгеновских лучах

извлекаются из кимберлитов вместе с ал-

мазами. Относительно повышенные со-

держания циркона отмечены в трубках

Коллективная Алакит-Мархинского поля

и Рассвет Севернэйского поля. Преобла-

дают округлые, овально-угловатые зерна

размером 0,5–1,5 мм, редко 2–3 мм, идио-

морфные кристаллы редкость. Поверх-

ность зерен матированная, реже шерохо-

ватая, корродированная на свежих сколах,

с сильным алмазным блеском. Не ред ко на

поверхности цирконов отмеча ются тре-

угольные впадины [22], а при значитель-

ном увеличении (100–600 раз) помимо

треугольных впадин иногда наблюдаются

такие формы травления, как микрочере-

питчатая и занозистая поверхности [73].

Окраска цирконов изменяется от бледно-

розовой, почти бесцветной, до буровато-

оранжевой, редко отмечаются лимонно-

желтые зерна [14 ф]. Буровато-желтая

окраска кристаллов циркона термически

неустойчива и выцветает при их прогреве

до 300 °С [43]. Благодаря алмазному блеску

Ãëàâà 3

128

`l`jhmqj`“ cp}

и высокому показателю преломления цир-

кон блестит в воде и на лотке может быть

принят за алмаз. Однако из-за своего вы-

сокого двупреломления он, как и исланд-

ский шпат, двоит изображение, поэтому

с помощью лупы на лотке в воде, оказы-

вающей иммерсионный эффект, циркон

может быть достаточно надежно диагно-

стирован [9 ф].

Кроме типичного кимберлитового ге-

незиса, циркон генетически связан с по-

родами кристаллического фундамента.

Он отмечается в многочисленных мета-

морфитах: в чарнокитоидах, гранулитах,

плагиоклазовых кристаллических слан-

цах, в гранитоидах и т. д. [22, 73]. Помимо

этого, циркон встречается в средних и уль-

траосновных породах (цирконсодержащих

пироксенитах) [21], а также в эруптивных

брекчиях Тимана, в лимбургитах Средне-

го Урала [73], в карбонатитах, пегматитах,

в трубках взрыва щелочных базальтоидов

(Минусинская котловина) и кимберли-

топодобных породах Алданского района

[43]. По типу термолюминесценции, со-

ставу примесей и внешней морфологии

зерен кимберлитовые цирконы не имеют

аналогов среди цирконов, описанных в

литературе [43]. Характерно постоянство

состава цирконов из кимберлитов незави-

симо от коренного тела. Содержание при-

месей редких и радиоактивных элементов

исключительно низкое, что является ти-

поморфным признаком этого минерала

из кимберлитов, чем он и отличается от

циркона из коровых пород. В кимберли-

товых цирконах содержится повышенная

примесь гафния (0,75–2,16 мас.% HfO

а отношение циркония к гафнию лежит в

пределах 20–60 [17, 49, 137].

Несмотря на свидетельства о воз-

можном генетическом родстве циркона

и апатита [137], они характеризуются со-

вершенно противоположными физико-

механическими свойствами. Так, если

апатит механически относится к одному

из наименее устойчивых кимберлитовых

минералов, то циркон по устойчивости к

механическому истиранию превосходит

даже хромит и уступает только алмазу [140].

Благодаря своей механической прочности

циркон хорошо сохраняется в россыпях и

довольно широко распространен как в со-

временных отложениях, так и в древних

коллекторах. В пределах ЯАП циркон в

россыпях встречается нередко в заметных

количествах. Вместе с этим, содержание

этого минерала в кимберлитах обычно не-

велико, чаще он отмечается в ничтожных

количествах, к тому же далеко не во всех

телах [22, 140]. Некоторое несоответствие

в содержании циркона из россыпей с его

содержанием в кимберлитовых телах и

ассоциирование в ореолах с типичными

метаморфическими минералами невольно

обращает на себя внимание. Кроме этого,

несмотря на значительную механическую

прочность, в россыпях циркон, как пра-

вило, имеет значительный механический

износ, зачастую превосходящий износ на

ассоциирующих с ним гранатах и пикро-

ильменитах. Исходя из этого, невольно

возникает предположение, что какая-то

часть циркона из россыпей, учитывая

факт его полигенеза, имеет некимберли-

товый генезис и может играть роль «лож-

ного» минерала-индикатора кимберлитов.

Тем не менее состав данного минерала из

шлиховых ореолов при производстве ал-

мазопоисковых работ практически не изу-

чается, а при фиксации циркона в шлихах

в подавляющем числе случаев он автома-

тически относится к «трубочному» (ким-

берлитовому) типу.

По левобережью р. Лена в пределах

Среднеленского района в свое время были

проведены ревизионно-поисковые работы

по оценке перспектив коренной алмазо-

носности Наманинской площади [21 ф].

Целевым назначением работ являлось вы-

явление минералогических признаков ким-

берлитового магматизма в пределах рай она

путем проведения выборочного шлихового

и мелкообъемного опробования аллю-

вия основной гидросети и приустьевых

частей боковых притоков рассматривае-

мой территории. В результате проведения

ревизионно-поисковых работ в совре-

менном аллювии ряда водотоков был об-

наружен циркон, содержание которого в

отдельных пробах достигало более 70 зе-

рен на рядовой шлих объемом 20 л. Зерна

Особенности морфологии и состава важнейших минералов-индикаторов

кимберлитов, их эволюция в экзогенных условиях и поисковое значение

129

размером менее 1 мм, цвет желтый различ-

ных оттенков, форма угловато-округлая

и округлая. Все цирконы без исключения

имели значительный механический из-

нос, IV класс по шкале сохранности (рис.

3.60). Помимо циркона в пробах, где он

был установлен, другие МИК или отсут-

ствовали полностью, или присутствовали в

виде единичных зерен пикроильменита. Из

наиболее представительной пробы 12508

было проанализировано 48 зерен цирко-

нов на электронно-зондовом приборе. Со-

ставы данных цирконов полностью при-

ведены в табл. 3.7. Как видно из таблицы,

для данных цирконов характерно однооб-

разие составов при низком содержании

HfO

(0,31–1 мас.%) и высоком отношении

ZrO

/HfO

(в среднем 101) при его незна-

чительной вариации. В цирконах кимбер-

литового генезиса, как отмечалось выше,

содержание HfO

обычно составляет 0,75–

2,16 мас.%, а отношение циркония к гаф-

нию колеблется от 17 до 81 [17, 49], причем

для основной масса зерен данный показа-

тель варьирует в пределах 20–60 (табл. 3.8).

На основании этого можно констатиро-

вать, что цирконы Наманинской площади

имеют некимберлитовый генезис. Скорее

всего, их источником являлись метамор-

фические породы ближайших выступов

докембрийского фундамента, которыми

являются Алданский щит и Патомское на-

горье, расположенные к югу и юго-западу

от территории, соответственно.

Цирконы имеют широкое распростра-

нение и в россыпях ЯАП, в том числе по

северо-западному борту Вилюйской си-

неклизы. В частности, были довольно

детально изучены цирконы из современ-

ного аллювия отдельных водотоков Муно-

Тюнгского района. В большинстве своем

они здесь также имеют мелкие размеры

(менее 1 мм) и значительный механиче-

ский износ (рис. 3.61). Данное обстоятель-

ство, учитывая совместное нахождение с

цирконом метаморфических минералов,

в частности изношенного дистена, так-

же предполагало его метаморфическое

проис хождение. Тем не менее электронно-

зондовый анализ цирконов из аллювия

некоторых водотоков Муно-Тюнгского

района (см. табл. 3.8) показал его резкое

отличие от «наманинских» цирконов (см.

табл. 3.7) и соответствие по составу цир-

конам из кимберлитов. Хотя следует отме-

тить, что для цирконов Муно-Тюнгского

района отношение циркония к гафнию

несколько повышенное (в среднем 48,77–

53,77) по сравнению с кимберлитами Яку-

тии (в среднем 33,76–34,78). Кроме того,

существенный износ данного минерала,

нередко превышающий износ на грана-

тах и пикроильменитах, свидетельствует

о том, что последние являются лишь се-

диментационными спутниками циркона.

Скорее всего, цирконы в пределах Муно-

Тюнгского района имеют иные источни-

ки, чем гранат и пикроильменит, и рас-

Рис. 3.60. Внешний вид цирконов Наманин-

ской площади (Среднеленский район) не-

кимберлитового генезиса (кл. -1+0,5 мм)

Рис. 3.61. Внешний вид цирконов кимберли-

тового генезиса (Муно-Тюнгский район).

Бассейн р. Серки, пр. 3110, кл. -1+0,5 мм

Ãëàâà 3

130

`l`jhmqj`“ cp}

Таблица 3.7

Состав цирконов по Наманинской площади (Среднеленский район)

NN п/п No пр. ZrO

HfO

ThO

SiO

ZrO

/HfO

Сумма

1 12508 63,56 0,80 0,00 33,84 79 98,20

2 12508 64,60 0,59 0,04 34,16 109 99,39

3 12508 65,16 0,61 0,00 34,09 107 99,86

4 12508 64,99 0,62 0,00 33,96 105 99,56

5 12508 65,47 0,77 0,00 34,17 85 100,41

6 12508 64,62 0,50 0,02 34,08 129 99,22

7 12508 64,54 0,91 0,03 34,14 71 99,61

8 12508 65,93 0,59 0,00 34,50 113 101,02

9 12508 65,20 0,68 0,12 33,99 96 99,99

10 12508 64,32 0,65 0,10 34,03 99 99,10

11 12508 64,67 0,69 0,00 34,28 94 99,64

12 12508 64,92 0,53 0,11 34,63 122 100,19

13 12508 64,50 0,65 0,00 34,01 99 99,15

14 12508 64,95 0,77 0,00 34,39 85 100,11

15 12508 64,24 0,80 0,08 34,17 80 99,28

16 12508 65,22 0,55 0,00 34,35 119 100,11

17 12508 65,05 0,65 0,00 34,64 100 100,34

18 12508 64,58 0,73 0,00 34,60 88 99,91

19 12508 64,64 0,72 0,00 34,26 90 99,62

20 12508 64,61 0,92 0,00 34,08 70 99,60

21 12508 65,44 0,69 0,01 34,37 95 100,52

22 12508 65,75 0,49 0,03 34,34 134 100,62

23 12508 65,57 0,64 0,03 34,34 102 100,58

24 12508 65,05 0,74 0,00 33,98 88 99,77

25 12508 65,67 0,48 0,14 34,33 138 100,61

26 12508 65,24 0,62 0,00 34,40 105 100,27

27 12508 64,97 0,80 0,10 34,42 82 100,28

28 12508 65,11 0,73 0,03 34,08 89 99,94

29 12508 64,60 0,69 0,00 34,34 94 99,63

30 12508 65,52 0,62 0,13 34,61 106 100,88

31 12508 65,18 0,66 0,03 34,27 100 100,13

32 12508 65,37 0,66 0,05 34,34 99 100,41

33 12508 64,11 1,00 0,00 34,23 64 99,34

34 12508 65,49 0,65 0,00 34,16 101 100,30

35 12508 65,27 0,61 0,05 34,46 107 100,39

36 12508 65,29 0,85 0,01 34,43 77 100,57

37 12508 65,52 0,54 0,00 34,50 121 100,56

38 12508 65,11 0,70 0,04 34,50 93 100,36

39 12508 64,44 0,69 0,01 34,52 93 99,67

40 12508 64,86 0,67 0,02 34,48 96 100,03

41 12508 65,52 0,68 0,04 34,26 97 100,49

42 12508 64,79 0,73 0,05 34,28 89 99,85

43 12508 65,36 0,31 0,00 34,88 213 100,55

44 12508 65,45 0,74 0,02 34,71 88 100,93

45 12508 65,12 0,72 0,09 34,82 91 100,75

46 12508 64,05 0,72 0,00 34,50 89 99,26

47 12508 65,40 0,52 0,09 34,69 126 100,70

48 12508 65,08 0,52 0,10 34,47 125 100,17

х 65,00 0,67 0,03 34,33 101

min 63,36 0,31 0 33,84 64

max 65,93 1 0,14 34,88 213