Минералы-индикаторы алмазоносного магматизма из шлиховых потоков нижнего течения реки Оленёк (северо-восток Якутии)

Автор: Коваль А.Ю., Макеев Б.А.

Статья в выпуске: 6 (174), 2009 года.

Бесплатный доступ

Короткий адрес: https://sciup.org/149128992

IDR: 149128992

Текст статьи Минералы-индикаторы алмазоносного магматизма из шлиховых потоков нижнего течения реки Оленёк (северо-восток Якутии)

Проблема коренных источников алмазов на северо-востоке Якутской алмазоносной провинции (ЯАП), включая вопросы природы, возраста и местоположения соответствующих объектов, не только сохраняет свою актуальность, но и, более того, обостряется от года к году в связи с непрерывным наращиванием здесь уникального потенциала фактически «безадресных» алмазоносных россыпей [1]. К настоящему времени результатом многочисленных исследований стала лишь внешне безупречная, но весьма неконкретная идея образования упомянутых россыпей вследствие размыва либо разновозрастных коренных источников кимберлитового или не совсем кимберлитового генезиса, либо не менее гипотетичных «промежуточных» коллекторов [2, 3]. Вопросы, где именно и какие собственно «коренные» источники россыпных алмазов следует искать на северо-востоке Сибирской платформы, остается открытым. Трудность этих вопросов усугубляется еще и тем, что россыпные алмазы в рассматриваемом регионе характеризуются во многом нетипичными для кимберлитовых месторождений ЯАП свойствами [4].

Очередная попытка выхода в северо-восточном регионе Сибирской платформы на первоисточники россыпных алмазов, в которой принимал участие один из авторов настоящей статьи, была предпринята геологами Амакинской ГРЭ АК «АЛРОСА». В рамках минералогического картирования было осуществлено шлиховое опробование русловых отложений по притокам второго и третьего порядков на левобережье нижнего течения р. Оленёк в зоне развития терригенных пород юрского и мелового возраста. В соответствии с принятой в настоящее время схемой районирования ЯАП [5,6] район наших исследований располагается в Нижнеоленёкском алмазоносном районе Кютюнгдин- ской алмазоносной области, захватывая Келимерское и Беенчиме-Куойс-кое поля алмазных россыпей (Кели-мер, Никабыт, Хорбосуонка, Буур и др.). Для отмывки шлихов из аллювиальных осадков на протяжении около 100 км были отобраны мелкообъемные (2 м3) пробы. Монофракции минералов-индикаторов — граната и ильменита — выделялись для исследований из шлихов с повышенной концентрацией последних. Всего было отобрано 23 пробы. В ходе изучения этих проб при активном содействии д. г.-м. н. В. И. Силаева нами были получены данные по минералогии алмазоносных аллювиальных отложений для района, изученность которого в этом отношении оставалась долгие годы на крайне низком уровне.

На всем протяжении изученного нами потока аллювиального рассеяния обломочного материала в тяжелой фракции шлихов установлены гранат и ильменит (при значительном преобладании последнего), которые в Якутии традиционно относят к спутникам алмазов. Концентрация этих ми- нералов в наших пробах варьируется в зависимости от морфологических особенностей речной долины.

Гр ан а ты . Среди гранатов по окраске преобладают фиолетовая и лиловая разности, достигающие в совокупности 63.4 %. Доли красного и оранжевого гранатов составляют соответственно 25.2 и 11.4 %. Гранулометрический состав зерен этих минералов в изученных пробах в ос- новном обусловливается крупными классами: —4+2 мм (41.9 %) и —2+1 мм (56.8 %). Средний размер гранатовых зерен по длинной оси определяется в 2 мм. По форме эти зерна (рис. 1) — преимущественно угловато-округлые (55.3 %) и угловатые (20.1 %), реже встречаются округлые (13.9 %) и остроугольные (10.7 %). В некоторых пробах установлены зерна граната с элементами первичной морфологии и скульптурой поверхности, отражающей условия глубинного магматического минералообразования. Реликты кристаллографических граней (рис. 2, а) наблюдаются

Рис. 2 . Морфология зерен граната: а — с реликтами первичной кристаллографической огранки; б—г — оплавленные зерна со следами магматической коррозии

Рис. 1 . Типичные обломочные зерна гранатов из исследованных шлиховых проб

очень редко вследствие плохой сохранности из-за воздействия эпигенетических процессов. Встречаемость соответствующих зерен единичная. Гораздо чаще (до 5 %) отмечаются зерна округлой формы, поверхности которых имеют контрастный неровно-бугорчатый рельеф (рис. 2, б—г). Такая морфология, вероятно, обусловлена магматической коррозией.

По степени механического износа преобладают зерна сильно- и среднеизношенные в соотношении 54.3 и 29.2 %. В подчиненном количестве наблюдаются слабоизношенные зерна (16.5 %). На угловато-округлых и округлых индивидах износ проявился в виде форм обивания и истирания вершин и ребер, в результате чего образовались зерна эллипсоидного облика. Последние чаще всего имеют матированные и шеро- ховатые поверхности. Однако встречаются и зерна с блестящей, идеально полированной («леденцовой»?) поверхностью, возникающей, как считается, в прибрежно-морской обстановке со слабоабразивными свойствами среды [7].

Большинство изученных гранатов характеризуется развитием форм гипергенной коррозии (рис. 3). При этом исходная морфология зерен могла быть осложнена магматической коррозией. Наложенное на такого рода поверхности гипергенное растворение впоследствии сменялось истиранием в ходе переотложения зерен гранатов с пер- вичных субстратов в более молодой осадочный коллектор. На это указывает развитие форм истирания на уже образовавшийся рельеф гипергенного изменения.

Согласно рентгеноструктурным данным, параметр элементарной ячейки подавляющего числа лиловых и красных зерен исследуемых гранатов варьируется в узких пределах 1.15219—1.15521 нм (табл. 1), что может отвечать магнезиальным гранатам со значительной примесью других, более «рыхлых», миналов. Исключение из этой картины представляют единичные зерна желтовато-оранжевого цвета с относительно большой — «спессартиновой» — величиной параметра 1.164 нм.

Состав гранатов определялся рентгенофлюоресцентным методом (табл. 2). Полученные результаты

Рис. 3 . Зерна граната с признаками гипергенного растворения: а, б — округлые с бугорчатым каплевидным рельефом; в, г — кубоиды

вполне подтверждают вышеупомянутые рентгенометрические данные. Подавляющее число исследуемых зерен отвечают магнезиальным и железисто-магнезиальным, относительно малокальциевым, малотитанистым и мало-умеренно-хромис-тым гранатам. На диаграмме Н. В. Соболева фигуративные точки этих минералов ложатся в поля лерцолитового и неалмазоносного дунит -гарцбургитового парагенезисов (рис. 4). На этой же диаграмме показаны границы полей состава гранатов по С. И. Костровицкому [8], в соответствии с которыми изученные минералы могут быть в равной пропорции подразделены на три парагенезиса: 1) мантийно-эклогитовый с умеренно-хромистым пиропом; 2) дунит-гарцбургитовый с малохро-мистым пиропом; 3) пироксенит- вебстеритовый с нехромистым альмандин-пиропом. Гранаты, отвечающие алмазоносному ду-нит-гарцбургитовому парагенезису, в наших пробах не обнаружены.

Кроме охарактеризованных зерен хромсодержащего пиропа, в наших объектах установлены единичные желтовато-оранжевые зерна сильномарганцевого граната (MnO до 23 мас. %). Именно этим зернам отвечают приведенные выше наиболее высокие значения параметра э. я. Совершенно очевидно, что гранаты такого состава имеют иное происхождение, нежели хроми-сто-магнезиальные.

Таблица 1

Химический состав гранатов из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района, мас. %

Компо- ненть:	ПР- 101/1	ПР- 102,'1а	ПР- 102,-16	НР- 102/2а	ПР-102/26	ПР-103	ПР- ПИ'1	ПР-104'2	ПР- 105а	ПР- 1056	301а	3016
SICK	^1.63	3 / .22	39.72	38.63	39.37	41.7^	^1.89	43.27	42.65	42.17	41.58	41.77
тю₂	Не оби.	0.27	Не обн.	Не обн.	Не обн.	0.66	Не обн.	Не сбн.	Не обл.	Не обн.	0.19	0.19
АЦО;	19.61	20.90	22.06	19.84	20.93	20.4-	19.89	19.76	19.34	19.99	18.74	18.99
Ре₂О₅	6.68	10.10	18.63	26.82	77 37	10.35	6.36	5.92	5.51	7.81	8.11	8.07
Сг₂О₃		Не обн.	Не обн.	Не обл.	0.16	0.36	2.86	3.29	7 7^	2.53	3.69	3.67
МнО	11.35	22.91	0.30	0.46	0.29	0.25	0.32	0.27	0.32	0.35	Не обн.	Не обн.
MgO	22.40		12.93	13.12	U.58	?7	23.05	25.13	24.61	22.39	22.08	20.98
СаО		^.68	6.19	0.80	1.98	3.16	3.81	3.65	3 54	4.73	4.67	5.81
КО	a. is	Не обн.	Не обн.	Не оба.	Не обн.	Не обн.	0.19	0.11	Не обл.	Не обн.	0.35	Не обн.
Сумма	98.58	99.64	99.83	99.67	99.63	99.21}	98.37	101.40	99.26	99.91	99.41	99.48

Примечание. Анализ проведен старшим инженером С. Т. Неверовым на энергодисперсионном спектрометре MESA-500W фирмы Horiba.

Эмпирические формулы: ПР-101/1 (Mg_2.42Ca_0.35Fe_0.21Mn_0.02)₃(Al_1.66Cr_0.19Fe_0.15)₂[Si₃O₁₂];

ПР-102/1а (Mg_0.43Ca_0.40Fe_0.61Mn_1.56)₃(Al_1.98Ti_0.02)₂[Si₃O₁₂]; ПР-102/1б (Mg_1.46Ca_0.50Fe_1.02Mn_0.02)₃(Al_1.979Fe_0.03)₂[Si₃O₁₂];

ПР-102/2а (Mg_1.53Ca_0.07Fe_1.37Mn_0.03)₃(Al_1.81Fe_0.19)₂[Si₃O₁₂]; ПР-102/2б (Mg_1.67Ca_0.16Fe_1.15Mn_0.02)₃(Al_1.87Fe_0.13)₂[Si₃O₁₂];

^ПР-103 ^(Mg2.40^Ca0.29 ^Fe0.29^Mn0.02⁾3^(Al1.69^Cr0.02^Ti0.03^Fe0.26⁾2^[Si3^O12^]; ^ПР-104/1 ^(Mg2.48^Ca0.27^Fe0.22^Mn0.03⁾3^(Al1.72^Cr0.16^Fe0.12⁾2^[Si3^O12^];

ПР-104/2 (Mg_2.61Ca_0.27Fe_0.10Mn_0.02)₃(Al_1.61Cr_0.18Fe_0.21)₂[Si₃O₁₂]; ПР-105а (Mg_2.60Ca_0.28Fe_0.10)₃(Al_1.67Cr_0.12Fe_0.21)₂[Si₃O₁₂];

^ПР-105б ^(Mg2.39^Ca0.36^Fe0.23^Mn0.02⁾3^(Al1.67^Cr0.14^Fe0.19⁾2^[Si3^O12^]; ³⁰¹ ^(Mg2.39^Ca0.36 ^Fe0.25⁾3^(Al1.59^Ti0.01^Cr0.21^Fe0.19⁾2^[Si3^O12^];

³⁰² ^(Mg2.38^Ca0.36^Fe0.26⁾3^(Al1.60^Ti0.01^Cr0.21^Fe0.18⁾2^[Si3^O12^].

Таблица 2

Содержание элементов-примесей в минералах-индикаторах из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района (ПР-301, 302) в сопоставлении с типичными минералами-спутниками алмазов из продуктивных кимберлитовых трубок (Лап-4, 50/75-17, 50/43-45) Далдынского поля, г/т

(Зле менты	ПР .101, грлплт	ПР 302, ипкмстгт	Лип 4, грлгтт	50/75 17, И ПЬМЫТИТ	50/41 45, nnWL^irMT
1.1	0.629	1.171)	0.829	2.727	2.022
Пе	(1	(1.062	0.0.17	(1.353	0.140
Nn	1998.142	155.161	616.4'24	467.6'25	340.605
р	i / 466	(i 1 1'17 1	4'2 2? 9	268 017.	146 б'/О
к	KUV.UZti	326.907	1009.964	444.934	292.846
Sc	66.634	21.226	52.321	45,565	26.316
V	107.498	1452.251	139.469	1511.664	1531.769
Со	19.780	113.349	25.082	117.255	119.776
Ni	32.553	301.522	40.317	499.775	491 JOO
Гн	1 384	163.006	4.138	176. <131	173.980
Zil	8.364	265,604	12.1W	300.653	276.249
ГЬ	0.839	2.283	1.572	1.607	1 216
Са	3.116	12.901	6.127	15.96-1	1-1.761
Се	1.155	0.386	1.13.3	(1.707	0.621
А:;	.1.016	2.644	1.706	2.562	3.875
Sr	о	2.(114	0	4.Я96	2.743
кЬ	2 136	0.863	.1'. 7 00	1) ^l".№	0,888
Si	2.7 83	3.072	3.442	19.838	17.093
Zr	34.067	110.123	25.967	688.174	106.817
Nb	0.277	1115.JMI	0.290	2520.241	1590.231
Mu	0.014	0.8 Г:	0.038	2.191	2.227
A(’	0.315	27.628	0.5.56	63.085	40.I4I
Cd	0.074	(1.428	0-066	0-806	0,4(11
hl	0.041	u.cso	0.036	0.139	U.I38
Su	0.756	12.96-1	0.213	17.8(16	12.172
Sb	0.225	0.256	0.66.3	0.533	0.27.3
Те	(1	0.120	0	0.52(1	0.241
Сл	0.029	П.П17	0.032	Л.054	0 020
Вл	36.947	21 U6	4 2 194	34 0/4	21 662
HI'	0.744	16.293	0.864	27.151	17.055
J a	0.027	136.557	0.027	286.977	178.901
W	0.01)1	0.217	0.020	2.699	1.310
T1	0.121	0.056	2.1.36	O.OSft	0.0-17
Bi	0	0.(116	()	1.006	0.02-1
Th	0.165	0.16.5	0.161	(1.233	1.136
U	0.068	n.osn	0.095	0.245	0.991
V	8 448	i) 8^ ।	9 618	1 36/	2 1)40
Lil	V^39	1.981'	0.611	ы.й92	26.284
Co	1.506	2.619	1.889	13.1W	50.712
Pr	0.27-'	0.208	0.328	1.13.3	5.079
Nd	1.™	0.717	2.000	3.763	1 7.S00
Sm	1.219	0.199	0.771	П.5ЯЯ	2.144
Гн	1) 408	COV)	0 '286	0 4V1	0.661
Ud	1 ,<щ-Ц	1.1.159	1.227	1.1.441	] J VO
lb	0.3 (У	0.031	0.25-1	0.065	0.132
Dy	1.9:52	(1.190	2.031	0.319	0.685
llo	0.391	0.011	0.165	0.(167	0.1(11
Гт	1.091	0.122	.439	0.174	0.250
Tm	0 174	0.0'20	0.2 VI	1'1 fl 34	0.014
Yb	1.194	1.1.134	I 664	1.1.174	0.I97
Ln	0.1 98	0.023	0.267	U.U29	0.029

Примечание. Определено к. г.-м. н. Д. В. Киселёвой в Институте геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург) методом ICP-MS. Шрифтом выделены элементы, содержания которых существенно превышают кларки для земной коры

Пересчет химического состава на эмпирические кристаллохимические формулы указывает на вероятность присутствия в хромисто-магне-зиальных гранатах существенной примеси трехвалентного железа (в количестве 0.03—0.26 формульной единиц). Объективным доказательством этого могут служить данные мёссбауэровской спектроскопии, полученные к. г.-м. н. В. П. Лютоевым на ЯГР-спектрометре MS-1104Em, ⁵⁷Fe. Спектры, характеризующие типичный гранат из якутских алмазоносных кимберлитов (Лап-4) и пробы исследуемых нами россыпных гранатов (ПР-301), оказались однотипными, почти не различающимися количественно (рис. 5). Эти спектры хорошо аппроксимируются суммой двух дублетов, главный из которых с большой величиной квадрупольного расщепления (QS = 3.5 мм/c) отвечает двухвалентным ионам железа в додекаэдрических позициях кристаллической структуры граната ( vni Fe² + ), а дополнительный с малым расщеплением (QS = 0.26 мм/c) может быть уверенно приписан трехвалентным ионам железа в октаэдрических позициях ( VI Fe³ ⁺) . Таким образом, в обоих образцах действительно обнаруживаются ионы железа как в двухвалентном (около 90 %), так и трехвалентном (10 %) состояниях.

Спектроскопическое подтверждение правдоподобности рассчитанных эмпирических формул открывает путь для пересчета химического состава исследуемых гранатов на ми-нальные пропорции. При этом как всегда возникает проблема, на какой именно минал - уваровит или кнор-рингит — пересчитывать содержание хрома. В нашем случае, учитывая невысокое значение параметра э. я. в сочетании с очевидной примесью альмандина, а также с доказанной примесью очень «рыхлого» андрадитового минала, мы приходим к выводу о вхождении хрома в форме кнор-рингитовой молекулы. В ином случае следовало бы ожидать гораздо большей величины параметра э. я.

По результатам соответствующего пересчета гранаты из опробованных нами россыпей могут быть подразделены на следующие разновидности (в скобках частота встречаемости в %): пироп (50), кноррингито-пироп (17), альмандино-пироп, грос-суляро-альмандино-пироп и пиропо-альмандин (по 8), гроссуляро-пиро-по-спессартин (8). Среди наиболее

Рис. 4. Положение точек состава россыпных гранатов на диаграмме Н. В. Соболева. Поля гранатсодержащих парагенезисов: А — алмазоносного дунит-гарцбургитового; Б — неалмазоносного дунит-гарцбургитового; В — лерцолитового; Г — верлитового. Области состава хромсодержащих гранатов по С. И. Костровицкому (содержание Cr₂O₃, масс. %): 1 — менее 0.2; 2 — от 0.2 до 2; 3 — от 2 до 5;

4 — более 5

важных примесных миналов в исследуемых гранатах отмечаются (в последовательности снижения частоты встречаемости, %): андрадит (92), кноррингит и гроссуляр (по 67), хо-гарит (42), шорломит (33). В целом получается, что россыпные гранаты по частоте встречаемости более чем на 83 % представлены существенно пироповыми разновидностями, в которых примесь кноррингитового ми-нала колеблется в интервале 010.5 мол. %.

Анализ содержания элементов-примесей показал, что относительно кларков для земной коры исследуемые россыпные гранаты так же, как и типичные трубочные гранаты коренных месторождений ЯАП, обогащены Sc, V, Co, Ag, Cd, Sn, As, но резко обеднены редкими землями. При этом нормированные на хондрит тренды REE свидетельствуют о преимущественной специали- зации гранатов на тяжелые лантаноиды (рис. 6), что, как известно, вообще свойственно этим минералам. С другой стороны, россыпные гранаты отличаются от кимберлитовых более высоким содержанием серебра, но гораздо более низким (в 20 раз) содержанием таллия, вероятно впервые выявленного В. И. Силаевым и его коллегами в составе мантийных минералов.

Ильменит для исследований отбирался из наиболее крупных грану- лометрических классов +1-2 мм (7.4 %) и +2 мм (92.6 %). Состояние всех изученных зерен - монокрис-тальное, сростки не выявлены. По своей форме (рис. 7) зерна подразделяются (в скобках частота встречаемости, %) на овальные (22.1), уплощенно-овальные (39.2), угловатоокруглые (25.2) и угловатые (13.5). Их подавляющее большинство (> 80 %) обнаруживают сильную изношенность, вплоть до образования лепешковидных форм истирания, ха-

Рис. 5 . Мёссбауэровские спектры, полученные от кимберлитового (ЛАП-4) и россыпного (ПР-301) гранатов

Рис. 6. Тренды относительных содержаний лантаноидов в гранатах (ЛАП-4, ПР-301) и ильменитах (ПР-302,5075-17). Первичные данные приведены в табл. 2

рактерных для прибрежно-морских условий. Механогенное происхождение формы зерен подтверждено методом сканирующей электронной микроскопии (рис. 8). В ходе соответствующих исследований на поверхности зерен выявлены микровыколки, мелкие трещины, примазки шамозита и Sn-Pb-металлических сплавов. В некоторых случаях наблюдается микрорельеф, который может быть следствием наложения на поверхность истирания результатов

1 ММ

Рис. 7. Типичные обломочные зерна иль менита из исследованных шлиховых проб

Рис. 8 . Экзогенные микровыколки и сколы на механически изношенной поверхности зерна россыпного ильменита. СЭМ-изображение в режиме вторичных электронов

слабого растворения. Все это, вероятно, указывает на многократное чередование актов химического изменения зерен в экзогенно-гипергенных условиях и механической денудации.

Состав россыпного ильменита исследован рентгенофлюоресцентным и рентгенспектральным микро-зондовым методами (табл. 3). Полученные данные свидетельствуют о значительной его магнезиальности, вполне отвечающей пикроильмени-товой разновидности. Отмечается также примесь Cr, V и Nb, типоморфных для минералов-спутников кимберлитовых алмазов (табл. 2). Кроме того, в составе исследуемого ильменита выявлено сверхкларковое содержание и других характерных для мантийных минералов малых элементов - Sc, Co, Ni, Cu, Zn, Ag, Mo, Cd, Sn, Bi, As, Se, Te, Zr, Hf, Ta. Ус тановленные в этом минерале редкие земли характеризуются трендом, отражающим специализацию не на тяжелые лантаноиды, как в случае гранатов, а на легкие (рис. 6). От пикроильменита из трубки Зарница исследуемый ильменит отличается меньшим содержанием молибдена и висмута, а также европиевым минимумом на кривой REE. Последнее может свидетельствовать о более окислительных условиях образования коренных источников россыпного ильменита по сравнению с обстановкой кристаллизации, например, зарни-цынского пикроильменита.

На бинарной диаграмме TiO2— MgO распределение фигуративных

Рис. 9. Диаграмма типохимизма ильменита по А. М. Хмелькову [2005]. Тренды химизма: А — кимберлитовый, Б — пикритовый, В — базальтоидный. Точки — состав

россыпного ильменита по данным автора

точек состава исследуемого ильменита хорошо согласуется с закономерностями химизма ильменита в ЯАП, выявленными А. М. Хмельковым [9]. На соответствующем графике (рис. 9) подавляющая часть точек состава изученного нами пикроильменита вполне укладывается в «кимберлитовый» гейкилит-ильменитовый тренд. Две точки приходятся на среднюю часть «пикритового» гейкилит-иль-менит-гематитового тренда. Как известно, проявление последнего тренда состава у обломочных ильменитов трактуется в пользу вывода о некимберлитовой природе их коренного источника. Обращает также на себя внимание, что среди исследованных

Химический состав (мас. %) и эмпирические формулы ильменита из аллювиальных россыпей Нижнеоленёкского района

Таблица 3

Д^ сбр	тке	Fc₂Ch	CnCh	MgO	МлО	V₂O_S	мь_го₅	Сумма	Эм п иричсск ис формул ы
ПР-201	50.65	40.42	Не oair.	7.01	Не оби.	0.88	Не обп.	98.96	iMggjeFexTxXTiu «sFeojoa Vgj_ h9»O₅
у	51.24	40.75	с<	7.42	0.37	0.72	у	100.50	iMgn 3tFe, 7- M"c niX'Ti,: «FexuV'c ci >i :чОз
У	48.24	35.95	(Г	10.83	0.31	0.98	у	99.34	(-^Sj.jS^^J.Sj^'^U.UjX 1 iu.l>8^ ^ K^ C.Cj)].^]^
ПР-201	47.56	38.82	у	12.54	0.40	1.05	у:	100.77	1МВМ4**Сэ_5«М11ея X 116.85^ С;. 14V i;j;;), _:, । Oj
ПР-202	52.08	35.13	0.47	13.05	0.34	Не обн.	у:	101.07	iM^.«Fe₃.siMnc.niXTj^^ )i щО
<<	53.13	34.60	0.7и	11.11	Не обн.	0.68	у	100.22	1М5ы,_:Ре_;\| y,XTi\|i.icFewaCri^ ) ,,O
у	11.23	34.31	Не <кии	11.23	0.38	1.14	у:	W.74	IMgHiFe) tsMncniXTic/yFe;..!^^ _:иОз
у	51.43	37.16	с{	10.21	Не обн.	1.04	у:	99.84	(Mg^Fe^Tio^^ хЭб)Оз
«	51.35	36.36	«	12.01	У	Нс обн.	у	95.92	1 Mge «Рс, u u2Fcn,n)O"
у	50.69	36.36	с<	12.77	0.39	0.72	у	100.93	(Мбелз^ехяМпсл X Ti^Fe;, j»Vc.c । )Oj
у	47.56	38.82	с<	12.54	0.40	1.05	У	100.77	iMgA«iFe_X3
У	52.08	35.13	0.47	13.05	0.34	Нс обн.	у	101.07	(MSljtd'Cj.SlMllc.fliX1 icod Ci-iiCrt.ci)Ol
у	50.19	36.00	«	12.65	0.39	0.70	у:	99.93	i'M&.«Fe_J.MMn_M))iTi_CJgFe^
у	50.86	36.97	«	11.89	Не обн.	Не обн.		99.72	iM&i «FexsrXTi» «1Ре₍.«ХЭ-
у	51.42	37.17	с<	10.21	у	1.04	у	99.84	(^BajTFeijjMncjiiXTi^FeMgVc^^
«	52.68	34.31	ее	11.23	1.15	1.15	у	99.74	('^.•iiFeM^inc.niXTic.giFex.;^
у	53.13	34.60	0.71	11.11	11с обн.	0.67	у	100.22	(Mge «РсмзХПи uc «Ch
ПР-302	48.24	40.78	0.56	Не об 11.	0.20	Нс ооп.	0.13	99.24	iMggjjFej.ssXniijgFcoji^ к#Ф1
У	47.54	39.56	0.60	11.08	0.22	У	0.11	99.51	(M&mcFo, s.*likmXTi,:jt?F<:..₁.-(Cr,N^.

Примечание. Анализ проведен С. Т. Неверовым на энергодисперсионном спектрометре MESA-500W фирмы Horiba и В. Н. Филипповым на аналитическом СЭМ JSM-6400 фирмы Jeol.

нами зерен ильменита не оказалось ни одного, состав которого соответствовал бы базальтоидному (трапповому) тренду.

Пересчет химического состава зерен обломочного ильменита на ми-налы показал, что среди них преобладают гейкилито-ильменит и гема-тито-гейкилито-ильменит (суммарная частота встречаемости 84 %), значительно реже отмечается гематито-ильменито-гейкилит. На тройной диаграмме минального состава все точки изученных образцов лежат вблизи области состава ильменита из алмазоносных кимберлитов Якутии и включений ильменита в алмазах (рис. 10). При этом обнаруживается, с одной стороны, сильная обратная корреляция между гейкилитовым и ильменитовым, ильменитовым и гематитовым миналами, а с другой стороны — прямая корреляция между гейкилитовым и гематитовым миналами. По таким особенностям химизма исследуемый минерал действительно похож на неизмененный пикроиль-менит из алмазоносных кимберлитовых трубок [10], но резко отличается от измененного кимберлитового ильменита, в котором содержание гематитового минала растет на фоне сни

Рис. 10 . Диаграмма минального состава ильменита. Поля I—IV—группы минералов по В. К. Гаранину, пунктиром оконтурена область состава пикроильменита из кимберлитов ЯАП. Точки на залитом поле — состав россыпного ильменита по данным автора

жения содержания гейкилита [11]. Как показали исследования пикроильменита с келифитовыми каймами из трубки Зарница [12], такого рода обратная корреляция обусловлена изоморфным замещением 2Fe3+ а Mg2+Ti4+. Таким образом, обнаруживающаяся в исследуемом россыпном ильмените прямая корреляция между гейкилитовым и гематитовым миналами может рассматриваться как признак первичности его состава.

Результаты газового пирохроматографического анализа свидетельствуют о присутствии в изученных гранатах и пикроильмените поли-компонентных флюидных включений (табл. 4). При этом установлено, что значительную роль в составе таких включений играет угарный газ, появление которого, по данным В. И. Силаева, служит признаком мантийного происхождения минералов [13]. Кроме того, в составе включений выявлен широкий набор тяжелых углеводородов, что в значительной степени согласуется с данными, полученными академиком Э. М. Галимовым при изучении оливина и граната из кимберлитовой трубки Удачная [14]. Выявляющееся относительное обогащение флюидных включений тяже- лыми углеводородами не характерно ни для коровых образований, ни для минеральных продуктов мантийнокорового взаимодействия. В целом можно констатировать, что по составу флюидных включений исследованные нами россыпные минералы довольно близки к типичным минералам мантийного происхождения [15].

На основании полученных данных и с учетом некоторых уже выдвинутых сибирскими специалистами-россыпниками идей [16] мы приходим к следующим выводам.

Непосредственным источником хромисто-магнезиальных гранатов и пикроильменита в изученных нами современных аллювиальных россыпях, вероятно, послужили вторичные коллекторы, в роли которых могли выступать континентальные и прибрежно-морские терригенные толщи. Судя по морфологическим особенностям, изученные минералы-индикаторы претерпели неоднократное переотложение по цепи: коренные источники ^ древние осадочные коллекторы ^ современный русловой аллювий.

Состав и свойства минералов-индикаторов свидетельствуют о том, что их коренным источником могли выступить магматогенные породы мантийного происхождения, имеющие черты сходства с алмазоносными кимберлитами центральных районов ЯАП, но, скорее всего, не вполне тождественные им как по минералогогеохимическим, так и геологическим свойствам.

Авторы выражают глубокую признательность за помощь и сотрудничество специалистам-аналитикам С. Т. Неверову, В. Н. Филиппову, кандидатам г.-м. н. Н. В. Грановской, Д. В. Киселёвой, С. Н. Шаниной, А. М. Хмелько-ву, В. П. Лютоеву, д. г.-м. н. В. И. Силаеву.

Таблица 4

Результаты хроматографического анализа пиролизатов, полученных нагреванием минеральных монофракций

Проба	Т, °C	Компоненты, мкг.т													Итого
Проба	Т, °C	н₂	К,	СО	СО₂	Н₅О	СН_Ф	СРЦ	с₂н_й	CH_S	С₃Н,	i-СЛк,	сл₈	п^Нш	Итого
ПР-301	2<^5{Ю	0.24	0.95	0.53	11.48	365.00	0.430	0.395	0.2-3	7 >7	0.221	0.005	0.169	0.032	380.052
Гранат	500-1000	3.10	1.41	17.50	14.40	Необн.	0.234	0.078	0.028	0.014	0.005	Неразг:	еле-нал часть		36.769
	2U-1 000	3.24	2.36	15.03	25.88	365.00	0.664	0.473	0.271	0.371	<1.226	0.005	0.169	0.032	416.821
ПР-302	20-500	0	0.23	0.88	11.75	406.000	0.081	0.058	0.019	0.073	0.007	0.002	0.021	0.006	419.127
Нльхюнхт	500-1000	0.58	0.18	7.08	15.201	54.000	0.044	0.019	0.004	0.007	0.003	Неразг	еденная	часть	77.117
	211-1000	0.58	0.41	7.96	26.95	460.000	0.125	0.077	0.023	0.080	0.010	0.002	0.02:	0.006	496.244

Примечание . Результаты получены к. г.-м. н. С. Н. Шаниной на газовом хроматографе «Цвет-800», соединенном с пиролитической приставкой.

Список литературы Минералы-индикаторы алмазоносного магматизма из шлиховых потоков нижнего течения реки Оленёк (северо-восток Якутии)

Граханов С. А. Геологическое строение и алмазоносность россыпей севера Якутской алмазоносной провинции. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2000.
Зинчук Н. Н., Савко А. Д., Шевырев Л. Т. Тектоника и алмазоносный магматизм. Воронеж, ВГУ, 2004. 282 с.
Граханов С. А. Особенности формирования и закономерности размещения россыпей алмазов северо-востока Сибирской платформы: Автореф. дис. … док. геол.-мин. наук. Якутск, 2007. 40 с.
Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с.
Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Особенности алмазов из кимберлитовых тел Сибирской платформы // Геология алмазов - настоящее и будущее. Воронеж: Изд-во Воронежского ун-та, 2005. С. 1000-1020.

Статья