О некоторых особенностях изучения вторичных минералов кимберлитовых пород

Характерной чертой кимберлитовых тел Сибирской (СП), Восточно-Европейской (ВЕП), Африканской (АП) и других древних платформ мира является значительная изменчивость параметров их вещественного состава. Высокий градиент изменчивости вещественных признаков в объеме кимберлитовых тел во многом связан с полигенно-стью и гетерохронностью самих слагающих трубки пород, охватывающих диапазон условий образования от верхней мантии, через пневматолитово-гидротермальную стадию до гипергенеза. В целом многообразие происходящих в трубочных диатремах процессов изменения кимберлитов с некоторой долей условности можно отнести (Горшков и др., 2002; Зинчук, 20233–7; Зинчук и др., 2004; Котельников и др., 2006) к диафторезу. Обычно под последним понимают (Зинчук, Афанасьев, 1998; Зинчук, Борис, 1981; Хит-ров и др., 1987) регрессивное минералогическое преобразование, происходящее в процессе приспособления магматических и метаморфических пород к новым условиям более низких ступеней метаморфизма. Определяющим фактором диафтореза является масса поступающих в систему минералообразования извне Н2О и СО2 в процессе регрессивного метаморфизма. Этим условиям соответствуют особенности постмагматического преобразования кимберлитовых пород. Нашими исследованиями показано (Афана-

Работа лицензирована в соответствии с CC BY 4.0. Чтобы просмотреть копию

этой лицензии, посетите

сьев и др.,1980;1998, 20001–2, 2009; Зинчук, 1991, 1998; Зинчук и др., 1987, 1997; Савко и др., 2003; Afanasʹev et al., 2005), что сложность и контрастность минералогического облика реальных кимберлитовых пород в значительной степени обусловлены развитием комплекса вторичных минералов, слагающих иногда до 95 % пород, превращая их в апокимберлиты. Большое внимание в ряде опубликованных работ (Василенко и др., 2000; Зинчук, 20231–2; Мацюк, Зинчук, 2001; Kotel’nikov, Zinchuk, 2008) уделено изучению поведения основных вторичных минералов кимберлитов в постмагматических и гипергенных условиях. Большинство кимберлитовых тел (трубок, даек и жил) представляют собой породы, в различной степени измененные вторичными процессами. Образовавшиеся при этом постмагматические минералы, возникшие в результате пневма-толитово-гидротермальной деятельности, относятся к вторичным новообразованиям (Зинчук, 2014, 2015, 2016, 20241–4; Котельников, Зинчук, 20011–2; Serov et al., 2001; Cеро-куров и др., 2001). Реальный облик кимберлитовых тел в значительной мере определяется развитием комплекса вторичных минералов, возникших после консолидации породы в результате эндо- и экзогенных преобразований. Процесс изучения кимберлитовых пород позволил получить многочисленные сведения о вторичных минералах. В некоторых работах (Зинчук, 20211–3; Зинчук, Бар-духинов, 20221–3, 20241–2; Котельников, Зинчук, 2003; Grakhanov et al., 2015) приводилось описание конкретных минералов, встреченных в отдельных трубках, в других освещались узкие вопросы, касающиеся свойств и генезиса вторичных образований (Зинчук, 2017, 2018; Котельников, Зинчук, 1996, 1997; Харькив и др., 1991). Несмотря на разрозненный характер накопленных результатов, они позволили обнаружить многообразие процессов вторичной минерализации и возникших при этом новообразований. Помимо анализа и систематизации материала, нами впервые проведены комплексные исследования вторичных минералов, выполненные с целью решения вопросов как геологического, так и технологического плана. К основным задачам этих исследований следует отнести: а) определение диагностиче- ских признаков силикатов, карбонатов, оксидов и гидроксидов, сульфидов, сульфатов, галогенидов, фосфатов, боратов; б) выявление наиболее распространенных ассоциаций вторичных минералов в кимберлитовых породах; в) установление факторов, влияющих на постмагматические преобразования кимберлитов; г) обоснование роли вторичных минералов при поисках кимберлитовых трубок и влияния их на технологические особенности переработки кимберлитов. Дальнейшее развитие представлений о процессах вторичного преобразования кимберлитов основано на исследованиях по выявлению закономерностей распределения минералов-новообразований основной массы кимберлитов трубок Мир, Интернациональная, Удачная, Юбилейная, Сытыканская, Айхал, Боту-обинская, Нюрбинская и др. Были получены свидетельства того, что исследованные кимберлиты претерпели в процессе формирования неоднократные изменения (Афанасьев, Зинчук, 1987; Егоров и др., 2003; Зинчук, 20221–4, 20241–4; Харькив и др., 1998). Их интенсивность на разных стадиях формирования трубок имеет индивидуальный характер и зависит от конкретных условий минералообразования. Недостаточно изученным направлением в исследовании закономерностей преобразования кимберлитовых пород оставалось определение роли каждого из вторичных минералов, реконструкции последовательности их образования и устойчивости в различных условиях. Для решения этих вопросов проведены детальные комплексные исследования вещественного состава и процессов вторичного минералообразования на каменном материале из кимберлитовых диатрем Мирнинского (МКП), Дал-дынского (ДКП), Алакит-Мархинского (АМКП), Верхнемунского (ВМКП) и Накын-ского (НКП) кимберлитовых полей Якутской алмазоносной провинции (ЯАП). Особое внимание уделено серпентинам (рис. 1), кальцитам (рис. 2), флогопитам (рис. 3) и продуктам их преобразования (рис. 4) как доминирующим вторичным новообразованиям кимберлитов. Приведенные в данной статье в качестве примера схематические карты (рис. 1–4) построены по трем опорным горизонтам (190, 250, 295 м от уровня мирового океана), по материалам пересчетов хи- мических анализов (с рентген-дифрактометрическим контролем) проб, отобранных из скважин эксплоразведки, пройденных по восточному и западному телу трубки Удачная по сети 40×40 м. По сути, это плотные (в), в различной степени дезинтегрированные (б) и выветрелые (а) кимберлиты, позволяющие получить представление не только о постмагматических, но и гипергенных преобразованиях пород диатремы (Зинчук, 20221–4; Мацюк, Зинчук, 2001).

Особенности распределения породообразующих минералов кимберлитов на глубину диатрем проводилось по керну скважин, пробуренных при разведке и эксплоразведке месторождений (рис. 5 а, б). Существенные изменения концентрации породообразующих минералов кимберлитов на глубину диатрем вызваны как различной степенью преобразования пород на тех или иных горизонтах, так и меняющимися соотношениями концентрации минеральных ассоциаций. Так, на глубинах ниже 230 м в восточном теле трубки Удачная (рис. 5 а), как и в отдельных частях некоторых изученных разрезов западного тела (рис. 5 б), отмечена повышенная концентрация слабо измененного оливина. В таких случаях обычно (например, скв. 225, глубины 350–550 м) резко понижается роль серпентина, образующегося преимущественно за счет изменения оливина. Значительная концентрация доломита зафиксирована в нижних частях (глубины ниже 350 м) отдельных разрезов восточного тела (рис. 5 а), тогда как для пород западного тела (рис. 5 б) доломит является довольно характерным минералом всего изученного разреза трубки Удачная. Следует также отметить, что повышенная концентрация доломита в кимберлитах восточного тела обычно совпадает с участками пород, содержащих значительное количество неизмененного или слабо сер-пентинизированного оливина. Как в восточном, так и в западном теле на фоне в целом примерно равномерного распределения кальцита по изученным разрезам отмечаются блоки плотных карбонатизированных кимберлитов, в которых резко возрастает роль указанного минерала. Относительное изменение концентрации кальцита и доломита по изученным разрезам в значительной степени связано с неравномерностью серпентиниза- ции пород, которая неодинакова не только в разных телах, но и по отдельным разрезам, вскрывшим различные участки одного и того же тела. Детально изучены также магнетит, кварц, халцедон, брусит и новообразования класса сульфатов. Одним из результатов исследований стала разработка (Афанасьев и др., 1980, 1998, 20001–2, Бардухинов, 2021, 20241–2; Коптиль, 1994) рационального комплекса методов изучения вещественного состава кимберлитов, позволяющего получить количественные оценки содержания вторичных минералов в основной массе породы. Важный итог выполненных работ – рекомендации по возможностям использования вторичных минералов кимберлитов для оценки эрозионного среза кимберлитовых диатрем (Зинчук и др., 2004; Коптиль, 1994; Харькив и др., 1998; Rosen et al., 2002). Предложены различные варианты использования основных закономерностей выветривания силикатных пород, типоморфных свойств и особенностей глин, а также слюдистых минералов в корах выветривания (КВ) и осадочных породах на территории СП. Выполненные исследования позволили в некоторой степени восполнить пробел в изучении кимберлитовых пород, связанный с тем, что петрографические построения производились только для первичных магматических пород, не затронутых процессами вторичного преобразования.

В то же время, как показал наш опыт изучения кимберлитовых пород, нельзя игнорировать процессы их постмагматического преобразования, так как в конечном итоге до 90–95 % объема кимберлитов ЯАП нередко составляют вторичные минералы. Несмотря на полученные новые данные по комплексному исследованию вторичных процессов в кимберлитах и возникающих при этом минералов, их на данном этапе нельзя считать завершенными.

Детальное выяснение характера вторичных преобразований кимберлитов должно быть основной задачей дальнейшего изучения вещественного состава трубок взрыва. Незаслуженно малая роль в этих исследованиях отведена основной массе кимберлитов, которая представлена преимущественно тонкоагрегатной смесью серпентина, карбонатов и флогопита.

Рис. 1. Распределение серпентина в кимберлитовых породах трубки Удачная (СП): Горизонты (глубины в метрах над уровнем морового океана): а – верхний (295 м), б – средний (250 м), в – нижний (190 м); Концентрации минерала (в %): 1 – ˃70, 2 – 60–70, 3 – 50–60, 4 – 40–50, 5 – 30–40, 6 – 20–30, 7 – <20

Рис. 2. Распределение кальцита в кимберлитовых породах трубки Удачная (СП):

а–в – смотрите условные обозначения к рис. 1;

Концентрация минерала (в %): 1 – 30–35, 2 – 25–30, 3 – 20–25, 4 – 15–20, 5 – 10–15, 6 – 5–10, 7 – <5

Рис. 3. Распределение флогопита в кимберлитовых породах трубки Удачная (СП): а–в – смотрите условные обозначения к рис. 1;

Концентрации минерала (в %): 1 – ˃12, 2 – 8–12, 3 – 4–8, 4 – 0–4

Рис. 4. Распределение хлорита в кимберлитовых породах трубки Удачная (СП):

а–в – смотрите условные обозначения к рис. 1;

Концентрация минерала (в %): 1 – ˃30, 2 – 25–30, 3 – 20–25, 4 – 15–20, 5 – 10–15, 6 – 5–10, 7 – 0–5

Рис. 5. Распределение преобладающих минералов в основной массе кимберлитов трубки Удачная по разрезам, вскрытым разведочными скважинами 225 (а) и 207 (б):

I – Петрографическая колонка: 1 –порфировый кимберлит первого этапа внедрения, 2 – кимберлитовая брекчия второго этапа внедрения, 3 – то же с автолитами первого этапа внедрения;

II – Минеральный состав, в %: 4 – оливин, 5 –серпентин, 6 – кальцит, 7 – доломит, 8 – флогопит, 9 – хлорит, 10 – оксиды и гидроксиды железа, 11 – брусит, 12 – гипс + галит, 13 – прочие минералы

Особая роль при этом должна отводиться флогопиту и серпентинам, которые отнесены нами (Зинчук, 2015, 2016, 2017, 2024 1–4 ; Зинчук и др., 1987, 1997) к индикаторным минералам кимберлитов (ИМК). Их геологоминералогическое значение обусловлено особенностями слоистой структуры, которая отражает физико-химические условия образования. Кроме того, эти минералы являются главными участниками серпентинизации, карбонатизации и хлоритизации – основных процессов постмагматического преобразования кимберлитовых пород, которые развиваются в каждой диатреме индивидуально. В кимберлитовых породах по-разному протекают процессы привноса-выноса основных породообразующих оксидов (Афанасьев и др., 1998, 2000, 2009; Зинчук, 2021 1–3 ; Котельников, Зинчук, 2001 1–2 ; Хитров и др., 1987; Rosen et al., 2002). Однако пока не в полной мере установлены признаки изменения кимберлитовых пород, которые позволили бы сравнивать различные месторождения и выявлять общие и индивидуальные черты. Для решения этих проблем следует усилить направление структурных исследований минералов с использованием современных физико-химических методик.

На распределение вторичных минералов в кимберлитах влияют (Зинчук, 2021 1–3 ; Зинчук и др., 2004; Rosen et al., 2002) различные факторы. Неравномерность распределения вторичных минералов обусловлена псевдо-морфными замещениями. Закономерные изменения связаны с выветриванием и влиянием вмещающих пород. Механизм образования псевдоморфоз серпентина по оливину, а также условия протекания таких реакций подробно рассмотрены нами ранее (Афанасьев и др., 1998, 2000, 2009; Зинчук, 2018; Зинчук, 2022 1–3 ; Мацюк, Зинчук, 2001). При серпентинизации кимберлитов наблюдается псев-доморфное и непсевдоморфное замещение слагающих породу компонентов. Минералы группы серпентина образуются: по основной массе породы; в результате метасоматических преобразований оливина I и II генераций, пироксенов и ксенолитов карбонатных пород; за счет гидротермальных процессов. В свою очередь серпентин основной массы кимберлитов делится (Зинчук, 2023 1–4 ; Мацюк, Зинчук, 2001; Харькив и др., 1998)

на две модификации – интерстициальную (заполняющую промежутки между зернами кальцита и других минералов) и псевдо-морфную (замещающую карбонаты и другие минералы основной массы). При этом наблюдаемые карбонат-серпентиновые псевдоморфозы по оливину формируются при замещении сначала серпентином, по которому развивается карбонат. Непсевдоморфный серпентин может возникать при повторной переработке кимберлитовых пород. При этом в условиях повышенных температур он должен кристаллизоваться в виде антигорита. В результате неоднократно проявляющихся процессов преобразования кимберлитовых пород происходит (Зинчук, 2023 1–7 ; Rosen et al., 2002) полная смена первичных ассоциаций вторичными с образованием нового комплекса минералов. В кимберлитах установлены такие разновидности серпентина, как лизардит и хризотил, кристаллизующиеся в разных физико-химических условиях. Считается, что некоторые разновидности, скорее всего, относятся к шестислойному унститу.

В последнее время в кимберлитовых породах зафиксирована (Зинчук, 20235–7; Коп-тиль, 1994; Котельников и др., 2006) такая разновидность серпентиновых минералов, как Al-серпентин, образование и развитие которого в кимберлитах пока слабо изучено. Причины появления и характер распределения этой разновидности серпентинов в кимберлитовых породах требует дополнительных исследований, так как, во-первых, серпентин относится к ИМК, и изучение его типоморфных свойств является важной задачей совершенствования методики поисков алмазных месторождений, во-вторых, процессы изменения Al-cерпентина в КВ кимберлитовых пород могут искажать ход закономерных преобразований структуры, свойственной лизардиту и хризотилу. Серпентиновые минералы характерны (Зинчук, 2017, 2018, 20241–4; Харькив и др., 1998) и для кимберлитовых пород АП. Так, для детально изученной нами кимберлитов трубки Катока (Ангола) серпентины из кимберлитовой брекчии верхних частей диатремы представлены лизардитом (Горшков и др., 2002), который характеризуется параметром b=0,9225 нм. Четкие рефлексы 20l, 13l на втором эллипсе электронограмм от текстур соответствуют политипной группе A с небольшой примесью группы D. Слабые размытые рефлексы 02l, 11l на первом эллипсе указывают на присутствие структуры 1Т с нарушениями регулярного чередования слоев. Для лизардитов из более глубоких горизонтов трубки Катока установлена смесь двух политипов 1Т и 3R (при некотором преобладании политипа 1Т), относящихся к группе А. Отмечена структурная неоднородность таких образцов, которая указывает на присутствие в них двух сложных (нестандартных) ортогональных типов лизардита, впервые установленная нами при изучении кимберлитов трубки Катока.

В процессе литолого-минералогического изучения кимберлитовой трубки Катока, рудный столб которой представлен автоли-товой кимберлитовой брекчией (АКБ), переходящей в самых верхах в кимберлитовую брекчию на глубине около 300 м, встречен прослой с ассоциацией слоистых минералов, отличающийся от подстилающих и перекрывающих пород. На дифрактометрических кривых пелитовой составляющей из этих образований отмечается интенсивный относительно широкий рефлекс со значением 1,5 нм и более узкие интенсивные отражения 0,730 и 0,364 нм. При насыщении образца глицерином значение первого рефлекса увеличивается до 1,78 нм, и появляется серия более высоких порядков слабой интенсивности – 0,980; 0,591; 0,440; 0,363 … нм. После прокаливания образца при 580° С на дифрак-тограммах фиксируется уменьшение значения рефлекса 0,961 нм с возникновением более высоких порядков (0,490; 0,317 нм). Подобный характер дифракционной картины свидетельствует о присутствии в образце разбухающего минерала смектитовой группы. В ИК-спектре образца интенсивные полосы поглощения деформационных колебаний Si-O-Mg(Fe2+)-cвязи с частотой 457– 472 см–1 указывают на триоктаэдрический тип слоев, входящих в структуру смешано-слойного образования. Повышенное содержание в химическом составе пород MgO, невысокое количество суммарных оксидов Fe и низкое Al указывают на сапонитовую природу смектита. После указанных обработок рефлексы 0,730 и 0,364 нм практически не из- меняются. Наличие на дифрактограмме воздушно-сухого неориентированного препарата в области 060 рефлекса со значением 0,1539 нм (b=0,923 нм) свидетельствует о содержании серпентинового минерала. Согласно положению и интенсивностям на электронограммах отражений с к=3n (20l и 13l), характеризующихся заметной диффуз-ностью и отсутствием рефлексов с к≠3n (02l и 11l), этот минерал диагностируется как ли-зардит структурного типа А. В низах толщи он ассоциирует с небольшой примесью модификации 1Т и, возможно, клинохризотила. При этом модификации А свойственна полу-беспорядочная, а для 1Т более высокая степень совершенства структуры. Данные ИК-спектроскопии подтверждают присутствие в кимберлитах Анголы ассоциации лизардита с сапонитом. Менее сильная полоса деформационных колебаний Si-O-cвязи с частотой 942 см–1 относится к серпентину, а с частотой 1020 см–1 – к сапониту. Аналогично этому широкие полосы с частотой 1645 и 3380 см–1 связаны с деформационными и валентными колебаниями молекул Н2О в структуре сапонита, а узкая полоса с частотой 3670 см–1 – с валентными колебаниями ОН-групп в структуре серпентина. Присутствие в области 060 менее интенсивного, чем для лизардита, отражения со значением 0,1526 нм (b=0,916 нм) указывает на содержание в структуре смешанослойной фазы сапонитовых слоев. Исходя из высот сапонитового (~1,5 нм) и лизардитового (0,730 нм) слоев, в рассматриваемой части разреза, наряду с присутствием собственно лизарди-та, слои его входят в структуру впервые идентифицированного нами упорядоченного лизардит-сапонитового смешанослойного образования (ЛССО) с общей высотой его кристаллической решетки примерно в 2,2 нм. В литературных данных сведения об идентификации подобного минерала не найдены. Поэтому для уточнения химического состава и кристаллохимического строения ЛССО нами было проведено детальное исследование образца с помощью комплекса аналитических методов исследований.

При исследовании на просвечивающем электронном микроскопе JEM-100C (Япония), оснащенном энергодисперсионным спектрометром Кеvex-5100 (США), в иссле- дованных пробах выделено в основном два типа частиц. Сравнительно широкие пластинки относятся к лизардиту, скопления мелких частиц – к смешанослойной фазе. Микрофракционная картина лизардита, полученная от его пластинчатого микрокристалла с загнутым краем, содержит характерную для этого минерала псевдогексаго-нальную сетку отражения hk и базальные рефлексы d00l=0,730 нм/n, где n – целые числа. Энергодисперсионные спектры этого минерала включают в основном Si и Mg, а Fe присутствует в нем в сотых долях процента. Мелкие чешуйчатые выделения смешано-слойного образования, согласно полученному от них энергодисперсионному спектру с помощью сканирующего микроскопа JSM-5300 (Япония) с приставкой Link-1S1S (Великобритания), кроме Si и Mg содержат небольшое количество Fe, Al и Ca. На микро-дифракционной картине от загнутых краев частиц этой фазы, с учетом обезвоженного состояния разбухающих минералов в вакууме электронного микроскопа, фиксируются базальные отражения с d=0,838 и 0,336 нм. От загнутого края одной из частиц была получена последовательность рефлексов 00l с семью порядками. Анализ этой картины показал, что второе (d=0,838 нм) и пятое (d=0,336 нм) отражения выделяются своей интенсивностью, то есть эти отражения на дифрактограмме и микродифракционной картине данных проб четко соответствуют индексам 002 и 005. Для усиления отражений на микродифракционной картине сме-шанослойного образования она была оцифрована. Было использовано программное обеспечение, реализующее алгоритм Фурье-преобразования с последующей фильтрацией по кольцевой маске. После обратного преобразования было зафиксировано отфильтрованное от шумов изображение, но уже с явно видимыми слабыми рефлексами. Они, относящиеся вместе с сильными отражениями к общей серии 00l, четко соответствуют упорядоченному чередованию слоев лизардита и сапонита в структуре смешанослойной фазы с периодом 1,68 нм: 1,68 (001); 0,840 (002); 0,560 (003); 0,420 (004); 0,336 (005); 0,280 (006) и 0,240 (007) нм. Поскольку в основной ассоциации лизардита и смешанослойной фазы, по данным рентгенографии и ИКС, содержится незначительная примесь сапонита и кальцита, кристаллохимическая формула смешанослойного минерала была рассчитана по результатам полуколичественного анализа, проведенного на микроскопе JSM с приставкой Link-1S1S. Локальный полуко-личественный анализ был проведен и усреднен по 10 различным точкам препарата. Это дало возможность установить следующее атомное соотношение элементов в дисперсной части, выделенной из образца: Mg – 21; Si – 18,1; Al – 1,17; Fe – 1; Ca – 0,2; Na – 0,1. Установление формулы смешанослойного минерала сопровождалось определенными трудностями. Это связано с присутствием в образце в виде индивидуальной фазы собственно лизардита. Поэтому сначала по ди-фрактограммам с использованием коэффициента Бискайя Р. (1965) было установлено, что лизардита в образце в 1,17 раз больше, чем смешанослойной фазы. Анализ полученного химического состава этих двух главнейших минералов показал, что для них общим элементов является Mg. Это позволило записать следующую пропорцию: [Mg3·1,17=3,51]-лизардит+[Mg3-лизардит+(Mg, Fe)3-сапонит] – смешанослойное образование. Сумма Mg+Fe=9,51. Было сделано допущение, что наибольшее количество Fe, а также Al входит в структуру сапонита. Далее определялось значение коэффициента Mg+Fe=22:9,51=2,313. Согласно этому коэффициенту оценивалось количество Mg, а связанные с ним Si, Fe и Al распределились в структурных компонентах лизардитовой и сапонитовой частей смешанослойного образования. Его формула в виде двух компонент с соотношением АВАВ…. записывается без учета химических элементов мелких примесных фаз в следующем виде: (Si2Mg3)[Ca0,25(Mg2,6Fe0,4)(Si3,5Al0,5)]O15(OH)6 ·nH2O. На основании этой формулы была построена кристаллохимическая модель ли-зардит-сапонита, где по нормали к слоям упорядоченно чередуются 1:1 слои лизарди-та и 2:1 сапонита, разделенные межслоевыми промежутками разного типа. Обменные катионы (в основном Ca) и молекулы Н2О в открытых межслоевых промежутках структуры минерала располагаются между двумя смежными тетраэдрическими сетками 1:1 и 2:1 слоев. В межслоевом промежутке, обра- зованном другой тетраэдрической сеткой 2:1 слоя и октаэдрической 1:1 слоя, действуют водородные связи между атомами Н внешних гидроксилов октаэдрической и Oбаз тетраэдрических сеток. Слои 2:1 полярны, их тетраэдрические сетки, примыкающие к октаэдрической и тетраэдрической сеткам 1:1 слоя, различаются по катионному составу – Si и Si, Al соответственно. При толщине 2:1-и 1:1-слоев, а также межслоевого промежутка лизардитового типа, равных 0,665; 0,437; 0,293 нм соответственно, различия в периоде по нормали к слоям исходного (2,2 нм), насыщенного этиленгликолем (2,45 нм) и глицерином (2,52 нм), а также прокаленного (1,68 нм) препаратов определяются толщиной межслоевого промежутка сапонитового типа, равного 0,805; 1,035; 1,125; 0,285 нм соответственно. При этом рассчитанные для предложенной модели структуры значения интенсивностей Iотн=[Fe]2 d00l находятся в хорошем согласии с визуально оцененными интенсивностями рефлексов 00l на электро-нограммах.

В нижней части описываемого разреза породы содержат преимущественно лизар-дит, который во фракции мельче 0,01 мм в отдельных прослоях не содержит примеси других дисперсных фаз. Этот минерал в условиях постмагматического изменения кимберлитов связан с процессом преобразования одного из протоминералов исходного мантийного материала – оливина. В большей части этой толщи лизардит ассоциирует с сапонитом, являющимся продуктом последовательного изменения серпентина в результате повышения кислотности среды, связанной с взаимодействием кимберлитового материала с вмещающими кислыми породами. В самых верхах АКБ лизардит содержится совместно с упорядоченным ЛССО. В отличие от этого, в отложениях вулканогенноосадочной толщи серпентин исчезает, и в них присутствует в основном только сапонит с весьма небольшой примесью слюды. Такой характер распределения слоистых минералов по изученному разрезу дает основание сделать вывод, что исходным минералом указанной последовательности на постоливино-вой стадии изменения кимберлитов является серпентин. На ранней стадии гипергеннометасоматического изменения кимберлитов протекают в основном два процесса. Первый – политипное превращение высокотемпературных разновидностей серпентина в относительно низкотемпературные. Второй процесс представляет деградацию серпентина с одновременным возникновением серии разбухающих минералов, в первую очередь сапонита, через ряд промежуточных метаста-бильных смешанослойных образований, из которых впервые идентифицированная упорядоченная разновидность лизардит-сапонита является относительно наиболее устойчивой, как это наблюдается на примере других упорядоченных смешанослойных фаз триоктаэдрического типа, например хлорит-сапонитов и хлорит-вермикулитов.

Петрографическое исследование шлифов по рассмотренному разрезу показывает, что в нижней части изученной толщи в ассоциации слоистых минералов присутствует в основном лизардит политипных модификаций А+1Т с примесью клинохризотила. Он замещает изометричные, короткостолбчатые и уплощенные зеленого цвета кристаллы оливина размером 1–3 см. В отдельных частях трубки, где лизардит составляет основную массу породы, он представлен агрегатами тонкозернистых бесцветных и светлозеленых частиц, имеющих в поляризованном свете серую и светло-серую окраску. Сапонит в этой массе составляет участки более крупнозернистых агрегатов светло-коричневого и светло-серого цвета и характеризуется более высокими интерференционными окрасками. Судя по цвету, он имеет неоднородный химический состав. Одновременно с возникновением за счет оливина указанной последовательности слоистых минералов в изученных породах происходит синтез ряда Fe-содержащих фаз. Начиная с наиболее ранней стадии изменения оливина (т.е. развития по нему лизардита), многие зерна оливина, ильменита и магнетита окружены плотной каймой пылевидных скоплений рудных минералов. Возникновение ЛССО, вероятно, происходило в закрытой системе при низких термобарических параметрах среды и медленно протекающем процессе деструкции первичных и синтезе вторичных минералов. Изолированность системы минералообразования определяла возможность сохранения в ней восстановительных усло- вий, что сопровождалось перераспределением химических элементов между гипогенными минералами, поровыми растворами и гипергенными новообразованиями. Относительно низкие значения давления и температуры в зоне возникновения лизардит-сапонита обусловили значительное содержание в его структуре разбухающих слоев. Невысокая динамика массопереноса вещества в системе минералообразования способствовала тенденции развития упорядоченного чередования неразбухающих и разбухающих слоев в структуре впервые идентифицированного нами смешанослойного минерала. В результате карбонатизации кимберлитов возникают (Зинчук, 20211–3; Мацюк, Зинчук, 2001; Харькив и др., 1998) такие распространенные минералы, как кальцит, доломит и пироаурит. Кристаллизация кальцита в кимберлитах связана с различными процессами формирования кимберлитовых тел. Минерал по способу образования разделяется на кальцит, слагающий основную массу, метасоматический кальцит – продукт карбонатизации некоторых минералов кимберлитов и поздний гидротермальный кальцит, выполняющий пустотно-трещинные выделения. Кальцит относится к полигенным минералам кимберлитов, всестороннее исследование которых может дать новую информацию о природе и специфике процессов формирования минерала на разных этапах становления породы. Кроме того, в числе открытых или дискуссионных остаются вопросы об устойчивости и равновесности минерального состава кальцитсодержащих ассоциаций. Вопрос о том, являются ли они закономерным продуктом кристаллизации той или иной стадии кимберлитообразования или представляют собой случайные неравновесные ассоциации нескольких постмагматических стадий этого процесса, требует дополнительного изучения. Доломит в кимберлитах ЯАП образует мелкозернистые агрегаты и ассоциирует с кальцитом и серпентином. Согласно классическим представлениям о закономерностях кристаллизации доломита, катализаторами образования этих минералов является присутствие различных солей и сульфатов. Пироаурит развивается в основной массе кимберлитов, в псевдоморфозах по оливину, в ксенолитах различных пород, а также наблюдается в прожилках. Иногда он является характерным минералом основной массы кимберлитов, образуя блоки в различных коренных месторождениях алмазов.

Таким образом, характер и интенсивность развития вторичных минералов в кимберлитовых породах СП показывают разнообразие процессов карбонатизации и хлоритизации, но не раскрывают всех их особенностей, связанных с образованием серпентинов и флогопитов. Последние относятся к ИМК, имеющим слоистую структуру, способную отражать условиях их образования, и дают возможность использовать их и для анализа постмагматического преобразования кимберлитовых пород. Поскольку полуколиче-ственных характеристик содержания минералов в кимберлитах недостаточно для выявления индивидуальных черт различных месторождений, важным становится установление структурных особенностей минералов (серпентинов, слюдистых образований и др.) кимберлитов. Это позволяет также выявлять и отмечаемые ранее структурные характеристики этих минералов, связанные или с их структурно-морфологическими, или с видовыми особенностями. Так, серпентино-вые минералы в кимберлитах представлены в основном лизардитом, хризотилом и Аl-серпентином (септохлоритом). Признано, что серпентинизация оливина происходит при температурах (не выше 500° С) даже при высоких давлениях. При этом лизардит образуется при температуре 400–500° С, а хризотил – при более низких температурах. Большое значение на течение этого процесса имеет рН-условий среды. Проведенными экспериментальными исследованиями процессов серпентинизации установлено, что в кислой среде большая часть оливина замещается лизардитом, в кремнесодержащей щелочной – антигоритом и хризотилом, в нейтральной – лизардитом и хризотилом. Судя по этим и другим минералам, для кимберлитов отмечается закономерное изменение среды метасоматизирующих растворов от кислой через нейтральную до щелочной. Различные кимберлитовые поля СП существенно различаются по содержанию отдельных разностей серпентинов. Так, наиболее часто Al-cерпентин встречается в трубках ДКП, постепенно снижаясь в диатремах в направлении от ВМКП, МКП, НКП до АМКП. Наибольшие концентрации минерала отмечены в кимберлитах трубок Зарница и Фестивальная, где он диагностирован в 70 % изученных проб. На примере трубок Боту-обинская, Нюрбинская, Заполярная и Айхал выявлена тенденция к последовательному увеличению количества проб, содержащих Al-серпентин при переходе от порфировых кимберлитов к автолитовым кимберлитовым брекчиям и далее к кимберлитовым туфоб-рекчиям. Однако в отдельных диатремах одни и те же типы пород, относящиеся к разным диатремам, могут существенно различаться по степени распространения Al-серпентина. Многократная смена рН-условий среды в период становления кимберлитов является основной причиной развития дефектов в структуре серпентинов. Количество серпентинов с низкой, средней и высокой степенью дефектности может в определенной мере характеризовать уровень стабильности постмагматических преобразований кимберлитов. Наиболее часто дефектные серпентины встречаются в основной массе кимберлитов трубок Айхал (Алакит-Мархинское поле) и Нюрбинская (Накын-ское поле). Эти месторождения подобны по степени распространения Al-серпентина, но существенно отличаются по уровню развития лизардита и хризотила. Так, в основной массе кимберлитов трубки Айхал преобладает хризотил, в то время как в диатреме Нюр-бинская более развит лизардит.

Проведенными исследованиями показано, что для каждой кимберлитовой диатремы отмечается доминирование индивидуального характера развития минералов над их общими свойствами, главным среди которых является преобладание серпентин-кальци-товых, кальцит-серпентиновых, хлорит-серпентиновых ассоциаций и уровень распространения Mg-Fe-разновидностей флогопита в основной массе кимберлитовых пород. Отличие кимберлитовых тел обусловлено интенсивностью развития и равномерностью распределения доминирующих вторичных минералов и их разновидностей. Существуют отличия в составе основной массы и вторичных минералов кимберлитов не только в разных трубках, но и в плане их отдельных тел и даже блоков. Охарактеризованы наиболее распространенные в кимберлитовых породах ассоциации новообразований, состоящие из двух и более минералов, большинство из которых являются парагенетиче-скими, что позволило решить некоторые вопросы их постмагматического преобразования. Обширный материал минералогопетрологических исследований кимберлитовых пород позволил установить, что процессы серпентинизации, карбонатизации, хлоритизации и бруситизации в каждой диатреме имеют индивидуальный характер. Важными результатами проведенных исследований являются рекомендации по возможностям использования вторичных минералов кимберлитов для определения величины эрозионного среза диатрем. Предложены также различные варианты использования основных закономерностей выветривания силикатных пород, типоморфных особенностей глинистых и слюдистых минералов в древних корах выветривания на образованиях различного генезиса и состава. Получены новые данные о свойствах флогопита и продуктов его твердофазовых превращений (хлорита), что имеет важное значение для совершенствования методики прогнозирования и поисков алмазных месторождений. Для совершенствования методики и повышения эффективности технологии обогащения кимберлитов, а также извлечения из них полезного компонента рекомендовано использовать установленные особенности вещественного состава пород, получаемые в результате предварительного минералогического картирования, позволяющего делать прогнозную оценку руд. Важно при этом использовать структурно-морфологические и физические свойства как породообразующих, так и сравнительно редко встречающихся в кимберлитовых породах минералов. В частности, установлено широкое распространения в кимберлитах СП пироаурита и брусита, наиболее характерное для глубоких горизонтов коренных алмазных месторождений, где минералы нередко являются породообразующими компонентами. Учитывая большую роль этих минералов в процессе технологической отработки месторождений, вопросам изучения пироауритизации и бру-ситизации кимберлитовых диатрем следует уделять пристальное внимание. Не менее важными являются задачи по изучению процессов серпентинизации, хлоритизации и карбонатизации, приводящих к изменению физико-механических свойств пород, которые в последующем влияют на состав шихты и извлекаемость из нее полезного компонента.

Следует отметить важность возникновения на ранней стадии гипергеннометасоматического изменения кимберлитов в условиях африканского тропического климата новообразований в направлении двух процессов. Первый - политипное превращение высокотемпературных разновидностей серпентина в относительно низкотемпературные. Второй процесс представляет собой деградацию серпентина с одновременным возникновением серии разбухающих минералов, в первую очередь сапонита, через ряд промежуточных метастабильных смешано-слойных образований, из которых впервые идентифицированная упорядоченная разновидность лизардит-сапонита является относительно наиболее устойчивой, как это наблюдается на примере других упорядоченных смешанослойных фаз триоктаэдри-ческого типа (например, хлорит-сапонитов и хлорит-вермикулитов). Возникновение упорядоченного ЛССО, вероятно, происходило в закрытой системе при низких термобарических параметрах среды и медленно протекающем процессе деструкции первичных и синтезе вторичных минералов. Изолированность системы минералообразования определяла возможность сохранения в ней восстановительных условий, что сопровождалось перераспределением химических элементов между гипогенными минералами, поровыми растворами и гипергенными новообразованиями. Относительно низкие показатели давления и температуры в зоне возникновения лизардит-сапонита обусловили значительное содержание в его структуре разбухающих слоев. Невысокая динамика массопереноса вещества в системе минералообразования способствовала тенденции развития упорядоченного чередования неразбухающих и разбухающих слоев в структуре идентифицированного нами впервые смешанослойного минерала.

Для совершенствования методики поисков алмазных месторождений большое значение имеет как исследование процессов хлоритизации кимберлитов, так и изучение особенностей флогопитов. Это связано с тем, что образование хлорита относится к твердофазовым прекращениям, когда структура возникающего минерала сохраняет строение трехэтажного слоя исходного флогопита. В кимберлитах флогопит относится к одним из наиболее распространенных минералов и представлен в основном поздне- и постмагматической генерациями. Несмотря на широкое распространение флогопита, он изучен недостаточно, хотя некоторые вопросы взаимоотношения поздне- и постмагматического флогопита в кимберлитах рассмотрены раньше. Нами отмечен факт обогащения железистой слюдой контактов с карбонатными ксенолитами и высказано предположение, что развитие постмагматического флогопит происходит не повсеместно, а лишь в породах, обогащенных алюминием и калием, которые чаще распространены в периферийных зонах кимберлитовых проявлений. Следует при этом отметить, что существует круг нерешенных проблем, связанных с выявлением индивидуальных и общих свойств процессов серпентинизации, карбонатизации и хлоритизации, протекающих в кимберлитовых месторождениях. Одним из способов решения этих проблем является анализ развития в основной массе кимберлитов серпентин-карбонатных ассоциаций и таких индикаторных минералов, как флогопит и серпентин, а также продуктов их изменения. Предпосылкой для решения этих задач является обширный фактический материал, полученный нами в результате комплексного изучения вторичных минералов основной массы кимберлитов, и структурные исследования серпентинов и флогопитов. Статистический анализ распределения в основной массе кимберлитов серпентин-карбонатных ассоциаций, серпентинов и флогопитов с определенными структурными характеристиками позволит обоснованно сравнивать различные алмазные месторождения древних платформ мира.