О вероятно эндогенной природе мезопротерозойских алмазоносных "метаконгломератов" в Бразилии
Автор: Петровский В.А., Силаев В.И., Голубева И.И., Махлаев Л.В., Мартинс М., Сухарев А.Е.
Журнал: Вестник геонаук @vestnik-geo
Статья в выпуске: 8 (188), 2010 года.
Бесплатный доступ
Короткий адрес: https://sciup.org/149129018
IDR: 149129018
Текст статьи О вероятно эндогенной природе мезопротерозойских алмазоносных "метаконгломератов" в Бразилии

Äîêòîð
М. С. Мартинс *

Ê. ã.-ì. í.
А. Е. Сухарев
* Ôåäåðàëüíûé óíèâåðñèòåò øò. Ìèíàñ Æåðàéñ, Áðàçèëèÿ
ABOUT PROBABLE ENDOGENOUS CHARACTER OF MEZOPROTEROZOICDIAMONDDIFEROUS METACONGLOMERATES OF BRAZIL
Petrovsky V. A., Silaev V. I., Golubeva 1.1., Makhlaev L. V., Martins M. C., Sukharev A. E.
In the composition of the Proterozoic formations on the San Francisco (:) craton rudaceous rocks have been known for a long time. They are not only the immediate object of diamond production, but they are considered as the native origin of diamonds in the recent fluvial placers. These clastits are traditionally discussed as sedimentary ones likely as fluvioglacial conglomerates and gritstones. But a number of textural, mineralogical, geochemical rocks features do not respond to their exogenetic origin hypothesis. More clearly it is shown in Mezo-proterozoic cobble «metaconglomerates». First, in such rocks as many as 50 % of cobbles have multiply structure including more small fragments similar to the peb- ble, that’s why they may be considered (?) as the isolation of other conglomerates. It is not observed in true sediments rocks. But enclosures of conglomeratic appearance or «breccias into breccias» type are extremely peculiar to the intrusive piroclastic rocks or tuffisites that it is determined by the explosions recurrence (H.Cloos, D.Reynolds). Secondary, the degree of pebbles and cobbles roundness is immensely high in the considered conglomerate-like rocks. Even fragments in marine conglomerates with roundness coefficient CR (ratio of inner circle to outer circle radius) 0.7 and more are occurred rare (approximately 1 to 100), and fragments with CR 0.85—1.0 are absent (W.Twenhofel, Y.Bilibin). It means, there are no elongated ellipsoid rotation the more so spheroid rotation in a such kind of sediments. In cobbles and pebbles in river conglomerates, i.e. CR value doesn’t rise 0.5 and in fanconglomerates doesn’t exceed 0.2. Fragments of true tillits do not direct rounding and sorting on size and shape. There flariton shaped cobbles occur more often (D.Nalivckin). But in Brazilian «metaconglomerates» every 10th fragment is characterized with CR value not less 0.7 and in every (?) square meter of the surface of these rocks several fragments with CR 0.9—1.0 in spectrum can be seen. Just such high level of fragments’ rolling is quite usual for fluidizites and tuffisites (D.Reynolds). As for the less coarse neoproterozoic clastits of gritstone

appearance («metadiamictites»), there are no fragments of conglomerates in their composition, but CR value ofpebbled isolation is too high for true sediments rocks. Studying of micro-sections doesn’t give unique answers to, but it isn’t inconsistent with the explosive tuffisite nature of the rocks involved. An exact strength of fluidal structures in the matrix of conglomerate-like rocks, mica availability, and also micas conjugate with the ore mineral dust, the wide authigenous quartz rocks development in matrix for lack of detrital quartz are important facts. In composition fragments and cement, which we have investigated, are composed of SiO 2 on 80—95 %. The wide association of microelements has been identified in them: Li, Be, B, P, Sc, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Se, Rb, Sr, Zr, Hf, Ta, Nb, Mo, W, Ag, Cd, Sn, Sb, Te, Cs, Ba, Tl, Pb, Bi, Th, U, Y, REE. In this regard the composition and content of microelements in fragments and cement appeared to be similar, that it may be indicate of genetic matter uniform of examined rocks. Peculiarly obviously this conclusion results from the fact of close agreement of normalized lanthanides variations on chondrite. The analyses, carried out on the basis of cos-mogeochemical classification ofelements (by Jury Scherbackov method) has shown, that, inspite of the netrapersilic composition of «metaconglomerates», their microelements association is geochemically less differentiated. It usually pertains only for abyssal (mantled) ultramafites-mafites. Therefore the collection of facts obtained affords the grounds to assume endogenic, probable mantled, formations of these «metaconglomerates». They may represent the most aged (on record by the present) occurrence of diamond-bearing tuffisite.
Как известно, основными источниками бразильских алмазов выступают мезо-кайнозойские речные россыпи1, образовавшиеся, по мнению подавляющего большинства специалистов, за счет так называемых метаконгломератов мезопротерозойского возраста, неопротерозойских тиллов («диамиктитов»), и полузабытых в настоящее время, но известных с давних времен «филлитов» [2, 3] — слюдистых сланцеватых пород, близких по
1 В настоящее время совокупный объем добычи россыпных алмазов в Бразилии составляет 0.6 млн кар/год, из этого объема 60—70 % приходится на шт Мато-Гро-су, а 14—40 % на шт. Минас Жерайс [1].
времени образования к упомянутым выше метаконгломератам. Таким образом, все россыпеобразующие источники алмазов в Бразилии трактуются [4] как вторичные (т. е. «промежуточные коллекторы»), возможно за исключением филлитов, в отношении которых предполагалось и эндогенное происхождение. Согласно доминирующему мнению, первоисточником алмазов, оказавшихся в протерозойских «вторичных коллекторах», послужили полностью эродированные ар-хей-раннепротеозойские кимберлитовые трубки на кратоне Сан-Франциско [5]. Есть, правда, и другая точка зрения о существовании в Восточной Бразилии собственных первоисточников [6], но она считается недостаточно аргументированной.
Начиная с 1960 г. в разных штатах Бразилии стали открываться лам-проитоподобные вулканиты [7] и кимберлитовые трубки [1], однако надежных данных об их алмазоносно-сти пока нет. В Интернете изредка сообщается о содержании в трубках алмазов много меньше 1 кар/м3, что существенно уступает таковому как в современных аллювиальных россыпях, так и протерозойских кластитах. Кроме того, лампроиты и кимберлитовые трубки в Бразилии гораздо моложе известных там алмазосодержащих «промежуточных коллекторов» и,

Рис. 1. Архей-протерозойские формации орогена Арагуал в Восточной Бразилии (штаты Минас Жерайс и Байя). SC — Серра-де-Кабрал; EM — Эспинъясо Меридионал; D — г. Диамантина; S — г. Салинас; MS — г. Монте Карло. Заимствовано из [11]
следовательно, мало что могут добавить к суждениям о первоисточниках россыпных алмазов. К этому можно добавить и то предположение, что алмазы в открытых в шт. Мато Гросу и Минас Жерайс кимберлитовых трубках будут, скорее всего, принципиально отличаться от добываемых из бразильских россыпей.
Наиболее древние из реально существующих в Бразилии алмазоносных пород относятся к супергруппе эспинъясо (рис. 1), датировавшейся до последнего времени интервалом 1730—1500 млн лет [8, 9]. В строении супергруппы выделяют до восьми свит, из которых две нижние сложены континентально-рифтогенными осадками с возрастом по циркону из гематитовых филлитов («железосодержащих метавулканитов») в 1703 ± 12 млн лет [10, 11]. Алмазоносно й в этой супергруппе является лишь залегающая над упомянутыми филлитами свита сопа-брумадинъо , с выходами которой в основном и коррелируется продуктивность современных речных россыпей в Восточной Бразилии. Возраст этой свиты определялся по циркону из метаконгломератов как минимум дважды. В первом случае датировки циркона распались на три группы со средними значениями 2931 ± 22,2692 ± 20 и 2151 ± 17 млн лет [10], а во втором оказались в пределах от 1242 ± 17

до 1180 ± 16 млн лет [ 11]. Свита сопа-брумадиньо характеризуется весьма неоднородным литологическим составом. По данным картирования рудника Экстракао [9] она состоит из трех частей (снизу вверх): 1) преимущественно кварциты с линзами конгломератов, мощность около 300 м; 2) преимущественно конгломераты, мощность до 600 м; 3) грубое переслаивание пелитолитов, аркозовых кварцитов и конгломератов мощностью порядка 1300 м. Установлено, что алмазоносными в рассматриваемой свите являются только конгломераты средней пачки. Согласно выводам бразильских специалистов, все конгломераты в свите сопа-брумадиньо имеют аллювиальное происхождение, не содержат примеси магматогенно-го вещества, а обнаруженные в них гранаты являются альмандином, заимствованным из ниже лежащих осадочных пород [5].
Следующий по возрасту вторичный коренной источник бразильских россыпных алмазов получил развитие в бассейне р. Макаубас, где в настоящее время особенно активно развивается россыпная добыча. Сейчас уже хорошо известно, что образование этой территории было обусловлено аккрецией террейнов с образованием суперконтинента Родиния, начавшейся примерно 1050 млн лет назад [12]. В качестве свидетеля этого процесса специалистами рассматриваются базиты, сохранившиеся локально в виде аповулканогенных сланцев [13]. Считается, что около 85 % современной площади этого бассейна занято неопротерозойскими (900—700 млн лет) тиллами, объединенными в группу макаубас [14, 15]. Последняя расчленяется на свиты, сложенные (снизу вверх) 1) доледниковыми морскими или речными осадками; 2) ранними тиллитами, претерпевшими активную перегруппировку; 3) поздними ареальными тиллитами; 4) дельтовыми флювиогляциальными осадками [16, 17]. Алмазы установлены только в ранних тиллитах, имеющих относительно локальное распространение. По гранулометрическому составу это типичные псефито-псаммитовые микститы, в которых — 60 % пески средне-крупно-грубозернистые, 30 % алевриты и тонкомелкозернистые пески, 10 % гравий и галька [18].
Есть данные о том, что речные россыпи, выявленные диггерами в бассейне Макаубас, действительно коррелируются с участками развития именно тиллов. Однако, судя по многочисленным данным бразильских специалистов, свойства россыпных алмазов мало согласуются с идеей об их предварительной ледниковой транспортировке. В частности такой идее противоречат сочетание в россыпях монокристаллов с множеством обломков-осколков и отсутствие на алмазных кристаллах и тельцах карбонадо признаков значительного механического износа поверхностей, тем более в формах, характерных для флювиогляциального процесса [19—23]. Объяснение такому противоречию находят либо в том, что источником россыпей здесь послужили все-таки не тиллиты, напитавшиеся алмазами издалека, а расположенные тут же мезопротерозойские конгломераты, имевшие более близко расположенные собственные первоисточники [24], либо в том, что источником россыпных алмазов послужили все же тиллиты, но заимствовавшие алмазы не из удаленных источников, а из упомянутых выше конгломератов [25— 29]. Кроме этого, в последние годы высказываются и другие идеи. Например, о том, что при образовании алмазоносных тиллов осуществлялся какой-то необычный механизм транспортировки обломочного материала, не оставивший следов на поверхности камней. Толчком к такому причудливому умозаключению почему-то послужили находки в ледниковых осадках «посторонних» минералов, будто бы свидетельствующие о том, что алмазы в район бассейна Макаубас, хотя бы частично, поступали с ледниками из весьма удаленного «дополнительного» источника [25].
Итак, к настоящему времени на территории Восточной Бразилии практически не известны первоисточники россыпных алмазов, в качестве которых обычно понимаются эндогенные магматиты мантийного происхождения. Все известные здесь алмазоносные породы, послужившие причиной образования мезокайно-зойских аллювиальных россыпей, рассматриваются только как вторичные коллекторы производные экзогенного литогенеза. На этом фоне полученные нами в последнее время данные изучения некоторых алмазоносных кластитов из Бразилии можно рассматривать как сенсационные.
Объектом наших исследований послужили образцы, прежде всего, алмазоносных мезопротерозойских метаконгломератов, филлитов и нео- протерозойских метатиллитов (диамиктитов), отобранные на действующем карьере (метаконгломераты), в шахтах рудника Экстракао (филлиты) и из коллекции доктора М. Мартинса (метаграниты из архей-раннепротеро-зойского основания, апобазитовые сланцы, датирующие начала образования Родинии, и диамиктиты). Настоящая статья в основном посвящена результатам исследований алмазоносных мезопротеозойских метаконгломератов, которые показывают, что ряд текстурных, структурных, минералогических и геохимических особенностей категорически не согласуется с укоренившимся мнением об экзогенном происхождении этих пород.
Проведенный анализ показал, что до 50 % обломков булыжниковой размерности и облика в алмазоносных конгломератах имеют гетерогенное строение, включая в себя более мелкие обломки, подобные нормальной гальке, и поэтому сами могут рассматриваться как фрагменты других конгломератов (рис. 2). В собственно осадочных породах подобных образований типа «брекчия в брекчии» или «конгломерат в конгломерате» практически не бывает. Зато они весьма типичны для интрузивных пироклас-титов или туффизитов, будучи обусловленными многократностью повторения эксплозий [30, 31].
В исследованных нами конгломератовидных кластитах обнаруживается необычайно высокая степень окатанности галек и булыжников. Даже в морских конгломератах обломки с коэффициентом округленности (отношение радиуса внутренней окружности к радиусу внешней окружности) 0.7 и более встречаются реже, чем один на сотню, а обломки с величиной этого коэффициента 0.85— 1 вообще отсутствуют [32,33]. Это означает, что в осадочных породах практически не бывает сфероидов. Что же касается эллипсоидов вращения, то они, если и встречаются в породах такого происхождения, всегда оказываются уплощенными до дисковиднос-ти. У булыжников и галек в речных конгломератах величина коэффициента округленности не достигает 0.5, а в фангломератах не превышает и 0.2. Обломки в тиллах вообще не обнаруживают ни окатанности, ни сортировки по размеру и форме. Зато там нередки утюгообразные валуны, несущие к тому же борозды на плоской поверхности. В рассматриваемом же



Рис. 2. Алмазоносные мезопротерозойские метаконгломераты бразильского типа: а — добычной карьер вблизи выхода, охраняемого бразильским законом, слева направо, В. А. Петровский, А. Е. Сухарев, М. Мартинс, 2005 г.; б — обнажение типичной

линзы алмазоносных конгломератовидных кластитов, залегаю щих среди алевро-псаммитов свиты сопа-брумадиньо; в — то же, фрагмент; г — образования типа «брекчия в брекчии» в целике, сохранившемся от первого месторождения алмазоносных существенно булыжниковых конгломератов (стрелками отмечены наиболее яркие примеры)
случае бразильских алмазоносных кластитов, напротив, каждый десятый обломок характеризуется величиной коэффициента округленности не менее 0.7, и на каждом квадратном метре поверхности этих пород видно по нескольку обломков с величиной коэффициента 0.9—1 (рис. 3). Как известно, такой высокий уровень сферичности обломков обычен только для эндогенных флюидизитов [31]. В настоящее время такого рода псевдооса-дочные образования уже хорошо известны по фанерозойским разрезам [34, 35].
Результаты петрографического изучения только усугубляют сомнения в экзогенном происхождении бразильских метаконгломератов. Большая часть галек в них имеет почти нацело кварцевый состав. Структура агрегата кварца-1 неравномерно-зернистая гра-нобластовая (рис. 4, а), границы с цементом четкие. В некоторых случаях на

Рис. 3. Макростроение бразильских алмазоносных метаконгломератов: а—идеально окатанная кварцевая галька, тонкозернистый цемент и видимые невооруженным глазом алмазы (отмечены стрелками); б — то же, фрагмент полировки, 1 — галька, 2 — цемент
краю галек наблюдаются относительно мелкозернистые зонки шириной до 1.5 мм (рис. 4, б) и бухтообразно извилистые поверхности раздела (рис. 4, в, г). Все это возможно свидетельствует о воздействии на гальки флюидной фазы.
В цементе исследуемых пород отмечаются, округлые зерна песчаной размерности кварца-2 размером 0.3— 0.7 мм, погруженные в лепидограноб-ластовый матрикс и составляющие по объему до 10 %. Матрикс цемента на 55 % сложен кристаллобластами и мелкозернистым мозаичным агрегатом кварца-3, а на 40 % состоит из серицита. Кроме того, здесь наблюдает-




Рис. 4. Микростроение кварцевых галек в алмазоносном метаконгломерате: а — гра-нобластовая неравномерно-зернистая структура; б — внешняя мелкозернистая кайма на границе с цементом; в, г — неровная бухтообразно-извилистая граница между галькой и цементом. Изображения шлифов в режиме николи х (а—в) и || (г)
ся магнетитовая «пыль», содержание которой оценивается в 5 %. Кварц-3 в матриксе цемента имеет, безусловно, аутигенное происхождение, будучи представленным неокатанными грануловидными зернами до 0.1 мм в поперечнике, слегка вытянутыми вдоль сланцеватости (рис. 5, а). Эти зерна концентрируют до 40 % рудной пыли. Вся ткань цемента как бы подразде лена на линзовидные фрагменты, в промежутках между которыми скапливаются микрочешуйчатые агрегаты серицита, характеризующиеся флюи-дальной текстурой (рис. 5, б, в). Чешуйки серицита группируются в виде тонких струек, обтекающих линзообразно вытянутые фрагменты породы или крупные удлиненные бласты кварца (рис. 5, г, д). Можно предпо лагать, что ориентированная кристаллизация серицита возникла из-за направленного течения газово-жидкого флюида. С теневой стороны зерен образовались характерные хвостовидные серицитовые сростки, также подчеркивающие флюидальную текстуру (рис 5, е). Флюидальность в матриксе цемента метаконгломератов наблюдается не повсеместно, обозначая, вероятно, лишь траектории наиболее активной флюидизации первичного материала. Магнетит образует в породе скопления в виде комочков и пылевидную сыпь, которая собирается струйчатыми агрегатами слюды в относительно крупные вытянутые вдоль течения сгустки, четко декорирующие текстуру флюидального течения. Обращает также на себя внимание тенденция к обогащению цемента слюдой и магнетитом вблизи границ с кварцевыми гальками.
У округлых зерен кварца-2 часто наблюдаются «кружевные» каймы новообразованного кварца-4. По толщине такие каймы варьируется в широких пределах, часто соизмеряясь с зернами, на которые нарастают. При этом более широкие каймы образованы с теневых сторон округлых зерен (рис. 6, а, б). Взаимоотношения кайм смежных зерен пассивные (рис. 6, в, г). Сами зерна кварца-1 на границе с каймами явно претерпели резорбцию (рис. 6, д). При этом кварц-4 иногда образует бухтообраз-






Рис. 5. Микростроение цемента алмазоносных метаконгломератов: а — кристаллобластовый агрегат аутигенного кварца; б, в — расчленение матрикса микрочешуйчатыми агрегатами серицита; г, д — обтекание чешуйчатыми агрегатами серицита кристаллобластов кварца с образованием флюидальной текстуры; е — хвостовидные серицитовые сростки, образовавшиеся с теневой стороны зерен кварца. Изображения шлифов в режиме николи х






Рис. 6. Признаки флюидизатного минералообразования в цементе алмазоносных метаконгломератов: а, б — зерна кварца-2 с «кружевными» каймами новообразованного кварца-4; в, г — пассивные взаимоотношения кайм на смежных зернах; д, е — картины резорбции кварцевых зерен на границе с новообразованной каймой и заливчатое проникновение агрегатов кварца-4 вдоль сланцеватости пород. Изображения шлифов в режиме николи х ные заливы внутрь зерен кварца-2, проникает в них по трещинам, местами сильно вдается в окружающий зерна тонкозернистый кварц-серицито-вый матрикс (рис. 6, в—д). В «кружевных» выделениях кварца обнаруживаются пойкилитовые включения серицита и тонкодисперсного магнетита, особенно обильные у внешних границ выделений (рис. 6, е). В некоторых случаях кварцевые «кружева» вытягиваются вдоль сланцеватости породы. Кварц-4, как правило, не несет признаков деформаций, что говорит об его образовании не в стесненых условиях.
Таким образом, результаты проведенных петрографических исследований свидетельствуют не в пользу экзогенного происхождения бразильских алмазоносных кластитов. Напротив, такие их свойства как аутиген-ность кварца в матриксе цемента при полном отсутствии его обломочной генерации, наличие аутигенных слюд и их сопряженность с магнетитовой «пылью», четкая выраженность флю-идальных текстур и прямые признаки наложенного минералообразования, выразившегося «кружевными» каймами позднего кварца, говорят, скорее всего, об эндогенной, возможно, эксплозивно-туффизитовой природе рассматриваемых пород.
По химическому составу цемент и кварцевые гальки в исследованных нами метаконгломератах весьма близ ки, определяясь на 90—97 мас. % SiO2 (табл. 1). Почти нацело кварцевый состав этих образований хорошо подтверждается данными термического анализа (автоматический дериватог-раф DTG-60A/60 АН фирмы Shimadzu, аналитик Г. Н. Модянова). На полученных кривых нагревания наблюдается интенсивный эндотермический эффект, отвечающий полиморфному a-b переходу в кварце. Интенсивность этого эффекта находится в прямой зависимости от содержания кварца, максимального в кварце
Таблица 1
Химический состав архей-протерозойских пород Восточной Бразилии, мае. %
Компоненты |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
SiO2 |
96.82 |
92.50 |
60.76 |
49.40 |
79.08 |
51.34 |
72.46 |
TiO, |
0.03 |
0.09 |
0.95 |
0.72 |
0.30 |
2.72 |
0.20 |
А12о'3 |
1.05 |
2.42 |
17.79 |
26.11 |
6.00 |
13.69 |
14.70 |
Ре2Оз |
0.24 |
1.65 |
5.67 |
5.07 |
0.34 |
6.66 |
0.64 |
FeO |
0.16 |
0.27 |
0.52 |
0.97 |
1.54 |
6.01 |
0.89 |
МпО |
Не обн. |
Не обн. |
0.06 |
0.06 |
0.04 |
0.39 |
0.03 |
MgO |
Не обн. |
0.5 |
1.85 |
1.75 |
2.63 |
7.31 |
0.51 |
СаО |
0.68 |
0.5 |
1.13 |
0.50 |
2.96 |
4.14 |
0.99 |
Na2O |
0.13 |
0.15 |
0.29 |
0.40 |
0.30 |
1.97 |
3.73 |
КА) |
0.22 |
0.62 |
7.54 |
10.65 |
0.88 |
0.12 |
5.08 |
Р2О5 |
0.02 |
0.02 |
0.54 |
0.02 |
0.06 |
0.39 |
0.06 |
Пип |
Не обн. |
0.5 |
2.80 |
3.93 |
4.47 |
3.86 |
1.19 |
Сумма |
99.35 |
99.22 |
99.90 |
99.58 |
98.60 |
98.60 |
100.48 |
СО2 |
« |
Не обн. |
Не обн. |
Не обн. |
3.88 |
Не обн. |
Не обн. |
Примечание. Мокрохимический метод, аналитик О. В. Кокшарова: 1 — алмазоносные метаконгломераты, кварцевая галька; 2 — то же, цемент; 3 — филлиты, рудник Экстракау, шахта Serrinha; 4 — то же, шахта Boa; 5 — метадиамиктиты; 6 — зеленые апобазитовые сланцы, подстилающие группу макаубас; 7 — метаграниты из архей-раннепротерозойского основания террейна Макаубас.
вых гальках и минимального на границе галек с цементом (рис. 7). Очевидно, что все это хорошо согласуется с вышеприведенными петрографическими данными. Пересчет результатов химического анализа на нормативно-минеральный состав показывает (табл. 2), что наиболее существенными минералами-примесями в алмазоносных метаконгломератах являются альбит, слюда промежуточного мусковит-алюмоселадонитового состава и магнетит. Кроме того, в них вычисляются нормативные рутил,
Таблица 2
Нормативно-минеральный состав алмазоносных метаконгломератов и филлитов мол. %
Минералы |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
Кварц |
95.91 |
91.00 |
37.16 |
9.10 |
71.98 |
Плагиоклаз (альбит) |
1.02 |
1.27 |
2.78 |
4.93 |
2.36 |
Мусковит-алюмоселадонит |
1.40 |
4.10 |
57.98 |
83.23 |
8.57 |
Хлорит |
Нет |
Нет |
Нет |
Нет |
5.91 |
Апатит |
0.02 |
0.02 |
1.20 |
0.04 |
0.10 |
Рутил |
0.02 |
0.07 |
0.88 |
0.50 |
0.23 |
Магнетит+гематит |
0.19 |
0.88 |
Нет |
0.57 |
|
Карбонат |
Нет |
Нет |
« |
Нет |
10.85 |
Ларнит СагЗЮд |
1.44 |
« |
« |
1.63 |
Нет |
конгломератов резко отличаются и алмазоносные метадиамиктиты, которые по своему химическому и нормативно-минеральному составам вполне соответствуют плохо сортированным осадочным терригенным породам. Особенностью состава метаморфизованных тиллов является заметная примесь хлорита и карбонатов (возможно смесь кальцита и доломита). Все сказанное вполне подтверждается и данными термического анализа (рис. 7).
В исследуемых горных породах апатит и предположительно ларнит. По данным пирохроматографических исследований (хроматограф «Цвет-800», нагревание до 1000 °C) метаконгломераты содержат флюидные включения, характерные по составу скорее для эндогенных, а не экзогенных образований (мкг/г): Н2 0.5; N2 0.1; CO 7.03; CO2160.8; H2O 7422; H2S 3.69; SO2 следы; CH4 0.266; C2 0.233; C3 0.209; C4 0.034.
Аномальность исследованных метаконгломератов по химическому и нормативно-минеральному составу особенно заметна на фоне других алмазоносных пород Бразилии. Филли ты в отличие от конгломератовидных кластитов характеризуются типичным для алюмосиликатных магматогенных или гидротермально-метасоматических пород нормативным альбит-кварц-слюдистым составом. Хлорит, предполагаемый в этих породах бразильскими специалистами, ни петрографически, ни расчетом не выявляется. Обращает на себя внимание и то, что образцы филлитов, отобранные из разных шахт в пределах одного рудника, оказались очень разными по соотношению слюды и кварца. Это тоже скорее свидетельствует об их эндогенном происхождении. От мета- выявлена широкая ассоциация микроэлементов (табл. 3). При этом состав и содержание элементов-примесей в кварцевых гальках и цементе метаконгломератов оказались очень сходными, что может свидетельствовать о генетической однородности вещества этих пород. Последнее особенно наглядно отражается близким совпадением нормированных на хондрит трендов лантаноидов (рис. 8), для которых характерно явное преобладание легких элементов над более тяжелыми (La/Yb = 7—18). Интересно также, что по этому критерию конгломератовидные кластиты оказались похо-




Рис. 7. Кривые нагревания (1) и потери веса (2) протерозойских алмазоносных пород Восточной Бразилии: а — алмазоносный метаконгломерат, центральная часть кварцевой гальки; б — то же, край кварцевой гальки; в — то же, цемент; г — филлит, шахта Serrinha; д — то же, шахта Boa; е — метадиамиктит. В рамках приведены значения отношения интенсивности эндотермического эффекта полиморфного a - b перехода в кварце к массе подвергнутого анализу образца
Таблица 3
Микроэлементы в архей-протерозойских породах Восточной Бразилии, г/т
Элементы |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
Li |
1.372 |
0.919 |
0.742 |
37.629 |
17.990 |
17.656 |
44.626 |
96.190 |
Be |
0.197 |
0.147 |
0.137 |
3.720 |
5.203 |
0.780 |
0.630 |
5.463 |
В |
0.716 |
0.355 |
0.490 |
13.702 |
59.077 |
10.939 |
0.355 |
2.846 |
Na |
466.526 |
359.141 |
292.838 |
457.353 |
510.987 |
749.339 |
7625.350 |
13399.460 |
Mg |
448.040 |
243.442 |
223.052 |
6750.503 |
6043.074 |
8660.304 |
25023.306 |
1861.151 |
Al |
3576.288 |
2536.158 |
2342.624 |
54387.869 |
72859.567 |
17852.044 |
39052.604 |
46841.550 |
p |
19.426 |
24.007 |
19.733 |
1310.443 |
24.690 |
128.092 |
978.052 |
131.858 |
к |
618.049 |
398.649 |
410.660 |
16447.470 |
24559.782 |
5793.658 |
216.907 |
11097.980 |
Ca |
12.468 |
8.919 |
8.193 |
109.123 |
1.207 |
437.137 |
586.007 |
106.825 |
Sc |
0.338 |
0.245 |
0.237 |
4.648 |
5.034 |
2.746 |
16.843 |
2.788 |
Ti |
148.813 |
107.636 |
100.885 |
3560.928 |
3034.192 |
910.478 |
8903.212 |
725.923 |
V |
2.441 |
1.673 |
1.584 |
41.310 |
55.857 |
23.774 |
264.555 |
9.939 |
Cr |
2.690 |
3.500 |
4.409 |
50.017 |
36.878 |
23.617 |
55.555 |
3.951 |
Mn |
90.212 |
37.109 |
32.288 |
322.603 |
328.631 |
255.027 |
1946.048 |
273.903 |
Fe |
1948.967 |
2012.033 |
2477.178 |
18098.608 |
18300.337 |
5486.062 |
36175.505 |
4485.885 |
Co |
0.639 |
0.418 |
0.339 |
7.708 |
6.661 |
5.780 |
56.790 |
1.817 |
Ni |
7.492 |
6.863 |
5.790 |
55.985 |
34.674 |
14.401 |
57.379 |
3.344 |
Cu |
5.718 |
10.312 |
7.969 |
7.410 |
6.092 |
19.446 |
36.183 |
16.814 |
Zn |
4.996 |
3.619 |
15.914 |
62.270 |
83.410 |
32.170 |
145.739 |
36.789 |
Ga |
4.132 |
2.927 |
2.984 |
23.016 |
31.670 |
7.964 |
18.339 |
21.586 |
Ge |
0.428 |
0.386 |
0.393 |
0.763 |
0.777 |
0.853 |
1.402 |
1.055 |
As |
0.428 |
0.734 |
0.786 |
1.214 |
0.236 |
1.719 |
2.399 |
0.701 |
Se |
0.112 |
He обн. |
0.067 |
0.198 |
0.183 |
0.184 |
0.398 |
1.334 |
Rb |
3.716 |
2.520 |
2.586 |
191.722 |
190.742 |
60.292 |
2.324 |
259.447 |
Sr |
2.715 |
2.070 |
1.873 |
21.002 |
9.449 |
47.287 |
313.843 |
51.574 |
Zr |
20.096 |
19.111 |
22.123 |
154.363 |
170.461 |
72.489 |
17.756 |
100.642 |
Hf |
0.516 |
0.543 |
0.659 |
3.778 |
4.583 |
1.900 |
0.476 |
3.026 |
Ta |
0.132 |
0.061 |
0.088 |
0.931 |
1.079 |
0.213 |
1.236 |
2.296 |
Nb |
2.882 |
1.476 |
0.773 |
15.347 |
14.493 |
3.440 |
22.198 |
17.696 |
Mo |
0.082 |
0.087 |
0.090 |
0.196 |
0.072 |
0.195 |
0.319 |
0.118 |
W |
0.163 |
0.136 |
0.157 |
2.500 |
3.449 |
0.381 |
0.130 |
0.400 |
Ag |
0.081 |
0.059 |
0.051 |
0.296 |
0.244 |
0.116 |
0.383 |
0.378 |
Cd |
0.008 |
0.004 |
0.019 |
He обн. |
He обн. |
0.034 |
0.100 |
He обн. |
Sn |
0.148 |
0.340 |
0.298 |
3.392 |
2.992 |
0.749 |
1.045 |
7.133 |
Sb |
0.099 |
0.085 |
0.129 |
0.602 |
0.137 |
0.189 |
0.714 |
0.027 |
Те |
0.043 |
0.017 |
0.024 |
0.024 |
0.026 |
0.019 |
0.021 |
0.003 |
Cs |
0.055 |
0.035 |
0.046 |
2.473 |
2.671 |
2.335 |
0.050 |
5.138 |
Ba |
30.222 |
22.562 |
19.198 |
978.471 |
1981.373 |
553.816 |
38.586 |
380.546 |
TI |
0.022 |
0.018 |
0.015 |
1.098 |
1.444 |
0.334 |
0.340 |
1.336 |
Pb |
1.099 |
1.339 |
1.581 |
44.497 |
11.150 |
8.333 |
11.850 |
29.521 |
Bi |
0.018 |
0.024 |
0.029 |
0.243 |
He обн. |
0.132 |
0.034 |
0.250 |
Th |
1.664 |
1.358 |
1.760 |
19.871 |
11.782 |
4.233 |
2.589 |
27.850 |
LI |
0.439 |
0.391 |
0.505 |
3.272 |
1.276 |
1.094 |
0.848 |
10.455 |
Y |
2.302 |
1.754 |
2.356 |
18.779 |
1.077 |
7.064 |
16.028 |
64.946 |
REE |
10.907 |
15.295 |
18.155 |
39.205 |
3.138 |
56.746 |
120.36 |
246.728 |
La |
2.120 |
3.643 |
4.637 |
4.319 |
0.338 |
11.342 |
22.263 |
49.785 |
Ce |
4.589 |
6.463 |
7.159 |
13.890 |
0.788 |
25.001 |
49.057 |
55.463 |
Pr |
0.472 |
0.761 |
0.915 |
1.271 |
0.101 |
2.716 |
5.796 |
15.750 |
Nd |
1.808 |
2.740 |
3.210 |
5.900 |
0.497 |
10.560 |
25.274 |
57.959 |
Sm |
0.350 |
0.430 |
0.541 |
1.706 |
0.155 |
1.880 |
4.752 |
14.654 |
Eu |
0.056 |
0.055 |
0.077 |
0.339 |
He обн. |
0.333 |
1.621 |
1.316 |
Gd |
0.323 |
0.274 |
0.423 |
2.113 |
0.185 |
1.410 |
4.119 |
11.795 |
Tb |
0.056 |
0.041 |
0.065 |
0.442 |
0.035 |
0.188 |
0.529 |
2.169 |
Dy |
0.394 |
0.297 |
0.444 |
3.466 |
0.265 |
1.288 |
3.342 |
14.837 |
Ho |
0.084 |
0.066 |
0.086 |
0.712 |
0.069 |
0.249 |
0.627 |
2.786 |
Er |
0.270 |
0.203 |
0.262 |
2.113 |
0.229 |
0.741 |
1.533 |
8.047 |
Tm |
0.040 |
0.035 |
0.039 |
0.332 |
0.049 |
0.117 |
0.199 |
2.73 |
Yb |
0.299 |
0.249 |
0.258 |
2.267 |
0.361 |
0.797 |
1.120 |
9.485 |
Lu |
0.046 |
0.038 |
0.039 |
0.335 |
0.066 |
0.124 |
0.128 |
1.334 |
Геохимические параметры и модули
16.54 |
21.09 |
18.51 |
121.12 |
84.31 |
63.24 |
205.91 |
25.93 |
|
Ui |
13.36 % |
14.08 % |
7.50 % |
3.56 % |
2.71 % |
3.52 % |
5.31 % |
1.65 % |
36.41 |
66.65 |
69.76 |
1741.27 |
497.62 |
441.81 |
3351.24 |
455.28 |
|
Ц2 |
29.40 % |
44.50 % |
28.29 % |
51.13 % |
16.02% |
24.57 % |
86.50 % |
28.98 % |
Цз |
5.44 |
4.56 |
4.72 |
29.32 |
36.17 |
11.95 |
24.42 |
32.55 |
2.03 % |
3.04 % |
1.92 % |
0.86 % |
1.16 % |
0.66 % |
0.63 % |
2.07 % |
|
Щ |
68.41 |
54.88 |
55.22 |
1513.76 |
2487.44 |
1281.27 |
292.58 |
1057.40 |
55.21% |
38.38 % |
62.29 % |
44.45 % |
80.1 1 % |
71.25 % |
7.56 % |
67.30 % |
|
Ц|+...+Ц4 |
123.80 |
149.78 |
148.21 |
3405.47 |
3105.54 |
1798.27 |
3874.15 |
1571.16 |
UM |
4.14 |
2.60 |
2.98 |
12.50 |
29.50 |
20.26 |
1.42 |
40.78 |
1УЦз |
12.58 |
12.03 |
11.70 |
51.63 |
68.77 |
107.22 |
11.98 |
32.48 |
La/Yb |
7.09 |
14.63 |
17.97 |
1.91 |
0.94 |
14.23 |
19.88 |
5.25 |
Список литературы О вероятно эндогенной природе мезопротерозойских алмазоносных "метаконгломератов" в Бразилии
- Томпкинс Л. А. Структурное положение кимберлитов Бразилии и их алмазоносность//Геология и геофизика, 1992. № 10. С. 108-117.
- Метелкина М. П., Прокопчук Б. И., Суходольская О. В., Францессон Е. В. Докембрийские алмазоносные формации мира. М.: Недра, 1976. 134 с.
- Сухарев А. Е., Петровский В. А. Минералогия карбонадо и экспериментальные модели их образования. Екатеринбург: УрО РАН, 2007. 193 с.
- Svisero D. P. Distribution and origin of diamjnds in Brazil: an overview//J. Geodinamics, 1995. V. 20. № 4. P. 493-514.
- Chaves M. L. S. C. Geologia e mineralogia do diomanteda Serra do Espinenhacoem Minas Gerais//Phd Thesis: Universidade de Sao Paulo, 1997. 289 p.