ГЕМОЛОГІЯ ДІАМАНТА Ч.3 презентация

ГЕМОЛОГІЯ ДІАМАНТА Ч.3 Кімберліти і лампроїти

Кімберліт – загальний термін для позначення змінних за виглядом і складом вулканічних і субвулканічних ультраосновних порід з лужних ухилом. Власне кімберліт – це масивна бречієподібна гірська порода, яка складається із первинно магматогенного, повністю зміненого цементу, який складений тонкозернистим агрегатом серпентину, кальциту, флогопіту, перовськіту, магнетиту, водних алюмосилікатів та ін., які занурені у масу різнорідних вкраплень мінералів та уламків порід. Кімберліт – загальний термін для позначення змінних за виглядом і складом вулканічних і субвулканічних ультраосновних порід з лужних ухилом. Власне кімберліт – це масивна бречієподібна гірська порода, яка складається із первинно магматогенного, повністю зміненого цементу, який складений тонкозернистим агрегатом серпентину, кальциту, флогопіту, перовськіту, магнетиту, водних алюмосилікатів та ін., які занурені у масу різнорідних вкраплень мінералів та уламків порід. Виділяють: автоліти – включення кімберлітів ранніх генерацій; Ксеноліти вмісних порід осадового чохла і кристалічного фундаменту земної кори; Глибинні ксеноліти ультраосновних і основних порід верхньої мантії; Різноманітні серії і генерації мінералів-вкраплеників (олівін, гранат, піроксени, флогопіт та ін.), головними серед яких є хромова і титанова асоціації.

Головний мінерал вкраплень – олівін. Головний мінерал вкраплень – олівін. Приналежність до кімберліту встановлюється за трьома головними чинниками, які визначають своєрідність цих порід: 1) зв’язок з древніми платформами; 2) подібність до безпіроксенових лужних пікритів (різновидністю яких по суті кімберліти і є) з підвищеним вмістом калію (K>Na), глинозему і титану; 3) наявність типоморфних барофільних фаз – діаманта, хромистого піропового гранату, пікроільменіту. Тільки поєднання цих трьох факторів дозволяє класифікувати породу як “кімберліт”. Тобто, кімберліти – це неповнокристалічно-порфірові меланократові ультрамафіти суттєво олівінового складу, максимально недосичені кремнеземом і натрієм, проте помітно збагачені кальцієм, калієм, титаном і глиноземом. Первинні мінерали кімберлітів представлені вкрапленнями форстериту і флогопіту (двох генерацій), а також мікролітовими виділеннями форстерит-хризолітового олівіну, флогопіту, монтичеліту, перовськіту, апатиту, ільменіту, магнетиту.

Характерними акцесорними мінералами кімберлітів є низькомангановий пікроільменіт, піроп, хромшпінелід; другорядними – хромдіопсид, енстатит-бронзит, циркон. Характерними акцесорними мінералами кімберлітів є низькомангановий пікроільменіт, піроп, хромшпінелід; другорядними – хромдіопсид, енстатит-бронзит, циркон. Залежно від кількості уламкового матеріалу розрізняють: - масивні кімберліти; - брекчієподібні кімберліти; - кімберлітові брекчії; - туфи. Середній склад сибірських кімберлітів (%): SiO2 – 27,64; TiO2 - 1,65; Al2O3 – 3,17; Fe2O3 – 5,40; FeO – 2,75; MnO – 0,13; MgO – 24,31; CaO – 14,13; Cr2O3 – 0,14; NiO – 0,14; K2O – 0,79; Na2O – 0,23; P2O5 – 0,55; SO2 – 0,24; CO2 – 10,84; H2O – 7,89. Кімберліти виповнюють трубки вибуху, зустрічаються також у вигляді жил, дайок, силів. Кімберліти – головне корінне джерело діамантів. Розробляються кімберліти з вмістом діамантів не нижче 0,1 кар/т. Кімберліти містять також значну кількість дорогоцінних мінералів: гранат, олівін, циркон, хромдіопсид.

Мінерали кімберлітів Самородні елементи: діамант, графіт, металічне залізо, металічне нікелеве залізо, срібло, мідь. Карбіди: муасаніт, когеніт. Сульфіди, сульфасолі: галеніт, вюрцит, кіновар, піротин, халькопірит, пірит, марказит, пентландит, борніт, молібденіт. Сульфати: барит, целестин, ангідрит, гіпс, епсоміт, англезит. Фосфати: апатит, монацит. Карбонати: кальцит, доломіт, арагоніт, стронціаніт, магнезит. Оксиди: периклаз, гематит, ільменіт, шпінель, хромшпінеліди, рутил, анатаз, перовськіт, кварц, аметист, халцедон, армолколіт. Гідроксиди: брусит, амакініт, гетит. Силікати: форстерит-хризоліт, монтичеліт, циркон, альмандин, піроп, уваровіт-піроп, кнорингіт-піроп, гросуляр-андрадит, сфен, датоліт, діопсид, тремоліт, актиноліт, меліліт, нефелін, флогопіт, серпофіт, хлорит, тальк, вермикуліт, монтморилоніт, енстатит.

Генетичні типи мінералів кімберлітів Магматичні (протомагматичні): олівін, флогопіт, пікроільменіт, кнорингіт-піроп, уваровіт-піроп, альмандин-піроп, хромшпінель, діопсид, апатит, діамант, графіт, муасаніт. Магматичні (реакційно-магматичні): флогопіт II, амфібол, діопсид, шпінель, енстатит, перовськіт, монтичеліт, нефелін, меліліт. Епімагматичні (автометаморфічні): серпентин, серпофіт, магнетит, кальцит, доломіт, брусит, хлорит, амфібол, монтичеліт. Епімагматичні (метаморфічні): серпентин, флогопіт, вермикуліт, хлорит, кварц, халцедон, кальцит, доломіт, арагоніт, магнетит, гематит, гетит, лейкоксен, пірит, піротин, сфалерит, рутил, сфен та ін.

Генетичні типи мінералів кімберлітів Мінерали ксеногенні (мантійні): - ультраосновного парагенезису: олівін, хромдіопсид, діопсид, енстатит, гіперстен, піроп, кнорингіт-піроп, альмандин-піроп, уваровіт-піроп, гросуляр-піроп, пікроільменіт, флогопіт, муасаніт, хромшпінеліди, циркон, графіт, діамант, піротин, халькопірит, пентландит; - еклогітового парагенезису: омфацит, альмандин-піроп, гросуляр-піроп, дистен, корунд, рутил, сфен, магнетит, флогопіт, коесит, графіт, діамант, санідін. Мінерали ксеногенні (корові): діопсид-геденбергіт, гіперстен, альмандин, гросуляр-андрадит, плагіоклаз, калієвий польовий шпат, біотит, рогова обманка, кварц, магнетит, ільменіт. Мінерали ксеногенні (екзогенні): кальцит, арагоніт, доломіт, гідромагнезит, магнезит, гіпс, епсоміт, вермикуліт, галіт, англезит, азурит, малахіт, монтморилоніт, галуазит.

Класифікація і номенклатура кімберлітів У 1887 р. відомий дослідник південно-африканських діамантових родовищ Кервіл Льюїс назвав діамантоносну породу в корінному заляганні, що утворює трубчасті тіла, кімберлітом. Він визначив кімберліт як серпентинізований перидотит базальтової структури і виділив три типи діамантосної породи: кімберліт, кімберлітову брекчію і кімберлітовий туф. З того часу багато дослідників давали свої визначення кімберліту, більшість з яких зводиться до того, що кімберліт трактують як багату леткими компонентами ультраосновну (з лужним ухилом) вивержену гірську породу, яка залягає у вигляді вулканічних трубок, дайок і сил. Для неї характерна нерівнозерниста (порфірова) структура), утворена макрокристалами, найчастіше олівіну (часто псевдоморфозами по ньому), які занурені у дрібнопорфіровий мезостазис. Останній складений олівіном, серпентином, кальцитом, флогопітом, клінопіроксеном, монтичелітом. Макрокристи (або ксенокристи) представлені, окрім олівіну, піропом, пікроільменітом, хромшпінелідом, хромдіопсидом, флогопітом і естатитом.

Для систематизації кімберлітів дослідники запропонували чотири типи класифікацій: текстурно-мінералогічну, мінералого-текстурно-структурну, петрохімічну і генетичну. Для систематизації кімберлітів дослідники запропонували чотири типи класифікацій: текстурно-мінералогічну, мінералого-текстурно-структурну, петрохімічну і генетичну. Найбільш вживаною є текстурно-мінералогічна класифікація. Кімберліти розділяють на два мінералогічні типи: базальтоїдний і слюдистий (лапрофіровий) і в кожному типі виділяють текстурні різновиди – масивні кімберліти, еруптивні брекчії і туфобрекчії. Великий внесок в розробку класифікацій і номенклатури кімберлітів зробили В.В.Ковальський, О.П. Бобрієвич, В.А.Мілашев, Є.В. Францессон, Б.М.Владіміров.

Дослідники кімберлітів виділяють такі частини (зони) діатремових структур: а) раструб або воронкоподібне розширення, яке вінчується у нееродованих апаратів кільцевим валом (кратерна зона); вертикальний канал (діатремова зона); підвідний канал у вигляді одного або кількох дайкових тіл (коренева зона). Дослідники кімберлітів виділяють такі частини (зони) діатремових структур: а) раструб або воронкоподібне розширення, яке вінчується у нееродованих апаратів кільцевим валом (кратерна зона); вертикальний канал (діатремова зона); підвідний канал у вигляді одного або кількох дайкових тіл (коренева зона). Кожна з цих зон характеризується особливою морфологією, текстурно-структурними особливостями і речовинним складом, механізмом формування як самих відрізків діатреми, так і порід, що їх виповнюють. Це дає підставу кожну з трьох зон кімберлітової побудови розглядати як самостійний геологічний об’єкт. Все це разом створює своєрідну вертикальну зональність корінних родовищ діамантів.

Дуже важливою особливістю складу кімберлітів є наявність в них уламкового матеріалу мантійних порід у вигляді зерен – макрокристів, я також окремих ксенолітів. Кімберлітовий розплав-флюїд виніс їх з мантійних глибин 150-200 км. Дуже важливою особливістю складу кімберлітів є наявність в них уламкового матеріалу мантійних порід у вигляді зерен – макрокристів, я також окремих ксенолітів. Кімберлітовий розплав-флюїд виніс їх з мантійних глибин 150-200 км. Саме за цими ксенолітами ми маємо унікальну можливість міркувати про склад літосферної мантії.

ЛАМПРОЇТИ ЛАМПРОЇТИ Вперше лампроїти були описані Гроссом у 1897 р. в Лейцит-Хіллс (США), а у 1906 р. – в Іспанії. Вперше термін „лампроїт” був запропонований П.Нігглі у 1923 р. для вулканічних порід, багатих на калій і магній. Однією з найважливіших подій в галузі діамантової геології було відкриття на початку 80-х років ХХ ст. Західноавстралійської діамантоносної провінції, де родовища діамантів вперше виявилися пов’язаними не з кімберлітами, а з лампроїтами. Вже за перший рік експлуатації (1986), головно за рахунок трубки Аргайл (АК-1) було видобуто 29 млн. каратів діамантів. В наступні роки видобуток виріс до 39 млн. каратів, що складало 1/3 світового видобутку. Своєю славою трубка Аргайл зобов’язана не тільки об’ємами видобутку. Родовище відоме діамантами яскраво-рожевого забарвлення. Інтерес до таких діамантів різко виріс після продажі на аукціоні кристала вагою 3,14 карата за 1,65 млн. доларів. До відкриття трубки Аргайл коричневі діаманти рахувались технічними і тільки цей рудник зробив прорив: почав продавати ці діаманти як ювелірні під назвами „коньяк” і „шампань”.

У відповідності до загально прийнятих принципів класифікації магматичних порід склади порід лампроїтової серії повинні бути нанесені на класифікаційну діаграму SiO2 – (K2O+Na2O). Переважна кількість лампроїтів лежить у полі лужних порід. Можливість ідентифікації „лампроїтових порід” Іспанії (верити, форгуніти та ін.) з типовими лампроїтами на даний час обговорюється, так як іспанські „лампроїти” володіють багатьма особливостями хімічного складу, що сильно зближує їх з сублужними базальтоїдами. Деякі різновиди лампроїтів Австралії сильно окварцовані, тому їхні склади зміщуються в сублужну ділянку. Таким чином, під лампроїтами слід розуміти, насамперед, породи лужного ряду. У відповідності до загально прийнятих принципів класифікації магматичних порід склади порід лампроїтової серії повинні бути нанесені на класифікаційну діаграму SiO2 – (K2O+Na2O). Переважна кількість лампроїтів лежить у полі лужних порід. Можливість ідентифікації „лампроїтових порід” Іспанії (верити, форгуніти та ін.) з типовими лампроїтами на даний час обговорюється, так як іспанські „лампроїти” володіють багатьма особливостями хімічного складу, що сильно зближує їх з сублужними базальтоїдами. Деякі різновиди лампроїтів Австралії сильно окварцовані, тому їхні склади зміщуються в сублужну ділянку. Таким чином, під лампроїтами слід розуміти, насамперед, породи лужного ряду.

Хімічний склад мінералів лампроїтів є досить контрастним і їхні змінні кількісні співвідношення в породі призводять до різкої зміни хімізму лампроїтів. З цим же пов’язана і унікальна різка диференційованість лампроїтів навіть на стадії кристалізації вулканітів – від олівінових до лейцитових різновидів. Хімічний склад мінералів лампроїтів є досить контрастним і їхні змінні кількісні співвідношення в породі призводять до різкої зміни хімізму лампроїтів. З цим же пов’язана і унікальна різка диференційованість лампроїтів навіть на стадії кристалізації вулканітів – від олівінових до лейцитових різновидів. Олівінові різновиди – ранні, вони діамантоносні. Лейцитові лампроїти – пізні, вони не діамантоносні. Лампроїти – це вулканічні, субвулканічні та інтрузивні породи, які складаються в різних співвідношеннях з шести головних породотвірних мінералів (які мають доволі стійкий хімічний склад):

Олівін, клінопіроксен, слюда (Fe-флогопіт, тетраферіфлогопіт), лейцит, К-лужний амфібол (ріхтерит-арфведсоніт) і К-польовий шпат (санідін). Олівін, клінопіроксен, слюда (Fe-флогопіт, тетраферіфлогопіт), лейцит, К-лужний амфібол (ріхтерит-арфведсоніт) і К-польовий шпат (санідін). Обов’язковим є присутність мінімум трьох з цих мінералів. Залежно від співвідношення мінералів лампроїтів хімічний склад породи зазнає значних варіацій: SiO2 – 40-65%, Al2O3 – 5-12%, MgO – 8-28%, K2O – 3-12%, K2O >Na2O. Лампроїти на відміну від інших порід – це висококалієві і високомагнезіальні породи лейцитової серії. При різних варіаціях мінеральних співвідношень вони можуть бути близькі до порід різних серій: кімберлітів, пікритів, лужних меласієнітів, лужних базальтоїдів.

Першою, дуже важливою діагностичною мінеральною ознакою лампроїтів, є повна відсутність (навіть заборона) натрієвих лейкофаз: плагіоклазу і нефеліну. Якщо в калієвих лужних породах присутній плагіоклаз, то це точно не лампроїт. Першою, дуже важливою діагностичною мінеральною ознакою лампроїтів, є повна відсутність (навіть заборона) натрієвих лейкофаз: плагіоклазу і нефеліну. Якщо в калієвих лужних породах присутній плагіоклаз, то це точно не лампроїт. Другою діагностичною ознакою лампроїтів є склад породотвірних мінералів: олівін – 86-94% форстеритового міналу, клінопіроксен – діопсид-салітового ряду, слюда – Fe-флогопіт – Ti-флогопіт – тетраферіфлогопіт, амфібол – ряд К-ріхтерит – К-арфведсоніт, лейцит містить зазвичай FeO 1-4% і надлишок SiO2, калішпат – санідін, чисто калієвий і містить 0,5-4% FeO.

Із акцесорних мінералів характерні: хроміт, Cr-магнетит, перовськіт, титанати – прайдерит, джеппеїт, армолколіт, Zr-Ti-силікати – вадеїт, К-батисит, даваніт. Однак більшість з них зустрічається у дифереційованих агпаїтових лейцитових лампроїтах, а для діамантоносних олівінових лампроїтів характерні хроміт, Cr-магнетит, перовськіт, може бути сфен, апатит і зрідка циркон. Із акцесорних мінералів характерні: хроміт, Cr-магнетит, перовськіт, титанати – прайдерит, джеппеїт, армолколіт, Zr-Ti-силікати – вадеїт, К-батисит, даваніт. Однак більшість з них зустрічається у дифереційованих агпаїтових лейцитових лампроїтах, а для діамантоносних олівінових лампроїтів характерні хроміт, Cr-магнетит, перовськіт, може бути сфен, апатит і зрідка циркон. За мінеральною асоціацією ранні олівінові лампроїти мало відрізняються від масивних магматичних кімберлітів. Масивні розкристалізовані кімберліти – це крайній диференціат кімберлітової магми, на цьому кімберлітовий процес закінчується. А з олівінових лампроїтів тільки починається диференціація магми (це найбільш ранній продукт). А далі виникають більш пізніші диференціати – лейцитові і санідінові різновиди лампроїтів.

Не характерні для лампроїтів такі високобаричні мінерали як піроп і пікроільменіт; цим лампроїти відрізняються від кімберлітів. Не характерні для лампроїтів такі високобаричні мінерали як піроп і пікроільменіт; цим лампроїти відрізняються від кімберлітів. Ксеноліти мантійних порід – рідкість в лампроїтах. Але це не означає, що під час утворення первинних лампроїтових магм ксенолітів і піропу з пікроільменітом не було. Так як первинна лампроїтова магма високолужна і має високу реакційну здатність, то глибинні ксеноліти і мегакристи просто розчиняються в ній, з чим може бути пов’язаний високий вміст титану в пізніших диференціатах лампроїтів.

У геохімічному відношенні діагностичною ознакою лампроїтів є: високі концентрації Cr (500-3000 г/т), Ni (300-2000 г/т), підвищений вміст Zr, Nb, Ti і церієвих TR. У геохімічному відношенні діагностичною ознакою лампроїтів є: високі концентрації Cr (500-3000 г/т), Ni (300-2000 г/т), підвищений вміст Zr, Nb, Ti і церієвих TR. Залежно від ступеня диференційованості лампроїтів (ранні – олівінові, пізніші – лейцитові) в них можуть бути різні варіації рідкісних елементів. В ранніх лампроїтах відмічається високий вміст Cr і Ni, який знижується в більш пізніх утвореннях, а вміст Zr, Nb, Ti, TR, навпаки, різко зростає в пізніх лампроїтах. За відносно високих концентрацій Ba і Sr в ранніх лампроїтах Ba більше, ніж Sr, і в пізніх лампроїтах вміст Sr сильно зростає по відношенню до ранніх різновидів.