Мінеральний склад та використовування кімберлітів

Размещено на http://www.allbest.ru

ЗМІСТ

ВСТУП

РОЗДІЛ 1. КІМБЕРЛІТОВІ ТРУБКИ. БУДОВА, ПОХОДЖЕННЯ, ПОШИРЕННЯ

1.1 Розповсюдження кімберлітів

1.2 Відмінність кімберлітів

1.3 Будова кімберлітових трубок

1.4 Походження кімберлітів і кімберлітових трубок

РОЗДІЛ 2. МІНЕРАЛЬНИЙ СКЛАД ТА ВИКОРИСТОВУВАННЯ КІМБЕРЛІТІВ

2.1 Мінерали і породи кімберлітів

РОЗДІЛ 3. ПРАКТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ КІМБЕРЛІТІВ

РОЗДІЛ 4.КІМБЕРЛІТИ В УКРАЇНІ

ВИСНОВКИ

ПЕРЕЛІК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ

ВСТУП

Кімберліти -- основне в світі корінне джерело промислових алмазів. Унікальність кімберлітових порід полягає в тому, що вони, як містять барофільні асоціацію мінералів, надають можливість вивчення мантійного петрогенезису. Незважаючи на безперервний потік публікацій з кімберлітової тематики, який розпочався з відкриття Якутській кімберлітової провінції, кімберлітові породи залишаються одним з найцікавіших об'єктів досліджень в геології. Також, з кімберлітами пов'язані родовища гранатів.

Кімберліти надзвичайно складні для вивчення в силу неоднорідності свого складу, гібридної природи, відсутності єдиного рівноважного мінерального парагенезису. Формування кімберлітових порід має свої особливості. Кристалізація кімберлітів була розтягнута в часі і в просторі: початок її (протомагматична стадія) відбувався в мантії, а завершення - в приповерхневих трубкових умовах. Передбачається, що кімберлітові розплав ніс із глибин 150-200 км у зваженому стані протомінерали і ксеноліти мантійних порід. Хоча висновок про магматичну природу кімберлітів є загальновизнаним, але при цьому очевидно, що в їх становленні значну роль зіграв метасоматоз.

Актуальність даної теми полягає тому, що кімберліти відіграють велику роль і у господарчій діяльності людини, і мають велике значення для геології в цілому, оскільки надають певну інформацію про внутрішню будову Землі.

Мета дослідження - ознайомлення з походженням, петрографічними особливостями, мінеральним складом кімберлітів.

Об'єктом роботи виступають вже відомі кімберлітові трубки.

Предмет - властивості кімберлітів, і трубок вибуху..

Методами досягнення поставлених задач є:

- метод енциклопедичного аналізу.

- формальної логіки.

РОЗДІЛ 1. КІМБЕРЛІТОВІ ТРУБКИ. БУДОВА, ПОХОДЖЕННЯ, ПОШИРЕННЯ

Кімберлітові трубки (трубка вибуху) -- вертикальне або близьке до вертикального геологічне тіло, що утворилося при прориві газів крізь земну кору. Кімберлітові трубки заповнена кімберлітом. Геологічна структура та супутні гірські породи названі по імені міста Кімберлі в Південній Африці. Являють собою трубку розповсюдження вибуху при вулканічному виверженні. Мають форму трубкоподібного каналу з поперечником 0,4-1 км, за якою переважно на древніх платформах стався прорив магматичних розчинів і газів. У трубці вибуху застигли зцементовані розчинами вулканічні уламки (брекчії), або туфоподібна маса зеленувато-сірого кольору - кімберліт, що складається з численних ультраосновних мінералів. Ці трубки (до 10%) містять алмази, які видобувають в ПАР, Індії, а з 1954 р на Середньосибірській платформі - в Якутії. Перша кімберлітові трубки, відкрита Ларисою Попугаевой 21 серпня 1954, була названа «Зірниця».

Кімберлітові трубки являє собою гігантських розмірів стовп, який закінчується у верхній частині розширенням конічної форми. З глибиною конічне тіло звужується і на якійсь глибині переходить в жилу. Кімберлітові трубки - своєрідні стародавні вулкани, наземна частина яких у великій мірі зруйнована в результаті ерозійних процесів. Кімберлітом називається ультроосновна гірська порода брекчієподібної будови, яка складається з олівіну, флогопіту, піропу та інших мінералів. Має чорний колір з синюватим і зеленуватим відтінком. В даний час відомо понад 1500 тіл кімберліту, з яких 8-10% - алмазоносних породи. За оцінками фахівців, близько 90% запасів алмазів корінних джерел зосереджені в кімберлітових трубках, а близько 10% - в лампроїтових трубках.

1.1 Розповсюдження кімберлітів

Щоб зрозуміти, чому саме кімберліти мають велике практичне і наукове значення, потрібно детальніше розглянути особливості будови кімберлітових тіл і закономірності їх розміщення на земній кулі. В даний час кімберліти знайдені на всіх континентах. Найбільш відомі алмазоносних кімберліти Африки. На цьому континенті розвідано кілька великих кімберлітових провінцій: Південно-Африканська, Західно-Африканська, Танзанійська, Намібійська, Ангольська. Три кімберлітові провінції відомі в Азії: Якутська, північно-східна Китайська і Індійська. Кімберліти встановлені також в Північно-Західній Австралії, США (Сомерсет, Колорадо-Вайомінг), Канаді, Бразилії і Європі (Архангельська і Приазовська провінції) (рис. 1). Кімберліти мають різний вік (від 70 до 1200 мільйонів років), але більшість з них приурочено до особливих геологічним структурам - давнім платформам або кратонам. У будові всіх стародавніх кратонів геологи виділяють два поверхи: нижній - складчастий фундамент, складений древніми (архейскими) породами з віком понад 1,5 млрд років, і верхній - осадовий чохол, складений більш молодими пологозалягаючими породами.

Кімберлітові тіла проривають обидва типи порід і виносять їх уламки на поверхню.[10]

Подоба, що спостерігається в складі уламків, знайдених в кімберлітах, і в складі порід, витягнутих при бурінні свердловин, дозволяє з великою часткою впевненості вважати, що й інші уламки порід, зустрінуті в кімберлітах, є фрагментами ще більш глибоких зон земної кори.

Просторовий розподіл кімберлітових трубок підпорядковується чіткому лінійному тектонічному контролю, що виражається в приуроченості кімберлітових полів до трьох лінійно витягнутим мінерагенічним зонам, в утворенні лінійно витягнутих ланцюжків (кущів) трубок в межах поля, в утворенні жильних і даєчних кімберлітових тіл. Практично всі кімберлітові тіла (за винятком декількох трубок на Анабарском щиті) виявляються в межах палеозойського осадового чохла, складеного, в основному, карбонатвмісними породами.

Рис. 1. Схема розміщення кімберлітів. Області, зафарбовані коричневим, показують кордону кратона з віком фундаменту більш 1,5 млрд років. Червоними ромбами відзначені області поширення алмазоносних кімберлітів

1.2 Відмінність кімберлітів

Для кімберлітових порід характерні широкі варіації породоутворюючих оксидів. Виділяються регіональна і локальна неоднорідності кімберлітів, всередині окремих полів і в межах куща трубок, окремих трубок. Якщо регіональні відмінності обумовлені, імовірно, спочатку різними мантійними джерелами речовини кімберлітів, то локальна неоднорідність пов'язана з вторинними факторами перерозподілу хімічних компонентів кімберлітів. До числа останніх відносяться всі процеси фракціонування кімберлітового розплаву при його сходженні з мантійних глибин, такі, як ліквація, випереджаюче підйом карбонатовмістного флюїду, фракційна кристалізація і гравітаційне осадження фено- і ксенокрісталлов, екструзивно-експлозивне формування різних структурно-текстурних різновидів кімберлітів в трубкових і кратерних умовах. До вторинних факторів належать процеси контамінації, засмічення ксеногенним матеріалом вміщаючих порід, а також різні за інтенсивністю гідротермально-метасоматичні процеси карбонатізації і серпентинізації.[4]

Незважаючи на інтенсивність вторинних процесів, встановлення регіональної неоднорідності залишається можливим завдяки існуванню індикаторних щодо інертних оксидів, таких як TiO2, FeO, K2O. Наприклад, межах Якутській провінції виділяються окремі кімберлітові поля, а в межах полів трубкові тіла, кущі трубок, виконані кімберлітом з відносно високим або низьким вмістом TiO2, FeO і K2O. Всі трубки Накинского поля виконані відносно високо-магнієвим, високо-калієвим складом кімберлітів. В Малоботуобінскому полі маються трубки кімберлітів які характеризуються підвищеним вмістом TiO2 і FeO і трубки, виконані високо-магнієвим, низько-титанним кімберлітом. Контрастні відмінності за змістом індикаторних оксидів демонструють кімберліти південних і північних полів Якутській провінції. Середній зміст індикаторних оксидів для кімберлітів з полів Пріанабарья перевищують в 1,5-2 рази відповідні величини для кімберлітів з південних алмазоносних полів. Існування регіональних відмінностей між кімберлітами з утримання FeO, TiO2, K2O стало підставою для виділення петрохімічних типів. Було виокремлено 4 типи кімберлітів для Якутської провінції.

1.3 Будова кімберлітових трубок

Трубка вибуху (. Diatreme) -- трубоподібний канал, що утворився при прориві газів і розплавленої магми через пласти земної кори. Кімберлітові трубки - діатреми заповнені кімберлітом. Трубки вибуху, діатреми, трубоподібні тіла, заповнені магматичним матеріалом, часто містить домішка вміщають порід. утворюються при прориві газофлюідного розплаву через пласти земної кори. по складу брекчієподібних порід можуть бути діоритові, карбонатитові, базальтові, лампроїтові, кімберлітові та ін. Найбільший інтерес представляють кімберлітові і лампроїтові трубки вибуху, з якими пов'язані практично всі промислові корінні родовища алмазів.[3]

Морфологічно лужно-ультраосновні трубки вибуху утворюють конусоподібні тіла, звернені вершиною вниз із співвідношенням осей від 1: 1 до 1:10 і діаметром на поверхні від десятків метрів до 1 км, рідко більше. Часто гантелеподібі, здвоєні тіла. Складаються з 3 частин: розтруба і двох каналів - воронкоподібного і підвідного. У великих тіл розтруб зазвичай простежується на глибину до 400-500 м, має пологі контакти. Глибше він переходить в лійкоподібний канал максимальної протяжністю на глибину до 2 км з крутим падінням контактів. Підвідний канал, як правило, представлений дайкою, рідко трубчастим тілом. Іноді трубки вибуху мають 2 або більше каналу, на глибині втинающіхся або перехідних в один. Одиничні трубки вибуху зустрічаються рідко, найчастіше вони утворюють групи або поля.

Як встановлено в результаті розробки алмазних родовищ, більшість кімберлітових тіл має складну будову. За свою форму вони отримали назву трубок. Верхня частина нагадує келих -- це вулканічний кратер, який заповнений дрібно уламковими породами - кімберлітових туфами. Звужуючись кратер переходить в лійкоподібну (діатремовую) частина, складену крупноуламковими породами - кімберлітовими брекчиями. Сама нижня коренева частина трубок (підвідний канал) складена масивним кімберлітом. Підвідний канал часто розділяється на декілька частин, кожна з яких з глибиною переходить в дайку - вертикально стоїть плитоподібну структуру (рис.2).

Розміри кімберлітових тіл різні -- від 146 га (трубка «Мвадуі», Танзанія) до 0,4 га (трубка «Робертс Віктор» в Південній Африці). Трубка «Зарница» -- перша з кімберлітових трубок, знайдених на території Сибіру в Якутії геологом Ларисою Попугаевой, мала розмір 32 га. Близько розміри мають і знайдені пізніше знамениті родовища алмазів Сибіру -- кімберлітові трубки «Мир» і «Удачная».

Рис.2. Будова кімберлітової трубки.

Після виверження кімберліту, починається вивітрювання вивержених порід. Саме з продуктами вивітрювання вивержених порід і пов'язані родовища корисних копалин, які утворюються в кімберлітових трубках. [9]

Вертикальний профіль (рис.3)кори вивітрювання на кімберлітах зазвичай має зональну будову і представлений (зверху вниз) «жовтою землею», «синьою або блакитною землею» і слабо порушеної вивітрюванням кімберлітової брекчії (хардебанком). Переходи між зонами можуть бути як поступовими, так і різкими, інколи виділяються проміжні зони (підзони): «іржава земля», «бура земля», «зелена земля» і т.д. В деяких випадках «жовта земля» перекрита гіпергенними карбонатними утвореннями або залізисто-кременистих панциром -- кірасою. «Жовта земля» представляє собою залишок -- окислений і гідратований кімберліт, перетворений на глинисту жовтувату до червоної плямисту породу, просочену карбонатами кальцію і магнію і гідроокислами заліза і містить кристали алмаза, пікроільменіта, лусочки слюд і незначна кількість інших мінералів, стійких до впливу процесів вивітрювання. Піроп і хромдіопсид в цій підзоні зазвичай не зберігаються. Первісна структура материнських порід в зоні «жовтої землі» не спостерігається. З глибиною «жовта земля» поступово переходить в темно-коричневу «іржаву землю»", а потім в «синю землю», яка представлена глинисто-дресвянистими продуктами вивітрювання кімберлітов (чорно-синьою, блакитнуватої і зеленуватого забарвлення) зі збереженою структурою материнських порід.

«Синя земля», що заповнює трубки і тріщини, явно була привнесена в них з великих глибин, оскільки вона не виявляє ніякого зв'язку з оточуючими породами. Глибина виробок на руднику Кімберлі досягла майже 1200 м, але ніяких ознак виснаження синьої землі поки не відзначено. Однак слід взяти до уваги, що ця глибина, як би велика вона нам не здавалася, дуже мала в порівнянні з середнім діаметром Землі (близько 12 720 км) і представляє лише маленький «прокол» в поверхневих шарах. Сама синя земля була спочатку виверженої гірською породою, багатою олівіном (перидотом) і спорідненої гірській породі, відомої під назвою перідотіта, але вона піддавалася інтенсивному гідротермальному зміни, при якому велика частина олівіну перетворилася в серпентин. Порода часто зазнавала також значне механічне напруження і дробилася, так що нерідко її можна описати як Серпентіновие брекчію. Карвах Льюїс, вперше вивчив синю землю, назвав її кімберлітом за назвою місця, де вона була вперше виявлена. Синій колір кімберліту вказує на те, що ця порода багата залізом; з окисленням заліза пов'язана жовте забарвлення кімберліту поблизу поверхні землі. [9]

Крім алмаза "синя земля" містить різні уламки твердого збереженого від вивітрювання кімберліту, псевдоморфози серпентину по олівіну, флогопіту, ільменіт, піроп, діопсид і енстатіт і вторинний кальцит, що виконує прожилки. Потужність кори вивітрювання на кімберлітових трубках залежить від ступеня активності ерозійної діяльності в районі кімберлітових родовищ і різко відрізняється на різних континентах і в різних регіонах. В Африці потужність "жовтої землі" зазвичай не перевищує 10-50 м, потужність "синьої землі" коливається від 10 до 500 м і більше. В Якутії умови для консервації кори вивітрювання були менш сприятливі і потужність збережених її горизонтів не перевищує 50 м. Кора вивітрювання кімберлітових брекчій Східної Сибіру представляє собою дресвяно-глинисту породу іржаво-бурого, зеленувато-жовтого або блакитнувато-зеленого забарвлення. Структурні та текстурні особливості субстрату часто спостерігаються візуально. Зазвичай видно великі зерна тріщинуватого піропу, ільменіту, гідратованого флогопиту, псевдоморфози серпентину по олівіну. Профіль кори вивітрювання зазвичай виражений єдиною підзоною -- дресвяно-щебеневою. Верхні підзони кори в більшості випадків еродовані.[8]

«Синя земля», що заповнює трубки і тріщини, явно була привнесена в них з великих глибин, оскільки вона не виявляє ніякого зв'язку з оточуючими породами. Глибина виробок на руднику Кімберлі досягла майже 1200 м, але ніяких ознак виснаження синьої землі поки не відзначено. Однак слід взяти до уваги, що ця глибина, як би велика вона нам не здавалася, дуже мала в порівнянні з середнім діаметром Землі (близько 12 720 км) і представляє лише маленький «прокол» в поверхневих шарах. Сама синя земля була спочатку виверженої гірською породою, багатою олівіном (перидотом) і спорідненої гірській породі, відомої під назвою перідотіта, але вона піддавалася інтенсивному гідротермальному зміни, при якому велика частина олівіну перетворилася в серпентин. Порода часто зазнавала також значне механічне напруження і дробилася, так що нерідко її можна описати як Серпентіновие брекчію. Карвах Льюїс, вперше вивчив синю землю, назвав її кімберлітом за назвою місця, де вона була вперше виявлена. Синій колір кімберліту вказує на те, що ця порода багата залізом; з окисленням заліза пов'язана жовте забарвлення кімберліту поблизу поверхні землі. [3]

Рис.3. Розріз кори вивітрювання кімберлітової трубки

1.4 Походження кімберлітів і кімберлітових трубок

Походження алмазоносних кімберлітів, лампроїтів, карбонатитів і споріднених їм лужно-ультраосновних порід пов'язане з тектонічними процесами. Дійсно, ізотопні склади вуглецю в алмазах неможливо пояснити без залучення корової речовини. Аналогічна ситуація спостерігається і в високотемпературних глибинних породах асоціації карбонатитів і кімберлітів: ізотопні склади вуглецю і кисню показують, що в утворенні карбонатного речовини цих порід приймає участь корова вуглекислота первинно-осадового походження. [10]

Згідно розробленої в монографії 1996 моделі, алмазоносних Кімберліти і споріднені їм породи виникли за рахунок затягування по древнім зон субдукції на великі глибини (до 200-250 км) під архейські щити важких (залізистих) океанічних опадів раннього протерозою (Рис. 4). При цьому через велику щільності залізистих опадів вони повинні були самі «провалюватися» в зони піддвигу плит і служити в них «змазкою». Тому, ймовірно, зони піддвигу плит в кінці раннього протерозою і в середньому протерозої в основному були амагматичними, без характерного для острівних дуг і активних окраїн континентів вапняно-лужного вулканізму.

У моделі момент формування глибинних розплавів строго обмежений епохою другої половини раннього протерозою. Це пов'язано з тим, що в археї ще не існувало умов для генерації магми розглянутого типу, оскільки виключно висока тектонічна активність Землі і дуже великі теплові потоки не допускали тоді збільшення потужності континентальних літосферних плит разом з континентальною корою вище 60-80 км. Зон же субдукції в той час взагалі не існувало, так як їх тоді замінювали зони скучування і торошіння порівняно тонких океанічних літосферних пластин суттєво базальтового складу. Лише після виділення земного ядра в кінці архею виникли перші зони субдукції, а потужність архейских континентальних літосферних плит стала швидко зростати. Уже до кінця раннього протерозою вона досягла граничних значень близько 250 км, що і створило умови для можливості формування глибинних (алмазоносних) розплавів. Однак реалізація цієї можливості здійснилася тільки тоді, коли на дні океанів близько 2,2 млрд років тому стали відкладатися важкі залізорудні опади типу джеспілітів.

Рис 4. Процес формування глибинних розплавів лужно-ультраосновного, лампроїтові і кімберлітового складу.

А - ситуація в кінці раннього протерозою; Б - на рубежі раннього і середнього протерозою; В - в рифеї або фанерозої (показаний момент прориву глибинної магми до поверхні і утворення: а - лужно-ультраосновних інтрузій, б - меллілітових і в - алмазоносних лампроїтових або кімберлітових субвулканічних комплексів). 1 - літосфера; 2 - астеносфера; 3 - ранньопротерозойська океанічна кора з перекриванням її важкими залозистими опадами; 4 - континентальна кора (AR - архейского, PR1 - ранньопротерозойского віку), 5 - глибинні розплави.

петрографічний кімберліт трубка порода

Про істотну роль заліза в складі вихідного осадового речовини, затягнутого в ранньому протерозої під архейску кору, зокрема, кажуть карбонат-магнетитові і апатит-магнетитові родовища в інтрузіях центрального типу, розташованих в провінціях розповсюдження лужно-ультраосновних комплексів. На Кольському півострові такими залозистими інтрузивними комплексами є родовища магнетиту в масивах Ковдор і Африканда. Вміст заліза в них досягає 27%, хоча валовий склад порід, що складають ці родовища, за вирахуванням заліза, нагадує скоріше карбонатно-глинисті і фосфороносні опади апвеллінгових зон океанів, але ні в якій мірі не відповідає складу мантійних порід.

З єдиних позицій вдалося пояснити більшість специфічних рис, а іноді й тонкі деталі складу алмазоносних і споріднених їм порід, включаючи самі алмази і мінеральні включення в них. Так, за цією моделлю кімберліти і лампроїти дійсно є глибинними породами, але виникли вони з пелагічних опадів. Звідси можна зробити висновок, що вуглець, фосфор, азот, більшість літофільних елементів (Li, B, F, Cl, K, Ti, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Ta, Pb, Th, U), вода та інші флюїди в алмазоносних породах мантійного, а первинноосадового, тобто чисто екзогенного походження. Про це ж свідчать високі концентрації і спектри рідкоземельних елементів, відносини калій / натрій, торій / уран, ізотопи водню, кисню, сірки і стронцію в кімберлітах, а також газово-рідкі включення в алмазах H2O, H2, CH4, CO2, CO, N2, Ar, C2H4. Про те ж говорять і зрушення ізотопних відносин вуглецю в кристалах алмазів, явно несуть на собі біогенні мітки. [9]

Свідоцтва первинно-приповерхневого походження кімберлітів несуть в собі зустрічающієся в кімберлітах ксеноліти еклогітів: незважаючи на явно глибинні асоціації мінералів, їх валовий склад непогано відповідає океанічним толеітовим базальтам, виплавлюваних лише на невеликих глибинах (до 35 км) під рифтовими зонами океанів. Все це свідчить про порівняно приповерхневом рівні формування всього комплексу розглянутих порід в ранньому протерозої, наступного їх занурення на великі глибини і нового стрімкого підйому до поверхні (зі швидкостями близько 30-50 м / с) у наступні геологічні епохи.

Температура літосферних плит на глибинах 200-250 км досягає 1400-1500 ° С (при температурі плавлення мантійних порід на цих же глибинах близько 1800-1850 ° С) і суттєво перевищує температуру плавлення водонасичених осадів, приблизно рівну 700-800 ° С. Тому затягнуті в зони субдукції на великі глибини осади неминуче плавилися і диференціювалися шляхом ліквації розплавів. При цьому важка залізиста фракція опадів занурювалася в мантію, а їх більш легка карбонатно-силікатний матриця надовго зберігалася в низах літосфери у вигляді вогнищ глибинної магми. [10]

В карбонатитах кімберлітах домінують кальцієві карбонати. Це пояснюється тим, що в осередках кімберлітових і карбонатитових розплавів відбуваються обмінні реакції, при яких магній переходить в силікати, а кальцій - в карбонати, наприклад:

Визнання факту зв'язку формування кімберлітів з глибинними розломами дозволяє уточнити уявлення про глибинні кімберлітові осередках. Було доказано, що існують два незалежних основних мантійних джерела кімберлітів - астеносферном, відповідальний за геохімічну спеціалізацію порід, і літосферних, який зумовлює петрохімічний тип кімберлітів. Передбачається, що розломи зіграли провідну роль в ініціюванні кімберлітового вулканізму. Пов'язані з розломами зони зниженого тиску проникали до кордону літосфера-астеносфера, формуючи висхідні потоки розплаву-флюїду з астеносферного джерела. Останні при підйомі в умовах гетерогенної літосфери провокували утворення локальних кімберлітових вогнищ, які власне і зумовили утворення контрастних петрохімічних типів кімберлітів. При цьому геохімічна спеціалізація кімберлітів зобов'язана, в основному, єдиному (для всіх трубок поля, а можливо, навіть для декількох полів одного віку) мантійному розплаву-флюїду, який, як правило, різко домінував в рідкоелементному балансі гібридного розплаву вогнища. У формуванні макрокомпонентного складу кімберлітів крім розплаву немаловажливе, іноді провідне значення мав уламковий макрокрістний матеріал мантійного походження. В певному сенсі жильні і трубкові тіла можна трактувати як канали прориву астеносферної речовини на поверхню Землі.[5]

Крім алмазоносних ксенолітів глибинні включення в кімберлітах можуть бути представлені уламками порід без алмаза або мономінеральними жовнами (мегакрістамі) різних мінералів, також є продуктами руйнування глибинних гірських порід. Умови утворення таких ксенолітів можна реконструювати з використанням мінеральних геобарометрів і геотермометрів. Використання хімічного складу мінералів для оцінки температури і тиску при кристалізації гірських порід засноване на результатах численних експериментів і термодинамічних розрахунків. Встановлено, що коли два мінералу одночасно кристалізуються з розплаву, то хімічні елементи, складові розплав, закономірно перерозподіляються між ними залежно від температури і тиску, при яких проходить процес кристалізації. Таким чином, умови кристалізації глибинних порід можуть бути розраховані на підставі коефіцієнтів розподілу і розчинності деяких елементів в співіснують мінералах. Наприклад, дані про температуру кристалізації можна отримати знаючи ставлення Ca / (Ca + Mg) в діопсид, так як більш низьким відносинам Ca / (Ca + Mg) відповідають більш високі температури.

Коесит - поліморфний різновид SiO2, стійкий при високому тиску, який є вельми нестійким і при температурі нижче 700 С в присутності води менш ніж за 10 років перетворюється на кварц. Присутність коесіта в ксенолітах означає, що їх підйом на поверхню стався так швидко, що частина коесіта не встигла перетворитися в кварц. За ступенем трансформації коесіта в кварц була оцінена швидкість підйому кімберлітової магми з глибини 200 км, що склала більше 10 км / год. Такі великі швидкості дозволили припустити, що в утворенні кімберліт ов велику роль грали флюїди -- особливі суміші перегрітої води і газів (CO2, метану).

Роль флюїдів в процесі утворення кімберлітових магм підтверджена експериментально. Експерименти показали, що додавання до розплаву води призводить до помітного зниження температур кристалізації твердих фаз і в умовах, відповідних глибин порядку 100 км, тугоплавкі алюмосилікати, складаючі мантійні ксеноліти, починають вести себе як легкорозчинні солі. Результати експериментів дозволили припустити, що в мантії можливі й ефективні процеси флюїдного масопереносу, хоча раніше вважалося, що на таких глибинах породи повинні бути «сухими».

Дані про значну роль флюїдів в утворенні кімберлітів були підтверджені при детальному вивченні природних зразків. Спостережувані в ксенолітах з кімберлітів перетворення первинних мінералів під впливом мантійних флюїдів, об'єднані назвою «мантійний метасоматоз», вельми різноманітні. Найчастіше спостерігається заміщення граната гідроокисловміщуючими силікатами з утворенням келіфітових кайм -- радіально-променистих, концентрично-зональних мікрокристаллічних полімінеральних агрегатів, що складаються з амфіболів, слюди (флогопіту), піроксенів і шпінелі. Такі облямівки утворюються при тиску близько 1-3 ГПа і температурі 1100-1350 оС. Метасоматичними процесами пояснюють широкі варіації температур (від 700 до 1200 оС), одержувані при оцінках Р-Т-параметрів кристалізації ксенолітів, а також часткове плавлення кристалів граната. Передбачається, що плавлення відбувалося до захоплення ксенолітів кімберліт ом і обумовлено різким падінням тиску і впливом високотемпературних мантійних флюїдів.

На підставі проведених досліджень глибинних ксенолітів були запропоновані різні моделі формування алмазоносних кімберлітів. Всі вони засновані на допущенні існування глибинного мантійного магматичного вогнища, з якого речовина доставляється до поверхні за участю суміші газів і рідини (флюїдів). Сучасні моделі враховують не тільки температуру і тиск, а й такі важливі фактори, як присутність в системі води, вуглекислоти, а також зміна летючості (фугітивності) кисню, тобто окислювально-відновний потенціал системи. Це важливо для встановлення поля стабільності алмаза, який може кристалізуватися лише в відновлювальних умовах, а в окислювальних умовах "згорає", переходячи в графіт. [6]

Однією з найбільш добре розроблених моделей є модель часткового плавлення мантійних порід - гранатових перідотитів і еклогітів. Відповідно до цієї моделі, кімберлітові магми утворюються в областях під платформами на різних глибинах (від 200 до 100 км) внаслідок плавлення порід мантії і земної кори. Залишки батьківських порід Кімберліти виносять у верхні частини земної кори у вигляді ксенолітів. Найбільше визнання отримала модель, запропонована американським дослідником С. Хаггерті, який припустив, що джерелом вуглецю для кристалізації алмазів можуть бути мантійні флюїди, з яких вуглець виділяється за рахунок окислення CH4 або відновлення CO2. Велику роль при цьому відіграють сульфіди заліза (FeS), які постійно зустрічаються як включення в алмазах і алмазоносних ксенолітах. Можливі реакції, що призводять до появи вільного вуглецю, виглядають наступним чином:

3CH4 + 2N2 = 3C + 4NH3,

2FeS + CO2 = 2FeO + S2 + C,

2FeS + CH4 = 2H2S + 2Fe + C

Згідно запропонованої моделі, кімберлітові трубки - це особливий тип вулканів, корені в глиб Землі, досягаючи межі земної кори і мантії (рис. 6). Кімберліти складаються в основному з силікатів заліза (олівіну і флогопіту), а алмази в них є чужими (ксеногенними) мінералами. Кристали алмазів ростуть в мантії, в середовищі, насиченою летючими компонентами, протягом декількох мільйонів років, а потім виносяться на поверхню кімберлітами. Алмази - стародавні мінерали, вони істотно старше вміщають їх кімберлітів. Їх вік (більше 3 млрд років) відповідає віку порід, що складають фундамент континентальних кратонів.[10]

РОЗДІЛ 2. МІНЕРАЛЬНИЙ СКЛАД ТА ВИКОРИСТОВУВАННЯ КІМБЕРЛІТІВ

2.1 Мінерали і породи кімберлітів

Як правило, кімберліт являє собою карбонат-серпентинову породу з незначними кількостями олівіну, флогопіту, апатиту, магнетиту та інших мінералів. Практично завжди фіксуються акцесорні високобарні мінерали - пікроільменіт і гранат, рідше знаходиться хромшпінелеїди, енстатіт, хромдіопсид, алмаз, циркон та ін.

В кімберлітах залежно від розміру виділяються макрокрісти (від 0,2-0,5 до 1 см), мегакрісти (більше 1см), що створюють порфіровий вигляд породи, і мінерали основної маси. До макро-, мегакрістів віднесені олівін, зазвичай заміщений серпентином і кальцитом, рідше - пікроільменітом, гранатом, флогопітом, хромшпінелеїдом, хромдіопсидом. Мінерали основної маси представлені, в основному серпентином і кальцитом. [4]

Олівін - мінерал, кристалізація якого проходила в кімберлітовій магматичній системі на всіх рівнях сходження з мантійних глибин. Будучи основним породоутворюючим мінералом, олівін утворює макро-, мегакрісти, входить до складу основної маси кімберліту, і присутній у вигляді включень в інших протомінералах - пікроільменіті, гранаті, алмазі, цирконі. Олівін є основним породоутворюючим мінералом глибинних ксенолітів ультраосновного складу.

Кімберлітові трубки демонструють широкі варіації складу олівіну. В Далдінском полі маються трубки, які заповнені кімберлітом, що містить: 1) тільки однорідний високо-Mg олівін зеленого кольору; 2) переважно залізистий олівін жовто-бурого кольору (трубки Полярна, Фестивальна, Ленінградська); 3) олівін з широкою варіацією складу (трубки Вдала, Зірниця). Багатофазні трубки, як правило, складені кімберлітом з олівіну, неоднорідним за складом. Кімберліт в межах однієї фази впровадження характеризується відносно стійкою величиною співвідношення колірних різновидів олівіну. У початковій фазі, складеної овоідофіровим кімберлітом фіксується максимальний вміст жовто-бурого олівіну; в дейтеропорфіровом кімберліті співвідношення приблизно рівне, а в одній з найпізніших фаз впровадження - автолітової брекчії - відзначається тільки зелений олівін.

Більшість включень гранату з високо-Mg мегакрістів олівіну (близько 80%) належить дуніт-гарцбургітового парагенезису. Порівняння з включеннями гранату з алмазів вказує на повну подібність їх складів, що підтверджує те, що джерелом алмазів з включеннями ультраосновного парагенезису служили мегакристаллічні дуніт-гарцбургітові породи. Однією з особливостей складу включень гранату ультраосновного парагенезису в алмазах порівняно з включеннями з олівіну є їх більш висока магнезіальних.

Менша частина мінеральних включень з макрокрістів олівіну має склад, близький складу включень з алмазів. За поширеністю включень також є істотні відмінності. В алмазах найбільш поширені хромшпінелеїди, гранати і олівіни. Серед включень в олівіні частіше зустрічається хромшпінелеїди, хромдіопсиди виявляється нарівні з гранатом. В олівіні з фаялітовим міналом вище 8% містяться мінеральні включення, які за складом не мають аналогів серед включень в алмазах. Таким чином, зіставлення складів включень в олівіні і алмазах вказує на вузьку область їхньої спільної кристалізації. Під час кристалізації значної частини зелених і всієї групи жовто-бурого олівіну алмази не утворюються.

Пікроільменіт відноситься до числа найбільш важливих типоморфних мінералів кімберлітових порід. Форма знаходження пікроільменіту в кімберлітах різна, але основна - у вигляді окремих макро-, мегакрістних утворень розміром до 4-5 см. У ряді трубок відзначається пікроільменіт основної маси кімберліту, що відрізняється дрібними розмірами (до 1 мм в поперечнику), більш досконалим габітусом кристалів і їх складом. Самостійну групу представляють собою включення пікроільменіту в інших мінералах, - в гранаті, значно рідше - в олівіні, і в поодиноких випадках - в алмазах. Пікроільменіт присутній у складі рідкісних ксенолітів ультраосновного та основного складу.[7]

Пікроільменіт, домінуючий у важкій фракції кімберлітів, виявляється у вигляді зерен округлої і незграбної форм розміром до 1 см і більше, а також у вигляді мікрокристалічних включень в мегакрістах гранату і флогопіту. Особливостями складу макрокрістов пікроільменіту є підвищена хромистість і низька ступінь окислення заліза. Середні значення вмісту Cr2O3 і Fe2O3 становлять, відповідно, 2,4 і 3,6 масси.%.

Гранат зустрічається у вигляді макро-, мегакрістних зерен округлої форми, іноді з реліктами октаедричної огранки. Нерідко зустрічаються зрощення гранату з хромдіопсидом. Титаністого і високо-Ti піропи 1 і 2 груп відрізняються більш високим вмістом Cr2O3 (до 9.6 маси.%) І CaO (до11.0 маси.%).

Клінопіроксен зустрічаються у вигляді макро-, мегакрістних зерен зазвичай овалоідной форми, рідше субідіоморфної, з кристаллографічним огранюванням. Розмір вкрапленников до 1 см і більше.

Флогопіт зустрічається у вигляді великих пластинчастих макро-, мегакрістних кристалів з округленням краями, розміром від 2-3 мм до 15 мм по довжиною осі. Мегакрісти флогопіту характеризуються високим вмістом MgO (23-30,2, середнє 25,4 маси.%) І помірним вмістом TiO2 (0,32-1,18, середнє - 0,67 маси.%) І Cr2O3 (0,22- 0,85; середнє - 0,6 маси.%), типовим для флогопіту з мантійних ксенолітів перідотитів. [3]

Висока збагаченність трубочних кімберлітів карбонатної компонентою (кальцитом, рідше доломітом) обумовлена впливом гідротермально-метасоматичних процесів, специфіку яких зумовив істотно карбонатний склад вміщуючих порід.

РОЗДІЛ 3. ПРАКТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ КІМБЕРЛІТІВ

Практичне значення кімберлітів визначається тим, що з цими породами пов'язані первинні (корінні) родовища алмазу -- алмазоносних кімберлітові трубки.

За рахунок їх руйнування і розмиву (вивітрювання) утворюються вторинні (розсипні) родовища. Алмазоносних розсипи - це піщані річкові або прибережно-морські відкладення, в яких алмази зберігаються і накопичуються завдяки своїй механічної і хімічної стійкості, тоді як інші мінерали, що складають кімберліти, руйнуються (дробляться і розчиняються). До 1960 року основна видобуток алмазів (80%) припадала на розсипних родовищ. Їх набагато легше шукати. Блискучі кристали в річковій гальці привертають увагу не тільки фахівців-геологів, багато розсипних родовищ були знайдені дітьми. Наприклад, перший уральський алмаз знайшов 4 липня 1829 14-річний кріпак Павло Попов, а діти фермерів-бурів виявили перші камені на берегах річок Помаранчевої і Вааль в Південній Африці. Розсипних родовищ дрібні і швидко виробляються. Тому головне завдання геологів - знайти корінний джерело розсипів. Ця важка задача успішно вирішена, і після 1990 року більше 75% світового видобутку алмазів припадає на частку корінних родовищ. Розробляються трубки, в яких вміст алмазів складає від 0,5 до 6 карат (0,2 г) на 1 т породи. У 1990 році з восьми корінних родовищ (Аргайл, Орапа, Летлхакане, Джваненг, Мир, Вдала, Фінш, Прем'єр) було видобуто 66 млн карат алмазів. Видобуток ведеться двома способами: відкритим (екскаватори риють величезні кар'єри, з яких руду вивозять на самоскидах) і закритим (будують підземні шахти). Одна з найглибших шахт в світі побудована для видобутку алмазів на кімберлітовій трубці "Де-Бірс". Її глибина більше 1 км, і до закриття рудника тут видобували близько 380 тис. Карат алмазів на рік.[3]

Видобуваються з кімберлітів алмази мають різну форму і розмір. Найбільш високо цінуються прозорі ювелірні камені. Найбільший з них - знаменитий алмаз "Кулинан" був знайдений в трубці "Прем'єр" в ПАР 28 січня 1905. Він важив 3106 карат (трохи більше 600 г), і його вартість дорівнювала вартості 94 т золота. У Росії найбільший кристал знайдений в трубці "Мир" 23 грудня 1980 року. Він важить 342,5 карат. Частка таких великих ювелірних каменів мала (0,38%), трохи вище частка ювелірних каменів крупніше 10 карат (11,6%). Основну масу алмазів складають технічні і напівювелірні сорти. Серед них особливе місце займають дрібнозернисті зростки, що складаються з темнофарбованих кристаликів розміром менше 0,1 мм. Такі зростки (карбонадо і фрамезіти) досягають великих розмірів (більше 1 кг) і володіють дуже великою твердістю. Наприклад, зразки фрамезіта не піддаються обробці навіть алмазної пилкою.

Алмази присутні не у всіх кімберлітах. В даний час вже знайдено більше 1000 кімберлітових тіл, але алмази встановлені тільки в 200 трубках, а експлуатованих родовищ серед них тільки 23. Щоб зрозуміти, чому не всі кімберлітові трубки алмазоносних, вчені вивчають умови утворення кімберлітів.

Найбільший практичний і науковий інтерес викликають знахідки в кімберлітах алмазоносних ксенолітів - уламків глибинних порід, в яких алмаз є породоутворюючим мінералом. Ці породи можна назвати алмазітамі. В даний час відомо більше 200 таких знахідок. Одна з них являє собою зросток чорного алмаза з гранатом (піропом) і піроксеном (діопсидом), знайдений в трубці "Вдала", який важить 2,3 кг. Серед алмазоносних ксенолітів по мінеральному складу виділено дві групи. Першу більш численну групу складають зразки еклогітів (130 знахідок). Це кристалічні бімінеральні гірські породи, збіднені кремнієм і збагачені алюмінієм, що складаються з силікатів кальцію і магнію - зеленого діопсид і червоно-оранжевого граната (альмандина). В якості другорядних мінералів в них присутні оксиди і силікати алюмінію - корунд Al2O3 і кіаніт Al2 [SiO4] O, оксиди титану - ільменіт FeTiO3, рутил TiO2, а також графіт. Другу групу глибинних ксенолітів складають гранатові перідотіти - магматичні породи ультраосновного складу, збіднені кремнієм і алюмінієм і збагачені магнієм і залізом. Тут головними породоутворюючими мінералами є силікати магнію і заліза: олівін Mg2 [SiO4], енстатіт Mg2 [Si2O6], діопсид CaMg [Si2O6] і гранат (піроп). Крім того, в невеликих кількостях присутні оксиди і сульфіди заліза: хроміт FeCr2O4, ільменіт FeTiO3, піротин Fe1-xS, пентландит (Fe, Ni) 8S9. Частина ксенолітів несе сліди пластичних деформацій.[3]

РОЗДІЛ 4.КІМБЕРЛІТИ В УКРАЇНІ

У східній частині Українського щита (Приазовський кристалічний масив, ПКМ) нещодавно виявлені кімберлітові тіла в корінному заляганні, детальне вивчення мінералого-геохімічних та інших особливостей яких дозволяє підійти до оцінки їх потенціальної алмазоносності. ПКМ складний архейскими і нижнепротерозойскими метаморфогенними утвореннями (гнейсами, кристалічними сланцями та ін.), Які прорвані інтрузіями гранітоїдних і лужних порід протерозойского віку. На частку метаморфогенних комплексів припадає понад 60% всієї площі Приазов'я, тоді як інтрузивні комплекси займають 30%. Північна частина ПКМ зчленовується з складчастими структурами Донецького басейну. [3]

В зоні зчленування Донбасу з Приазов'ям на докембрійському кристалічному субстраті незгодно залягають середньо- і верхнедевонскі осадово-вулканогенні утворення, перекриті нижньокам'яновугільними осадовими породами. Найбільш потужно магматизм проявився в пізньому девоні у зв'язку з відокремленням в тілі Руської влатформи по Південно-Донбаському глибинного розлому палеоріфтогенной зони глобальної протяженності- лінеаменти Карпінського. Глибинне будова зони зчленування характеризується загальною для більшості рифтогенних зон особенностью- підйомом поверхні Мохо, яка залягає тут, за даними глибинного сейсмічного зондування, на позначках 35-40км (50км в центральній частині Донбасу).

Порушенність земної кори по всій її потужності в зоні зчленування Донбасу і Приазов'я створює сприятливі умови для утворення кімберлітових порід, в парагенезисі з якими могли виникати і карбонатити. Найбільш примітні два прояви кімберлітових порід: на Петровському ділянці і на південь від нього, у верхів'ї балки Мостовий, що впадає в р.Кальміус.

Петрівське тіло еруптивних брекчій і туфобрекчій кімберлітів має овальну форму (400 * 200м), потужність 35-50м. Воно залягає серед базальтоїдних порід Петровської товщі, яка розміщена між вулканитами антон-тарамской свити (D2-D3) і теригенно-карбонатними відкладеннями миколаївської свити (D2) і рясніє ксеногенним матеріалом (до 60-80% обсягу породи). Автоліти кімберлітів становлять 10-20%, що цементує маса переважно карбонатного складу-10-30%.

Ксеногенний матеріал кімберлітових брекчій складається з ксенолітів ультраосновних порід, кристалічних утворень фундаменту і ксенолітів осадових девонських порід. Типоморфним мінералами кімберлітів є піроп, округлі зерна або уламки хромітів і чорних рудних включень, представлених головним чином пікроільменітом. За даними ізотопних аналізів кисню і вуглецю, виконаних в ізотопної лабораторії Фрайбергской гірничої академії, для оюломков ультраосновних порід, заміщених карбонатом, отримані значення С = від 8.8 до -9.5% і О = від +21.5 до + 21.9%, а для базальтоідних туфів петровської товщі С = -6.1% і О = + 14.5%. Ці дані вказують на глибинний джерело вуглецю і істотну роль приповерхневого кисню при експлозивних процесах формування кімберлітових брекчій і базальтоїдних туфів. [1]

На другому прояві кімберлітів виявлені чотири кімберлітових тіла, геологічна позиція яких більш однозначна, ніж Петровського прояву. Перше з них представлено кімберлітовою трубкою Надія, овальної в плані форми (60-30м). Трубка, прориває протерозойскі (2050-2000 млн.лет) біотит-амфіболові граніти Дубівського масиву, падає на південний захід і з глибиною переходить в дайку. Друга трубка Південна (в плані 300 * 150м) має складну звивисту форму і простежено бурінням до глибини близько 300м. В декількох кілометрах на північний захід від Південної бурінням виявлені ще два тіла. Всі ці тіла складені кімберлітуми і кімберлітовими брекчіями.

Кімберліти представлені масивною породою від темно-зеленого до голубувато-сірого кольору порфіровою структури. Порфірові виділення (до 30% обсягу породи) складені олівіном, часто повністю серпенітизованним, флогопітом, піропом, пікроільменітом, хромшпінелідами. Піропи зазвичай червоного і фіолетово-червоного кольору. Хромшпінеліди утворюють дрібні до 1мм кристали. Зрідка зустрічаються дуже дрібні зерна яскраво-зеленого хромдіопсиду. Основна маса породи включає мікрозерна серпентину, хроміту, слюд, апатиту і магнетиту. Кімберліти місцями сильно карбонатизовані. [2]

Кімберлітові брекчії складаються на 20% з автолітів кулястої або сплюснуто- подовженою форми, складених без остачі карбонатизованних овальними зернами олівіну, і лусочками інтенсивно зміненого флогопіту, 30% породи представлені ксенолітами гранітоїдів, рідше вапняків, глинистих сланців і пісковиків, розміром до 2-7см, а 45-50% припадає на цемент карбонат-хлоритового складу. Серед цементуючої маси виділяються кристаллокласти, складені дрібними (від 1 до 2мм) лусочками флогопіту і псевдоморфоз вторинних мінералів по олівіну.

За хімічним складом кімберліти Приазов'я подібні з кімберлітуми з інших регіонів, але відрізняються зниженим вмістом MgO і підвищеним K2O і TiO2. Порівняння хімічних складів кімберлітів з Приазов'я, провінції Шандун (Китайська платформа) і Якутії показує, що китайські та якутські характеризуються збільшеними концентраціями MgO й зниженими TiO2, Al2O3, K2O, P2O5. Повсюдно в кімберлітових породах Приазов'я K2O різко переважає над Na2O, що зближує їх з лампроїтами, а кількість глинозему значно перевищує суму лугів. Варіації змістів K2O і Al2O3 пов'язані з непостійним кількістю флогопіту в породах. Відносно низький вміст MgO в кімберлітах Приазов'я пояснюється інтенсивністю процесів руйнування олівіну, який майже повністю заміщений серпентином, слюдами, хлоритом та ін.[2]

Серед мінералів вивчених порід в Приазов'ї одним з найбільш важливих індикаторів глубинності утворення кімберлітової магми і її потенційної алмазоносності є гранати. В якості характеристик складу гранатів використовують зазвичай їх хромистої і кальцієві, тобто зміст Cr2O3 і CaO (у відсотках). За даними вивчення піропів з 150 кімберлітових трубок з різних регіонів земної кулі (Росія, ПАР, Лесото, Індія та ін.) Однозначно доведено: присутність хромвміщуючих піропів, бідних кальцієм, є індикатором алмаз-піропової фації глубинності кімберлітів, тобто алмазоносності.

Хімічний склад (в мас.%) Гранатів варіює за змістом магнієвого (68.5-77.8), хромового (7.9-29.3) і кальцієвого (12-17.4) компонентів. Виділяються схожістю піропи з кімберлітових трубок Приазов'я: магнієвий компонент змінюється від 69.6 до 70.7 (мол.%), Хромистий від 17.5 до 20.3, кальцієвий від 14.9 до 16.7. Наведені величини говорять про те, що ці гранати, як і окремі зерна гранатів з дільниці Петровського, наближається за складом до гранат продуктивних кімберлітів. Якщо судити з кількості Cr2O3 (вес.%) У вивчених гранатах, то за цим показником вони наближаються до гранат з кімберлітових трубок Якутії. Однак, підвищена хромистої гранатів без урахування змісту в них CaO може привести до помилкових висновків про потенційну алмазоносність. Мінералом-індикатором алмазоносності можуть служити також хромшпінелеїди, особливо високохромисті різновиди, що містять більше 60% Cr2O3. Середня кількість цього компонента в хроміту з включень в алмазах становить 65%, в ряді випадків наближається до 69%, що притаманне стехіометричним, практично чистим, безглиноземистому хроміту.

Цікаві результати мікрозондових аналізів хромшпінелідів з алювіальних концентратів зони зчленування Донбасу з Приазов'ям. З 12 проаналізованих зразків лише в одному зміст триокиму хрому становить 60.13%, тобто наближається до критеріального. В інших спостерігається досить великий розкид значень хромистої-глиноземистому (від 34.89 до 58.83 і від 8.14 до 16.39 відповідно), суттєві коливання змістів двоокису титану (від 0.08 до 5.92) і окису заліза (від 12.53 до 37.38). Особливості складу хромшпінелеїдів, в цілому характерні для кімберлітових порід, відповідають тому набору парагенетичних типів цього мінералу, який зустрічається і в алмазоносних кімберлітах.[1]

За отриманими даними можна виділити два типи хроміту: високо- і нізкохромістий. Перший (52-60% Cr2O3) об'єднує більшу частину проб з малою залізистого (15-17% FeO) і низьким вмістом титану (близько 1-1.5% TiO2). Другий тип (до 36% Cr2O3) відрізняють висока залізистість (до 37% FeO) і підвищені кількості двоокису титану (до 5.9%). Зміст глинозему та окису магнію в хроміту обох типів приблизно однакові.

Кристалічні зерна хромшпінелеїдів нерідко мають неоднорідну, зональну будову, часто пов'язану з вторинними процесами гіпергенезу: заміщенням по тріщинах і контактам зерен хромшпінелеїдів магнетиту, гематиту та іншими змінами. Значно більший інтерес становить первинна, гіпогенна зональність мінералу. Результати хімічного вивчення центральної і периферичної частин двох зерен хромшпінелеїдів виявляють відмінності в змістах як окремих компонентів, особливо залізисто-титаністого, так і співвідношень хром-глиноземистого і магній-залізистого. Подібна зміна титаністого, залізистого і відносини Cr: Al типово для хромшпінелеїдів з кімберлітів.

При оцінці потенційної алмазоносності кімберлітових порід слід враховувати хімічні особливості ільменіту. Парагенетичну тип ільменіту, що асоціюється з алмазом, представлений високотитаністим (до 60% TiO2) малозалізистим пікроільменітом з 15% MgO і більше. Хімічний склад такого пікроільменіту закономірний, тому що відповідає дуже низькій фугітивності кисню, характерною для області стійкості алмазу у верхній мантії. Алмазоносних кімберліту властиві також високохромисті (до 11% Cr2O3) пікроільменіти. Мікрозондоване вивчення хімічного складу 18 зерен ільменітів показало, що при високій залізистості кількість TiO2 не перевищує 48%, MgO-8, Cr2O3-2.5%. [2]

Таким чином, вперше для кімберлітів і кімберлітових порід зі східної частини Українського щита отримані досить представницькі (більше 100) рентгеноспектральні аналізи основних мінералів-супутників алмазів: гранатів, хромшпінелеїдів, ільменітів. Результатами аналізів встановлено висока хромистої гранатів, підвищений вміст хрому і титану в хромшпінелеїдах, магнію і титану в пікроільменітом. Окремі проби гранатів за співвідношенням Ca-Cr розташовуються поряд з полем гранатів, що асоціюються з алмазами. Виявлення кімберлітових трубок в південно-східній частині Українського щита безсумнівно свідчить про їх присутність і в інших геоблоках цієї структури, неодноразово яка відчула тектоно-магматичну активізацію. Пошуки алмазоносних кімберлітів на Східно-Європейській плптформе (СЄП), південною частиною якої є Український щит, набувають важливого значення, особливо в зв'язку з недавніми їх виявленням в Архангельській області, Карелії, Фінляндії та інших районах.

Для СЄП виділяються сім магматичних циклів платформенного розвитку фундаменту і чохла -- від раннепротерозойского (2100-1700 млн. років) до пізднєфанерозойского (300-160 млн. років). Серед них описані прояви чотирьох різновікових кімберлітових формацій. До найбільш ранньої відноситься Карахтінскій комплекс Літнього берега Білого моря (600-390 млн. років). Більш молодим є Умбінскій комплекс Середнього Тиману (400-350 млн.лет). Найбільш цікавий Зимнобережний комплекс Біломор,я, Приазовські кімберліти і Кухітсько-Волинський комплекс Прип'ятського валу, що утворилися в середньому палеозої (380-270 млн. років). Останніми за часом прояви передбачаються піздньогерцинські і давньокіммерійські кімберлітові формації європейського північного сходу Росії, а також лампроїтові формація на півдні Донбасу і Приазов'я. Їх вивчення з метою виявлення нових кімберлітових тіл і оцінки потенційної алмазоносності -- актуальне завдання геологів Росії та України. [3]