Дюкенское поле: его особенности и место среди других полей якутской кимберлитовой провинции

УДК 552.323.6:550.93(571.56)  

ДЮКЕНСКОЕ ПОЛЕ: ЕГО ОСОБЕННОСТИ  И МЕСТО СРЕДИ  ДРУГИХ ПОЛЕЙ ЯКУТСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ 

Э. А. ШАМШИНА, З.А АЛТУХОВА, С.А. БАБУШКИНА  

Институт  геологии алмаза и благородных металлов СО РАН,

677891, Якутск, пр. Ленина,39 
 

    Изучение  проявлений кимберлитового магматизма в Якутской провинции показало, что  по направлению с юга на север происходит уменьшение размеров кимберлитовых тел, но увеличение их количества, закономерное изменение набора типов пород и связанной с ними степени алмазоносности. Одни исследователи [1] такие особенности объясняли проявлением глубинной латеральной зональности, которая выражается в закономерной смене от центра древней платформы к периферии алмаз-пироповой и пироповой субфаций с последовательной сменой возрастных комплексов кимберлитов от древних в центре к более молодым на периферии. По мнению других [2, 3] латеральная изменчивость отражает вертикальную зональность кимберлитовых тел через разноглубинное денудационное вскрытие. Зональность кимберлитового магматизма в осадочном чехле ими объясняется положениями формационного принципа, по которому любая магматическая формация включает интрузивную и субвулканическую (субэксплозивно-эруптивную) фации пород. По условиям формирования среди кимберлитов выделены интрузивные и эксплозивные фациальные группы [4, 5]. Установлено, что в пределах каждого поля, независимо от его принадлежности к той или иной эпохе, первыми внедрялись в осадочный чехол интрузивные кимберлитовые тела: дайки и штоки, сложенные кимберлитом и альнеитом. Во вторую фазу кимберлитового магматизма во все эпохи формируются субэксплозивные тела – трубки и жилы, выполненные кимберлитовыми брекчиями [6]. Вместе с тем, многие исследователи в вертикальном разрезе трубок выделяют субинтрузивную [7] или гипабиссальную (корневые части трубок) фации [8]. Терминологическая и классификационная трудность для разграничения гипабиссальных (корневых частей трубок) и интрузивных фаций заключается во-первых, в наличии постепенных переходов между кимберлитами даек и штоков и собственно кимберлитовыми брекчиями; во-вторых в том, что среди автолитов (включений кимберлита в кимберлите) присутствуют обломки как кимберлитов даек и штоков, так и массивных кимберлитовых брекчий. Обнаружение алмазов в кимберлитовых породах Дюкенского поля и полученные новые геохронологические данные ставят проблему разработки петролого-минералогических типоморфных признаков их фациальной принадлежности.

    Дюкенское кимберлитовое поле расположено  на восточном склоне Анабарского  поднятия, на междуречье Большой и Малой Куонапок. На юге оно граничит с Лучаканским, а на северо-западе с Ары-Мастахским кимберлитовыми полями. Область распространения кимберлитовых тел поля, вытянутая в северо-западном направлении, имеет площадь ~1800 км². Вмещающими породами магматических тел поля являются терригенно-карбонатные породы среднерифейского-раннекембрийского возраста, перекрывающими  -  маломощные отложения Q_III-Q_IV. На территории поля к настоящему времени выявлены более ста тел, сложенных кимберлитом и кимберлитовой брекчией. Размеры тел от первых десятков метров до 70-100 м; дайкоподобные тела прослеживаются на расстоянии до 270 м при мощностях 5-10 м. По форме преобладают вытянутые овальные тела, реже встречаются изометричные. Формирование кимберлитовых тел часто сопровождалось образованием приконтактовых брекчий. Мощность таких зон обычно незначительна, но в крупных телах и на контактах близкорасположенных тел она достигает нескольких метров. В составе приконтактовых брекчий присутствуют только ксенолиты вмещающих карбонатных пород. Для многих кимберлитовых построек поля характерно присутствие внутри единой магнитной аномалии нескольких, от двух до 4-х тел, сложенных кимберлитом и кимберлитовой брекчией. В трубке Макаровская (одиночное кимберлитовое тело, расположенное к западу от Дюкенского поля в бассейне р. Куранах) наблюдается пять самостоятельных тел, при этом три из них сложены кимберлитовой брекчией, а два – кимберлитом. Сложная форма тел, наличие среди них слепых, тесное сочетание в пределах одного тела кимберлитов и кимберлитовых брекчий заставляет полагать, что на территории Дюкенского поля в современном срезе обнажены корневые части кимберлитовых построек.

    Одной из важнейших характеристик магматических  пород является их возрастная принадлежность [9]. Геохронологические даты получены Rb/Sr изотопным методом по микролитовому флогопиту кимберлитов и основной массы кимберлитовых брекчий. Датированию подвергались лишь свежие кимберлитовые породы, без признаков гипергенной, гидротермальной, метасоматической проработки. Из породы при отборке удалялись все ксенолиты и индивиды зерен крупнее 0,3 мм. Обязательными требованиями к образцам, предназначавшимся на Rb/Sr датирование, были содержание в них слюды более 1% (K₂0 более 0,1%), карбонатов более 10%, и перовскита не более 2-3%. .До последнего времени мы располагали лишь тремя изотопными датами по Дюкенскому полю: для альнеитов трубки Уралочка (169 и 181 млн. лет) и кимберлитовых брекчий аномалии 108/63 (179 млн. лет). Полученные 17 новых изотопных датировок показали, что на территории Дюкенского поля сосуществуют кимберлитовые тела двух различных эпох кимберлитового магматизма. Интервал изотопных дат 320-346 млн. лет. позволяет относить формирование кимберлитовых пород тел аномалий 12/63, 43/63, 94/63, 98/63, 129/63, 199/63 к позднедевонской-раннекарбоновой эпохе. Интервал изотопных дат 140-205 млн. лет позволяет выделить позднеюрскую эпоху кимберлитового магматизма, проявившуюся на аномалиях 18/63, 31/63, 33/63, 102/63, 104/63, 108/63, 22/89, 28а/89. Получение двух разновозрастных дат для пород ан. 28/89, позволяет констатировать, что в Дюкенском поле, как и в других полях Якутской кимберлитовой провинции, могут встречаться полихронные тела. Главным результатом геохронологических работ на изучаемом поле является доказательство проявления на его территории среднепалеозойской (продуктивной) эпохи кимберлитового магматизма.

    В Дюкенском поле магматические тела представлены кимберлитами и кимберлитовыми брекчиями. Для определения их фациальной принадлежности необходимым критерием являются текстурные особенности и минеральный состав.

    Кимберлиты, выполняющие большинство магматических тел, представляют собой плотные породы темносерого цвета, иногда с зеленоватым оттенком, массивной текстуры  и мелкопорфировой структуры.. Ксенолиты осадочных пород (2-3 см) составляют первые проценты и встречаются в основном в приконтактовых частях кимберлитовых тел. Соотношение вкрапленников и основной массы изменяется от 30 до 60%. Порфировые выделения размером от 0,5 до 2 мм представлены оливином, в различной степени серпентинизированным, флогопитом, реже монтичеллитом или ильменитом. Характерно постоянное присутствие мелких (3,5х1; 0,7х0,6; 3х4 см) включений флогопитсодержащих оливинитов (серпентинитов) с различной степенью грануляции и растворения. Более крупные из них деформированы, иногда как бы “растащены” на фрагменты. Пластинки флогопита в их составе пойкилитически включают более мелкие (0,2 мм) гипидиоморфные зерна оливина, перовскита и рудных минералов. Оливин и флогопит частично замещены бурым изотропным серпентином, среди которого располагаются агрегаты мелких зерен изотропного минерала (?) и мелилита. Иногда среди включений ультраосновных пород встречаются диопсидсодержащие разности размером 6х5 см. По составу основной массы в кимберлитах намечается ряд последовательно сменяюших друг друга минеральных ассоциаций: флогопит-перовскитовая, монтичеллитовая и карбонат – флогопит – апатитовая. Мелилитсодержащие кимберлиты встречаются крайне редко.

    Флогопит-перовскитовые кимберлиты характеризуются высоким содержанием неизмененного оливина (2-3 мм), частично резорбированного по периферии минералами основной массы. Флогопит в виде крупных пластинок располагается между вкрапленниками оливина и включает многочисленные идиоморфные зерна перовскита размером от 0,05 до 0,1мм. В породах с высоким  (60%) содержанием флогопита порфировая структура становится незаметной, вследствие отсутствия основной мелкозернистой, либо гипокристаллической основной массы. В других случаях вкрапленники оливина и флогопита погружены в мелкозернистую основную массу флогопит-серпентинового состава. Иногда наблюдаются агрегаты мелких зерен граната зеленовато-бурого цвета с высоким рельефом, изотропного в проходящем свете. Особенности минералогического состава таких пород в полной мере отражают химический состав с максимально высоким содержанием титана, оксида железа и низким содержанием летучих

    В монтичеллитовых разностях в качестве порфировых выделений преобладает в различной степени серпентинизированный оливин, нередко с монтичеллитовыми каймами. Необходимо заметить, что каймы, состоящие из различно ориентированных зерен монтичеллита, наблюдаются вокруг оливина как совершенно несерпентинизированного, где они плотно примыкают к изрезанной бухтообразной поверхности зерна, так и серпентинизированного в различной степени. Кроме того, участки мелкозернистого монтичеллита наблюдаются также в пределах серпентинизированных зерен оливина. В случае, если псевдоморфозы серпентина по оливину полностью замещаются мелкозернистым монтичеллитом, то они наследуют формы и размерность последних. Такие же агрегаты мелких зерен монтичеллита образуются на месте измененных пластинок флогопита, очертания которых угадываются по наличию трещин спайности. Для монтичеллита основной массы характерно неравномерное распределение и широкие вариации размеров (от 0,01 до 0,6 мм). Участками изометричные зерна монтичеллита полностью слагают основную массу, иногда можно наблюдать начальную стадию его кристаллизации “теневые” или негативные кристаллы с нечеткими кристаллографическими очертаниями. Многочисленные мелкие (0,03 - 0,007 мм) зерна монтичеллита могут быть включены в базис флогопитового или серпентинового состава. Объем изотропного серпентина, выполняющего интерстиции между зернами монтичеллита и флогопита, колеблется от 10 до 25 об.%, поэтому структура может быть мелкозернистой или гипокристаллической. В качестве акцессорных минералов отмечены мелкопризматические зерна апатита и удлиненные узкие пластинки мелилита, боковые грани которых не имеют четких очертаний. Для породы такого состава характерно постоянно высокое содержание рудных минералов и перовскита. Среди рудных минералов преобладают ильменит-магнетитовые образования, в составе которых наблюдается ядро, сложенное ильменитом, и каемки, состоящие из мелких зерен перовскита и магнетита. Нередко в ильмените наблюдаются структуры распада – тонкие пластинки ульвошпинели [6].

    Особенностью  состава мелилитсодержащих кимберлитов является присутствие микрошлиров, выполненных короткопризматическими и удлиненными лейстами мелилита с характерной аномальной интерференционной окраской и поперечной штриховкой. Скопления мелилита соразмерны порфировым выделениям оливина (0,5-1,0 мм).

    В карбонат-апатитовых  разностях кальцит замещает псевдоморфозы серпентина по оливину и определяет мелкозернистую либо микролитовую структуру основной массы. Среди карбонатной массы отмечаются пластинки флогопита, призматические образования апатита, также серпентин и хлорит. Перовскит и рудные минералы наблюдаются в виде реликтов, что свидетельствует о метасоматическом преобразовании первичных оливин-флогопитовых разностей кимберлитов с высоким содержанием ксенолитов в породы преимущественно карбонатного состава.

    Кимберлитовые брекчии с массивной и автолитовой текстурой кимберлита-цемента - плотные породы с содержанием обломочного материала 7-10%. Ксенолиты представлены серпентинизированными метаморфическими породами, тонкозернистыми известняками, глинистыми сланцами. Среди них преобладают обломки размером от 1 до 4 см. В перекристаллизованных обломках известняков иногда отмечаются неправильной формы, мельчайшие (менее 0,1 мм) выделения буро-желтых гранатов гроссуляр-андрадитового ряда. Кимберлит-цемент различается текстурными признаками, главным образом, присутствием или отсутствием автолитов.

    В массивной кимберлитовой  брекчии по размерам и форме выделяются две группы оливина. К первой отнесены округлые овальные зерна серпентинизированного оливина размером более 2 мм, количество которых составляет 7-10%. Преобладают же идиоморфные и гипидиоморфные вкрапленники оливина второй группы размером 1-2 мм. Минералогические разности кимберлита-цемента аналогичны описанным среди кимберлитов. Часто кимберлитовые брекчии ассоциируют с кимберлитом и между ними существуют постепенные переходы (ан. 101/63).

    Автолитовые кимберлитовые брекчии вскрыты скважинами в аномалиях 28/89, 38/89. Содержание  ксенолитов осадочных пород в них повышается до 10-15%. Визуально в породе отмечаются ядерные и безъядерные автолиты с мелкопорфировой структурой, размером 1,2х1,5 и 2х3 см. Их содержание не превышает 5%. Ядра сложены вкрапленниками оливина, мелкими (1-1,5 см) включениями флогопитсодержащих оливинитов или серпентинитов. Ширина афировых оболочек 2-3 мм. В шлифах хорошо заметна неравномерная карбонатизация, которая обусловливает присутствие реликтов первичной неизмененной породы – автолитов и карбонатизированных участков – связующей массы. Автолиты округлой и овальной формы являются реликтами неизмененной породы  оливин-мелилитового, либо оливин-флогопитового состава с высоким содержанием перовскита и рудных минералов. Связующая масса автолитовых кимберлитовых брекчий преобразована процессами карбонатизации и серпентинизации. Порфировые выделения замещены кальцитом, оливин иногда сохраняется в центре крупных зерен. По флогопиту образуется хлорит Зерна перовскита либо лейкоксенизируются, либо ильменитизируются и замещаются карбонатом, поэтому они отмечаются в виде редких реликтовых форм. Акцессорные минералы представлены единичными зернами граната, мелкими выделениями апатита. Для химического состава таких пород характерно пониженное содержание титана, глинозема, железа, марганца, магния, но высокое значение кальция, углекислоты и фосфора .