Гранаты из алмазоносных пород Кокчетавского комплекса и кимберлитовых ассоциаций

Традиционный источник алмазов в земной коре - кимберлитовые и лапроитовыеассоциации. Сравнительно недавно алмаз был найден в породах метаморфических комплексов. Вначале в Кокчетавском комплексе в России, затем в Китае и Норвегии. Акцессорные алмазы установлены визуально, с проверкой рентгенометрическими методами в виде включений в незональных гранатах из гранат - биотитовых гнейсоводного из метаморфических комплексов. Неравномерный характер распределения алмаза и графита, изометричный облик кристаллов, отсутствие следов деформаций у минералов, выполняющих роль подложки, позволяет высказать предположение о кристаллизации алмаза из флюидной фазы в статических условиях при давлениях не менее 35-40 кбар (Соболев, 1987).

Происхождение алмаза в метаморфических комплексах земной коры и природа алмазоносных пород - наиболее важно для изучения алмаза. Для этого необходимо изучить сопутствующие ему минералы. Гранат - всегда ассоциирует с алмазом. Он - один из наиболее информативных минералов- спутников алмаза, использующихся при поисково-оценочных работах на алмазоносные кимберлиты, а также при генетических построениях мантийного магнетизма. В связи с этим актуальным является установление типоморфизма гранатов ультраосновного и основного алмазоносного парагенезисов, так как их присутствие в кимберлитовых трубках или россыпях является необходимым условием алмазоносности. Решение поставленной задачи может быть осуществлено на основе исследования химического состава, структуры и условий образования гранатов различных парагенезисов (Миловский, 1982).

Выношу благодарность кафедре Петрологии Московского Государственного Университета, а в особенности В. О. Япаскурту за предоставленный материал.

К гранатам относятся сложные по составу ортосиликаты двух - и трёхвалентных катионов с общей формулой: R2+3R3+2{SiO4}3; где R2+= Ca, Mg, Mn, Fe, a R3+=Al, Fe, Cr . Среди гранатов выделяются два подсемейства: уграндиты с R2+=Ca2+ и R3+=(Al,Fe3+,Cr3+) и пиральспиты с R3+=Al и R2+=(Mg, Fe2+, Mn2+). В кристаллической структуре граната изолированные тетраэдры {SiO4}4- связанны вершинами с октаэдрами R3+ - катионов и рёбрами с восьмивершинниками R2+- полиэдров, образуя каркасный мотив.

Сингония кубическая. Обычно встречаются в хорошо выраженных кристаллах - ромбододекаэдрах и тетрагон - триоктаэдрах или комбинациях этих форм. Кроме - того, образуют сплошные зернистые и сливные массы.

Цвет различный. Блеск стеклянный. Очень характерны высокая твёрдость (7-8) и отсутствие спайности. Плотность изменяется в связи с составом от 3,4 до 4,3.

Уграндиты (кальциевые гранаты) Ca3R3+2[SiO4]3.

Гроссуляр Ca3Al2[Sio4]3. Цвет светло - зелёный, красноватый или зеленовато - бурый. Характерен для контактов с известняками (скарнов).

Андрандит Ca3Fe2[SiO4]3. Цвет бурый до чёрного, красный, зеленовато - бурый. Встречаются также в скарнах, реже в сланцах и других породах. Демантоид - прозрачная разновидность андратита зелёного цвета (1,5% Cr2O3), Является драгоценным камнем (в россыпях Нижнетагильского района на Урале). Меланит - андрадит чёрного цвета, обогащен титаном.

Уваровит Ca3Cr2[SiO4]3. Цвет изумрудно - зелёный. Образует мелкокристаллические корочки на хромите. Редкий. Хорошие образцы известны из Сарановского месторождения хромита на Северном Урале.

Пиральспиты (алюмогранаты) R2+3Al2[SiO4]3.

Альмандин Fe3Al2[SiO4]3. Цвет красный, коричневый, фиолетовый. Самый распространённый из гранатов. Обычен в кристаллических сланцах и гнейсах.

Спессартин Mn3Al2[SiO4]3. Цвет розовый, красный, желтовато-бурый. Встречается в пегматитах и кристаллических сланцах (Восточная Сибирь, Карелия).

Пироп Mg3Al2[SiO4]3. Цвет тёмно-красный. Находится в ультраосновных породах, богатых магнием, и продуктах их разрушения. Характерен для алмазоносных пород (кимберлитов) Якутии и ЮАР.

Происхождение:

Метаморфическое. Гранаты широко распространены и особенно характерны для метаморфических пород - кристаллических сланцев и гнейсов. В кристаллических сланцах гранаты, главным образом альмандин и спессартин, являются породообразующими минералами наряду со слюдами, дистеном и др. (слюдяно-гранатовые и другие сланцы). Эти породы известны в Восточной Сибири, Карелии, а также на Урале.

Контактово-метосоматическое. Для контактов с известняками характерны гроссуляр и андрадит. В скарнах гранат встречается совместно с салитом, геденбергитом, везувианом, эпидотом, шеелитом, магнетитом, сульфидами железа, меди, свинца и цинка. Скарны, в которых гранат является главным породообразующим минералом, известны в Средней Азии, на Северном Кавказе, в Хакасии, Восточном Саяне и в других местах.

Магматическое. В кимберлитах гранат представлен пиропом. Гранаты встречаются также в гранитах и пегматитовых жилах. При выветривании гранаты как химически стойкие минералы переходят в россыпи.

Алмаз обнаружен в некоторых типах железных метеоритов. Его происхождение интерпретируется двояко. Одни из исследователей связывают генезис алмаза как следствие происхождения метеоритов из глубоких недр, из областей высоких давлений достаточно крупных тел; другие считают, что образование алмаза в метеоритах происходит в результате воздействия ударной волны при падении метеорита. Алмаз в железных метеоритах, а традиционный источник алмазов в земной коре - кимберлитовые и лапроитовые ассоциации. Сравнительно недавно алмаз был найден в породах метаморфических комплексов. Вначале в Кокчетавском комплексе в России, затем в Китае и Норвегии. Акцессорные алмазы установлены визуально, с проверкой рентгенометрическими методами в виде включений в незональных гранатах из гранат - биотитовых гнейсов одного из метаморфических комплексов. Средний размер алмазов 11,5 - 3,2 мкм (n=79). Большинство кристаллов - кубоктаэдры с различным соотношением граней октаэдра и куба. Гранаты, включающие минералы углерода, характеризуются пониженной железистостью (58.1 и 60.9 мол. %) и повышенной кальциевостью (28,8 и 25,5 мол. %), что сближает их с составом гранатов из эклогитов гнейсовых комплексов. Подавляющая масса гнейсов, карбонатно-силикатных и пироксен - гранатовых пород сформировалось в интервале температур 400 - 900. Неравномерный характер распределения алмаза и графита, изометричный облик кристаллов, отсутствие следов деформации у минералов, выполняющих роль подложки, позволяет высказать предположение о кристаллизации алмаза и графита из флюидной фазы в статических условиях при давлениях не менее 35 - 40 кбар (Шацкий, 1987).

Происхождение алмаза в метаморфических комплексах земной коры и природа алмазоносных пород - наиболее важно для изучения алмаза. Для этого необходимо изучить сопутствующие ему минералы. Гранат - всегда ассоциирует с алмазом. Он - один из наиболее информативных минералов ассоциирует с гексагональной модификацией - лонсдейлитом, что является одним из аргументов в пользу ударного происхождения алмаза. Это объяснение возникло по аналогии с ударными метеоритными кратерами, в которых образование лонсдейлита связывается с ударными воздействиями. Этот довод подтверждается экспериментами по получению алмаза взрывным методом, при которых в ассоциации с алмазом получают лонсдейлит, фиксирующий режим быстрой кристаллизации алмазного вещества. Об ударном происхождении алмаза свидетельствует и характер распределения алмаза в метеоритах. Так, при изучении железного метеорита Каньон Дьябло алмаз обнаружен не во всех образцах, а в тех, которые находились на валу метеоритного кратера и имели признаки кратковременного нагрева при воздействии сильного удара. Известны находки алмаза в каменных метеоритах, сделанные М.В.Ерофеевым в 1978г. при изучении углекислого пироксен-оливинового ахондрита Новый Урей. Такие метеориты в последствии получили название урелиты. Находки алмаза в них в тесной ассоциации с лонсдейлитом и без него указывают на возможность образования алмаза в достаточно крупных планетарных телах. Алмаз во всех урелитах совместно с графитом приурочен к железной их фазе и располагается между зёрнами оливина, как бы цементируя их. При этом алмаз подвергается более позднему замещению графитом и углекислым веществом. Текстурно-структурные взаимоотношения алмаза и оливина, при которых алмаз, тяготеющий к межзерновому пространству оливина и к прожилкам, будинируется подвергается более позднему воздействию железа (комасита), по мнению П.Рамдора, противоречат гипотезе импактного (ударного) генезиса алмаза в метеоритах.

Импактитами названы особые породы, которые формируются при воздействии на Землю космического (метеоритного) вещества, Впервые алмазы в импактитах найдены В.Л.Масайтисом в гигантском кратере попигайской структуры. Алмаз из импактитов представляет собой мелкие неправильной формы мутноватые зёрна, имеющие облик обломков, Во всех зёрнах алмаза импактного происхождения обнаруживается гексагональная модификация углерода - лонсдейлит. Очевидно, что алмаз в импактитах образуется одновременно с этими породами при взаимодействии высоких температур и давлений, возникших в углеродосодержащих породах Земли.

Поверхность планет Солнечной Системы нередко сплошь покрыта ударными кратерами, которые также называют астроблемами. Ударные кратеры представляют собой кольцевые впадины с центральными поднятиями, окружённых валами. Эти валы образовались в результате выброса материала при ударах. Метеоритное вещество находится в кратерах в виде обломков железных метеоритов и никель-железных шариков. При падении метеоритов со скоростью более 4 км/с. ударная волна создаёт быстрый подъём давления и температуры, что вызывает преобразование окружающих пород, в которых происходят твёрдофазовые переходы минералов, пластические деформации, плавление и испарение вещества. Эти изменения являются следствием импактного метаморфизма, признаки которого отражаются на структурных особенностях минералов (появление двойников, образование минеральных фаз высокого давления: стишовита и коэсита - полиморфных модификаций SiO2).

Ударный метаморфизм как причина образования астроблем в настоящее время доказан вполне определённо. Однако в некоторых случаях возникновение кольцевых структур не удаётся однозначно интерпретировать. Кольцевые структуры, устанавливаемые на поверхности Земли, Луны и других планет могут представлять собой вулканические кальдеры или другие депрессии (особенно если прослеживается контроль в их размещении протяжёнными линейными зонами). Пока остаётся неясным, в какой мере взрывные явления, сопровождающие вулканизм, могут имитировать проявления ударного метаморфизма. Многие астроблемы представляют структуры, к которым приурочены магматические проявления, однако характер связи их с ударным метаморфизмом недостаточно изучен. Яркий пример этому - гигантский медно-никеленосный лополит Себбери в Канаде, приуроченный к структуре эллипсоидной формы. Происхождение сферул - железо-никелевых шариков, которые до последних лет рассматривались как осколки метеоритов, некоторыми учёными в настоящее время связывается с процессами вулканической деятельности.

Алмаз в кимберлитах встречается в ксенолитах алмазоносных пород: пироповых перидотитах и эклогитах. Эти глубинные породы и рассматриваются большинством исследователей как материнские для алмаза. Однако содержание таких алмазоносных ксенолитов, а, следовательно, и алмаза, извлекаемого из них ничтожно мало по сравнению с содержанием алмазов, которые образуют отдельные кристаллы или сростки в самой кимберлитовой породе. Кристаллы алмаза в кимберлитах существенно варьируют по размерам от мельчайших до кристаллов весом в несколько сот граммов. Так, самый крупный в мире кристалл алмаза "Куллинан" весит 621,2 г. - или 3106 карат. Однако мелкие кристаллы в кимберлитовых породах резко преобладают, и обычно на фабриках извлекаются алмазы размером 0,5-1 мм и выше.

Алмаз в кимберлитах встречается в виде хорошо образованных кристаллов октаэдрической, кубической и додекаэдрической форм, с преобладанием кристаллов октаэдрического габитуса. Иногда встречаются поликристаллические формы кристаллизации алмаза: балласы (сферолиты с радиально-лучистым строением), борт (ясно-зернистый агрегат, состоящий из многочисленных хорошо огранённых мелких кристалликов более или менее одинакового размера, сростки напоминают желвакоподобные друзы мелких кристалликов), карбонадо (скрытокристаллические или мелкозернистые образования неправильной формы или обломки с более или менее округлыми кромками и углами). В некоторых кристаллах алмаза наблюдаются тонкодисперсные включения графита. Включения лонсдейлита для алмаза из кимберлитов не характерны, что, наряду с кристалломорфологическими особенностями кристаллов, отличает алмаз из кимберлитов от ранее рассмотренных генетических типов этого минерала. Кимберлиты представляют один из основных коренных источников промышленных алмазов. Кимберлиты обычно встречаются в трубках, дайках и силлах. Несмотря на небольшую распространённость кимберлитов, относительно других типов магматических пород, они привлекали и привлекают многих исследователей. Такое пристальное внимание к кимберлитам, безусловно, связано с высокой практической значимостью этих пород. Кроме того, "корни" кимберлитовых трубок уходят в глубины земной коры, а возможно, и мантии. Кимберлитовые магмы, зарождаясь в глубинных зонах Земли, выносят ксенолиты глубинных ультраосновных и основных пород с различных уровней. Эти ксенолиты несут уникальную информацию о глубинном строении Земли. Изучая эти ксенолиты, вынесенные кимберлитовой магмой из глубин Земли, можно реконструировать строение верхней мантии и земной коры в районе развития диатрем.

Минералогическая проблематика кимберлитов обширна. Так, изучение распределения алмаза и других минералов - спутников (гранатов, хромшпинелидов, сульфидов) в кимберлитовых телах необходимо для решения ряда технологических вопросов при извлечении алмаза, содержание которого в промышленно-эксплуатируемых трубках составляет не более стотысячных долей процента от массы породы (0,2-1,5 карат на тонну). Известно, что не все кимберлитовые трубки продуктивны. Количество кимберлитовых тел с промышленным содержанием алмазов составляет не более 2% от общего числа открытых трубок. Из кимберлитов попутно можно добывать и прекрасные самоцветы: циркон-глацти, гранат-пироп, оливин-хризолит, да и саму кимберлитовую массу можно использовать в производстве строительных материалов.

Лапроиты - ультраосновные породы, существенно обогащенные калием, обнаружены в районе Западного Кимберли, в Западной Австралии. Они содержат алмаз. Особенно богаты алмазом оливиновые лапроиты, тогда как другая разновидность лапроитов - лейцитовые лапроиты - содержит редкие кристаллы алмаза. Промышленное опробование лапроитовых пород выполнено в 1983г. Оно показало, что лапроиты представляют новый источник промышленных алмазов, в том числе и кристаллов ювелирного качества. Так, в разрабатываемой трубке Аргайл, сложенной оливиновыми лапроитами, содержания алмаза высоки и составляют в среднем 5 карат на тонну. Алмаз из лапроитов проявляет сходство по морфологическим особенностям и по набору включений с алмазом из кимберлитов. Как и в алмазе из кимберлитов, среди кристаллов алмаза октаэдрического габитуса из лапроитов выделяются два парагенезиса: ультраосновной с характерными включениями хромита, лилового пиропа, изумрудного хромдиопсида, оливина и эклогитовой - с включениями оранжевого граната пироп-альмандинового ряда, бледно-зелёного омфацита. По современным представлениям алмаз в лапроитах, как и в кимберлитах, является ксенокристаллом. Лапроитовая магма, как и кимберлитовая, рассматривается как при доставке алмаза из глубинных зон Земли к поверхности. В настоящее время актуальна проблема взаимосвязи лапроитов и кимберлитов. Поскольку трубки оливиновых и лейцитовых лапроитов обнаружены в том же районе Кимберли, где уже давно были известны типичные кимберлитовые трубки, дайки, силлы. Петрология и минералогия лапроитов - предмет интенсивных исследований, результаты которых будут способствовать решения ряда генетических проблем. Они позволят также разработать критерии поисков и оценки алмазоносных лапроитов в различных регионах мира и позволят прогнозировать находки этих тел на территории нашей страны.

В 1939 г. В.С.Трофимов выделил в качестве источника алмаза некимберлитового генезиса ультраосновные породы Канады. На возможность такого источника алмаза указывал В.С.Соболев (1951), изучая геологию месторождений Африки, Австралии и Северной Америки. В связи с развитием методов извлечения мелких кристаллов алмаза размером до 15-20 мкм, не улавливаемых прежними методами, появилась возможность обнаружить алмаз в эклогитах, гранатах, перидотитах, пикритах, базальтах и диабазах. Размеры кристаллов алмаза, извлечённого из этих пород, обычно не превышает 20-100 мкм, редко до 0,5 мм. Форма обычно кубическая, реже октаэдрическая. Эти находки алмаза, многими из исследователей, стоящих на позициях мантийного образования алмаза, связываются с глубинными условиями формирования базитов, ультрабазитов и эклогитов. Однако ряд учёных указывают на возможность образования алмаза при довольно низких термодинамических параметрах, привлекая для объяснения находок алмаза возможность его образования в условиях метастабильного роста (Никольский, 1981). Некоторые учёные указывают на возможность кристаллизации алмаза при довольно низких РТ-параметрах, основываясь на физико-химической модели образования алмаза в неравновесной открытой системе при каталитическом участии отдельных элементов.

Говоря об алмазе некимберлитового генезиса необходимо указывать на находки псевдоморфоз графита по алмазу в расслоенном мафитультрамафитовом плутоне Бени-Бушера, Марокко. Псевдоморфозы графита достигают размера до 5 мм. При этом графит наследует высокобарные минеральные рудные и силикатные включения в алмазе (пироп, хромит, хромдиопсид, пикроильменит, оранжевые гранаты пироп-альмандинового ряда). В литературе описаны также находки алмаза в орогенных ультраосновных массивах невулканической природы, а также в офиолитах. Генезис алмаза в этих породах дунит-гарбуцит-лерцолитовой серии связывается со значительными тектоническими подвижками, при которых породы подвергаются воздействию высоких давлений. Обнаружение алмаза в перидотитах и эклогитах явилось одной из причин, приведших к сомнению в мантийном генезисе, ксенолитов глубинных включений ультраосновных и основных пород, встречающихся в кимберлитовых трубках.

Алмаз в метаморфических породах привлёк внимание исследователей, когда в гранито-гнейсах, биотит-гранатовых гнейсах, карбонатно-силикатных и гранат-клинопироксеновых породах метаморфических эклогитоносных комплексов (Кокчетавском, а, позднее, и в некоторых других) были обнаружены многочисленные кристаллы алмаза кубической формы, иногда скелетовидные, размером 10-15 мкм.

Первоначально алмазоносность таких комплексов связывалась с эклогитами (по аналогии с кимберлитовыми ассоциациями). Эклогиты рассматриваемого региона представляют одну из характерных разновидностей горных пород. Это - гранат - клинопироксеновые породы, в которых пироксен, называемый омфацитом, представлен твердым раствором обычных диопсид-геденбиргитовых составов Ca(Mg, Fe)[Si2O6] с жадеитом NaAl[Si2O6]. Обычными для эклогитов минералами являются кварц, рутил, амфиболы. По поводу генезисов эклогитов нет единого мнения. Некоторые из исследователей считают эти породы первично магматическими (бывшими основными, например базальтами и габбро), которые впоследствии подвергались метаморфическим изменениям. Другие полагают, что эти породы сформировались путем непосредственной кристаллизации из основных расплавов, застывших в условиях сверхвысоких давлений (когда устойчивой ассоциацией является кварц + омфацит + гранат). Наконец, существует представление о том, что эклогиты - отторженцы глубинного вещества верхней мантии. Ясное представление об этих породах можно получить на основе комплексного изучения их геологического строения и минералого-петрологических особенностей, что составляет одну из современных проблем исследований месторождений алмаза.

Однако, в самих эклогитах Кокчетавского комплекса алмаз, вопреки ожиданиям, обнаружен не был. Алмазоносными породами оказались некоторые разновидности гранито-гнейсов, биотит-гранатовых гнейсов, карбонатно-силикатных и гранат-клинопироксеновых пород. Интересные результаты были получены из лаборатории месторождений алмаза кафедры минералогии геологического факультета МГУ (Гаранин ). Они основываются на детальном минералого-петрографическом изучении слаборазгнейсованных лейкратовых гранитов, содержащих многочисленные включения кристаллов алмаза и реликтов коэсита 20-100 мкм. Из 82 г. породы было извлечено 303 кристалла алмаза кубической и кубооктаэдрической формы, реже октаэдрической. Установлено, что подавляющая часть кристаллов алмаза и коэсита тяготеет к центральной части зёрен гранатов. Диагностика алмаза выполнена методами растровой электронной микроскопии и романовской спектроскопии. Интересно отметить, что гранат с микровключениями алмаза и коэсита относится к спессартинальмандиновому ряду с небольшими содержаниями пироповой и гроссулярной компонент. Сравнение алмазов центральных и периферийных частей зёрен гранатов указывает на различие в содержаниях кальция, марганца, железа, алюминия и подтверждает наличие зональности этого минерала выявленной по распределению включений в гранате. Эти данные указывают на широкий диапазон термодинамических параметров среды кристаллизации, приводящей к образованию кристаллов алмаза.

В будущем метаморфические породы могут явиться новым источником промышленных кристаллов алмаза. Свойства этих алмазов могут оказаться уникальными хотя бы потому, что условия их образования резко отличны от РТ-параметров среды кристаллизации алмазов из лапроитовых и кимберлитовых ассоциаций. Важно отметить, что кристаллы алмаза из метаморфических пород практически не имеют включений. Вместе с тем, близкие к ним по размерам синтетические кристаллы алмаза содержат многочисленные включения металлов, используемых в качестве катализаторов при синтезе. Это обстоятельство указывает на значительные преимущества мелких кристаллов метаморфического генезиса по сравнению с искусственно получаемыми кристаллами тех же классов крупности, если рассматривать алмаз как технический материал.

Месторождения алмаза метаморфического генезиса, судя по их геолого-тектонической позиции, должны быть не менее распространёнными, чем месторождения алмаза кимберлитового генезиса, приуроченные к кимберлитовым трубкам и известные в настоящее время в различных точках земного шара (Гаранин 1989).

Кокчетавский комплекс сложен литологически различными типами первично - осадочных и магматических пород, регрессивно метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации (Перчук и др., 1996). Прежде всего, это сланцы, гнейсы, эклогиты, карбонатно - силткатные породы, гранатовые амфиболиты и редкие тела будинированных гранатовых перидотитов.

Эклогиты и апоэклогитовые амфиболиты.

Эклогиты и апоэклогитовые амфиболиты Зерендинской серии Кокчетавского массива достаточно подробно описаны в работе В.С. Шатского с соавторами (1989). Свежие эклогиты встречаются очень редко. Они сложены розовым гранатом альмандин - гроссуляр - пиропового ряда, ярко - зелёным омфацитом, кварцем и рутилом. В переходных разновидностях наряду с перечисленными минералами встречаются тёмно - зелёная роговая обманка, фенгит, биотит, цоэзит, акцессорные минералы - циркон, апатит, сфен. Типоморфным минералом эклогитов является рутил. Его содержание может достигать первых процентов. Эклогиты подвержены ретроградным изменениям с наложением минерального парагенезиса амфиболитовой, а иногда и эпидот - амфиболитовой фации. Следствие таких изменений - появление на контактах зёрен граната и омфацита, амфибола, а также амфибол - плагиоклазовых и амфибол - кварцевых симплектитов. Нередко по амфациту образуются пироксен - плагиоклазовые симплектиты (Шацкий, Соболев, 1985); рутил замещается ильменитом; появляется калиевый полевой шпат. При высокой степени амфиболезации эклогиты превращаются и гранатовые амфиболиты, состоящие из граната, амфибола, кварца, плагиоклаза, иногда - клинопероксена. Несмотря на постепенность перехода эклогита в амфиболит, амфиболизация эклогитов крайне неравномерна. Так, свежий эклогит и апоэклогитовый амфиболит иногда можно встретить в пределах одного шлифа. Вместе с тем, ретроградное аллохимическое превращение эклогитов в гнейсы и/или сланцы не установлено.

По структурным и текстурным признакам намечаются два типа эклогитов. Первый обладает пойкилопарфирогранобластовой структурой и гнейсовидной текстурой. Изометричные парфиробласты граната достигают 5-8 мм и содержат большое количество пойкилитовых включений омфацита, кварца, амфибола, циозита; реже наблюдается плагиоклаз, калиевый полевой шпат и хлорит. Количество включений уменьшается от центра зёрен к их краям. Порфиробласты траната в большинстве случаев оконтурены каймами тёмно - зелёного амфибола. Гнейсовидная текстура создаётся зёрнами омфацита, амфибола и цоизита. Они имеют удлинённую таблитчатую форму и длину до 1мм.

Эклогиты первого структурного типа слагают гору Сулу-Тюбе и распространены в её окрестностях. Ими сложены блоки размерами от первых до сотен метров. Наряду с будинами гнейсов и амфиболитов они залегают в двуслюдяных сланцах и мраморах, несущих следы пластических деформаций. По данным детальной съёмки (Dobrzhinetskya et al.,1994) структурные элементы в будинах и вмещающих породах не конформны. Это может служить доказательством развития здесь тектонического меланжа.

Эклогиты второго типа обнажаются на участке Кумдыкуль, Чаглинка, Уялы и Карабулак. На участке Кумдыкуль будины эклогитов залегают в гранат - биотитовых и турмалиновых гнейсах, двуслюдяных и гранат - двуслюдяных сланцах и карбонатно-силикатных породах.

В 2 км севернее горы Сулу - Тюбе структура эклогитов становится гранобластовой, а текстура гнейсовидной, "дендритовой". Зёрна омфацита (0,5 и 2 мм) в них крупнее зёрен граната. Размер последних варьирует в пределах 0,05 - 0,8 мм. Изометричные зёрна граната практически не содержат пойкилобластовых включений. В подавляющем большинстве случаев они образуют скопления неправильной формы - ветвящиеся и причудливо изгибающиеся цепочки вблизи зёрен омфацита. Реже мелкие зёрна граната встречаются в виде включений в омфаците. В отличие от эклогитов первого типа здесь отсутствует высокоглинозёмистая роговая обманка, но они содержат до 20% кварца. Биотит и фенгит составляют не более 1- 2%. Омфацит богаче жадеитом на 5 - 19 мас.%.

Не исключено, что между первым и вторым типами эклогитов существует постепенный переход, проявленный в уменьшении размеров зёрен граната и количестве в нём пойкилитовых включений.

Гиперстеновый долерит - субвулканический аналог габбро - норита, и развивающееся по нему друзиты в пределах Кокчетавского массива впервые были описаны (Перчук и др., 1969 ) на участке Енбекберлык. Они слагают серею пластообразных будинированных тел мощностью от 5 до 10-15 метров. По простиранию друзиты прослеживаются на десятки и сотни метров, образуя складки с крутопадающими осями. Залегают они конформно с директивным направлением сланцеватости во вмещающих сланцах и гнейсах.

Долериты представляют собой мелко зернистую породу с неоднородной структурой (от долеритовой через дендритовую до друзитовой), образованной основным плагиоклазом, авгитом с реликтами ортопироксена и рудным минералом - сростками ильменита и титаномагнетита. Плагиоклаз образует табличные зёрна длиной до 0,3мм; авгит находится в интерстициях зёрен плагиоклаза, а рудный минерал образует порфировидные выделения неправильной формы (до 0,5, реже до 1мм в сечении). В незначительных количествах присутствует биотит. По трещинам в ортопироксене местами развивается калиевый полевой шпат.

По первичному долеритовому парагенезису развиваются салит - гранатовые ассоциации, образующие характерные коронарные структуры: на границах зёрен ортопироксена с плагиоклазом появляются каймы гранат. Схематически эта реакция имеет такой вид: 5FeSiO3+CaAl2Si3O8= CaFe2Al2Si3O12+4SiO2+Fe3O4. Микронные чешуйки кварца, возникшего по этой реакции, обнаружены в реакционном гранате этих пород. Каймы граната образуются и на контактах рудных минералов с плагиоклазом. На контактах авгита с плагиоклазом образуется новый более кальциевый клинопероксен. Содержание жадеитового компонента в нём составляет около 2 мас.%. Здесь также происходит выделение свободного кремнезёма, а в клинопероксене возникают микронные зёрнышки практически чистого магнетита. Во всех рассмотренных случаях минеральных реакций плагиоклаз становится более натровым. Развитие друзитовых структур крайне неоднородно.

Вкрест простирания тела наблюдается чередование достаточно свежих долеритов с друзитами, в пределах первых сантиметров переходящих и эклогиты. Кроме того, приконтактовые части долеритовых тел в ряде случаёв не подвержены реакции "эклогитизации". Такая крайне неравномерная эклогитизация отмечалась во многих метаморфических комплексах (Удовкина 1971) эклогитовой фации метаморфизма. Причина этого явления не ясна, хотя известно много гипотез. Так, например, Н.В. Соболев и В.С.Шацкий (1986) связывают его с влиянием флюидов и локальных тектонических напряжений на скорость и полноту протекания реакции эклогитизации.

Это наиболее разнообразная из всех описываемая группа пород зерендинской серии. Кроме кварца и полевых шпатов в них обнаружены гранат, биотит мусковит, клинопероксен и роговая обманка. Среди акцессорных минералов - сульфиды железа, циркон, апатит, ильменит (или титаномагнетит), сфен, турмалин, рутил.

На участке Кумды Куль встречаются гранат - турмалин - двуслюдяные плагиогнейсы, в которых турмалин буровато - зелёного цвета образует практически идиоморфные длиннопризматические выделения. Здесь же описаны клинопероксеновые плагиогнейсы, содержащие более меланократовые участки неправильной угловатой формы шириной до 5 мм. Такие участки отличаются от основной массы тем, что содержат большое количество клинопероксена (диопсид - геденбергитового ряда), по которому развивается густо - зелёная роговая обманка, образующая омёбовидные порфиробласты. Акцессорные минералы представлены цирконом и сфеном.

Кроме описанных выше пород, на участке Кумдыкуль встречаются также двуслюдяные, гранат - биотитовые и гранат - двуслюдяные гнейсы и сланцы с андалузитом и силлиманитом. Иногда в них можно наблюдать практически полностью изменённые многочисленные реликты кордиерита. Некоторые из этих пород содержат графит. Все породы характеризуются наличием плоскостных текстурных элементов и практически во всех в той или иной степени проявлена полосчатость.

С точки зрения метаморфической эволюции комплекса весьма интересны гранат - кианитовые сланцы участка Кулет. Являясь вмещающими по отношению к эклогитам, они состоят из слюды, мелких зёрен кварца, крупных длиннопризматических кристаллов кианита (длинной до первых сантиметров) и крупных (0,5мм - 3см) изометричных и практически идиоморфных порфиробластов граната. Эти порфиробласты содержат включения большого количества других минералов (кварца, хлорита, ставролита, биотита и др.), зональное расположение которых отражает проградный метаморфизм.

Для гнейсов Кокчетавского комплекса типична ассоциация: Bt+Grt+Ky+Qtz+Phg+Pl+Sph+Kfs+Rt+Ore. Она соответствует амфиболитовой фации метаморфизма. Вместе с тем гранат и циркон из этих пород наряду с алмазом и коэситом нередко содержит и ультравысокобарные ассоциации минералов. К их числу (Шацкий,1990) относится парагенезис высокоглинозёмистого (Al2O3=11,7 мас %) сфена с кианитом, гранатом, коэситом и рутилом (реакция Grt+Rt+Cos=Sph+Ky, отражающая условия алмазной фации глубинности (Manning, Bohlen, 1991)).

Гранатовые перидотиты обнаружены лишь в районе озера Кумдыкуль и представлены типичной для них ассоциацией клинопероксен + ортопироксен + гранат + оливин +(-) роговая обманка. Местами встречаются очень свежие, не затронутые ретроградными процессами разновидности.

Карбонатно-силикатные породы.

Обычно они сложены ассоциацией: Qtz+[-]Cos+Cal+Cpx+Grt+Dol+[-]Ep+[-]Sph. Такие породы встречаются в тесной ассоциации с эклогитами либо сосуществуют с эклогитовой ассоциацией в меланжированных мраморах, содержащие будины эклогитов. Алмаз и коэсит обнаружены в корбанатах, залечивающих трещинки в гранате. Карбонаты заполняют также межзерновое пространство в матрице породы в виде своеобразных зон, которые, однако, трудно связать с процессом карбонатизации. Они скорее создают впечатление механического смещения (микромеланжа) карбонатного и силикатного (эклогитового) материалов. Довольно часто встречается гранат, образующий с клинопироксеном линзовидные скопления, прослои, жилоподобные тела. Карбонаты основной массы представлены главным образом доломитом, а идиоморфные включения карбоната в гранате - кальцитом. Для пироксена характерно высокое, до 1,2 мас.%, содержание калия. Иногда в нём наблюдаются ламелли калиевого полевого шпата, появление которых может быть обусловлено распадом твёрдого раствора калиевого пироксена (Шацкий, 1991). В породах обнаружены ураганные до 2000 карат на тонну, содержание микроалмаза.

Пироксен-гранатовые породы.

Описанные выше карбонатно-силикатные породы в Кокчетавском массиве обычно ассоциируют с так называемыми пироксен - гранатовыми метосоматитами (Екимова и др.,1992). Они представлены двумя разновидностями. Первая отличается яркостью окраски и крупнозернистой до гигантозернистой структурой. Характерна слабая полосчатость. Содержание кварца и карбонатов варьирует в узких пределах и не превышает 5-7 %. Включения микроалмазов редки, но в гранатах сохраняются реликты калийсодержащих клинопероксенов. Ещё одна особенность пироксен - гранатовых пород рассматриваемого типа - многочисленные ламелли калиевого полевого шпата в частях крупных зёрен салита из матрицы пород. Впервые они были обнаружены В. С. Шацким (1990), предположившим их образование в результате реакции калиевого пироксена со свободным кремнезёмом при понижении давления.

Второй тип пироксен - гранатовых пород представлен средне - и мелкозернистыми разновидностями, содержащими карбонаты, кварц, алмаз, сфен, рутил, иногда роговую обманку, эпидот и хлорит.

Пироксен - гранатовые породы часто приурочены к зонам контакта карбонатно-силикатных пород и гнейсов. Иногда они возникают по карбонатно-силикатным породам и, частично, по эклогитам. Геологическое положение пород, их состав и вариации состава минералов наводят некоторых авторов (например, Екимова и др., 1992) на мысль об их метасоматической природе.

Состав граната отражает особенности химического и минералогического состава пород. С этим связанно выделение групп составов граната на диаграмме. Во многих случаях в породах схожего или одинакового состава наблюдается сильный разброс составов по гранату. Это указывает на различия условий образования данной породы. Так на рис.1 видно, что алмазоносные гнейсы и сланцы внутри своей группы занимают различные положения относительно гроссуляровой компоненты. Также не постоянны по своему составу и другие породы указанные на данной диаграмме.

Сравнение составов гранатов из алмазоносных кимберлитовых ассоциаций и пород Кокчетавского комплекса показывает, что гнейсы и сланцы, часто содержащие реликты эклогитового и гранат-клинопероксенового парагенезисов, похожи по составам на гранаты из алмазоносных эклогитов кимберлитовых ассоциаций (рис.1 и 2). Сходства составов пород и минералов может свидетельствовать о близких условиях образования.

Гранатовые перидотиты с алмазом из кимберлитов не имеют аналогов в Кокчетавском комплексе.

Как показано на рис.2 гранаты обычно более магнезиальные и не содержат в таком количестве кальциевою компоненту. Кроме того, они почти всегда содержат большое количество хрома. Также многие группы алмазоносных пород Кокчетавского комплекса не имеют аналогов в кимберлитовых ассоциациях не по составу пород не по составу граната (рис.3).

Наличие существенно отличных по составу пород и их гранатов в кимберлитовых ассоциациях и метаморфических комплексах свидетельствует об ином, нежели кимберлитовом генезисе последних. Таким образом, гранат является хорошим индикатором, отражающим различия в механизмах и условиях образования алмазоносных ассоциаций в кимберлитах и Кокчетавском метаморфическом комплексе.

·  Потапов Ю.А. Гранаты из алмазоносных пород Кокчетавского комплекса и кимберлитовых ассоциаций.

·  Перчук Л.Л., Япаскурт В.О., Окай А. Сравнительная петрология алмазоносных метаморфических комплексов. // Петрология, 1995, N3, С. 267-309.

·  Соболев Н.В., Шацкий В.С. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород. // Геология и геофизика. 1987. N 7. С. 77-80.

·  Гаранин В. К., Введение в минералогию алмазоносных месторождений.// Изд. МГУ, 1989.

·  Миловский А. В., Кононов О. В. Минералогия. - Москва: Изд. МГУ, 1982.

·  Гаранин В. К., Кудрявцева В. П., Марфунин В. С. Включения в алмазе и алмазоносные породы. // Изд. МГУ,1991.