Гранати з алмазоносних порід Кокчетавская комплексу та кімберлітових асоціацій

Гранати з алмазоносних порід Кокчетавская комплексу та кімберлітових асоціацій. Введення.

Традиційний джерело алмазів в земній корі - кімберлітові і лапроітовиеассоціаціі. Порівняно недавно алмаз був знайдений в породах метаморфічних комплексів. Спочатку в Кокчетавская комплексі в Росії, потім в Китаї та Норвегії. Акцесорних алмази встановлені візуально, з перевіркою рентгенометріческімі методами у вигляді включень у незональних гранатах з гранат - Біотитових гнейсоводного з метаморфічних комплексів. Нерівномірний характер розподілу алмазу і графіту, ізометричний вигляд кристалів, відсутність слідів деформацій у мінералів, що виконують роль підкладки, дозволяє висловити припущення про кристалізації алмазу з флюідной фази в статичних умовах при тиску не менше 35-40 кбар (Соболєв, 1987).

оголошую подяку кафедрі Петрологія Московського Державного Університету, а особливо В. О. Япаскурту за наданий матеріал. 1.Гранат, його властивості, ізоморфізм.

До гранат відносяться складні за складом ортосілікати двох - і тривалентних катіонів із загальною формулою: R2 3 R3 2 (SiO4) 3; де R2 + = Ca, Mg, Mn, Fe, a R3 + = Al, Fe, Cr. Серед гранатів виділяються дві підродини: уграндіти з R2 + = Ca2 + і R3 + = (Al, Fe3 +, Cr3 +) і піральспіти з R3 + = Al і R2 + = (Mg, Fe2 +, Mn2 +). У кристалічної структурі граната ізольовані тетраєдри (SiO4) 4 - пов'язані вершинами з октаедра R3 + - катіонів і ребрами з восьмівершіннікамі R2 + -- поліедров, утворюючи каркасний мотив.

Сингонія кубічна. Зазвичай зустрічаються в добре виражених кристалах -- ромбододекаедрах і тетрагон - тріоктаедрах або комбінаціях цих форм. Крім -- того, утворюють суцільні зернисті і зливні маси.

Колір різний. Блиск скляний. Дуже характерні висока твердість (7-8) і відсутність спайності. Щільність змінюється у зв'язку зі складом від 3,4 до 4,3.

Уграндіти (кальцієві гранати) Ca3R3 2 [SiO4] 3.

Гросуляр Ca3Al2 [Sio4] 3. Колір світло - зелений, червонуватий або зеленувато - бурий. Характерний для контактів з вапняками (апатиту).

Андрандіт Ca3Fe2 [SiO4] 3. Колір бурий до чорного, червоний, зеленувато - бурий. Зустрічаються також у апатиту, рідше в сланцях та інших породах. Демантоїд -- прозорий різновид андратіта зеленого кольору (1,5% Cr2O3), Є дорогоцінним каменем (у розсипах Нижньотагільського району на Уралі). Мелані -- Андрадит чорного кольору, збагачений титаном.

уваровіт Ca3Cr2 [SiO4] 3. Колір смарагдово - зелений. Утворює дрібнокристалічних скоринки на хром. Рідкісний. Гарні зразки відомі з Сарановского родовища хроміту на Північному Уралі.

Піральспіти (алюмогранати) R2 3 Al2 [SiO4] 3.

Альмандин Fe3Al2 [SiO4] 3. Колір червоний, коричневий, фіолетовий. Самий поширений з гранатів. Звичайний в кристалічних сланцях і гнейсах.

Спессартін Mn3Al2 [SiO4] 3. Колір рожевий, червоний, жовтувато-бурий. Зустрічається в пегматитах і кристалічних сланцях (Східна Сибір, Карелія).

Піроп Mg3Al2 [SiO4] 3. Колір темно-червоний. Знаходиться в ультраосновних породах, багатих на магній, і продуктах їх руйнування. Характерний для алмазоносних порід (кімберлітів) Якутії і ПАР.

Походження:

метаморфічні. Гранати широко поширені і особливо характерні для метаморфічних порід - кристалічних сланців і гнейсів. У кристалічних сланцях гранати, головним чином альмандин і спессартін, є породоутворюючий мінералами поряд зі слюди, дістеном та ін (слюдяно-гранатові та інші сланці). Ці породи відомі в Східному Сибіру, Карелії, а також на Уралі.

Контактова-метосоматіческое. Для контактів з вапняками характерні Гросуляр і Андраде. У апатиту гранат зустрічається спільно з Салітою, геденбергітом, везувіаном, епідот, шеелітом, магнетиту, сульфідами заліза, міді, свинцю і цинку. Апатиту, в яких гранат є головним породообразующие мінерали, відомі в Середній Азії, на Північному Кавказі, в Хакасії, Східному Саяні і в інших місцях.

Магматичні. У кімберлітах гранат представлений Піроп. Гранати зустрічаються також у гранітах і пегматитові жилах. При вивітрюванні гранати як хімічно стійкі мінерали переходять у розсипи. 2.Тіпи алмазоносних порід.

Алмаз виявлений в деяких типах залізних метеоритів. Його походження інтерпретується двояко. Одні з дослідників пов'язують генезис алмазу як наслідок походження метеоритів з глибоких надр, з областей високих тисків досить великих тіл; інші вважають, що утворення алмазу в метеоритах відбувається в результаті впливу ударної хвилі при падінні метеорита. Алмаз в залізних метеоритах, а традиційне джерело алмазів у земній корі - кімберлітові і лапроітовие асоціації. Порівняно недавно алмаз був знайдений в породах метаморфічних комплексів. Спочатку в Кокчетавская комплексі в Росії, потім в Китаї та Норвегії. Акцесорних алмази встановлені візуально, з перевіркою рентгенометріческімі методами у вигляді включень у незональних гранатах з гранат - біотитових гнейсів одного з метаморфічних комплексів. Середній розмір алмазів 11,5 - 3,2 мкм (n = 79). Більшість кристалів - кубоктаедри з різним співвідношенням граней октаедра і куба. Гранати, що включають мінерали вуглецю, характеризуються зниженою залозистого (58.1 і 60.9 мол.%) І підвищеною кальцієво (28,8 і 25,5 мол.%), Що зближує їх зі складом гранатів з еклогітов гнейсових комплексів. Переважна маса гнейсів, карбонатно-силікатних і піроксен - гранатових порід сформувалося в інтервалі температур 400 - 900. Нерівномірний характер розподілу алмазу і графіту, ізометричний вигляд кристалів, відсутність слідів деформації у мінералів, що виконують роль підкладки, дозволяє висловити припущення про кристалізації алмазу і графіту з флюідной фази в статичних умовах при тиску не менше 35 - 40 кбар (Шацький, 1987).

Походження алмазу в метаморфічних комплексах земної кори і природа алмазоносних порід - найбільш важливо для вивчення алмазу. Для цього необхідно вивчити супутні йому мінерали. Гранат - завжди асоціює з діамантом. Він -- один з найбільш інформативних мінералів асоціює з гексагональної модифікацією - лонсдейлітом, що є одним з аргументів на користь ударного походження алмазу. Це пояснення виникло за аналогією з ударними метеоритними кратерами, в яких освіта лонсдейліта зв'язується з ударними впливами. Цей довід підтверджується експериментами по отриманню алмазу вибуховим методом, при яких в асоціації з алмазом отримують лонсдейліт, що фіксує режим швидкої кристалізації алмазного речовини. Про ударному походження алмазу свідчить і характер розподілу алмазу в метеоритах. Так, при вивченні залізного метеорита Каньйон Дьябло алмаз знайдений не у всіх зразках, а в тих, які перебували на валу метеоритного кратера і мали ознаки короткочасного нагрівання при дії сильного удару. Відомі знахідки алмазу в кам'яних метеоритах, зроблені М. В. Єрофєєвим в 1978р. при вивченні вуглекислого піроксен-олівінового ахондріта Новий Урей. Такі метеорити надалі одержали назву уреліти. Знахідки алмазу в них в тісній асоціації з лонсдейлітом і без нього вказують на можливість освіти алмазу в досить великих планетарних тілах. Алмаз у всіх урелітах спільно з графітом приурочений до залізної їх фазі і розташовується між зернами олівіну, як би цементуючи їх. При цьому алмаз піддається більш пізнього заміщення графітом і вуглекислим речовиною. Текстурної-структурні взаємини алмаза і олівіну, при яких алмаз, що тяжіє до міжзернової простору олівіну і до прожилкам, будініруется піддається більш пізнього впливу заліза (комасіта), на думку П. Рамдора, суперечать гіпотезі імпактних (ударного) генезису алмазу в метеоритах. Метеорити і імпактіти.

Імпактітамі названі особливі породи, які формуються при дії на Землю космічного (метеоритного) речовини, Вперше алмази в імпактітах знайдені В. Л. Масайтісом в гігантському кратері Попигайського структури. Алмаз з імпактітов являє собою дрібні неправильної форми мутнуваті зерна, що мають вигляд уламків, У всіх зернах алмазу імпактних походження виявляється гексагональна модифікація вуглецю - лонсдейліт. Очевидно, що алмаз в імпактітах утворюється одночасно з цими породами при взаємодії високих температур і тисків, виникли в вуглецевмісних породах Землі.

Поверхня планет Сонячної Системи нерідко вся покрита ударними кратерами, які також називають астроблема. Ударні кратери представляють собою кільцеві западини з центральними підняттями, оточених валами. Ці вали утворилися в результаті викиду матеріалу при ударах. Метеоритної речовини знаходиться в кратерах у вигляді уламків залізних метеоритів і нікель-залізних кульок. При падінні метеоритів зі швидкістю більше 4 км/с. ударна хвиля створює швидкий підйом тиску і температури, що викликає перетворення навколишніх порід, у яких відбуваються твердофазовие переходи мінералів, пластичні деформації, плавлення та випаровування речовини. Ці зміни є наслідком імпактних метаморфізму, ознаки якого відображаються на структурних особливості мінералів (поява двійників, освіта мінеральних фаз високого тиску: стішовіта і коесіта - поліморфних модифікацій SiO2).

Ударний метаморфізм як причина утворення астроблем в даний час доведений цілком виразно. Однак у деяких випадках виникнення кільцевих структур не вдається однозначно інтерпретувати. Кільцеві структури, що встановлюються на поверхні Землі, Місяця та інших планет можуть представляти собою вулканічні кальдери або інші депресії (особливо якщо простежується контроль в їхньому розміщенні протяжними лінійними зонами). Поки залишається неясним, якою мірою вибухові явища, що супроводжують вулканізм, можуть імітувати прояви ударного метаморфізму. Багато астроблема представляють структури, до яких приурочені магматичні прояви, однак характер зв'язку їх з ударним метаморфізму недостатньо вивчений. Яскравий приклад цьому - гігантський мідно-нікеленосний Лополіт Себбері в Канаді, приурочений до структури еліпсоїдної форми. Походження сферул - залізо-нікелевих кульок, які до останніх років розглядалися як осколки метеоритів, деякими вченими в даний час зв'язується з процесами вулканічної діяльності. Алмазоносних породи кімберлітів і лампроітов.

Алмаз в кімберлітах зустрічається в ксенолітах алмазоносних порід: піропових перідотітах і еклогітах. Ці глибинні породи і розглядаються більшістю дослідників як материнські для алмазу. Однак зміст таких алмазоносних ксенолітов, а, отже, і алмаза, що витягується з них мізерно малий порівняно з вмістом алмазів, які утворюють окремі кристали або зростки в самій кімберлітовій породу. Кристали алмазу в кімберлітах істотно варіюють за розмірами від найменших до кристалів вагою в кілька сот грамів. Так, найбільший в світі кристал алмазу "Куллінан" важить 621,2 р. - або 3106 каратів. Однак дрібні кристали в кімберлітових породах різко переважають, і зазвичай на фабриках витягуються алмази розміром 0,5-1 мм і вище.

Алмаз в кімберлітах зустрічається у вигляді добре освічених кристалів октаедричні, кубічної і додекаедріческой форм, з переважанням кристалів октаедричні габітусу. Іноді зустрічаються полікристалічні форми кристалізації алмазу: балласи (сфероліти з радіально-променистим будовою), борт (ясно-зернистий агрегат, що складається з численних добре огранених дрібних кристалів більш-менш однакового розміру, зростки нагадують желвакоподобние друзи дрібних кристалів), Карбонад (скритокрісталліческіе або дрібнозернисті освіти неправильної форми або уламки з більш-менш округлими крайками і кутами). У деяких кристалах алмазу спостерігаються тонкодисперсні включення графіту. Включення лонсдейліта для алмазу з кімберлітів не характерні, що, поряд з крісталломорфологіческімі особливостями кристалів, відрізняє алмаз з кімберлітів від раніше розглянутих генетичних типів цього мінералу. Кімберліту представляють один з основних корінних джерел промислових алмазів. Кімберліту зазвичай зустрічаються в трубках, Дайк та Сіллах. Незважаючи на невелику поширеність кімберлітів, щодо інших типів магматичних порід, вони привертали і привертають багатьох дослідників. Така пильна увага до кімберліту, безумовно, пов'язано з високою практичною значущістю цих порід. Крім того, "коріння" кімберлітових трубок йдуть у глибини земної кори, а можливо, і мантії. Кімберлітові магми, Зароджуючись у глибинних зонах Землі, виносять ксеноліти глибинних ультраосновних і основних порід з різних рівнів. Ці ксеноліти несуть унікальну інформацію про глибинний будову Землі. Вивчаючи ці ксеноліти, винесені кімберлітовій магмою з глибин Землі, можна реконструювати будову верхньої мантії та земної кори в районі розвитку діатрем.

мінералогічна проблематика кімберлітів обширна. Так, вивчення розподілу алмазу та інших мінералів - супутників (гранатів, хромшпінелідов, сульфідів) в кімберлітових тілах необхідне для вирішення ряду технологічних питань при отриманні алмаза, зміст якого в промислово-експлуатованих трубках становить не більше стотисячних часток відсотка від маси породи (0,2-1,5 карат на тонну). Відомо, що не всі кімберлітові трубки продуктивні. Кількість кімберлітових тіл з промисловим вмістом алмазів становить не більше 2% від загального числа відкритих трубок. З кімберлітів попутно можна добувати і прекрасні самоцвіти: циркон-глацті, гранат-піроп, олівін-хризоліт, та й саму кімберлітові масу можна використовувати у виробництві будівельних матеріалів.

Лапроіти - ультраосновних породи, істотно збагачені калієм, виявлені в районі Західного Кімберлі, в Західній Австралії. Вони містять алмаз. Особливо багаті алмазом олівіновие лапроіти, тоді як інший різновид лапроітов -- лейцітовие лапроіти - містить рідкі кристали алмазу. Промислове випробування лапроітових порід виконано в 1983р. Воно показало, що лапроіти представляють нове джерело промислових алмазів, у тому числі і кристалів ювелірної якості. Так, у що розробляється трубці Аргайл, складеної олівіновимі лапроітамі, змісту алмазу високі і становлять у середньому 5 карат на тонну. Алмаз з лапроітов виявляє схожість з морфологічними особливостями і по набору включень з алмазом з кімберлітів. Як і в алмазі з кімберлітів, серед кристалів алмазу октаедричні габітусу з лапроітов виділяються два парагенезіса: ультраосновних з характерними включеннями хроміту, лілового Піроп, смарагдового хромдіопсиди, олівіну і еклогітовой - з включеннями помаранчевого граната піроп-альмандінового ряду, блідо-зеленого омфаціта. За сучасними уявленнями алмаз в лапроітах, як і в кімберлітах, є ксенокрісталлом. Лапроітовая магма, як і кімберлітові, розглядається як при доставці алмазу з глибинних зон Землі до поверхні. У даний час актуальна проблема взаємозв'язку лапроітов і кімберлітів. Оскільки трубки олівінових і лейцітових лапроітов виявлені в тому ж районі Кімберлі, де вже давно були відомі типові кімберлітові трубки, дайки, Сілла. Петрологія і мінералогія лапроітов - предмет інтенсивних досліджень, результати яких будуть сприяти вирішення ряду генетичних проблем. Вони дозволять також розробити кр?? теріі пошуків і оцінки алмазоносних лапроітов в різних регіонах світу і дозволять прогнозувати знахідки цих тіл на території нашої країни. Алмазоносних породи некімберлітового генезису - (лучно-базальтоідние, лучно-ультраосновних і ультраосновних породи).

У 1939 р. В. С. Трофимов виділив у якості джерела алмазу некімберлітового генезису ультраосновних породи Канади. На можливість такого джерела алмазу вказував В. С. Соболєв (1951), вивчаючи геологію родовищ Африки, Австралії та Північної Америки. У зв'язку з розвитком методів вилучення дрібних кристалів алмазу розміром до 15-20 мкм, не уловлюваних старими методами, з'явилася можливість виявити алмаз в еклогітах, гранатах, перідотітах, покрутив, базальтах і Діабаз. Розміри кристалів алмазу, вилученого з цих порід, як правило, не перевищує 20-100 мкм, рідко до 0,5 мм. Форма зазвичай кубічна, рідше октаедричні. Ці знахідки алмазу, багатьма з дослідників, які стоять на позиціях мантійних освіти алмазу, зв'язуються з глибинними умовами формування базітов, ультрабазітов і еклогітов. Проте ряд вчених вказують на можливість утворення алмазу при досить низьких термодинамічних параметрах, залучаючи для пояснення знахідок алмазу можливість його освіти в умовах метастабільного зростання (Нікольський, 1981). Деякі вчені вказують на можливість кристалізації алмаза при досить низьких РТ-параметрах, грунтуючись на фізико-хімічної моделі освіти алмазу в нерівноважної відкритій системі при каталітичному участь окремих елементів.

Говорячи про алмазі некімберлітового генезису необхідно вказувати на знахідки псевдоморфози графіту з алмазу в розшарованої мафітультрамафітовом Плутоні Бені-Бушера, Марокко. Псевдоморфози графіту досягають розміру до 5 мм. При цьому графіт успадковує високобарние мінеральні рудні і силікатні включення до алмазі (піроп, хроміт, хромдіопсид, пікроільменіт, помаранчеві гранати піроп-альмандінового ряду). У літературі описані також знахідки алмазу в орогенних ультраосновних масивах невулканіческой природи, а також у офіолітах. Генезис алмазу в цих породах Дуніт-гарбуціт-лерцолітовой серії пов'язується зі значними тектонічними переміщеннями, при яких породи підлягають впливу високих тисків. Виявлення алмазу в перідотітах і еклогітах стало однією з причин, що призвели до сумніву в мантійних генезис, ксенолітов глибинних включений ультраосновних і основних порід, що зустрічаються в кімберлітових трубках. Алмазоносних породи метаморфічних комплексів.

Алмаз в метаморфічних породах привернув увагу дослідників, коли в граніто-гнейсах, біотіт-гранатових гнейсах, карбонатно-силікатних і гранат-клінопіроксенових породах метаморфічних еклогітоносних комплексів (Кокчетавская, а, пізніше, і в деяких інших) були виявлені численні кристали алмазу кубічної форми, іноді скелетовідние, розміром 10-15 мкм.

Спочатку алмазоносності таких комплексів пов'язувалася з еклогітамі (по аналогією з кімберлітових асоціаціями). Еклогіти даного регіону представляють одну з характерних різновидів гірських порід. Це - гранат -- клінопіроксеновие породи, в яких піроксен, званий омфацітом, представлений твердим розчином звичайних діопсид-геденбіргітових складів Ca (Mg, Fe) [Si2O6] с жадєїтом NaAl [Si2O6]. Звичайними для еклогітов мінералами є кварц, рутил, амфіболи. З приводу генезисом еклогітов немає єдиної думки. Деякі з дослідників вважають ці породи первинно магматичними (колишніми основними, наприклад базальтами і габро), які згодом піддавалися метаморфічних змін. Інші вважають, що ці породи сформувалися шляхом безпосередньої кристалізації з основних розплавів, що завмерли в умовах надвисоких тисків (коли стійкої асоціацією є кварц + омфаціт + гранат). Нарешті, існує уявлення про те, що еклогіти -- отторженци глибинного речовини верхньої мантії. Чітке уявлення про ці породах можна отримати на основі комплексного вивчення їх геологічного будови і мінералого-петрологіческіх особливостей, що становить одну з сучасних проблем досліджень родовищ алмазу.

Проте, у самих еклогітах Кокчетавская комплексу алмаз, всупереч очікуванням, виявлений не був. Алмазоносних породами виявилися деякі різновиди граніто-гнейсів, біотіт-гранатових гнейсів, карбонатно-силікатних і гранат-клінопіроксенових порід. Цікаві результати були отримані з лабораторії родовищ алмазу кафедри мінералогії геологічного факультету МДУ (Гаранін ). Вони грунтуються на детальному мінералого-петрографічної вивченні слаборазгнейсованних лейкратових гранітів, що містять численні включення кристалів алмазу і реліктів коесіта 20-100 мкм. З 82 г. породи було вилучено 303 кристала алмаза кубічної і кубооктаедріческой форми, рідше октаедричні. Встановлено, що переважна частина кристалів алмазу і коесіта тяжіє до центральній частині зерен гранатів. Діагностика алмазу виконана методами растрової електронної мікроскопії та романівсько спектроскопії. Цікаво відзначити, що гранат з мікровключеніямі алмаза і коесіта відноситься до спессартінальмандіновому ряду з невеликими змістами піроповой і гроссулярной компонент. Порівняння алмазів центральних і периферійних частин зерен гранатів вказує на розходження в отриманні кальцію, марганцю, заліза, алюмінію і підтверджує наявність зональності цього мінералу виявленої за розподілу включень у гранаті. Ці дані вказують на широкий діапазон термодинамічних параметрів середовища кристалізації, що приводить до утворення кристалів алмазу.

У майбутньому метаморфічні породи можуть з'явитися новим джерелом промислових кристалів алмазу. Властивості цих алмазів можуть виявитися унікальними хоча б тому, що умови їхнього утворення різко відмінні від РТ-параметрів середовища кристалізації алмазів з лапроітових і кімберлітових асоціацій. Важливо відзначити, що кристали алмазу з метаморфічних порід практично не мають включень. Разом з тим, близькі до них за розмірами синтетичні кристали алмазу містять численні включення металів, що використовуються як каталізаторів при синтезі. Ця обставина вказує на значні переваги дрібних кристалів метаморфічного генезису в порівнянні з штучно одержуваними кристалами тих же класів крупності, якщо розглядати алмаз як технічний матеріал.

Родовища алмазу метаморфічного генезису, судячи з їх геолого-тектонічної позиції, повинні бути не менш поширеними, ніж родовища алмазу кімберлітового генезису, приурочені до кімберлітових трубок і відомі в даний час в різних точках земної кулі (Гаранін 1989). 3.Тіпи порід Кокчетавская метаморфічного комплексу.

Кокчетавская комплекс складний літологічних різними типами первинне -- осадових і магматичних порід, регресивно метаморфізованних в умовах амфіболітовую фації (Перчук та ін, 1996). Перш за все, це сланці, гнейси, еклогіти, карбонатно - сілткатние породи, гранатові амфіболіти і рідкі тіла будінірованних гранатових перідотітов.

Еклогіти і апоеклогітовие амфіболіти.

Еклогіти і апоеклогітовие амфіболіти Зерендінской серії Кокчетавская масиву досить докладно описані в роботі В.С. Шатских зі співавторами (1989). Нові еклогіти зустрічаються дуже рідко. Вони складені рожевим гранатом альмандин - Гросуляр - піропового ряду, яскраво - зеленим омфацітом, кварцом і рутил. У перехідних різновидах поряд з перерахованими мінералами зустрічаються темно - Зелена рогова обманка, Фенг, біотіт, цоезіт, акцесорних мінерали -- циркон, апатит, Стено. Тіпоморфним мінералом еклогітов є рутил. Його зміст може досягати перших відсотків. Еклогіти схильні ретроградним змін з накладенням мінерального парагенезіса амфіболітовую, а іноді й епідот -- амфіболітовую фації. Слідство таких змін - поява на контактах зерен гранату і омфаціта, амфібол, а також амфібол - плагіоклазових і амфібол -- кварцових сімплектітов. Нерідко по амфаціту утворюються піроксен -- плагіоклазовие сімплектіти (Шацький, Соболєв, 1985); рутил заміщається Ільменітом; з'являється калієвий польовий шпат. При високому ступені амфіболезаціі еклогіти перетворюються, і гранату амфіболіти, що складаються з граната, амфібол, кварцу, плагіоклазу, іноді - клінопероксена. Незважаючи на поступовість переходу еклогіта в амфіболи, амфіболізація еклогітов вкрай нерівномірна. Так, свіжий Еклогіт і апоеклогітовий амфіболи іноді можна зустріти в межах одного шлиф. Разом з тим, ретроградний аллохіміческое перетворення еклогітов в гнейси та/або сланці не встановлено.

За структурним і текстурою ознаками намічаються два типи еклогітов. Перший володіє пойкілопарфірогранобластовой структурою і гнейсовидно текстурою. Ізометричний парфіробласти граната досягають 5-8 мм і містять велику кількість пойкілітових включений омфаціта, кварцу, амфібол, ціозіта; рідше спостерігається плагіоклаз, калієвий польовий шпат і хлорит. Кількість включень зменшується від центру зерен до їх краях. Порфіробласти траната в більшості випадків оконтурени облямівками темно - зеленого амфібол. Гнейсовидно текстура створюється зернами омфаціта, амфібол і цоізіта. Вони мають видовжену таблітчатую форму і довжину до 1мм.

Еклогіти першого структурного типу складають гору Сулу-Тюбе і поширені в її околицях. Ними складені блоки розмірами від перших до сотень метрів. Поряд з Будіна гнейсів і амфіболіти вони залягають у двуслюдяних сланцях і мраморах, що несуть сліди пластичних деформацій. За даними детальної зйомки (Dobrzhinetskya et al., 1994) структурні елементи в Будіна і вмісних породах НЕ конформних. Це може бути доказом розвитку тут тектонічного меланжу.

Еклогіти другого типу оголюються на ділянці Кумдикуль, Чаглінка, Уяли і Карабулак. На ділянці Кумдикуль будини еклогітов залягають у гранат - біотитових і турмалінових гнейсах, двуслюдяних і гранат - двуслюдяних сланцях і карбонатно-силікатних породах.

У 2 км на північ від гори Сулу - Тюбе структура еклогітов стає гранобластовой, а текстура гнейсовидно, "дендрітовой". Зерна омфаціта (0,5 і 2 мм) в них більші зерен граната. Розмір останніх варіює в межах 0,05 - 0,8 мм. Ізометричний зерна граната практично не містять пойкілобластових включень. У переважній більшості випадків вони утворюють скупчення неправильної форми - розгалужені і вигадливо згинаються ланцюжка поблизу зерен омфаціта. Рідше дрібні зерна граната зустрічаються у вигляді включень у омфаціте. На відміну від еклогітов першого типу тут відсутня високоглиноземисті рогова обманка, але вони містять до 20% кварцу. Біотит і Фенг становлять не більше 1 - 2%. Омфаціт багатшим жадєїтом на 5 - 19 мас .%.

Не виключено, що між першим і другим типами еклогітов існує поступовий перехід, виявлений у зменшенні розмірів зерен граната і кількості в ньому пойкілітових включень. Долеріти і друзіти.

Гіперстеновий настільні - субвулканіческій аналог габро - норіто, і розвивається по ньому друзіти в межах Кокчетавская масиву вперше були описані (Перчук та ін, 1969 ) На ділянці Енбекберлик. Вони складають серею пластообразних будінірованних тел потужністю від 5 до 10-15 метрів. За простиранню друзіти простежуються на десятки і сотні метрів, утворюючи складки з крутопадаючих осями. Залягають вони конформному з директивним напрямком сланцеватості під вміщають сланцях і гнейсах.

Долеріти представляють собою дрібно зернисту породу з неоднорідною структурою (від долеритових через дендрітовую до друзітовой), утвореної основним плагіоклазу, Авгіт з реліктами ортопіроксена і рудним мінералом - зростки ільменіту і титаномагнетиту. Плагіоклаз утворює табличні зерна довжиною до 0,3 мм; Авгіт знаходиться в інтерстицію зерен плагіоклазу, а рудний мінерал утворює порфироподібна виділення неправильної форми (до 0,5, рідше до 1мм в перетині). У незначних кількостях присутня біотіт. За тріщинах в ортопіроксене місцями розвивається калієвий польовий шпат.

За первинного долеритових парагенезісу розвиваються Салит - гранатові асоціації, що утворюють характерні коронарні структури: на межах зерен ортопіроксена з плагіоклазу з'являються кайми гранат. Схематично ця реакція має такий вигляд: 5FeSiO3 + CaAl2Si3O8 = CaFe2Al2Si3O12 4 SiO2 + Fe3O4. Мікронні лусочки кварцу, що виник з цієї реакції, виявлені в реакційному гранаті цих порід. Кайми граната утворюються і на контактах рудних мінералів з плагіоклазу. На контактах Авгіт з плагіоклазу утворюється новий більш кальцієвий клінопероксен. Зміст жадеітового компонента в ньому становить близько 2 мас.%. Тут також відбувається виділення вільного кремнезему, а в клінопероксене виникають мікронні зернятка практично чистого магнетиту. Під всіх розглянутих випадках мінеральних реакцій плагіоклаз стає більше натровим. Розвиток друзітових структур вкрай неоднорідний.

хрестом простягання тіла спостерігається чергування достатньо свіжих долерітов з друзітамі, в межах перших сантиметрів перехідних і еклогіти. Крім того, пріконтактовие частини долеритових тіл в ряді випадків не схильні до реакції "еклогітізаціі". Така вкрай нерівномірне еклогітізація відзначалася в багатьох метаморфічних комплексах (Удовкіна 1971) еклогітовой фації метаморфізму. Причина цього явища не зрозуміла, хоча відомо багато гіпотез. Так, наприклад, Н.В. Соболєв і В. С. Шацький (1986) пов'язують його з впливом флюїдів і локальних тектонічних напруг на швидкість і повноту протікання реакції еклогітізаціі. Гнейси і сланці.

Це найбільш різноманітна з усіх описувана група порід зерендінской серії. Крім кварцу і польових шпатів в них виявлені гранат, біотіт мусковіт, клінопероксен і рогова обманка. Серед акцесорних мінералів - сульфіди заліза, циркон, апатит, ільменіт (або тітаномагнетіт), Стено, турмалін, рутил.

На ділянці Кумди Куль зустрічаються гранат - турмалін - двуслюдяние плагіогнейси, в яких турмалін буро - зеленого кольору утворює практично ідіоморфние дліннопрізматіческіе виділення. Тут же описані клінопероксеновие плагіогнейси, що містять більше меланократовие ділянки неправильної кутастої форми шириною до 5 мм. Такі ділянки відрізняються від основної маси тим, що містять велику кількість клінопероксена (діопсид - геденбергітового ряду), за яким розвивається густо - зелена рогова обманка, що утворює омебовідние порфіробласти. Акцесорних мінерали представлені цирконом і Стено.

Крім описаних вище порід, на ділянці Кумдикуль зустрічаються також двуслюдяние, гранат - біотитових і гранат - двуслюдяние гнейси і сланці з андалузітом і сілліманітом. Іноді в них можна спостерігати практично повністю змінені численні релікти кордіеріта. Деякі з цих порід містять графіт. Всі породи характеризуються наявністю площинних текстурних елементів і практично у всіх в тій чи іншій мірі проявлена полосчатим.

З точки зору метаморфічної еволюції комплексу досить цікаві гранат -- кіанітовие сланці ділянки Кулет. Будучи вміщають по відношенню до еклогітам, вони складаються з слюди, дрібних зерен кварцу, великих дліннопрізматіческіх кристалів кіаніта (довжиною до перших сантиметрів) і великих (0,5 мм - 3 см) ізометричний і практично ідіоморфних порфіробластов граната. Ці порфіробласти містять включення великої кількості інших мінералів (кварцу, Хлорити, ставроліта, буттям тощо), зональне розташування яких відображає проградний метаморфізм.

Для гнейсів Кокчетавская комплексу типова асоціація: Bt + Grt + Ky + Qtz + Phg + Pl + Sph + Kfs + Rt + Ore. Вона відповідає амфіболітовую фації метаморфізму. Разом з тим гранат і циркон з цих порід разом з діамантом і коесітом нерідко містить і ультрависокобарние асоціації мінералів. До їх числа (Шацький, 1990) відноситься парагенезіс високоглиноземисті (Al2O3 = 11,7 мас%) Стено з кіанітом, гранатом, коесітом і рутил (реакція Grt + Rt + Cos = Sph + Ky, відображає умови алмазної фації глибинні (Manning, Bohlen, 1991 )). Гранатові перідотіти.

Гранатові перідотіти виявлені лише в районі озера Кумдикуль і представлені типовою для них асоціацією клінопероксен + ортопіроксен + гранат + Олівін + (-) рогова обманка. Місцями зустрічаються дуже свіжі, не зачеплятьті ретроградними процесами різновиди.

карбонатно-силікатні породи.

Зазвичай вони складені асоціацією: Qtz + [-] Cos + Cal + Cpx + Grt + Dol + [-] Ep + [-] Sph. Такі породи зустрічаються в тісній асоціації з еклогітамі або співіснують із еклогітовой асоціацією в меланжірованних мраморах, що містять будини еклогітов. Алмаз і Коесит виявлені в корбанатах, заліковують тріщини в гранаті. Карбонати заповнюють також міжзернової простір в матриці породи в вигляді своєрідних зон, які, однак, важко пов'язати з процесом карбонатізаціі. Вони радше створюють враження механічного зміщення (мікромеланжа) карбонатної і силікатної (еклогітового) матеріалів. Досить часто зустрічається гранат, що утворить з клінопіроксеном лінзовідние скупчення, прошаруй, жілоподобние тіла. Карбонати основної маси представлені головним чином доломітом, а ідіоморфние включення карбонату в гранаті - кальцитом. Для піроксену характерно високий, до 1,2 мас.%, вміст калію. Іноді в ньому спостерігаються ламеллі калієвого польового шпату, поява яких може бути обумовлене розпадом твердого розчину калієвого піроксену (Шацький, 1991). У породах виявлені ураганні до 2000 карат на тонну, зміст мікроалмази.

Піроксен-гранатові породи.

Описані вище карбонатно-силікатні породи в Кокчетавская масиві зазвичай асоціюють з так званими піроксен - гранатових метосоматітамі (Екимова і ін, 1992). Вони представлені двома різновидами. Перша відрізняється яскравістю забарвлення і крупнозернистою до гігантозерністой структурою. Характерна слабка полосчатим. Вміст кварцу і карбонатів варіює у вузьких межах і не перевищує 5-7%. Включення мікроалмази рідкісні, але в гранатах зберігаються релікти калійвміщуючими клінопероксенов. Ще одна особливість піроксен - гранатових порід даного типу - численні ламеллі калієвого польового шпату в частинах великих зерен Саліта з матриці порід. Вперше вони були виявлені В. С. Шацьких (1990), який припустив їхню освіту в результаті реакції калієвого піроксену з вільним кремнеземом при зниженні тиску.

Другий тип піроксен - гранатових порід представлений середньо - і дрібнозернистими різновидами, що містять карбонати, кварц, алмаз, Стено, рутил, іноді рогову обманку, епідот і хлорит.

Піроксен - гранатові породи часто приурочені до зон контакту карбонатно-силікатних порід і гнейсів. Іноді вони виникають з карбонатно-силікатною порід і, частково, за еклогітам. Геологічна положення порід, їх склад і варіації складу мінералів наводять деяких авторів (наприклад, Екимова та ін, 1992) на думку про їхню метасоматичні природі. 4. Суміші граната з кімберлітових асоціацій і порід з ультрависокобарнимі асоціаціями Кокчетавская комплексу.

Рис.1. Суміші гранатів з основних типів алмазоносних порід Кокчетавская комплексу

Склад граната відображає особливості хімічного та мінералогічного складу порід. З цим пов'язано виділення груп складів граната на діа