Модель прогнозу та пошуків джерел корінної алмазоносності і її реалізація на території Українського щита

3. Перелічені особливості Новоукраїнської та Бовтиської морфоструктур повністю відповідають поняттю “кільцева структура” або “структура центрального типу”. Такі структури належать до геологічних тіл, які можуть мати різний рівень організації й будови, центр симетрії в розрізі, можуть бути повністю або частково збережені. Елементи кільцевої структури повинні “проглядатись”, незважаючи на рівень ерозійного зрізу. Для зазначених структур виділено низку ознак та обов'язкових елементів внутрішньої будови, а саме: задовільна експонованість; розломи, системи тріщин та інші порушення суцільності, які обмежують структуру та її складові частини; системи радіально спрямованих від центра структури прямолінійних порушень суцільності, які перетинають концентричні складові (радіальні елементи); сукупність радіальних і концентричних складових, що обмежують структуру та окремі її частини (каркасні елементи); точки перетину радіальних і концентричних елементів (структурні вузли); площа центральної частини структури, що обмежена концентром найменшого радіуса (частково властива і Новоукраїнській структурі, внутрішня зона); частина структури, що обмежена двома концентрами найбільшого діаметра (зовнішня зона); накладання (з різним ступенем перекриття) структур центрального типу одна на одну; безградієнтні (безаплітудні) лінеаменти - лінеаменти, що не порушують геоморфологічну однорідність поверхні морфоструктури. Перелічені геометричні елементи морфоструктур центрального типу допомагають розкрити особливості будови, засвідчують існування первинного енергетичного ендогенного джерела, яке є основою генетичної єдності виявлених елементів.

Складний ансамбль структур різного таксономічного рівня для Бовтиської та Новоукраїнської ендогенних материнських структур утворює своєрідний (специфічний) набір мікро- та макроформ рельєфу, доповнений рисунком річкової палеосистеми, межами басейнів водозбору і закономірним розвитком лінеаментів. Надзвичайно складна морфоструктурна ситуація, що виражена переліченими елементами рельєфу й морфоструктури на різнопорядковому рівні, доповнена фрагментами зон підвищеної проникності для флюїдонасичених мантійних розплавів.

Уважають (Серокуров, Калмыков, Зуев, 2001), що ці зони на поверхні фундаменту можна виділити дистанційними методами і в регіональних геофізичних полях. Водночас подібні зони практично не можна відобразити в реальних геологічних структурах, а геофізичні матеріали, з погляду геологів, є дискусійними. Таким зонам притаманна слабка контрастність або повна відсутність тектонічних рухів у породах фундаменту. В породах чохла подібні зони “просвічують” лише у вигляді окремих розломів і тріщин, зазвичай, відсутні складчастість й метаморфізм, магматизм може бути представлений лише окремими дайками і трубками вибуху. Утворення подібних зон відбувалось ще в докембрії, а в фанерозої вони могли неодноразово активізуватись. Осередки кімберлітового магматизму в межах зазначених зон локалізовані в місцях розвитку тріщинуватості в породах фундаменту (Ваганов, Волчков, Константинов и др., 1989). Такі ділянки на еродованих поверхнях характеризуються інтенсивним вертикальним розчленуванням рельєфу і ефективно виявляються геоморфологічними методами, зокрема дослідженням вертикального розчленування рельєфу (Философов 1960). У геологічній практиці контури зон прихованих розломів прийнято визначати з певною часткою ймовірності за положенням кімберлітових полів (кущів), окремих розломів, тріщин тощо. Часто кімберлітоконтролювальною є серія з двох-трьох глибинних розломів, які мають однакове просторове орієнтування й розміщені з певним інтервалом. Зони розломів у геофізичних полях виражені з різною чіткістю і неоднозначно. За геологічними даними стверджують (Ваганов, 2000), що головні кімберлітоконтролювальні розломи складені кулісно розміщеними субпаралельними розривними порушеннями. Ці розломи розділяють територію на низку тектонічних блоків гетерогенної глибинної будови та різного ступеня проникності земної кори, особливо у приповерхневій частині (до глибини 5, зрідка 10 км). Водночас зазначимо, що глибину проникнення таких розломів не наводять, а їхній опис завжди узагальнений, не містить конкретних характеристик.

Метою аналізу поверхні фундаменту є визначення просторового розташування стовбурних (лінійно-стовбурних) зон проникності, які відстежено в розрізі земної кори Кіровоградського мегаблока, починаючи від поверхні М. Для цього використано метод вертикального розчленування рельєфу. Поверхня фундаменту Кіровоградського мегаблока характеризується досить нерівномірним вертикальним розчленуванням рельєфу, що повинно відповідати зонам мантійно-корової проникності, поширення яких визначено методом вертикального розчленування рельєфу.

На периферії зазначених площ кількість зон проникності збільшується, вони розростаються, об'єднуються у фрагменти, а далі у цілі системи, які заповнюють територію мегаблока. На півдні, вздовж західної та східної меж мегаблока, а також від Бовтиської структури на південний схід простягаються лінійні зони проникності субширотного, субмеридіонального та північно-західного простягання. Внутрішня частина мегаблока, яка просторово асоціює на поверхні фундаменту з Новоукраїнською та Бовтиською структурами, характеризується розвитком зон проникності, які за формою в плані на даному рівні ерозійного зрізу надзвичайно різноманітні. Вони відповідають кільцевим струк турам різного розміру, напівкільцевим, серпоподібним тощо. Лінійних структур тут зовсім нема. Поєднання перелічених фрагментів створює подібність лінійності. Водночас названі кільцеві структури та їхні фрагменти не є повністю ізольованими. Вони утворюють єдиний складнопобудований план розвитку зон проникності (тріщинуватості) поверхні фундаменту. У зв'язку з цим говорити про лінійні зони розломів було б неправомірним.

Виділення конкретних розшукових площ, перспективних на прояви алмазоносного кімберлітового (лампроїтового) вулканізму, передбачає врахування тих зон проникності на поверхні фундаменту, що є складовими частинами стовбурних зон мантійно-корової проникності. Результуюча карта просторового розташування прогнозних площ є варіантом карти прогнозування корінної алмазоносності для Кіровоградського мегаблока. На цій підставі, мабуть, неправомірним є і твердження про лінійне розташування перспективних для прогнозу та розшуку об'єктів. Для об'єктів кімберлітового або лампроїтового вулканізму доцільно виявляти їх реальний зв'язок з мантійно-коровими стовбурними зонами, які виділені на різних глибинних рівнях мегаблока. Таку можливість чудово відтворює розріз його кори.

На підставі аналізу глибинної будови Кіровоградського мегаблока, з одного боку, та морфоструктурних особливостей його поверхні - з другого, очевидні такі висновки:

1. Межі мегаблока не відповідають прийнятим на даний час. Це підтверджено відсутністю мантійно-корових тектонічних границь у західній та північно-західній його частині, що свідчить про доцільність трактування Кіровоградського та Росинсько-Тікицького мегаблоків як єдиної складнопобудованої структури. Не підтверджено існування глибинних (мантійно-корових) розломів у межах Кіровоградського мегаблока. Це стосується, пе редусім, Кіровоградського субмеридіонального розлому.

Складність будови мегаблока полягає в існуванні внутрішньокорових неоднорідностей, які відрізняються чіткістю, розміром, формою, потужністю, глибинністю прояву. Їхня геологічна сутність виявляється у співвідношенні потужностей базальтового, діоритового та гранітного шарів (у лейкократовості та ступені гранітизації). Просторова організація неоднорідностей така, що дає змогу виділяти частини мегаблока з певним ступенем лейкократовості (гранітизації).

2. Важливою особливістю глибинної будови мегаблока є наявність стовбурних зон проникності, що простежуються крізь усю земну кору і реально є тим чинником, який відігравав важливу роль у транспортуванні флюїдонасичених мантійних розплавів і флюїдів до поверхні.

3. Морфоструктурний аналіз еродованої поверхні фундаменту дає змогу впевнено виділяти Новоукраїнську та Бовтиську тектономагматичні структури, які ускладнені серією сателітних структур вищого порядку та радіальними розломами.

4. На підставі аналізу глибинної будови та палеоповерхні фундаменту отримано реальну можливість виділити й окреслити контури потенційно перспективних площ на корінну алмазоносність. Вони мають складні контури, різняться за площею і просторово приурочені майже винятково до ерозійних форм першого та другого порядку і схилів, що до них примикають. Якщо проаналізувати просторову приуроченість корінних родовищ алмазів у різних провінціях світу (Трофимов, 1967), то всі вони просторово приурочені до аналогічних ділянок . Стосовно глибинної будови, зазначені ділянки є яскраво вираженими градієнтними зонами переходу між глибинними неоднорідностями різного ступеня гранітизації.

Спалахи вулканізму кімберлітового і лампроїтового типу на УЩ могли відбуватись, починаючи з палеопротерозою (1,8-1,7 млрд. років тому) лише в межах окремих мегаблоків (блоків). Одночасно результати досліджень генезису Зеленогайської структури переконливо свідчать, що спалахи вулканізму кімберлітового типу на УЩ були на межі мезозою і кайнозою (~65 млн. років тому); це гарантувало збереженість вулканічних апаратів і зумовило відсутність ореолів розсіюванняння алмазу та його супутників, що потрібно брати до уваги в разі проведення розшукових досліджень.

Географічно Зеленогайська структура розташована за 9 км на північний захід від с. Макариха Знам'янського р-ну Кіровоградської обл. Історія вивчення Зеленогайської структури налічує 32 роки. У працях А.А. Вальтера з колегами (Вальтер, Брянский, Рябенко, Лазаренко, 1976; Вальтер, Рябенко, 1977 та ін.) зазначено, що під час геофізичних робіт під керівництвом В.Н. Білогуба (1972) виявили локальні аномалії підвищеної електропровідності порід і мінімуму сили тяжіння, які збігаються за розташуванням; їхній діаметр - близько 2,5 км. Тоді ж за даними буріння з'ясували, що ці геофізичні аномалії зумовлені западиною у кристалічному фундаменті. На підставі вивчення кернового матеріалу дослідники дійшли висновку, що Зеленогайська структура - це вибуховий метеоритний кратер діаметром ~1,4 км.

З початку 90-х років КП “Кіровгеологія” проводить на території Кіровоградського мегаблока прогнозно-розшукові роботи, пов'язані з проблемою корінної та розсипної алмазоносності. Одним із об'єктів вивчення стала Зеленогайська структура. Серед виконаних робіт було буріння картувальних (за мережею 100-200 м) і глибоких (до 500 м і більше) свердловин ( усього понад 100), геофізичні роботи (магніто- і гравіметричні дослідження масштабу 1:5 000 й більше), широкий комплекс петрографо-мінералогічних досліджень кернового матеріалу тощо. Отримані результати вперше оприлюднили на науково-технічній нараді Державного комітету природних ресурсів України (2003) (Бекеша, Кір'янов, Маківчук, Федоришин, 2003).

Просторово-структурне положення Зеленогайської структури визначене комплексом структурних елементів, які досить виразно виділяються на карті рельєфу фундаменту. Структура розташована у східній зовнішній частині Бовтиської геоморфоструктури, локалізована у її периферійній частині. Отже, розташування Зеленогайської структури закономірно пов'язане з розвитком структурного плану кільцевих геоморфоструктур, вона належать до єдиного просторового ансамблю, представленого Бовтиською геоморфоструктурою.

Відклади чохла над структурою залягають стратиграфічно незгідно на еродованій поверхні порід фундаменту та утворень Зеленогайської структури. Представлені вони стратифікованими морськими й озерно-болотними відкладами палеогену, неогену та четвертинної системи. Загальна потужність становить близько 55,0 м.

На підставі матеріалів картувальних і глибоких свердловин визначено контури Зеленогайської структури. З'ясовано, що вона представлена двома кратерами. Відклади, що заповнюють кратери і поширені в межах структури, формують профіль кори звітрювання, який суттєво відрізняється від аналогічного профілю по поверхні фундаменту за її межами. В другому випадку - це уламки гранітоїдів і кристалічних сланців дрібної й середньої розмірності, а також мінералів цих порід. Потужність становить близько 9,3 м. Ознаки каолінізації наявні в малопотужних (перші міліметри) лінзоподібних утвореннях, які облямовують уламки і поширені по тріщинах.

Специфічність профілю кори звітрювання для Зеленогайської структури за межами кратерів полягає в тому, що вона складена вулканогенно-осадовою брекчією. Уламкові фрагменти представлені вмісними гранітоїдами і кристалічними сланцями (30-60 % об'єму), розмірність - псаміто-псефітова (від 0,5 до 50 мм), розподіл уламків по латералі й вертикалі нерівномірний. Глинистий наповнювач вулканогенного походження, характеризується мінливим пошаровим забарвленням, що і визначає шарувату будову цієї частині профілю. Глибші горизонти мають буро-червоне й фіолетово-буре забарвлення, яке поступово змінюється на блакитне й зелене різних відтінків. Поблизу підошви наявна малопотужна глиниста пачка з незначною кількістю уламків; їй притаманне контрастне пошарове забарвлення - зелене, буре, синє, червоне, фіолетове. Потужність окремих шарів досягає 0,3 м. Загальна потужність змінюється від 29 до 56 м і зростає з наближенням до країв кратерів. Ареал поширення за межами кратерів - до 400 м. Кора залягає на кристалічних породах фундаменту.

Над кратерами продукти кори звітрювання представлені аповулканогенними щільними глинами блакитно-сірого або блакитного кольору. В них трапляються поодинокі уламки каолінізованих гранітоїдів і гнейсів. Від країв кратерів до центру їхня потужність зростає від 6 до 38 м. Специфічність відкладів району кратерів полягає в тому, що у складі глинистої частини профілю кори звітрювання, яка суттєво переважає, практично нема каолініту. Глиниста складова представлена мінералами групи смектиту, які не є типовими продуктами звітрювання порід гранітоїдного складу. Ознак переміщення нема. Це дає підстави трактувати зазначені глинисті утворення як продукт гідротермально-метасоматичних змін вулканічних порід, найімовірніше, основного-ультраосновного складу.

Розріз аповулканогенних відкладів у межах кратерів Зеленогайської структури достатньо однорідний. За даними буріння глибоких свердловин, це грубошарувата товща ксенотуфобрекчій, ксенотуфів, вулканічних утворень з домішкою ксеногенного матеріалу. Такий тип розрізу простежено до глибини 490-500 м. Йому притаманні: груба шаруватість, накладена карбонатизація, ознаки ін'єктивних (перетворених повністю у монтморилоніт) утворень потужністю 5-50 см, ознаки брекчіювання, наявність пізолітових і лапілієвих утворень, поширення яких свідчить про відсутність переміщення. Важливо, що пізоліти й лапіллі аналогічного типу виявлено й вивчено у кратерній частині однієї з промислово алмазоносних кімберлітових трубок Архангельської алмазоносної провінції (Саблуков, 1985).

Отже, Зеленогайська структура представлена двома ізольованими вулканічними діатремами вибухового типу, які простежено до глибини ~500 м. Наведені висновки підтверджені матеріалами гравіметричного й магнітного знімання. Дослідження речовинного складу перетвореної у глинистий матеріал аповулканогенної тефри за межами кратерів, а також у самих кратерах засвідчили, що вона представлена, головно, Са- та Са-Na-фазою монтморилоніту магнієвого типу, нонтронітом, гідрослюдою, невпорядкованою змішаношаруватою фазою монтморилоніт-гідрослюда, кальцитом, сидеритом. Каолініт, зазвичай, асоціює з реліктами ксеногенних уламків гранітоїдів. З наближенням до підошви кратерних відкладів на дифрактограмах взірців порід з'являються нечіткі рефлекси, які ідентифіковано як алюмосерпентин типу амезиту, а також флогопіт. На віддалі ? 400 м від кратерів простежується позитивна тенденція щодо збільшення кількості каолініту, водночас монтморилоніт практично зникає. Переважний розвиток діоктаедричного монтморилоніту на тлі незначної кількості каолініту є незаперечним свідченням псевдоморфного заміщення вулканічної тефри та попелу (Ерещев-Шак, Набоко, Карпов и др., 1977). Панівна наявність монтморилоніту у подібних випадках на тлі незначної кількості каолініту характерна у разі гідротермальної зміни відкладів вулканічного походження, а первинний матеріал за складом відповідав ультраосновному (Дзоценидзе, 1969).

Утворення діатремової фації представлені щебінчасто-бриловими (гранітоїди, кристалічні сланці, гнейси) ксенотуфобрекчіями з монтморилонітовим наповнювачем. Ксеноліти мантійних порід ультраосновного складу спорадичні: вміст на один погонний метр керна змінюється від поодиноких уламків до 30-40 %. Загалом з глибиною їхня кількість зростає. Вони стали головним об'єктом дослідження речовинного складу брилових ксенотуфобрекчій. Завдяки інтенсивним вторинним змінам вони перетворені у глинисту масу, однак петрографічні, рентгенофазові й термічні дослідження дали змогу виявити низку особливостей. Було встановлено, що глиниста маса - це монтморилоніт. За окремими фрагментами виявлено релікти брекчієвої й автолітової структур. Контури брекчієвих фрагментів нечіткі, розмиті, з домішкою кременистої речовини (опал, халцедон, халцедоноподібний кварц), слюдистого агрегату й рудного пилу (утворився завдяки реакційній взаємодії мінеральних компонентів породи та газово-гідротермальних агентів на різних стадіях гідротермально-метасоматичного процесу). Реліктові фрагменти породи дають змогу зіставляти її з кімберлітом (порфірові вкраплення мінералів, внутрішня будова автолітових фрагментів, зональна будова реліктових форм олівіну, контури автолітів, “підсилені” волосоподібними виділеннями рудного пилу). Результати рентгенофазового аналізу цементувальної маси засвідчили наявність у ній магнезіального монтморилоніту, змішаношаруватої гідрофлогопітової фази, піриту, гематиту, кальциту, ознак вермикуліту й сапоніту, незначної кількості серпентину.

Відповідність хімічного складу апоксенолітової глинистої фази магнезіальному монтморилоніту (вміст MgO досягає 4-5 %), присутність Cr2O3, вміст K2O понад 1,0 % свідчать про наявність у складі глинистої фракції домішки гідрослюдистої фази і дає підстави припускати їхнє утворення по мінералах, які є типовими для ультраосновних порід, зокрема по серпентину. Відсутність чіткої тенденції у зміні вмісту головних петрогенних оксидів з глибиною та присутність хрому є свідченням глибоких постмагматичних перетворень вихідних порід, що характерно для кімберлітів.

У важкій фракції мінералогічних проб виявлено ільменіт і хромшпінеліди. За хіміко-генетичним поділом (Бовкун, Гаранин, Кудрявцева, 2001) та кристаломорфологічними дослідженнями серед ільменіту з порід Зеленогайської структури виділено три генетичні групи: 1) ільменіт-пікроільменіт мантійних порід із вмістом Cr2O3 до 8-10 % і Fe2O3 5-10 %; 2) ільменітові зерна кімберлітового мезостазису; 3) зерна кімберлітового мезостазису, які кристалізувались в умовах земної кори під час остаточної консолідації кімберлітів. На діаграмі складу TiO2-MgO точки ільменіту Зеленогайської структури розташовані в полі магнезіальних різновидів з трубок Удачная, Мир; близькі за складом різновиди ільменіту виявлені у включеннях в алмазі.

Хромшпінеліди Зеленогайської структури представлені ізометричними кристалами розміром 0,1-0,3 мм. Зернам притаманні частково заокруглені ребра, матована поверхня, шарувата будова граней, сплощено-кутаста форма і сильний металевий блиск. Переважна більшість зерен агрегатної будови, в западинках помітні реліктові вторинні утворення гідроксидів заліза. Окремі зерна мають октаедричний габітус. Подекуди помітні сліди магматичної корозії. Зазначені особливості свідчать про тривале перебування зерен хромшпінелідів у розплаві. Кристалізація хромшпінелевих зерен Зеленогайської структури відбувалась у декілька етапів з тенденцією зміни складу від пікрохроміт-хроміт-шпінелевого до шпінель-пікрохроміт-хромітового. До важливих особливостей хромшпінелідів належать такі: 1) виявлені кристали належать до різних хіміко-генетичних груп, кожна з яких кристалізувалась у відмінних термодинамічних умовах - як у межах термодинамічних параметрів стійкості алмазу, так і поза ними; 2) окисно-відновні умови змінювались у напрямі зростання кисневого потенціалу, що не сприяло збереженню алмазу. Така закономірність типова практично для кожної алмазоносної трубки, однак тривалість дії несприятливих чинників різна; 3) визначений тренд, що свідчить про кімберлітову (лампроїтову) природу, вказуючи на приналежність материнських порід до кімберлітів магнезіально-залізистого і, частково, високомагнезіального типів, які належать до алмазоносних.

Виявлені факти дають підставу трактувати утворення, поширені в межах Зеленогайської структури (Разумова, 1974; Ерещев-Шак, Набоко, Карпов и др., 1977), як аргілізити - низькотемпературні гідротермально-метасоматичні породи, характерні для районів активної вулканічної діяльності. Для підтвердження висновку про глибинну (мантійну) природу газово-флюїдних розчинів вивчено склад оклюдованих газів як невід'ємної складової вулканічної діяльності з включень у карбонатах (Влодавец, 1984). Особливу увага звернуто на наявність і кількість метану та його гомологів, виходячи з того, що важкі гомологи та, крайньою мірою, частина метану завдячують своїм походженням винятково ендогенним процесам (Бескровный, Лобков, 1977; Кравцов, 1977; Меняйлов, 1977). Визначено, що інтенсивність глибинного газового потоку в межах кратерів до п'яти разів вища, ніж у позакратерній частині. Важливо й те, що до складу вуглеводнів, крім представників метанового ряду, входять нафтени (С2Н4 і С3Н6) - бензиноподібні фази, які надходять з мантії. Відомо також (Ерещев-Шак, Набоко, Карпов и др., 1977), що газово-флюїдна фаза під час міграції по тріщинах і в порово-капілярному просторі взаємодіє з породами, що виповнюють вибухову порожнину, та менше - з вмісними породами.

У підсумку зазначимо, що фазові перетворення гідротерм (рідина-газ), які проходили крізь проникне середовище структури, контролювались температурою, проникністю порід, тиском і напірним характером ґрунтових вод. Ці чинники визначають вертикальне розташування генетично пов'язаної з ними зони аргілізації. Монтморилонітова зона практично мономінеральна, утворилась шляхом заміщення вулканічних продуктів, серед яких є вулканічний попіл, фрагменти вулканічних порід і мінералів (тефроїдна частина вулканічних викидів), виповнює увесь поровий простір, формує цемент базального типу. Монтморилоніт характеризується широким інтервалом міжплощинних відстаней, що зумовлене наявністю змішаношаруватих утворень монтморилоніт-вермикулітового типу. Він поширений на значну глибину, в нижній частині з'являються ознаки серпентину і флогопіту.

Отже, результати комплексного вивчення Зеленогайської структури дали змогу отримати переконливі свідчення її ендогенного походження, які полягають у такому.

1. Зеленогайська структура просторово приурочена до зовнішнього концентра Бовтиської кільцевої структури. У гравімагнітному полі вона виділяється двома кратерами, яким відповідають два гравітаційних мінімуми, що просторово асоціюють з кільцеподібними ланцюжками магнітного поля. Контури кратерів Зеленогайської структури визначені за допомогою профілів картувальних і глибоких свердловин. Їхня глибина, за даними глибоких свердловин, досягає приблизно 450-500 м. Відклади у межах кратерів та поза ними представлені апопірокластичними монтморилонітовими утвореннями з ознаками наявності вермикуліту, сапоніту й серпентину, які утворилися внаслідок вторинних змін первинної тефри й туфового матеріалу. Цей матеріал був викинутий на поверхню фундаменту у зв'язку з експлозивним процесом, і саме ним виповнені порожнини діатрем.

2. Вулканічну природу кратерних і позакратерних відкладів підтверджують знахідки пізолітів і лапілей, хаотичне залягання яких свідчить про відсутність переміщення вулканічного матеріалу. У змінених ксенолітах і фрагментах ксенотуфобрекчій виявлено ознаки структури кімберлітів, зерна пікроільменіту та хромшпінелідів. Аналіз мінералів-супутників алмазу засвідчив, що вони походять з різних джерел - від ксенолітів мантійного субстрату до кристалізації на різних стадіях еволюції кімберлітового розплаву.

3. За допомогою аналізу складу оклюдованих газів виявлено бензиноподібні фази вуглеводнів, походження яких пов'язують лише з глибокою мантією.

4. У відшуканих кристалах алмазу нема чітких ознак наявності лонсдейлітової фази, а графітові включення є типовими для більшості алмазів кімберлітового і лампроїтового типу. Пластинчасту форму кристалів (яка викликала суттєві заперечення щодо ендогенного походження) нещодавно визначили в кімберлітових утвореннях провінції Форт-а-ля-Корн (Канада), їй дали назву “кристали типу Слоан”. Прикладом аналогічного прояву кімберлітового вулканізму є численні тіла провінції Форт-а-ля-Корн (Канада) (Smith, Orr, Robertshaw, Avery, 1995).

Наведені дані переконливо свідчать про ендогенне походження Зеленогайської структури і жодним чином не доводять наявності метеоритної структури вибухового або ударного типу.

Висновки

геостатистичний родовище алмаз петрогеохімічний

Реалізація на теренах УЩ прогнозно-розшукової багаторівневої моделі на підставі методології, яка передбачає використання геостатистичного підходу на засадах системності та комплексності, дала змогу підійти до розв'язання проблем алмазоносності, поєднавши петрологічний, тектонічний, морфоструктурний та речовинний аспекти. Отримані результати дозволяють виявляти важливі чинники алмазоносності різного рівня (масштабу), об'єднувати різномасштабні прогнозно-розшукові дослідження в єдину цілісну систему, крок за кроком звужувати територію прогнозування та розшуків.

Петрологічним чинником потенційної алмазоносності УЩ є ступінь зрілості літосфери. Зовнішнім його проявом слугує індекс калієвості Ік плутонометаморфічних комплексів фундаменту. В межах потенційно алмазоносних літосферних сегментів одночасно зростає вміст петрогенних (передусім К та Si) і некогерентних (зокрема U, Th) елементів, зменшуються концентрації Na, Ca, Mg i Fe, порівняно сталим залишається вміст Al. З урахуванням даних з алмазоносності інших докембрійських платформ його можна вважати надійним прогнозно-розшуковим критерієм. Для території УЩ реальні перспективи промислової алмазоносності мають Подільський блок Дністровсько-Бузького мегаблока та Кіровоградський мегаблок. Останнє місце в названому ряді посідає Росинсько-Тікицький мегаблок.

Найраніші алмазоносні кімберліти на УЩ в межах однойменних літосферних сегментів могли досягати поверхні фундаменту близько 1 800 млн років тому. Ознаки деструкції в межах північної частини Приазовського та Середньопридніпровського мегаблоків, південної частини Кіровоградського мегаблока та північно-західної частини УЩ (траповий та коматіїтовий вулканізм, ознаки мантійного діапіризму) негативно вплинули на їхню потенційну алмазоносність. Такий висновок підтверджує схема продуктивності літосфери УЩ на основі емпіричних даних, які засвідчують, що в промислово алмазоносних районах співвідношення потужності земної кори до потужності літосфери не повинно перевищувати 0,2-0,3.

На підставі аналізу будови літосфери УЩ та інших щитів, які характеризуються промисловою алмазоносністю, визначено чинники, наявність яких дає змогу розділити літосферу УЩ за різним ступенем потенційної промислової алмазоносності: 1) потужність літосфери повинна становити не менше 150 км; 2) відсутність деструктивних процесів; 3) певна петрогеохімічна спеціалізація метаморфічних комплексів фундаменту; 4) величира емпіричного індексу продуктивності літосфери.

У межах кори контроль над проявами кімберлітового (лампроїтовому) вулканізму належить прихованим мантійно-коровим деструктивним зонам стовбурного типу, які, зазвичай, просторово ізольовані щодо інших типів мантійних розломів і є тими зонами проникності, що відіграють роль транспортних шляхів для мантійних флюїдонасичених розплавів. Для УЩ яскравим прикладом є стовбурна зона, виявлена в центральній частині Кіровоградського мегаблока. Вона та подібні зони є важливим прогнозно-розшуковим чинником, який зумовлений просторово-часовою зміною тепло- й масопотоку. Доповнюють його інші важливі параметри кори: динаміка поведінки поверхні М, коефіцієнт лейкократовості Кл і гранітизації Кг, зовнішній прояв максимального рівня зрілості на поверхні фундаменту у вигляді купольно-кільцевої архітектури структури поверхні фундаменту, що найбільше притаманна Кіровоградському мегаблоку, особливості вертикального розчленування рельєфу як елемент активного прояву стовбурних зон на еродованій поверхні фундаменту. Згідно з наведеними чинниками, прогнозування та розшукові роботи на алмази найдоцільніше проводити, насамперед, в межах Кіровоградського мегаблока.

Результати досліджень генезису Зеленогайської структури переконливо свідчать, що спалахи кімберлітового вулканізму на УЩ відбувались на межі мезозою і кайнозою; це гарантувало збереженість вулканічних апаратів і відсутність ореолів розсіювання алмазу та його супутників, що потрібно брати до уваги в разі проведення розшукових досліджень.

Література

1. Матковский О.И., Федоришин Ю.И. Львівський період науково-педагогічної діяльності В.С.Соболєва і його значення у розвитку мінералогії та петрографії в Україні // Минерал. журн. - 1998. - Т. 20, № 6. - С.10-17.

2. Федоришин Ю.І., Бобрієвич О.П., Тарасюк О.Н., Чашка О.І., Князьков О.П. Геохіміко-петрохімічні особливості кімберлітів Приазов'я // Вісн. Львів. ун-ту. Сер. геол. - 1999. - Вип. 13. - С. 56-66.

3. Смірнов Г.І., Чашка О.І., Тарасюк О.Н., Бобрієвич О.П., Лебідь М.І., Князьков О.П., Дружинін Л.М. Федоришин Ю.І. Кімберліти України // Вісн. Львів. ун-ту. Сер. геол. - 2000. - Вип. 14. - С. 12-36.

4. Бекеша С.М., Кир'янов М.М., Побережська І.В., Федоришин Ю.І. Кімберліти Кіровоградського геоблока (Український щит): спроба класифікації // Мінерал. зб. - 2000. - № 50, вип. 1. - С. 41-46.

5. Федоришин Ю.І., Бекеша С.М., Гурський Д.С., Козар М.А. Прогнозування проявів кімберлітового магматизму в межах Приазовського геоблоку УЩ // Мін. ресурси України. - 2001. - № 2. - С. 3-6.

6. Бекеша С.М., Степанов В.Б., Федоришин Ю.І. Особливості кори звітрювання над кімберлітопроявами Приазовського геоблока (Український щит) // Мінерал. зб. - 2001. - № 51, вип. 1. - С. 121-129.

7. Bakun-Chubarow N., Bialowolska A., Fedoryshyn Yu. Mineral chemistry of the phlogopite- end Fe-Ti oxides phenocrysts from kimberlites of Novolaspinskaya and Yuzhnaya diatremes (Ukraine) // Prace specjalne Polskiego Towarzystwa Mineralogicznego. - 2001. - Z. 19. - P. 26-29.

8. Федоришин Ю.І., Бекеша С.М. Особливості серпентинізації та карбонатизації кімберлітів Приазов'я // Мінерал. зб. - 2002. - № 52, вип. 1. - С. 89-98.

Размещено на Allbest.ru