Наличие в Беларуси трубок взрыва (диатрем) установлено в 1989√1992 гг. целевыми на алмазы геофизическими и геолого-поисковыми работами РУП ╚Белгеология╩ [5]. В результате этих и последующих работ в юго-восточной части Беларуси (север Гомельской области) выявлено и более или менее детально изучено 24 диатремы. Они локализованы на небольшой, около 600 км², площади в районе г.г. Рогачева √ Жлобина (Жлобинское поле диатрем). Большая часть √ 19 из 23-х выявленных к 1993 г. трубок первоначально были определены как кимберлитовые (3 трубки), лампроитовые (9), кимберлит-лампроитовые или кимберлит-пикритовые (7 трубок) [4 и др.]. Это явилось главным основанием для проведения на трубках Жлобинского поля длительных поисковых работ на алмазы с бурением большого количества (около 200) скважин глубиной до 350-650 м каждая и многотонным опробованием пород трубок на алмазы и минералы-спутники.

Изучение пород трубок Жлобинского поля, начатое в ИГиГ НАН Беларуси авторами в 1995-1996 гг. и более углубленно продолженное в последующие годы, показало, что: 1) ни кимберлиты, ни лампроиты (в современной петрологической трактовке этих пород) в трубках Жлобинского поля, а также в выявленных позже, во второй половине 90-х гг., других верхнедевонских вулканомагматических образованиях ╚трубочного типа╩ (Уваровичское ╚поле╩, Южно-Уваровичский участок) не представлены; 2) все выявленные трубки этого поля образованы щелочно-ультраосновными вулканокластическими (туфы, туфобрекчии и др.) и субвулканическими породами подводящих даек. В них представлены все три семейства вулканических и гипабиссальных пород этого класса: щелочные пикриты, мелилититы и ультраосновные фоидиты (меланефелиниты, мелалейцититы). На других площадях, где в пределах аномалий ╚трубочного типа╩ вскрыты вулканические породы, среди них установлены также щелочные и субщелочные базальтоиды, трахиты и их туфы [1, 2, 3 и др.].

Такая петрографическая принадлежность и широкий видовой спектр пород диатрем Жлобинского поля и выявленных вулканомагматических образований других площадей, вместе с практическим отсутствием в них минералов-спутников алмаза и ксенолитов более глубинных, чем шпинелевые пироксениты, мантийных пород позволило авторам сделать вывод о бесперспективности названных объектов этого района на алмазы и о сомнительной инситности единичных знаков минералов-спутников и микрозерен алмаза, обнаруженных в отдельных пробах пород некоторых трубок. Вместе с тем были даны рекомендации о необходимости расширения территории и уточнения направлений и методики поисковых работ на алмазы в Беларуси, где могут быть новые поля трубок взрыва, среди которых, возможно, представлены и кимберлитовые. Было также высказано предположение о наличии в составе щелочного базит-ультрабазитового комплексаэтого района карбонатитов, так как проявления карбонатитового магматизма являются одной из характерных особенностей щелочных формаций областей современного и древнего рифтогенеза, к одной из которых относится юго-восточная часть территории Беларуси. (В ее пределах расположено крайнее, западное звено позднепалеозойского Донецко-Днепровского-Припятского рифтового пояса). В пользу такого предположения свидетельствовало и наличие в субвулканических щелочных долерито-базальтах, частично вскрытых в пределах аномалий ╚трубочного типа╩ южнее Жлобинского поля (Уваровичская площадь), штокверковых прожилков и отдельных более толстых (до 10-20 см) жил явно эндогенной природы, сложенных среднезернистым кальцитом с незначительной примесью полевого шпата и рудного минерала. Эти образования предположительно рассматриваются нами как кальцитовые карбонатиты (севиты) в их жильной фации.

Убедительное подтверждение такого предположения получено авторами при изучении разреза скважины ╧772, пробуренной в 2006 г. с целью заверки небольшой магнитной аномалии ╚трубочного типа╩ Лучин√3 Жлобинского поля диатрем. Этой скважиной под отложениями средней юры в интервале глубин 137-251,5 м пройден новый, не встречавшийся ранее разрез верхнедевонских вулканогенных образований. В нем последовательно сверху√вниз вскрыты мелилититовые туфы, оливиновые мелилититы и флогопитовые карбонатиты. Эти породы неоднократно чередуются в разрезе скважины с интервалами дробленных доломитовых и глинисто-карбонатных пород вмещающих осадочных толщ девона.

(≈ 137-207 м) вскрытого разреза, в котором они чередуются с интервалами массивных мелилититов и осадочных пород: доломитов, мергелей и др. Туфы в поднятом керне представлены литокластическими, преимущественно мелкопсефитовыми и псефито-псамитовыми разностями зеленовато-серого цвета, участками буроватыми, довольно ╚чистыми╩ или с разной примесью ксеногенного материала √ обломков доломитов, мергелей, глин, реже песчаников и других пород из вмещающих толщ платформенного чехла. Ювенильный литокластический материал туфов состоит из автолитовых обломков и лапиллей с рваными и ╚изъедеными╩ (кородированными) краями. Они сложены в разной степени раскристаллизованными и измененными оливиновыми мелилититами (их петрографическое описание следует ниже) и сцементированы обильным цементом базального типа, состоящим из мелко-среднезернистого кальцита с разной примесью гидроокислов железа, глинистых и других минералов √ продуктов вторичных изменений мелкого пирокластического материала. Туфы содержат частые разноориентированные прожилки кальцита, в раздувах которых нередки мелкие гнезда кварца. Химический состав проанализированных образцов этих туфов приведен в таблице.

Оливиновые мелилититы, судя по поднятому керну и каротажу, пройдены в интервалах глубин 154√170, 179√175, 188√195,5 м. Это преимущественно темно-зеленовато-серые, в несколько более свежих разностях почти черные с зеленоватым оттенком сильно измененные (палеотипного облика) вулканические породы мелкопорфировой структуры, массивной текстуры, в разной степени трещиноватые. В приконтактовых зонах они нередко брекчированы, с обильными кальцит-цеолитовыми микропрожилками. Порфировые вкрапленники размерами от долей до 1-2 мм, составляющие до 10-15% породы, представлены в основном оливином, полностью замещенном вторичными минералами: серпентином, карбонатами, рудными и др., и небольшим количеством микровкраплеников мелилита, так же замещенного вторичными минералами, в основном, видимо, себоллитом. Основная масса состоит из удлиненно-таблитчатых микролитов мелилита (до 20-30%), замещенного вторичными минералами, округло-изометричных, неправильных и частично идиоморфных микрозерен магнетита (до 5-7%), небольшого количества микролитов оливина второй генерации, редких чешуек флогопита и первично стекловатого базиса, полностью перекристаллизованного и замещенного смесью вторичных минералов. Из них микроскопически идентифицируются карбонаты, рудные, гидрослюды и глинистые минералы. Такой минеральный состав этих пород позволяет отнести их к разновидности беспироксеновых оливиновых мелилититов, не содержавшей модальных фельдшпатоидов, так как в шлифах признаков их былого наличия, т.е. псевдоморфоз по этим минералам, не наблюдается. По большинству основных породообразующих оксидов (SiO₂, TiO₂, оксиды Fe, MnO, MgO, сумма щелочей, P₂O₅) они соответствуют беспироксеновым оливиновым мелилититам (см. таблицу). Обращает на себя внимание низкое, по сравнению с типичными мелилититами, содержание в них Al₂O₃иCaO. Если резко сниженное содержание СаО (от 3,38 до 4,10% при 13√17% в оливиновых мелилититах) может быть обусловленно сильной вторичной измененностью этих пород и выносом кальция, то пониженное содержание Al₂O₃пока не получило удовлетворительного объяснения.

Карбонатиты приурочены в основном к нижней части разреза (гл. 195,5 √251,5 м). В керне, поднятом с этой глубины, они разделены двумя интервалами (207√228 и 235√242 м) вмещающих осадочных пород √ доломитов, мергелей и др. Карбонатиты √ пепельно-серые породы, в значительно измененных разностях √ с зеленоватым оттенком, мелко-тонкозернистые, массивной текстуры, с частыми разноориентироваными кальцит-цеолитовыми прожилками толщиной до 0,5 см. Основными породообразующими минералами карбонатитов, вскрытых в этом разрезе, являются кальцит, тетраферрифлогопит и рудные минералы. Кальцит составляет большую часть (около 60 √ 65%) породы. Он образует ее основную, карбонатную ╚матрицу╩ в виде неравномернозернистых оптически разноориентированных агрегатов и отдельных более крупных ксеноморфных монокристаллов. Агрегаты кальцита более или менее равномерно ╚нашпигованы╩ выделениями (чешуйками) и отдельными более крупными пойкилокристаллами тетраферрифлогопита с четкими, большей частью неровными, частично линейными (кристаллографическими) ограничениями и сравнительно мелкими (до 0,1 √ 0,2 мм) зернами рудных минералов. Тетраферрифлогопит, содержание которого около 25√30%, имеет все присущие этому минералу оптические характеристики. В проходящем свете он светло-буровато-желтый, с обратной схемой абсорбции. Кристаллы флогопита с четкими, в большинстве неровными, частично линейными (кристаллографическими) ограничениями, имеют явно выраженный относительный (по сравнению с кальцитом) идиоморфизм. Рудные минералы в количестве 5√7% образуют две четко различающиеся генерации: относительно крупные (0,1√0,2 мм) округло-изометричные и тетрагональные зерна, реже сростки магнетита; более мелкие (0,05 √ 0,01 мм) зерна ильменита примерно такого же, как и магнетит, габитуса. Из второстепенных минералов микроскопически определяются: калиевый полевой шпат в виде мелких ксеноморфных выделений среди агрегатов кальцита и апатит (редкие микрокристаллы, включенные в тетраферрифлогопит), а из вторичных √ хлорит, развитый по отдельным чешуйкам тетраферрифлогопита. Химический состав этих карбонатитов приведен в таблице. Высокое содержание в них СаО (28,5-31,5%), при относительно низком MgO (8,4-9,8%), свидетельствует о том, что карбонатным минералом этих пород является кальцит, а практически весь оксид MgO, судя по достаточно высокому содержанию кремнезема (14,0-16,8%), входит в состав тетраферрифлогопита, что согласуется с результатом их микроскопического изучения. Из элементов примесей установлено довольно высокое содержание в этих породах хрома (784-1000 г/т), стронция (до 1300 г/т) и бария (1000 г/т).

Низкий, менее 30-40%, вынос керна не позволяет, даже с учетом каротажа, составить детальный разрез вулканических образований, вскрытых этой скважиной. К тому же они пройдены лишь частично и, судя по чередованию их с интервалами осадочных пород девона, в приконтактовой (с этими породами) зоне. Не представлены в имеющемся керне и контакты этих вулканических пород между собой, что не дает непосредственных данных об их пространственно-временном соотношении. Но так как карбонатиты приурочены в основном к нижней части вскрытого разреза, а на некоторых интервалах представлены и в керне из верхней его части (среди преобладающих мелилититовых туфов), то можно предположить, что в первом случае они частично или полностью выполняют более низкую жерловую часть вулканической постройки, а во втором √ образуют в туфах верхней, жерлово-кратерной части мелкие ╚инъекции╩ в виде апофиз или жил. Следовательно, карбонатиты внедрились на более позднем, возможно, заключительном этапе формирования данного вулканического объекта. В пользу такой последовательности свидетельствуют и упомянутые выше штокверки и жилы кальцитовых карбонатитов в субвулканических щелочных долерито-базальтах "соседней" Уваровичской площади.

1. Веретенников Н.В., Корзун В.П., Корнейчик А.В и др. Диатремы Беларуси // Минерально-сырьевая база республики Беларусь: состояние и перспективы. Тез. докл. Минск, БелНИГРИ, 1997. С. 101-102.

2. Веретенников Н.В., Корзун В.П., Лапцевич А.Г., Михайлов Н.Д. Петрология трубок взрыва Жлобинского поля (Беларусь) // ЛЁтасфера. МЁнск. 2001. ╧1(14). С. 46-55

3. Веретенников Н.В., Корзун В.П., Махнач А.С., Лапцевич А.Г. Верхнедевонские вулканогенные образования района Уваровичей // Докл. НАН Беларуси. 2001. Т. 45. ╧1. С. 100-102.

4. Никитин Е.А., Хомич П.З., Левый М.Г. и др. Трубки взрыва кимберлит-лампроитовых пород Беларуси и проблема их алмазоносности // ЛЁтасфера. Минск. 1994. ╧ 1. С. 168-175.

5. Хомич П.З., Никитин Е.А., Гришко А.И. и др. Новая область развития кимберлитового магматизма на западе Восточно-Европейской платформы // Докл. АН Беларуси. 1993. Т. 37. ╧ 1. С. 83-86.