МЕГАКРИСТЫ Mg-ИЛЬМЕНИТА ИЗ КИМБЕРЛИТОВ АРХАНГЕЛЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ (РОССИЯ): ГЕНЕЗИС И ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ С КИМБЕРЛИТОВЫМ РАСПЛАВОМ И ПОСТКИМБЕРЛИТОВЫМ ФЛЮИДОМ
© 2013 г. А. Б. Голубкова*, А. А. Носова**, Ю. О. Ларионова**
*Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет 119839 Москва, Воробьевы горы e-mail: anastasia.golubkova@erdw. ethz. ch ** Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии PAH,
119017Москва, Старомонетный пер., 35 e-mail: nosova@igem.ru; ukalarionova@gmail.com Поступила в редакцию 17.05.2011 г.
Принята к печати 10.11.2011 г.
Были изучены мегакристы Mg-ильменита из кимберлитов Кепинского поля (трубка Котуга и силл 748д) и мантийных ксенолитов из трубки им. В.П. Гриба Архангельской алмазоносной провинции (ААП). Свидетельством генетической близости мегакристов Mg-ильменита и кимберлитов служат данные о Rb—Sr возрасте флогопита из ксенолита ильменитового клинопироксенита (384 млн. лет), который близок к возрасту вмещающих кимберлитов тр. Гриба (372 ± 8 млн. лет, Rb—Sr, Шевченко и др., 2004). На то же указывает и полученная нами оценка возраста кимберлитов трубки Котуга (378 ± 25 млн. лет). Микроэлементный и изотопный (Sr, Nd, O) состав мегакристов также свидетельствует об их генетической связи с кимберлитами. Соответствие изотопного состава Sr и Nd мегакристов (Mg-ильмениты из кимберлитов имеют 87Sr/86Sr(t) = 0.7050-0.7063, sNd(384) = +1.7, + 1.8, из ксенолита ильменит-гранатового клинопироксенита имеет 87Sr/86St(t) = 0.7049, sNd(384) = = +3.5) изотопному составу вмещающих кимберлитов рассматривается как довод в пользу генетического родства мегакристов Mg-ильменита и кимберлитового расплава. Изотопные составы кислорода в ильменитах (518O = 3.8-4.5%е), с учетом изотопного фракционирования ильменит-расплав, также свидетельствуют об их происхождении из расплава.
В составе реакционных кайм мегакристов ильменита были отмечены рутил, шпинелиды, перов-скит, титаномагнетит, что позволило, используя минеральные термооксибарометры, получить оценки соответствующих параметров образования минеральных пар. Образование ламелей рутила происходило при температурах не ниже 1000-1100°С и фугитивности кислорода Alg(NNO) « -3.7 при давлении порядка 40 кбар для ильменита из ксенолита клинопироксенита и при T = 1000-1100°С и фугитивности кислорода Alg(NNO) « -0.6 для ильменита из силла 748д. Рост шпинелидов происходил при взаимодействии ильменита с кимберлитовым расплавом при T = 1000-1100°С и фугитивности .кислорода Alg(QFM) « 1. Самым поздним является процесс развития кайм рутила (T < 1100°С и фугитивность кислорода Alg(NNO) « 4) и титаномагнетита (T = 600-613°С и фугитив-ность кислорода Alg(QFM) « 3.7). Полученная оценка /0 = Alg(NNO) -3.7 для процесса образования ламелей рутила по ильмениту в ильменит-гранатовом клинопироксените, учитывая оценки Р для клинопироксена из этого ксенолита в 45-53 кбар, может характеризовать окислительную обстановку на глубинных уровнях пребывания кимберлитового расплава трубки Гриба.
Ключевые слова: кимберлит, Mg-ильменит, мегакристы, Архангельская алмазоносная провинция, рутил, шпинелиды, мантийные ксенолиты, фугитивность кислорода, реакционные каймы.
DOI: 10.7868/S0016752513030035
ВВЕДЕНИЕ
Магнезиальный ильменит является одним из характерных минералов кимберлитов, где он присутствует в виде крупных поликристаллических образований (порфировые выделения), мелких
кристаллов в связующей массе, графических срастаний с клинопироксеном, включений в ме-гакристах оливина, флогопита и шпинели, редких кристаллов, ассоциирующих с алмазами, а также входит в состав ксенолитов мантийных и коровых пород [1, 2].
Особое внимание к изучению М§-ильменита связано, главным образом, с его использованием в качестве минерала-индикатора при проведении поисков и оценки алмазоносных кимберлитов [3, 4 и др.]. Исследование химического состава ильменита играет важную роль при оценке окислительных условий в кимберлитовом расплаве [4] или в пределах верхней мантии [5], а также при построении моделей формирования кимберлито-вых магм [6, 7].
В зависимости от состава ильменит из кимберлитов может быть отнесен к высоко-или низкохромистым ассоциациям мегакристов, происхождение которых остается дискуссионным. Предлагается несколько гипотез формирования мегакристов: 1) в качестве продуктов дезинтеграции мантийных пород [8, 9]; 2) как результат дифференциации "протокимберлитовой", кимбер-литовой [10, 1, 11, 2], меймечитовой [12], базани-товой [13] или пикритовой магмы [14]; 3) за счет воздействия метасоматизирующего богатого Бе, Т1, А1, 81 и Са флюида на мантийные породы [7].
Мегакристы М§-ильменита из кимберлитов отличаются, как правило, обратным распределением М§ и Сг от центра к краям зерен по отношению к нормальной ростовой зональности, что является отражением условий кристаллизации. Изучение зональности в М§-ильмените, таким образом, способствует пониманию процессов формирования и изменения мегакристов. Примеры обратной зональности были также описаны для ильменита из базальтов [15] и ксенолитов по-лимиктовых перидотитов из кимберлитов Южной Африки [16]. Одной из возможных причин формирования обратной зональности по М§ в ильмените может быть изменение в распределении М§ и Бе между ильменитом и другими минералами с понижением температуры [16], а также изменение состава минеральной ассоциации, кристаллизующейся совместно с ильменитом [2, 6]. Предполагается также, что кристаллизация магнезита на глубине и его распад при подъеме кимберлитовой магмы может приводить к обогащению М§ периферических частей зерен ильменита относительно их ядер [17].
В настоящей работе были изучены мегакристы М§-ильменита из кимберлитов Кепинского поля (трубка Котуга и силл 748д) и мантийных ксенолитов из трубки им. В.П. Гриба Архангельской алмазоносной провинции (ААП). Характерной особенностью минерального состава кимберлитов ААП является обильное присутствие мегакристов М§-ильменита в кимберлитах трубок и силлов Ке-пинского поля и в кимберлитах алмазоносной трубки им. В. Гриба и резко подчиненное количество М§-ильменита в составе кимберлитов Золо-тицкого поля, трубки которого представляют месторождение им. М.В. Ломоносова.
Mg-ильмениты из кимберлитов ААП наиболее детально были исследованы в работах В.К. Гаранина и его коллег [18, 19], однако основное внимание уделялось Fe—Ti оксидам из основной массы кимберлитов. Мегакристы Mg-ильменитов из трубки Гриба были детально изучены в работе [20], авторы которой определили, в том числе и микроэлементный состав мегакристов. Mg-иль-мениты из кимберлитов трубки Архангельская Золотицкого поля описаны в [21].
В настоящей работе была поставлена задача исследовать изменение состава мегакристов Mg-ильменита в ходе взаимодействия с кимбер-литовым расплавом для понимания причин возникновения высокомагнезиальных и высокохромистых составов. Также мы провели оценку физико-химических параметров протекания этих процессов. Для решения вопросов происхождения Mg-ильменита были привлечены данные по микроэлементому и изотопному составу мегакристов. Заметим, что в отличие от таких минералов-индикаторов алмаза как пироп и хромдиоп-сид, пикроильменит в отношении микроэлементного и изотопного состава изучен гораздо слабее; данная работа направлена также на восполнение этого пробела.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Элементный состав минералов был изучен с применением РЭМ с энергодисперсионной приставкой и рентгеноспектрального микроанализатора. Для исследований были использованы прозрачно-полированные шлифы, аншлифы и шашки с зернами Mg-ильменита.
Измерения на базе растрового электронного микроскопа "Jeol JSM-6480LV" с энергодисперсионным анализатором "INCA-Energy 350", проводились в Лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии МГУим. М.В. Ломоносова. Минералы анализировались сфокусированным пучком (2—2.5 мкм в диаметре) при ускоряющем напряжении 15 кВ, силе тока 15 ± 0.1 нА. Для нестабильных под электронным пучком структур (слюд) локальный анализ производился сканированием малых площадей (до 10 мкм в диаметре). Стандартная продолжительность накопления спектра 100 секунд. Калибровка прибора в процессе работы проводилась по металлическому кобальту. Погрешности измерения концентраций всех анализируемых элементов составляли при концентрациях от 1 до 5 мас. % не более ±10 отн. %; от 5 до 10 мас. % — до ±5 отн. %; свыше 10 мас. % — до ±2 отн. %. Минимальная идентифицируемая концентрация (порог обнаружения) в зависимости от элемента составляет от 0.12 до 0.3 мас. %.
Химический состав минералов изучался также на электронно-зондовом микроанализаторе
"JXA-8200" фирмы JEOL в Лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН. Анализ проводился при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе на цилиндре Фарадея 20 нА, диаметре зонда 1— 2 мкм. Время экспозиции на основные элементы составило 10 секунд, на примесные 20—40 секунд. Для обеспечения электропроводимости, образцы напылялись тонким слоем углерода. Расчет поправок осуществлялся по методу ZAF-коррекции с использованием программы фирмы JEOL. В качестве стандартов на основные элементы использовались соединения, близкие по составу к исследуемым фазам.
Измерение микроэлементного состава ильменита проводилось методом ICP-MS (PQ 2, VG, Англия) в ИПТМ РАН. Разложение образцов проводилось путем кислотного вскрытия. Пределы обнаружения (ПО) для REE, Hf, Та, Th, U составляли 0.02-0.03 ppm, для Nb, Be, Со - 0.03-0.05 ppm, для Li, Ni, Ga, Y — 0.1 ppm, для Zr — 0.2 ppm, для Rb, Sr, Ba — 0.3 ppm, для Cu, An, V, Cr — 1—2 ppm. Для проверки правильности анализа образцов использовался стандартный образец Габбро Эссекситовое СГД-1А (ГСО 521-84П). Относительное стандартное отклонение для всех образцов не превышало 0.3 при измерении содержания этих элементов до 5*ПО и не превышало 0.15 при измерении содержаний >5*ПО.
Содержания главных компонентов пород определялись методом рентгенофлюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН на спектрометре последовательного действия PW-2400 производства компании Philips Analytical B.V. П
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.