CC BY
70
DOI: 10.24411/0869-7175-2019-10022 УДК 549.211:543.42
© Г.К.Хачатрян, Т.И.Колесникова, 2019
I Методика исследования оливина и хромдиопсида с помощью ИК-Фурье микроскопа и возможности её использования при шлихо-минералогических поисках месторождений алмаза
Г.К.ХАЧАТРЯН, Т.И.КОЛЕСНИКОВА (Федеральное государственное бюджетное учреждение «Центральный научно-исследовательский геологоразведочный институт цветных и благородных металлов» (ФГБУ «ЦНИГРИ»); 117545, г. Москва, Варшавское шоссе, д. 129, корп. 1)
Разработана новая методика анализа зёрен оливина и хромдиопсида с помощью ИК-Фурье микроскопа. По ИК-спектрам установлены типоморфные свойства этих минералов, позволяющие судить об их кимберлитовом источнике. Предлагаемая методика позволяет быстро идентифицировать оливины и диопсиды в пробах без разрушения зёрен, выявлять среди них минералы-спутники алмаза и может быть использована при шлихо-минералогических поисках алмазных месторождений.
Ключевые слова: шлихо-минералогический метод, минералы-спутники алмаза, оливин, клинопироксен, хромдиопсид, типоморфные свойства минералов, ИК-Фурье спектроскопия, ИК-спектры, волновые числа.
khachatryan_g_k@mail.ru
kolesnikova2456@mail.ru
Хачатрян Галина Карленовна доктор геолого-минералогических наук
Колесникова Татьяна Ивановна
I Methodology of the study of olivine and chrome-diopside by using the FTIR microscope and the possibility of its use in concentrate-mineralogical prospecting of diamond bearing
G.K.KHACHATRYAN, T.I.KOLESNIKOVA (Central Research Institute of Geological Prospecting for Base and Precious Metals)
A new technique to analyze olivine and chromodiopside grains using an IR Fourier microscope was developed. IR spectra allowed to determine typomorphic properties of these minerals suggesting their kimberlite source. This technique enables prompt olivine and diopside identification in samples (no grains are destructed) as well as diamond associated minerals and could be used in panning-mineralogical prospecting for diamond deposits.
Key words: panning-mineralogical method, diamond associated minerals, olivine, clinopyroxene, chromodiopside, typomorphic mineral properties, IR Fourier spectroscopy, IR spectra, wave numbers.
В основе шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений лежит типоморфизм алмаза и его минералов-спутников: гранатов, ильменита, хромшпинелидов, клинопироксенов, оливинов и других, наиболее важной характеристикой которых является химический состав, отражающий условия кристаллизации. Поисковое значение различных минералов-спутников алмаза зависит от объекта и геологической специфики района поисков. Нередко содержание этих минералов в шлиховых пробах крайне низкое, а сами они имеют нетипичную окраску и очень малые размеры, что затрудняет их идентификацию. В такой ситуации рационально использовать экспрессный ме-
тод исследования мелких зёрен минералов с применением ИК-Фурье микроскопа [9]. Данный метод позволяет быстро идентифицировать минералы и оценивать особенности их химического состава без разрушения анализируемых зёрен. Это является преимуществом по сравнению с общепринятым в ИК-спектроскопии способом изучения «порошковых», то есть предварительно растёртых в ступке образцов.
Ранее авторы в работе [9] показали, что среди гранатов шлиховых проб могут быть надёжно диагностированы хромистые пиропы. Цель настоящей работы -расширение спектра минералов-спутников алмаза, которые могут быть детально проанализированы с
помощью ИК-Фурье микроскопа. При этом в качестве главных объектов исследования были выбраны оливин и хромдиопсид.
Оливин - главнейший породообразующий минерал кимберлитов, который используется при шлихо-мине-ралогических поисках алмазных месторождений совместно с другими минералами-спутниками алмаза [7]. В кимберлитах наиболее распространены существенно магнезиальные оливины с содержанием форстерита более 82% [2]. Визуальная диагностика оливина в шлиховых пробах затруднена из-за его внешнего сходства с другими минералами (пироксен, эпидот). К тому же очень часто в кимберлитах и лампроитах оливин интенсивно серпентинизирован.
Среди клинопироксенов кимберлитов, как правило, преобладают кальций-магниевые. При этом клинопи-роксены эклогитового парагенезиса характеризуются повышенным содержанием натрия, а ультраосновного -соответственно, хрома [4]. Диопсид с содержанием Сг203 не менее 0,5 мас.% принято называть хромдио-псидом [3].
Хромдиопсид, обладающий яркой изумрудно-зелёной окраской, является важным поисковым минералом кимберлитов. Считается, что из-за своей хрупкости он не выдерживает длительной транспортировки, в связи с чем его наличие в шлиховых ореолах служит признаком близости его коренного источника [7].
Внешне хромдиопсид из кимберлитов зачастую практически не отличается от хромдиопсида из других пород ультраосновного и основного составов. По этой причине при анализе шлиховых проб необходимы дополнительные инструментальные исследования это-
го минерала. Так, И.П.Илупин на основании анализа статистически представительного материала предлагал определять хромдиопсид из кимберлитов по соотношению в нём содержаний (мас.%) оксидов натрия и алюминия [3].
Спектры зёрен оливинов и клинопироксенов регистрировались на приборе марки Nicolet 380 с микроскопом Centaurus компании THERMO Scientific в диапазоне 650-4000 см-1. Методика исследований подробно охарактеризована авторами в предыдущих работах [8, 9].
Оливин. Обзор публикаций, посвящённых анализу «порошковых» спектров природных и синтезированных оливинов разного состава, проведён в работе [5]. Спектры минералов оливиновой группы имеют ряд общих особенностей и характеризуются системой из трёх интенсивных линий в области 800-1010 см-1 (рис. 1, А-1), обусловленных колебаниями тетраэдров SiO4 в структуре оливина. Симметрия кремнекислородных тетраэдров зависит от размеров катионов, слагающих кристаллическую решётку оливина, причём при переходе от фаялита к форстериту по мере увеличения магнезиальности отмечается повышение частоты Si-O колебаний. Наиболее чувствительна к железо-магниевым замещениям в структуре оливинов частотная характеристика линии в области 963-1001 см-1. На рис. 1, А-1 указанной линии соответствует волновое число 982 см-1. Также в ИК-спектрах оливинов из ксенолитов мантийных пород в кимберлитах прослеживаются многочисленные полосы поглощения в области 3200-3730 см-1 (рис. 2, Б), обусловленные колебаниями ОН--групп. Природа этих полос дискутируется. С
2000 1500 1000 500 4000 3500 2500 2000 1500 1000 500
Волновое число (v), см"1 Волновое число (v), см"1
Рис. 1. ИК-спектры оливина (А) и диопсида (Б), полученные для порошкообразных образцов (1) и индивидуальных зёрен (2)
^ш
Рис. 2. Характерные черты ИК-спектров зёрен оливина из кимберлитов:
А - зависимость волнового числа в области 2015-2030 см 1 (у1) от содержания форстерита ^о, %) в оливине; Б - полосы поглощения около 3570 и 3525 см-1
одной стороны, большинство из них относят к структурным водородным дефектам в составе номинально безводных мантийных минералов [6, 11]. С другой стороны, рассматриваемые ОН-группы могут входить не только в структуру самого оливина, но и в состав замещающих его вторичных гидроксилсодержащих минералов (серпентина, талька и др.), а также в состав субмикроскопических дефектов в оливиновой матрице, состоящих из гидросиликатных фаз высокого давления [10]. На примере анализа ИК-спектров оливинов из трубки Удачная можно предположить, что линии ИК-спектра 3730-3670 см-1 связаны с примесями гидроксилсодержащих минеральных фаз, а остальные, возможно, обусловлены собственными структурными дефектами кристаллической решётки оливина [12].
Объекты исследования. С применением ИК-Фурье микроскопа изучена коллекция из 21 зерна оливина из трубки им. В.Гриба (Архангельская область) и неалмазоносной трубки Обнаженная (Якутия), а также из аллювия на поисковых площадях Кепинская (Архангельская область.) и Пялицкая (Кольский п-ов). Окраска зёрен варьирует от желтоватой почти бесцветной до оливковой, размер зёрен от 0,02 до 0,1 мм. Все образцы были предварительно проанализированы с помощью микрозонда. Из табл. 1 видно, что оливины из кимберлитов характеризуются максимально высокими содержаниями (мас.%) оксида магния 49-53 и 48-51,
соответственно, для трубок им. В.Гриба и Обнаженная. В целом для оливинов из проб поисковых площадей характерна более низкая магнезиальность (см. табл.1).
Для сравнения авторы данной статьи изучили несколько зёрен оливина различного состава из пород дифференцированных базитовых магматических комплексов Норильского района (коллекция В.К.Степанова) и оливин из вкрапленника в вулканических породах о. Тенерифе (предоставлен И.Г.Третьяковой).
ИК-спектроскопия оливинов. «Монокристальные» спектры оливина (см. рис. 1, А-2) из кимберлитов (трубка им. В.Гриба) по форме и положению спектральных максимумов отличаются от «порошковых», заимствованных из библиотеки ИК-спектров HR-Min-erals (см. рис. 1, А-1). При этом наиболее характерным участком спектров зёрен оливина из кимберлитов является система линий в области 1600-2030 см-1 (см. рис. 1, А-2), которые, согласно работе [13], представляют собой обертоны полос поглощения в интервале 8001010 см-1, проявляющихся в «порошковых» ИК-спек-трах оливина (см. рис. 1, А-1). В табл. 2 приведены наиболее типичные спектральные линии изученных зёрен из кимберлитов и аллювия. Анализ этих данных позволяет выделить две системы линий, характеризующих спектр оливина. Первая представлена шестью максимумами поглощения в области 1600-2030 см-1 (см. табл. 2), три из них основные: 2015-2030(v1),
1. Химический состав оливинов изученной коллекции. По данным микрозондового анализа
№ пп 1\/!,.,...■,, Концентрация элементов (мас.%)
Образцы проб эю2 тю2 ЧО3 СГ2О3 ЕеО МпО MgO СаО ^2О К2О МО гпО Сумма
1 441-94/ 235-10 Трубка им.В.Гриба, Архангельская область 41,11 0,00 0,05 0,04 6,29 0,14 51,86 0,03 0,03 0,00 0,42 0,00 99,97
2 441-94/ 235-12 40,70 0,05 0,00 0,05 7,65 0,09 50,67 0,04 0,04 0,01 0,36 0,03 99,69
3 441-94/ 235-14 40,20 0,05 0,07 0,00 8,00 0,17 50,28 0,03 0,00 0,00 0,37 0,00 99,17
4 441-94/ 235-15 40,30 0,02 0,02 0,06 6,30 0,08 52,67 0,00 0,02 0,00 0,38 0,00 99,85
5 О-1 Трубка Обнаженная, Якутия 40,69 0,00 0,00 0,12 7,14 0,28 51,37 0,00 0,13 0,00 0,51 0,00 100,24
6 О-2 39,54 0,05 0,00 0,00 9,98 0,18 48,07 0,00 0,00 0,00 0,47 0,11 98,39
7 МК-30 Аллювий, Пялицкая площадь, Кольский полуостров 39,85 0,02 0,04 0,02 14,78 0,22 44,52 0,13 0,04 0,02 0,41 0,00 100,05
8 МК-35 40,41 0,00 0,03 0,02 10,19 0,23 47,37 0,20 0,18 0,00 0,28 0,00 98,91
9 МК-39 40,03 0,00 0,08 0,00 13,77 0,21 44,45 0,22 0,00 0,01 0,25 0,04 99,06
10 230-1 Аллювий, Кепинская площадь, Архангельская область 39,67 0,04 0,16 0,35 11,06 0,22 47,24 0,01 0,00 0,02 0,36 0,03 99,16
11 230-2 39,85 0,03 0,01 0,00 13,10 0,37 45,69 0,38 0,00 0,00 0,21 0,00 99,64
12 307-1 39,43 0,01 0,04 0,03 13,34 0,21 45,47 0,00 0,00 0,00 0,25 0,04 98,82
13 307-2 41,29 0,00 0,03 0,00 4,67 0,10 51,30 0,00 0,00 0,00 1,09 0,00 98,48
14 388-7 39,64 0,02 0,00 0,00 13,56 0,29 45,24 0,03 0,00 0,02 0,24 0,00 99,04
15 396-13 39,93 0,01 0,04 0,03 13,74 0,21 44,91 0,00 0,00 0,00 0,28 0,00 99,15
16 396-14 39,48 0,04 0,03 0,03 12,22 0,25 46,13 0,67 0,00 0,00 0,17 0,00 99,02
17 396-16 39,48 0,03 0,04 0,05 12,79 0,24 45,76 0,70 0,02 0,00 0,11 0,01 99,23
18 396-18 39,31 0,03 0,03 0,04 14,13 0,23 44,47 0,02 0,00 0,00 0,30 0,00 98,56
19 396-20 38,81 0,02 0,03 0,03 14,50 0,30 44,10 0,49 0,02 0,00 0,23 0,00 98,53
20 400-4 39,11 0,00 0,04 0,01 15,02 0,18 44,55 0,02 0,00 0,00 0,31 0,02 99,26
21 400-5 40,15 0,05 0,03 0,12 7,75 0,06 49,68 0,18 0,02 0,00 0,52 0,01 98,57
1774-1785(у2) и 1663-1681^3) взаимосвязаны с магне-зиальностью оливина. Вторая система линий (п4, п5, V п7) в области 3500-3700 см-1 обусловлена составом и концентрацией гидроксильных групп, входящих в структуру оливина или его фазовых примесей.
Наиболее значимая корреляция установлена между составом оливина (содержание форстерита, Бо,%) и положением спектральной линии 2015-2030 см-1 (п1). Эта зависимость показана на рис. 2, демонстрирующем прямую корреляцию между п1 и относительным содержанием форстерита в оливине. Таким образом, спектральный максимум 2015-2030 см-1 (п1) служит количественным индикатором магнезиальности оливина, что может быть использовано при экспресс-анализе состава оливина с целью установления типа его источника - кимберлитовый или иной.
Типоморфизм оливина из кимберлитов. Как уже отмечалось, одним из важных идентификационных признаков оливина из кимберлитов служит существенно форстеритовый состав минерала (Бо >82%). Однако данный признак является необходимым, но
не достаточным для отнесения оливина к индикаторным минералам кимберлитов. Это видно на примере изученных образцов. Так, оливины из кимберлитов (Ро90-94) характеризуются параметром п1 не менее 2015 см-1 (см. рис. 2, А), что сопоставимо с величиной v1 (2022 см-1), измеренной в спектре оливинового вкрапленника (Бо96) из вулканических пород Тенерифе. В то же время для оливинов из магматических пород Норильского района (Ро80-90) параметр п1 ниже, чем для оливинов из кимберлитов, и не превышает 2010 см-1. Иначе говоря, разделить оливины из разных источников только по волновым числам v1 удаётся не во всех случаях. Для решения этой задачи необходимы дополнительные отличительные признаки оливина из кимберлитов. К числу таких признаков можно отнести спектральные линии ОН-групп, которые типичны для мантийных минералов [11]. Из рис. 2, Б видно присутствие чётких пиков гидроксильных групп ~3570 и ~3525 см-1 (у6 и v7), а также менее интенсивных ~3605 и 3670-3690 см-1 (V и v4) в спектрах оливина из трубки им. В.Гри-ба. Линии V,, V, V и V, но с иным соотношением ин-
4 5 6 7
2. ИК-спектроскопические характеристики изученных оливинов
Волновые числа, см-1
№ п/п № образца Fo, % Обертоны колебаний SiO4-тетраэдра Валентные колебания ОН-групп
У2 У3 У4 У5 У7
Кимберлиты трубки им. В.Гриба, Архангельская область
1 441-94/235-10 94 2024 1781 1674 3677 3607 3571 3523
2 441-94/235-12 92 2023 1777 1676 3674 3608 3570 3522
3 441-94/235-14 92 2023 1783 1674 3682 3604 3570 3523
4 441-94/235-15 94 2029 1785 1676 3687 3605 3572 3523
Кимберлиты трубки Обнаженная, Якутия
5 ОЬ-1 93 2022 1780 - 3684 - 3571 3525
6 ОЬ-2 90 2024 1783 1672 3684 3609 3570 -
Аллювий Палицкой площади, Кольский полуостров
7 МК-30 84 2016 1776 1663 - - - -
8 МК-35 84 2020 1781 1669 3684 - 3563 3520
9 МК-39 85 2019 1778 1670 - - - -
Аллювий Кепинской площади, Архангельская область
10 230-1 88 2021 1779 1672 - - 3567 3525
11 230-2 86 2020 1774 1673 - - 3563 3521
12 307-1 86 2018 1777 1671 - - 3562 3520
13 307-2 94 2027 1781 1675 3680 - - -
14 388-7 86 2020 1780 1672 - - 3562 3522
15 396-13 85 2018 1779 1670 - - 3563 3520
16 396-14 87 2019 1777 1670 - - 3563 -
17 396-16 87 2021 1782 1671 - - 3561 3515
18 396-18 85 2024 1778 1671 - - 3561 3515
19 396-20 85 2015 1783 1674 - - 3562 -
20 400-4 84 2020 1778 1671 - - 3565 3522
21 400-5 92 2024 1782 1672 3686 - 3567 3517
Породы Норильска
22 №1 90 2010 1778 1665 3679 - - -
23 №2 80 1994 1769 1662 3672 - - -
Вулканические породы о. Тенерифе
24 01-Шс 96 2022 1778 1670 - - - -
Примечание. «-» - полосы поглощения не зафиксированы; Ео,% - содержание форстерита в оливине.
тенсивностей присутствуют в спектрах оливина из трубки Обнаженная (см. рис. 2, Б и табл. 2). По мнению авторов работы [12], линии ~3605 и 3670-3690 см-1 (у5 и v4) могут быть связаны с примесями серпентина и талька - вторичных минералов, развивающихся по оливину. Вместе с тем линии ~3570 и ~3525 см-1 (у6 и v7) в спектрах оливина эти же авторы относят к колебаниям структурных гидроксильных групп. Весьма характерно, что линии v6 и v7 отсутствуют в спектрах
норильских оливинов, а также оливинов вулкана о.Те-нерифе.
Хромдиопсид. ИК-спектрам клинопироксенов и их интерпретации посвящён ряд публикаций А.Н.Лазарева, основные результаты которых сведены в работе [5]. Согласно этим данным, в «порошковых» спектрах клинопироксенов полосы в области 400-600 см-1 обусловлены деформационными колебаниями Si-O, а также валентными колебаниями М-0 (металл-кислород),
1 2 3
Na20, мас.%
Рис. 3. Внешний вид (А) и особенности химического состава зёрен хромсодержащего и хромового диопсида на диаграмме И.П.Илупина [3] (Б). На фото зёрна хромдиопсида из шлих-протолочной пробы из трубки им. В.Гриба:
трубки: 1 - ЦНИГРИ-Архангельская, 2 - им. В.Гриба, Архангельская область, 3 - № 7, Финляндия; 4 - рыхлые ледниковые отложения, Карелия; 5 - терригенные отложения карбона, Архангельская область; 6 - области составов: а - хромдиопсиды из ультрамафитов, б - хромдиопсиды из глубинных включений (ксенолитов) из щелочных базальтов, в - наиболее распространённые хромдиопсиды из кимберлитов; цифрами обозначены разные пробы (см. табл. 3)
а полосы в области 670-880 и 900-1120 см-1 - соответственно, валентными и деформационными колебаниями в цепочках Si2O6.
Объекты исследования представляли собой хромистые и хромсодержащие диопсиды из трубок им. В.Гриба (Архангельская область), №7 (Финляндия), Галл (Ангола), Загадочная (Якутия), верлитов (Полярный Урал), терригенных отложений (Архангельская область, Карелия). Размер зёрен варьировал от 0,02 до 0,15 мм, окраска от изумрудно-зелёной до ярко-зелёной. Часть изученных зёрен диопсида была проанализирована с помощью рентгеновского микроанализатора, а их состав отражён в табл. 3 и на рис. 3. Большинство из этих образцов, в соответствии с данными И.П.Илупина (1988), могут быть отнесены к хром-диопсидам из кимберлитов (см. рис. 3). Для сопоставления спектральных характеристик клинопироксенов разного состава также были изучены образцы диопсида (Прибайкалье), геденбергита (Тырныауз) и авгитов (о. Тенерифе и Норильский район). Эти клинопироксены были идентифицированы авторами данной статьи по порошковым спектрам с помощью электронной библиотеки спектров HR-Minerals.
ИК-спектроскопия клинопироксенов. ИК-спектр зерна диопсида из Прибайкалья показан на рис 1, Б-2. Спектр характеризуется интенсивными линиями в диапазоне 600-1150 см-1, обусловленными колебаниями Si2O6 цепочек. По сравнению с «порошковым»
спектром диопсида (см. рис. 1, Б-1) положение и соотношение интенсивностей спектральных линий в «монокристальном» спектре иное. Однако некоторые линии, например, 674-683 и 993-994 см-1 прослеживаются в спектрах обоих типов. Общей чертой сопоставляемых спектров также является пик в области колебания ОН-групп: 3600-3700 см-1. Кроме того, в спектре зерна диопсида (см. рис. 1, Б-2) присутствуют три максимума поглощения в области 1300-1700 см-1, которые, по-видимому, являются обертонами деформационных колебаний Si2O6 цепочек, проявляющихся в диапазоне 670-880 см-1, а также система полос с главным максимумом около 1965 см-1. Последние, предположительно, соответствуют обертонам валентных колебаний Si2O6 цепочек (993, 1036, 1150 см-1).
Спектральные характеристики изученных зёрен клинопироксена приведены в табл. 3 и на рисунках 4 и 5.
Как видно из рис. 4, спектры диопсидов разного состава и геденбергита отличаются друг от друга по количеству и положению спектральных линий в диапазоне 900-1700 см-1. Как показывает сравнительный анализ полученных спектров, наибольшие вариации в зависимости от состава обнаруживаются для линий в областях 1500-1600 см-1 (vj и 1000-1060 см-1 (v2). Волновые числа v1 и v2 нарастают при переходе от геденбергита к диопсиду и далее к хромдиопсиду (см. рис. 4). Этот переход сопровождается уменьшением
es
3. Характеристика изученных зёрен клинопироксена и основные линии их ИК-спектров
№ Характеристика Состав примесей, мае. % п/п образца
А12Оэ Ка20 Сг2Оэ
Волновые числа, см 1
3200-3700 2000-2100 1930-1980 1860-1900 1600-1700 1520-1570 1090-1200 1010-1060 980-1000
СП
ш
1 Трубка ЦНИГРИ-Архан-гельская, пр. К3а1/163 1,52 1,84 2,67 3646, 3627, 3459 2042 1975 1894 1650 1553+1 - 105842 992
2 Трубка ЦНИГРИ-Архан-гельская, пр.КЗа4/171 1,48 1,36 1,03 3645,3459 2074 1974 1887 1624 1560 1150 1055+1 993
3 Трубка ЦНИГРИ- Архангельская, пр. КЗа-1 концентрат 1,48 1,52 1,43 3445 - 1975 - 1663 1553+2 1150 104442 -
4 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 441-60-83 3,06 2,78 2,04 3684, 3641, 3441 - 1952 - 1654 1548+1 1154 1043+3 993
5 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 7 2,62 2,5 1,94 3681,3624, 3444, 3297 - 1953 - 1653 1549 1173 1047 995
6 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 4 2,57 2,33 2,11 3683, 3630, 3447 - 1940 - 1662 1559 1178 1057 989
7 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 6 2,32 2,31 1,86 3681,3448 - 1956 - - 1552 1188 1057 991
8 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 3 2,43 2,27 2,03 3685, 3628, 3448 - 1962 - 1606 1560+3 1183 105142 992
9 Трубка им. В.Гриба, Архангельская обл., пр. 9 2,38 2,28 1,88 3688, 3646, 3422 - 1936 - 1665 1564+1 1182 105142 990
10 Трубка №7, Финляндия, пр. 6 2,24 1,48 0,16 3630, 3535, 3449, 3303 - 1971 1892 1652 1544 1159 1044 994
11 Трубка №7, Финляндия, пр. 10 1,5 1,41 1,59 3630,3444 - 1939 - 1649 1555 1184 1055 988
12 Трубка Загадочная, Якутия Н.д. Н.д. Н.д. 3680, 3637, 3441 - 1973 - 1639 1551+3 - 1046+3 996
13 Трубка Галл, Ангола, пр' 6141 Н.д. Н.д. Н.д. 3644, 3639, 3450 - 1969 1891 - 1543+3 1156 1041+3 991
14 Трубка Галл, Ангола, пр" 2309 н.д. Н.д. Н.д. 3624, 3534, 3453 2034 - - 1663 1550+3 - 1048+3 991
О) £ О) о ч 00 О) X X
ш 20 т О) О ь о
т
20
Ю
Ш
N1 О 1-»
и>
•XI
о
Продолжение табл. 3
№ п/п Характеристика образца Состав I фимесей, мас.% Волновые числа, см 1
А12о3 N8,0 Сг2Оэ 3200-3700 2000-2100 1930-1980 1860-1900 1600-1700 1520-1570 1090-1200 1010-1060 980-1000
15 Верлит, Полярный Урал, пр. А-29 Н.д. Н.д. Н.д. 3674, 3640, 3535,3461 2039 1972 1887 1665 1544+3 1135 1035 992
16 Отложения карбона, Архангельск, скв. А2/68-9 0,87 0,43 1,09 3633,3514, 3466,3301 2050 1972 1893 1643 1551+1 1180 1039 985
17 Рыхлые отложения, Карелия, пр. в 16-47/1 0,97 0,8 0,83 3641,3568, 3450 - 1971 1886 1643 1542+3 1132 1038+3 992
18 Рыхлые отложения, Карелия, пр. 217-3 2,75 2,25 2,14 3630,3448 - 1955 - 1671 1550 1147 1041 993
19 Рыхлые отложения, Карелия, пр. в 21-61 Н.д. Н.д. Н.д. 3636, 3527, 3458 - 1970 1891 1644 1550+2 1161 1038+3 994
20 Рыхлые отложения, Карелия, пр. 401-6 2,13 1,33 1,72 3636, 3563, 3447 2036 1968 1890 1645 1545 1153 1044 996
21 Диопсид, Прибайкалье (разные зерна) Н.д. Н.д. Н.д. 3640 - 1968 1892 - 1534 1129 1027 993
3641,3514, 3383 2150 1970 1890 1641 1538 1151 1036 995
22 Геденбергит, Тырныауз (разные зёрна) Н.д. Н.д. Н.д. 3532, 3490, 3422, 2034 1954 1873 1628 1528 1128 1021 990
2041 1951 1876 1617 1536 - 1016 985
2056 1956 1867 1625 1535 1149,1099 1020 990
2060 1955 1873 1627 1534 1150,1095 1020 999
23 Авгит, Норильский район, пр. 3 Н.д. Н.д. Н.д. 3633,3514 - 1970 1895 1638 1545 1146 1035 985
24 Авгит, Норильский район, пр. 4 Н.д. Н.д. Н.д. 3625, 3585, 3471 - 1971 1897 1644 1552 1150 1045 983
25 Авгит, Норильский район, пр. 5 Н.д. Н.д. Н.д. 3360, 3538, 3467 - 1969 1893 1646 1553 1160 1041 987
26 Авгит, вулкан о. Тенерифе Н.д. Н.д. Н.д. 3623,3521, 3456 - 1970 1892 1641 1552 1167 1041 992
Ь
Ч О ь о
т
20
Примечание. Н.д. - нет данных, «-» - отчётливые полосы поглощения не зафиксированы.
■
Рис. 4. Спектры зёрен геденбергита, диопсида и хромдио-псида в диапазоне 800-1800 см1, полученные с помощью ИК-Фурье микроскопа
катионного радиуса от 0,080 нм (Те2+) до 0,074 нм (М^2+) и 0,064 нм (Сг3+), соответственно. Очевидно, что вариации размеров и структурного положения катионов в кристаллической решётке клинопироксенов оказывают влияние на симметрию и взаимное расположение кремнекислородных тетраэдров в цепочках Si206. Это, в свою очередь, служит причиной вариаций частотных характеристик у1 и у2 в ИК-спектрах клинопироксенов разного состава. Однако чёткой корреляции между ка-тионным составом клинопироксенов и величинами у1 и у2 не наблюдается, так как соответствующие параметры связаны между собой лишь косвенно. При этом имеется тенденция увеличения параметров у1 и у2 с увеличением содержания Сг203 в диопсидах (см. табл. 3).
При анализе разных фрагментов одного и того же зерна клинопироксена были обнаружены вариации у1 и V обусловленные внутренней неоднородностью образцов и методической погрешностью измерений. Для таких зёрен определялись средние значения у1 и у2 и соответствующие им отклонения (см. табл. 3).
Несмотря на различный химический состав хром-диопсида и авгита, ИК-спектры сопоставляемых минералов достаточно похожи (см. табл. 3). Так, параметр у1 в спектрах хромдиопсида и авгита имеет близкие значения, а параметр у2 в спектрах хромдиопсида незначительно выше по сравнению с авгитом. Однако этот факт не является препятствием для идентификации хром-диопсида в шлиховых пробах благодаря существенным внешним отличиям зёрен ярко-зелёных хромдиопсидов от тёмноокрашенных преимущественно бурых авгитов.
В интервале 3200-3700 см 1 ИК-спектры диопсидов характеризуются максимумами поглощения 3300-3390 см-1 (у3), 3400-3500 см-1 (у4), 3505-3545 см-1 (у5), 36203645 см-1 (у6) и 3675-3685 см-1(у7). Как показал анализ электронной библиотеки спектров и литературных данных [1], комбинация линий у6 и у7 обусловлена примесью серпентина. Остальные линии в отсутствии у7 могут проявляться у хлорита, глинистых минералов и гидрослюд.
Типоморфные свойства хромдиопсида из кимберлитов. Как уже отмечалось, при проведении шлихо-мине-ралогических поисков алмазных месторождений важно не только идентифицировать в пробе хромдиопсид, но и отличить хромдиопсид из кимберлитов от хромдиопси-да ультраосновных пород. При этом одним из главных критериев выделения хромдиопсида из кимберлитовых пород служит соотношение концентраций № и А1 в минерале. Несмотря на то, что прямой зависимости между содержанием этих компонентов и спектральными характеристиками хромдиопсида не обнаружено, авторы данной статьи изучили изменчивость параметров у1 и у2 в ИК-спектрах клинопироксенов разного состава из пород различного типа. Для решения этой задачи проведено сопоставление спектральных характеристик клинопироксенов из кимберлитов четырёх трубок разных регионов и клинопироксенов из иных источников -ультраосновных и основных магматических пород, а также терригенных отложений (см. рис. 5). На рисунке для всех изученных клинопироксенов геденбергит-диопсидового ряда видна отчётливая положительная корреляция значений у1 и у2. Минимальными значениями этих параметров характеризуется геденбергит (у1 <1540 см-1, у2 <1025 см-1). Для диопсида и в особенности хромдиопсида наблюдается последовательное увеличение соответствующих значений, максимальные из которых достигают 1563 (у1) и 1057 (у2) см-1.
Как видно из рис. 5, фигуративные точки хромдио-псидов из кимберлитов занимают верхнюю часть диаграммы и характеризуются величинами у2 более 1040 см-1. Это значение можно принять за условную границу, разделяющую на диаграмме хромдиопсиды из кимберлитов и из ультраосновных пород, например, верлитов (см. табл. 3 и рис. 5).
Линии У3-У7 в области 3200-3700 см-1 в ИК-спектрах зёрен клинопироксенов, с точки зрения авторов, связаны с их вторичными изменениями. Эти линии не могут быть использованы в качестве типоморфной характеристики хромдиопсида из кимберлитов, так как состав вторичных минералов достаточно изменчив. Например, хромдиопсиды из трубок им. В.Гриба (Архангельская область), Загадочная (Якутия), а также из верлитов Полярного Урала в значительной мере серпентинизирова-ны (линии у6 и у7). При этом чёткие линии серпентина не наблюдаются в ИК-спектрах изученных клинопи-роксенов из кимберлитов трубок Финляндии и Анголы, а также из других типов пород.
Методика исследования оливина и хромдиопси-да с помощью ИК-Фурье микроскопа при шлихо-минералогических поисках месторождений алмаза. Выявленные авторами типоморфные спектральные характеристики оливина и хромдиопсида служат основой для разработки методики исследования этих минералов при проведении шлихо-минералогических поисков алмазных месторождений.
Типоморфными спектральными характеристиками оливинов из кимберлитов являются повышенные значения параметра v1 >2015 см-1 и присутствие линий ~3570 и ~3525 см-1 (у6 и v7). По этим признакам можно провести «разбраковку» оливинов, отобранных на поисковых площадях (см. табл. 3). Так, большинство оливинов, отобранных на Кепинской площади в Архангельской области, а также оливин, обнаруженный в пробе МК-35 на Пялицкой площади Кольского полуострова, по-видимому, имеют кимберлитовый источник.
Типоморфными свойствами хромдиопсида служат волновые числа двух спектральных линий в областях 1000-1060 и 1500-1600 см-1. Хромдиопсид из кимберлитов отличается от диопсида из других пород относительно повышенными значениями этих параметров: >1040 и >1540 см-1, соответственно. Согласно этому, среди хромдиопсидов из рыхлых отложений Карелии образцы из проб 217-3 и 401-6 наиболее вероятно относятся к кимберлитам.
Анализ оливина и диопсида из шлиховых проб с помощью ИК-Фурье микроскопа состоит в следующем:
1) проба, представленная минералами тяжёлой фракции шлиха либо визуально отобранными зёрнами оливина и клинопироксена, помещается на отражающую ИК-излучение подложку;
2) записываются ИК-спектры отдельных зёрен под ИК-микроскопом;
3) осуществляется идентификация минералов по их спектрам;
4) Определяются типоморфные характеристики оливина и клинопироксена;
5) типоморфные характеристики исследуемых минералов сопоставляются с соответствующими параметрами оливина и клинопироксена из кимберлитов;
6) на основе этого сопоставления и с учётом наличия в шлихах других индикаторных минералов кимберлитов делается вывод о типе источника оливина и клино-пироксена из шлиховых проб.
В заключение следует отметить, что типоморфные свойства оливина и хромдиопсида из кимберлитов, установленные с применением ИК-Фурье микроскопа, могут быть непосредственно использованы при исследовании шлиховых проб.
Разработанная методика способствует повышению эффективности шлихо-минералогических поисков месторождений алмаза. Это достигается за счёт более надёжной инструментальной идентификации минералов и быстрого получения количественной информа-
1060
1050
1040
1030
1020
1010
Геденбергит (Hed) -С^е[512Ов]
V,, см
1530 1540 1550 1560
НОШгШзЩ^ЩвЩвдЦ/ШвЩвСТ] 10
Рис. 5. Соотношение волновых чисел в областях 1525-
1565 см-1 и 1010-1060 см-1 (у2) в ИК-спектрах зёрен диопсида из кимберлитов и иных пород, а также в геден-
бергите:
1-5 - трубки: 1 - ЦНИГРИ-Архангельская, 2 - им. В.Гриба,
Архангельская область, 3 - № 7, Финляндия, 4 - Загадоч-
ная, Якутия, 5 - Галл, Ангола; 6 - верлит, Полярный Урал;
7 - терригенные отложения карбона, Архангельская область;
8 - рыхлые ледниковые отложения, Карелия; 9 - диопсид, Прибайкалье; 10 - геденбергит, Тырныауз; номера проб см. рис. 3 и табл. 3; штриховой линией обозначена условная граница хромдиопсидов из кимберлитов
ции об их типоморфных свойствах. Данная методика может быть использована для суждения о типе источников содержащихся в шлиховых пробах минералов (кимберлитовый или иной). При этом предоставляется возможность отобрать зёрна предполагаемых минералов-спутников алмаза для дальнейшего более детального анализа на микрозонде.
Важным направлением дальнейших исследований является создание представительной базы данных, содержащей ИК-спектроскопические характеристики оливинов и клинопироксенов из различных кимберли-товых и лампроитовых тел, а также иных платформенных магматитов.
Авторы благодарят Т.Е.Щербакову и И.Г.Третьякову за предоставление образцов и данных по их химическому составу.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Болдырев АИ. Инфракрасные спектры минералов. - М.: Недра, 1976.
2. Геология и генезис алмазных месторождений: монография в 2-х книгах // Под ред. Б.М.Зубарева. - М.: ЦНИГРИ, 1989.
3. Илупин И.П. Новые данные о типоморфизме хромдиопсида из кимберлитов / Природные ассоциации, особенности состава и свойства минералов-спутников алмаза // Тр. ЦНИГРИ. Вып. 229. - М., 1988. С. 7-9.
4. Морфогенез алмаза и минералов-спутников в кимберлитах и родственных породах Архангельской кимбер-литовой провинции: атлас // Г.П.Кудрявцева, Т.В.Посу-хова, В.В.Вержак и др. - М.: Изд-во «Полярный круг», 2005.
5. Плюснина И.И. Инфракрасные спектры силикатов // Под редакцией Л.А.Грибова. - М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967.
6. Содержание воды в минералах мантийных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная (Якутия) / А.Л.Рагозин, А.А.Каримова, К.Д.Литасов и др. // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 4. С. 549-567.
7. Харькив А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А.И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений. - М.: Недра, 1995.
8. Хачатрян Г. К., Кряжев С.Г. Методика анализа породообразующих и акцессорных минералов рудных месторождений с использованием ИК-Фурье микроскопа // Руды и металлы. 2010. № 5. С. 64-73.
9. Хачатрян Г. К., Щербакова Т. Е., Колесникова Т.И. Методика исследования минералов-спутников алмаза с применением ИК-Фурье спектроскопии // Отечественная геология. 2011. № 4. С. 76-85.
10. Хисина Н.Р., Вирт Р. Поведение протона при деформации «мокрого» оливина в условиях кимберлитового процесса // Геохимия. 2010. № 4. С. 357-365.
11. Beran A., Libowitzky E. Water in Natural Mantle Minerals ILOlivine, Garnet and Accessory Minerals // Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2006. Vol. 62. P. 169-191.
12. FTIR Spectrum of Phenocryst Olivine as an Indicator of Silica Saturation in Magmas / S.Matveev, M.Portnyagin, C.Ballhaus et al. // Journal of Petrology. 2005. Vol. 46. № 3. P. 603-614.
13. Hydroxyl in mantle olivine xenocrysts from the Udachnaya kimberlite pipe / M.Koch-Muller, S.S.Matsyuk, D.Rhede et al. // Phys Chem Minerals. 2006. Vol. 33. P. 276-287.
ПРАВИЛА ОФОРМЛЕНИЯ РИСУНКОВ
Рисунки и другие графические материалы представляются в цветном или чёрно-белом варианте в электронном виде. Размер оригиналов рисунков не должен превышать формат страницы журнала (170*237 мм). Каждый рисунок помещается в отдельный файл в одном из следующих форматов: графический редактор Corel Draw, JPEG и TIFF (только для фото), диаграмма Microsoft Exsel. Графика должна быть прямо связана с текстом и способствовать его сокращению. Оформление и содержание иллюстративного материала должны обеспечивать его читаемость после возможного уменьшения. Ксерокопии и сканированные ксерокопии не принимаются. Подрисуночные подписи печатаются на отдельной странице. Рисунки, не удовлетворяющие требованиям редакции, возвращаются автору.
