Диагностика изотопной генетической гелиевой метки 3He/4He на примере минералов мелилит-оливин-кальцитового пегматита в оливинитах Ковдорского массива (Кольский полуостров)

С открытием мантийного гелия в 1969 году [9] соотношение 3He/4He стало использоваться как изотопногенетическая метка для характеристики процессов мантийно-корового взаимодействия [13]. Современные исследователи опираются на признанное к настоящему времени распределение значений изотопных отношений 3Не/4Не в оболочках Земли, а именно: земная кора — 3Не/4Не = = (1-2)-10-8, мантия — 3Не/4Не = = (1.1±0.1)-10-5 (MORB), нижняя мантия — 3Не/4Не > 7-10-5 (плюмы), и более высокие отношения (например, в слое D1 на границе с ядром).

Любой магматический расплав содержит некоторое количество летучих компонентов, среди которых всегда есть гелий, поэтому, опираясь на изотопное отношение 3Не/4Не, можно установить, был ли источник расплава мантийным или внутрикоро-вым. B работах [18, 3, 16] на основе изотопного состава гелия представлены убедительные доказательства плю-мовой природы девонского магматизма на Кольском полуострове.

При кристаллизации расплава какая-то доля летучих компонентов оказывается зафиксированной в первичных флюидных включениях. Гелий как микропримесь всегда следует за главным компонентом летучих (“host-эффект” [13, с. 377]) и размещается вместе с ними. Поскольку процесс кристаллизации расплава начинается с выпадения наиболее высокотемпературного минерала (часто это магнезиальный оливин), то считается, что именно он является наиболее представительным минералом для получения информации об изотопном составе гелия в расплаве [3, 16, 11]. При этом совершенно справедливо предполагается, что в начале кристаллизации окружающая расплав среда еще не успела контаминировать гелий расплава своим гелием или такое влияние минимально. Но два обстоятельства, с нашей точки зрения, мешают оливину быть наиболее «информативным» минералом в отношении изотопного состава гелия в исходном расплаве:

• 1)    благородные газы являются несовместимыми элементами и вместе с летучими компонентами концентрируются в остаточном расплаве, то есть первый кристаллизующийся минерал гелием обеднен. По количеству захваченного гелия оливин сильно

проигрывает минералам, выпадающим из расплава позднее [11, 6];

• 2)    хорошо известно, что оливин очень быстро преобразуется в зоне гипергенеза или в ходе постмагматических процессов, что может приводить к изменению состава флюидных включений.

Вопрос о том, какие именно минералы, слагающие горную породу, являются наиболее информативными в отношении сохранности гелия минералообразующей среды, уже рассматривался [11,12]. В работе [12] показано, что количество гелия возрастает в ряду породообразующих минералов (полевой шпат, нефелин, пироксен, амфибол, магнетит) в порядке их кристаллизации. В той же последовательности растет отношение 3Не/4Не. В работах [18, 16, 11], по сути повторяющих друг друга, приведены результаты анализов изотопов гелия как для породы в целом, так и для минералов, ее слагающих. Видно, что оливин всегда характеризуется меньшими концентрациями 3Не, чем порода в целом, а пироксены, магнетит и прочие шпинелиды

Карбонатиты и фоскориты Нефелиновые сиениты Фоидолиты

Флогопит-диопсид-оливиновые породы Мелилит-монтичеллит-оливиновые породы Турьяиты, мелилитолиты

2 км

¹ 1 ¹ | Пироксениты

РР Дуниты

|      | Фениты

Схема геологического строения Ковдорского массива [1] с местом отбора пробы

значительно большими концентрациями. Для пород Хибинского массива нами ранее получены те же закономерности [6].

Мелилит-оливин-кальцитовый пегматит Ковдорского массива

Изучение минералов из мелилит-оливин-кальцитового пегматита в слюдоносных оливинитах Ковдорского массива было предпринято с целью определения изотопного состава гелия и выявления наиболее информативного минерала для суждения о гелии исходной минералообразующей среды.

Ковдорский массив ультраоснов-ных и щелочных пород и карбонатитов представляет собой многофазную интрузию центрального типа (см. рисунок), прорвавшую неоархейские биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы и гранитогнейсы Беломорского блока Балтийского щита [8,4]. Возраст массива по Rb-Sr- и U-Pb-данным составляет 420—360 млн лет [15, 2].

Оливиниты, распространенные в центральной части Ковдорского массива, в первоначальном виде представляют собой массивные темно-серые средне- или крупнозернистые породы, местами имеющие гигантозернистое сложение [8]. Оливиниты почти всегда в той или иной степени изменены, в результате чего появляются диопсид, флогопит, мелилит, перовскит, магнетит, кальцит, апатит, бадделеит и другие минералы.

Ранее [18, 3, 16] было показано, что формирование щелочно-ультра-основных и карбонатитовых интрузий девонского возраста, к которым относится Ковдор, произошло в результате деятельности плюма. В работах [18, 16] также показано, что весь ³He является захваченным, т. е. влияние гелия, сформировавшегося путем накопления «in situ» за счет взаимодействия тепловых нейтронов недр с легким изотопом Li или за счет воздействия космических лучей, пренебрежимо мало по сравнению с ювенильным гелием, присутствующим в расплаве исходно. Напомним, что рекорд по концентрации захваченного ³He принадлежит магнетиту из рудного оливинита Себльявра (другого щелоч-но-ультраосновного карбонатитового массива девонского возраста Кольского полуострова). Концентрация ³He в нем равна 4-10^-9 см³/г, что в четыре раза превышает прежний рекорд для «popping rock» (например, [17]). И это в расчете на грамм; если же сопоставлять на единицу объема (что, с нашей точки зрения, более правильно, учитывая высокую удельную плотность магнетита относительно силикатных породообразующих минералов), то превышение будет десятикратным.

В Ковдорском массиве широко и разнообразно развиты поздне- и постмагматические образования [8]. Весь этот комплекс пород представляет собой генетически единую серию, возникшую в результате сложных и многостадийных процессов метасоматической переработки оливинитов, пироксенитов и ийолит-мельтейгитов Ковдорского массива щелочными и углекислыми эманациями и растворами, связанными с более поздними интрузиями мантийно-производной щелочной и карбонатитовой магмы [8]. То есть и вторичные минералы в измененных оливинитах могут содержать мантийный He.

Проба была отобрана из мелилит-оливин-кальцитового пегматита (размер кристаллов форстерита до 14 см)

в среднезернистых оливинитах (см. рисунок). Коллекция минералов для определения изотопного состава гелия была представлена оливином (форстерит с мелкими включениями доломита, серпентинита и флогопита), диопсидом, магнетитом и апатитом. К первично-магматическим минералам относится только оливин. Диопсид в этих породах вторичный, он вместе с флогопитом развивается по оливину на позднемагматической стадии. В ассоциации с ними обычно наблюдаются апатит, кальцит (иногда доломит) и магнетит [8].

Итак, анализируя распределение изотопов гелия в выбранной коллекции минералов, мы исходим из того, что весь 3He принадлежал исходной минералообразующей среде и является захваченным. Согласно [8], считаем, что магнезиальный оливин (форстерит) начинал процесс кристаллизации, затем на позднемагматической стадии из расплава/флюида кристаллизовались диопсид и магнетит, последним кристаллизовался апатит.

Для выделения гелия использовалось как дробление в вакуумированных стеклянных ампулах [5], при котором освобождается гелий флюидных микровключений, так и плавление, при котором освобождается весь гелий образца. Эти методики применялись и ранее [14]. Анализы производились на масс-спектрометре МИ-1201. Навески минералов были представлены частицами размером 0.25—0.63 мм.

Результаты изотопных анализов гелия в минералах из мелилит-оливин-кальцитового пегматита в оливинитах Ковдорского массива

№ Минерал	Навеска, г	4Не-10"6 см3/г	(3Не/4Не)		3Не-1О10 см3/г	Способ газовыделения
			х10"5	Ra
РК-2	1.0	30.0	0.133	0.95	0.399	дробление
Оливин	1.0	38.0	0.151	1.07	0.574	дробление
РК-3	1.0	1.72	1.432	10.2	0.268	дробление
Диопсид	0.128	6.42	0.503	3.6	0.323	плавление
Магнетит	0.95	8.4	1.200	8.6	1.008	дробление
	0.280	30.8	0.868	6.2	2.672	плавление
	1.0	450.0	0.063	0.45	2.835	дробление
РК-1	0.0647	12243.0	<0.010	<0.07	-	прогрев
Апатит	0.0905	11751.0	0.0025	0.018	2.938	прогрев
	0.50	518.0	0.052	0.37	2.694	дробление
	0.50	597.0	0.049	0.35	2.925	дробление

Примечание. Газовыделение осуществлено двумя методами:

1) дробление в вакуумированных стеклянных ампулах;

2) плавление (прогрев) в вакууме при температуре 1450—1500 °С;

Фоновые количества составляли для ⁴He 6Т0^-9 см³ и для ³He <  10^-14 см³ за все время опыта.

Изотопный состав гелия в изученных минералах Результаты изотопных исследований приведены в таблице. Во всех случаях гелий, освобожденный из микровключений (дробление) имеет более высокое значение ³He/⁴He, чем «bulk» (весь гелий образца); именно по этому отношению, по наиболее высокому его значению, мы судим о наличии мантийной метки.

Максимальная концентрация 3He установлена для апатита, несмотря на то, что гелий мы смогли выделить только дроблением. Температуры нашей печки оказалось недостаточно, чтобы расплавить апатит, и, возможно, какая-то часть гелия при дроблении не покинула минерал. То есть, как и предполагалось [6], последний минерал оказывается концентратором захваченных летучих компонентов и гелия как примеси к ним. Микрозондовые исследования фторапатита из Ковдорского массива также показали повышенное содержание CO2 (до 3.5 мас. % [4]).

Гелий в апатите не отражает мантийный состав, поскольку апатит в повышенных количествах содержит примесь радиоактивных актиноидов U и Th, которые частично замещают атомы Ca в результате сложного гете-ровалентного изоморфизма. Радиоактивный распад этих элементов и генерировал 4He, частично переместившийся во флюидные включения и полностью исказивший исходную мантийную метку в них. В изученном апатите содержание U — около 20 ppm, Th — 1000—1300 ppm. В свою очередь оливин, диопсид и магнетит в Ковдорском массиве характеризуются низкими содержаниями U и Th на уровне 1—5 ppm [18].

Оливин, вероятно,за счет своего преобразования в зоне гипергенеза, также малоинформативен в отношении ювенильного гелия среды минералообразования, характеризующего магматический мантийный источник (см. таблицу).

Максимальное отношение 3Не/4Не установлено для диопсида, то есть мантийная компонента гелия в этом минерале выражена наиболее ярко. Поскольку диопсид развился по оливину, возможно, именно эти изотопные отношения гелия и были присущи исходному оливину [8], что также согласуется с низким содержанием гелия в диопсиде. В данном случае можно говорить о наследовании гелия при замещении оливина диопсидом. Эффект наследования примесей при замещении одного минерала другим установлен и для распределения РЗЭ [10].

Магнетит по содержанию 3He уступает апатиту, а по отношению 3Не/4Не слегка уступает диопсиду (см. таблицу). Магнетит избежал заметной зараженности радиоактивными элементами, и его ювенильная мантийная метка выглядит достаточно четко.

Выявлению зависимости между последовательностью кристаллизации, структурой минералов и изотопным составом захваченных благородных газов посвящено много работ [11, 12 и др.]. Летучие компоненты, где гелий и другие благородные газы всегда присутствуют как второстепенные примеси, относятся к категории компонентов, остающихся в расплаве, поэтому размещаются главным образом в последнем из кристаллизующихся минералов. Туда же попадают и несовместимые радиоактивные элементы, за счет распада которых нарушается исходное отношение 3Не/4Не (как и для другой геологической обстановки [7]). В нашем случае последним из кристаллизующихся минералов был апатит, который, несмотря на максимальную наблюдаемую концентрацию гелия среды минералообразования, в генетическом плане эту среду не характеризует, поскольку гелий-генерирующие U и Th могут входить в решетку апатита как изоморфные примеси. В данном случае логичнее рассматривать магнетит как последний из кристаллизующихся минералов, в котором присутствует только ювенильный захваченный гелий, находившийся в изотопном равновесии с магматическим расплавом.

Таким образом, из изученных минералов мантийную гелиевую метку несут только позднемагматические минералы: диопсид, развивающийся по оливину, и магнетит. То есть позднемагматические флюиды, в которых накапливаются летучие компоненты и гелий, как несовместимые элементы могут сохранять мантийный изотопный состав гелия. При этом, возможно, ввиду более низких температур контаминации флюидов гелием из окружающей среды также не происходит.

Выявление исходных, принадлежащих среде минералообразования летучих компонентов, и гелия в частности, является, с одной стороны, очень интересной, а с другой — крайне сложной задачей. В работе [6] показано, что при дроблении разрушаются микровключения разного генезиса и при формальном подходе можно сделать ошибочные выводы. Выбор минерала, несущего петрологически значимый ювенильный изотопный состав гелия, является отдельной важной задачей. Если в работе [6] таковым является титано-магнетит, который характеризуется не только наиболее высоким отношением, но и наивысшей концентрацией 3He, то в нашем случае это диопсид, который, как и полагается по смыслу решаемой задачи, имеет наибольшее (для данной коллекции) значение 3He/4He, но наименьшую концентрацию 3He.

Выводы

• 1. ³He, являясь меткой среды минералообразования, достигает максимальной концентрации в апатите, подтверждая тот факт, что апатит завершает процесс кристаллизации. Поскольку апатит содержит радиоактивные элементы, генерирующие ⁴He, переход части этого возникающего «in situ» гелия во флюидные включения полностью затушевывает исходную мантийную гелиевую метку.

• 2.    Мантийную гелиевую метку демонстрируют минералы, образовавшиеся на позднемагматической стадии: магнетит и диопсид, развивающийся по оливину. Следовательно, позднемагматические флюиды также могут сохранять мантийный изотопный состав гелия и в данном случае

• 3.    Наиболее высокие значения отношений ³He/⁴He (1.43-10^-5 (R_a=10.2)) отмечены в диопсиде, хотя он и характеризуется наименьшими концентрациями ³Не. То есть имеет вероятность эффект наследования изотопного состава гелия при замещении оливина диопсидом.

не контаминируются гелием из нео-архейских гнейсов и гранитогнейсов рамы Ковдорского массива.

Таким образом, выбор минерала, пригодного для определения мантийной гелиевой метки, определяется стадией его кристаллизации из расплава позднемагматического флюида и его структурой, позволяющей вхождение или невхождение радиоактивных актиноидов, отвечающих за образование радиогенного 4Не.

Авторы благодарны Р. И. Лиферо-вичу за любезно предоставленный геологический материал и конструктивные замечания.