Химизм минералов как  показатель глубины эрозионного среза щелочных массивов

Дубина А.В., Кривдик С.Г.

Институт геохимии, минералогии и рудообразования НАН Украины, Киев

При сравнении разных щелочно-ультраосновных и карбонатитовых комплексов (УЩК) из различных регионов мира были обнаружены некоторые особенности химического состава (типохимизм) их породообразующих и акцессорных минералов в зависимости от условий кристаллизации, и прежде всего, от глубины их эрозионного среза.

Оливины в породах гипабиссальных карбонатитах и щелочных силикатных породах имеют существенно магнезиальный состав (форстерит, магнезиальный хризолит) и с глубиной оливины становятся более железистыми (до Fa₇₀ в Черниговском массиве, Украина).

Клинопироксен в гипабиссальных УЩК представлен изоморфным рядом диопсид-эгирин с незначительным количеством геденбергитового минала, а в породах глубокоэродированных комплексов содержание эгиринового минала в этом минерале не превышает 30 мол.% при значительном количестве (до 40-60 мол.%) геденбергитового минала (УЩК Украины, Урала, Африки, Балтийского щита).  Вероятно, это связано с пониженной фугитивностью кислорода в абиссальных условиях (где формировались глубокоэродированные массивы).

В породах УЩК амфиболы, как и клинопироксены, имеют также широкий диапазон вариаций химического состава (от кальций-глиноземистых гастингситов через катофориты к безалюминиевым рихтеритам, рибекитам и арфведсонитам). Анализ наших и опубликованных данных позволяет сделать определенные выводы. В гипабиссальных УЩК амфиболы магматических пород представлены магнезиальными Ca-Al-амфиболами (гастингсит, эденит, катофорит и переходные между ними разновидности), а в экзоконтактовых фенитах и некоторых карбонатитах они имеют щелочной состав (рибекит, арфведсонит). В глубокоэродированных массивах Ca-Al-амфиболы более железистые, а наиболее щелочные их разновидности представлены рихтеритами и винчитами.

Слюды флогопит-биотитового ряда являются наиболее распространенными темноцветными минералами и кристаллизуются практически во всех типах пород УЩК как на магматическом, так и постмагматическом этапах их формирования. В силикатных породах большинства комплексов УЩК преобладает магнезиально-железистый флогопит и биотит (железистость   от 22 до 50%), изредка встречаются  биотиты с железистостью до 57%, тогда как в карбонатитах преимущественно кристаллизируется флогопит с максимальной  железистостью 24%. Для карбонатитов многих гипабиссальных массивов характерен низкоглиноземистый флогопит и тетраферрифлогопит, в которых Fe³⁺ частично, а иногда и полностью замещается Al⁺³ в тетраэдрах. Интересно, что такие слюды всегда ассоциируют с магнетитом (например, Ковдорський массив). В то же время в карбонатитах глубокоэродированных массивов тетраферрифлогопит встречается довольно редко, но обычны железистые флогопиты и биотиты, железистость которых может достигать 31-58%. Столь железистый биотит и в щелочных силикатных породах из этих глубокоэродированных массивов.

Породообразующие карбонаты в карбонатитах из глубокоэродированных комплексов (как и рассмотренные выше минералы) часто обогащены  FeO (до 2-4% в кальците и до 5-6% в доломите), в то время как в гипабиссальных карбонатитах фиксируется обычно кальцит без примеси железа или с его незначительным количеством. Вероятно, потеря железа в карбонатитах из приповерхностных комплексов обусловлена термической диссоциацией сидеритового компонента (FeCO₃) в исходных карбонатитовых расплавах. В абиссальных условиях (при высоких давлениях) эта диссоциация проходила слабо, и железо в двухвалентном состоянии входило в состав силикатов и карбонатов. При понижении давления (в гипабиссальных массивах) диссоциация наименее стойкого сидеритового компонент сопровождалась образованием магнетита (3FeCO₃=Fe₃O₄ + 2CO₂ +CO). Отсадка магнетита в таком частично диссоциированом карбонатитовом расплаве приводила к понижению его железистости (и соответственно повышению магнезиальности) и кристаллизации более магнезиальных минералов (силикаты, карбонаты).  Такую концепцию о зависимости железистости минералов от степени окисленности железа в карбонатитах было подтверждено изотопно-геохимическими исследованиями породообразующих карбонатов. Было установлено, что по мере увеличения окисленности железа происходит утяжеление изотопного состава кислорода (увеличение δ¹⁸О) в этих минералах.

По нашим данным, в глубокоэродированных УЩК фтор не образует собственных минералов (флюорит, редкоземельные фтор-карбонаты), как это имеет место в гипабиссальных комплексах, а входит в состав (до полного насыщения) апатита, слюд и амфиболов.

В сиенитах, фенитах и нефелиновых сиенитах глубокоэродированных УЩК полевые шпаты чаще представлены K-Na-разновидностями и/или альбитом, а в гибабиссальных УЩК √ ортоклазом или микроклином.

Следовательно, при формировании УЩК, с глубиной уменьшается доля трехвалентного железа (и, соответственно, магнетита), повышается железистость (за счет FeO) темноцветных силикатов и карбонатов.