Фазовые отношения во фторсодержащих гранитной и нефелин-сиенитовой системах при 800oC и 1 кб

Глава 5. Приложение полученных результатов к интерпретации минеральных ассоциаций магматических пород.

Поскольку наши исследования выполнены в бескалиевой системе, Si-Al-Na-O-F-H₂O, распространение выводов на породы и магмы, в которых калий играет не меньшую роль, чем натрий, является, безусловно, упрощением. Однако в какой-то мере оно оправдано установленным сходством фазовых отношений в натриевой и калий-содержащих частях системы (Граменицкий и др., 2005), по крайней мере, для кварц-нормативных составов расплавов.

На рис. 4 нанесены фигуративные точки составов главных типов распространенных лейкократовых пород с повыщенным содержанием фтора, в ассоциации с которыми встречаются виллиомит, криолит, топаз. Нанесены составы уртитов, в которых нет фторидов, но в ассоциации с которыми находятся фойяиты с виллиомитом, содалитовых сиенитов, фойяитов, хибинитов (с виллиомитом); литий-фтористых гранитов c криолитом и топазом, онгонитов с топазом, щелочных гранитов (с виллиомитом), комендитов и составов расплавных включений из кварца и топаза онгонитов (топаз, криолит) и комендитов (виллиомит).

Как можно видеть, фигуративные точки пород попадают внутрь отрисованного контура существования расплава, преимущественно группируясь вблизи линии коэффициента агпаитности, равного единице. В пределы отрисованного поля алюмосиликатного расплава не попали фигуративные точки одного из составов комендитов, а также одного из гомогенизированных расплавных включений из комендитов и двух включений из онгонитов (рис. 4). Скорее всего, эти породы имеют температуру ликвидуса выше 800^oС. Это подтверждается данными по температуре гомогенизации расплавного включения в комендитах, которая определена в интервале 830-915^oС (Царева и др., 1991). Поле фигуративных точек состава реальных горных пород, таким образом, отрисовывает более низкотемпературную, чем изучалась, область существования расплава. Подтверждается известная точка зрения о неперегретости магматических расплавов в земной коре. Как видно из диаграммы, поле расплава значительно шире, нежели контур реальных составов пород. Такая картина, вероятно, связана с тем, что с понижением температуры расширяются поля стабильности кристаллических фаз и сужается поле расплава.

Составы эвтектик кварц - альбит и альбит - нефелин располагаются по разные стороны от фигуративной точки состава альбита (рис. 4). При понижении температуры область расплава в районе полевого шпата должна разделиться на два отдельных поля, отвечающие стабильности низкотемпературных гранитных и нефелин-сиенитовых расплавов, что установлено в опытах при более низких температурах. Подобное разделение полей выявлено в калийсодержащих частях системы (Граменицкий и др. 2005).

Из минералов, насыщающих расплав фтором, наиболее известен топаз. Кристаллизация топаза из магматического расплава в онгонитах (топазовых риолитах) и мукузанитах (Pichavant et al., 1988) и литий-фтористых гранитах была однозначно доказана В.И.Коваленко (1976), что в свое время было оценено как важное геологическое открытие.

Топаз встречается в литий-фтористых гранитах и онгонитах в качестве вкрапленников и в онгонитах также игольчатый в основной массе. Во вкрапленниках топаза онгонитов и литий-фтористых гранитах найдены расплавные включения стекла (Наумов и др., 1971; Рейф, 1989), что однозначно доказывает его магматическое происхождение. Температуры гомогенизации расплавных включений в онгонитах (Дурбен-Дорт-Ула, Ары-Булак) варьируют в широких пределах от 1100 до 550^oС (Наумов и др. 1982) по данным Кузнецова В.А. (Кузнецов и др., 2004) по онгонитам Ары-Булака полное расплавление дочерних минералов во включениях происходит при температурах 650-720^oС, при этом включение содержит один или несколько пузырьков. Кузнецов В.А. отмечает, что полной гомогенизации включений как в кварце, так и в топазе достичь не удается вплоть до нагревания их до 1100^oС, в связи с этим, температурный диапазон 650-720^oС рассматривается в качестве минимальной температуры кристаллизации породообразующих минералов онгонитов. Температуры гомогенизации расплавных включений в кварце и топазе литий-фтористых гранитов Орловского массива (Забайкалье) оценены 650-700^oС (Reif et al., 2000), содержание F (~4 вес.%), H₂O (~6 вес.%), в онгонитах Ары-Булака F (4-6 вес.%), H₂O (4,6-8 вес.%) (Кузнецов и др., 2004).

В афировых участках онгонитов игольчатый топаз распределен и ориентирован в соответствии с первичными текстурами течения онгонитов, обтекая вкрапленники, ксенолиты и другие препятствия, что, по мнению Коваленко В.И., свидетельствует о его возникновении при закалке онгонитового расплава.

Поле составов топазсодержащих риолитов (онгонитов) (Магматические горные , 1987) и расплавных включений из пегматитов (в последних описан криолит Царева и др., 1993; Кузнецов и др., 2004), а также литий-фтористых гранитов, равновесных с топазом, немного смещено к положению фигуративных точек гранитных эвтектик, но некоторые точки попадают в отрисованное поле составов расплава, равновесного с топазом. Смещение фигуративных точек в сторону эктектик, скорее всего, вызвано более низкой, чем мы изучали температурой образования данных пород, что подтверждается данными по температурам гомогенизации расплавных включений.

Поле равновесия расплава с криолитом - самое большое на экспериментальной диаграмме. В него попадают почти все фигуративные точки горных пород от гранитов до нефелиновых сиенитов, а также составы эвтектик кварц-альбит-вода с 4 вес. % F и альбит-нефелин-вода. Криолит найден в пегматитах щелочных гранитов (Ильменские горы), пегматитах Волыни (Коваленко и др., 1996), в шлировых пегматитах щелочно-гранитного массива Пайкс-Пик (США), в редкометальных субщелочных и щелочных гранитах Пержанских Украины, Ивигтута в Гренландии (Baily, 1977; Goodenough et., 2000) , Питинги (Бразилия) (Horbe et., 1991), Эрзинского гранитного массива (Тува) (Гинзбург и др., 1974), месторождения Катугин (Минералы, 1963; Гинзбург и др., 1970; Рябенко, 1989), Сен-Питер-Дeм (США) (Landes, 1935), плато Джос (Нигерия) (Jacobson et., 1958), в метаморфоганных полевошпатовых метасоматитах, в карбонатитах, в гидротермальных жилах, связанных с щелочными породами, в дайках кислого состава (Рябенко, 1989).

Обнаружение криолита в щелочных гранитах или метасоматитах представляет значительный интерес, т.к. он служит индикатором редкометального оруденения (Та, Nb) и ценным сырьем, используемым в алюминиевой промышленности (Рябенко, 1989). Наиболее важной и распространенной генетической группой месторождений криолита являются редкометальные месторождения, представленные щелочными и субщелочными гранитами и метасоматитами с комплексной минерализацией редкометальной (танталово-ниобиевой, циркониевой, редкоземельной и др.) и криолитовой минерализацией. В этих месторождениях криолит нередко играет роль широко распространенного второстепенного минерала, а в отдельных случаях содержание его в породе достигает 8-10% (Рябенко, 1989).

Образование криолита в гранитах на магматической стадии спорно, во многих случаях его генезис толкуется как гидротермально-метасоматический. Но наличие его в виде больших масс (Ивигтут), (Baily, 1977; Goodenough et., 2000), равномерное распределение его в гранитной породе, отсутствие реакционных структур с окружающими минералами, отсутствие реликтов минералов, по которым он мог бы развиваться, отсутствие метасоматической зональности, (Бескин и др., 1983) присутствие криолита совместно с кварцем в качестве цемента брекччий (Гетманская и др., 1991) свидетельствуют о его магматическом происхождении. Доказательством возможности кристаллизации криолита из магмы являются также его находки в расплавных включениях в топазе гранитов Орловского массива в Забайкалье (Рейф, 1984), пегматитов Волыни (Царева и др., 1993), гранитов Питинги (Lenharo et al., 2002).Конечно, наряду с магматическим образованием криолита, мы не отрицаем возможность гидротермального образования криолита на постмагматической стадии.

По нашим данным, криолит может быть равновесен с нефелин-нормативными породами, наиболее вероятно с миаскитами, однако в природе отсутствует даже акцессорный криолит в ассоциации с нефелин-нормативными породами. Это может быть связано с тем, что миаскиты не являются обычно породами, кристаллизующимися из богатых фтором магм. И, во-вторых, кальций и стронций связывают фтор в виде флюорита, который является типичным акцессорным минералом нефелиновых сиенитов.

Равновесие расплава с виллиомитом образует на полученной нами фазовой диаграмме второе по величине поле фторидных фаз после криолитового, занимающее широкую агпаитовую область составов, в том числе и кислых щелочных пород. Аналогами кислых агпаитовых пород с виллиомитом являются описанные Царевой Г.М. (Царевой и др., 1991) вулканогенные породы р-на Цзарта-Худук (Монголия), где он найден в частично раскристаллизованных расплавных включениях в кварце. Равновесия с виллиомитом проявлено также в серии агпаитовых фойяитов-уртитов-луявритов с поздними высоконатриевыми нефелин-содалитовыми и содалитовыми (науяиты, тавиты) или щелочными сиенитами - хибинитами, фойяитами, рисчорритами (Магматические горные , 1987).

Виллиомит в породах распространен более или менее равномерно, среди содалитовых сиенитов и фойяитов отмечаются зоны, обогащенные виллиомитом, в которых он образует выделения до 3-5 см² (Герасимовский, 1966). Виллиомит наблюдался автором при документации кернового материала Ловозерского массива. Виллиомит имеет подчиненное отношение к другим породообразующим минералам, располагаясь в интерстициях между зернами. В Хибинском массиве (г. Коашва) вскрыты карьером сиенитовые пегматиты с виллиомитовым ядром, составляющим до 30% от объема пегматита. Положение виллиомита в породе, в сиенитовых пегматитах, в составе включений, несомненно, свидетельствует о его магматическом происхождении.

На диаграмму рис. 4 нанесен усредненный (из 6 анализов) состав хибинитов и фойяитов. Фигуративные точки нанесенных составов пород попадают в экспериментально определенную область существования равновесия расплав-криолит. Это несоответствие трудно объяснить имеющимися данными. Можно предположить, что при понижении температуры положение границы кристаллизации виллиомита и криолита смещается согласно схематической реакции: криолит + агпаитовый расплав → виллиомит + глиноземистый расплав

Указаниями на существование солевого расплава LF в минеральных парагенезисах пород могут служить находки хиолита или ассоциаций алюмофторидов сходного состава. Возможно, что следами этого расплава являются находки хиолита в криолитовой копи Ивигтут (Гренландия) и в Ильменских горах в одной из топазовых копей совместно с криолитом, амазонитом и др. минералами. (Винчелл, 1949; Бетехтин, 1950). При разработке в 1845 году топазовой копи (ныне N 69) было встречено гнездо диаметром около 1 метра, сложенное криолитом ("ледяным камнем") и неизвестным тогда минералом (хиолитом), похожим, в плотных скоплениях, на комья снега (Hermann, Auerbach, 1846).

В целом, в горных породах, содержащих фторидные минералы и топаз, т.е. образовавшихся из насыщенной фтором магмы, валовое содержание фтора обычно не превышает 0,5-1 вес.%. Это на один - полтора порядка ниже, чем установленная в экспериментах растворимость фтора в алюмосиликатных расплавах (рис. 3). Как известно, содержание фтора (или другого летучего) в породе не отвечает его содержанию в расплаве. На высокую фтористость магм указывают анализы стекол из расплавных включений. Так, содержание фтора в стекле включений, захваченных кварцем гранитов месторождения Питинга, составляет 4-9,2 вес. % (Lenharo et al., 2003), во включениях в топазе пегматитов Волыни (Царева и др., 1993) 5,3%, топазе онгонитов Ары-Булака - 6,09 вес.% (Кузнецов и др., 2004).

Фтор является некогерентным элементов, и соответственно, накапливается в ходе магматической дифференциации, что может привести и в некоторых случаях приводит к насыщению расплава фтором и отделению фторидной фазы. Таким образом, отделение солевого расплава является следствием естественного хода процесса по мере понижения температуры. При насыщении алюмосиликатного расплава фтором совместно с ним образуются богатые фтором фазы: криолит и его калиевые и литиевые аналоги, виллиомит, топаз и фторидный расплав. Такие случаи в природе довольно редки. Для достижения насыщения требуется не менее 3% фтора в системе, а для некоторых составов более 10%, в то время как в природных породах его концентрация оценивается обычно в десятые доли процента. Однако, в относительно редких случаях насыщение фтором в расплавах, по-видимому, достигается, и перечисленные фазы выделяются как акцессорные, а иногда приобретают значение и породообразующих.

Как было показано выше, природные минеральные ассоциации хорошо согласуются с минеральными ассоциациями экспериментальной фазовой диаграммы (см. рис. 3). Действительно, кислые плюмазитовые породы содержат топаз (онгониты, топазовые риолиты, некоторые граниты), плюмазитовые и агпаитовые граниты ассоциируют с криолитом, щелочные породы (комендиты, фойяиты) - с виллиомитом, хиолит найден в топазовой копи совместно с криолитом. Таким образом, полученная фазовая диаграмма наглядно систематизирует разные типы насыщенных фтором пород, обосновывая имеющиеся в природе минеральные ассоциации с фтором.