|
Е.Н. Граменицкий, Т.И.Щекина, В.Н.Девятова.
Содержание
5.2. Экспериментально полученные алюмосиликатные расплавы и горные породы
В проведенных экспериментах получен широкий спектр составов алюмосиликатных расплавов (в продуктах опытов - стекол), являющихся по соотношению Si , Al и Na (+K ) аналогами магм, из которых кристаллизуются лейкократовые горные породы. В основу сопоставления экспериментально полученных расплавов и природных магм положены фазовые отношения в натриевой части системы, изученные при 800°С и 1000 бар давления воды (см. рис. 23,24,25,26). Распространение выводов на породы и магмы, в которых калий играет не меньшую роль, чем натрий, является, безусловно, упрощением. В какой-то мере оно оправдано установленным сходством фазовых отношений в натриевой и калийсодержащих частях системы, по крайней мере, для кварц-нормативных составов расплавов (см. рис 30 и 33).
Введение в систему дополнительных компонентов приводит к некоторому изменению фазовых отношений. При содержании 2% кальция и стронция в исходной смеси образуется флюорит или его стронциевый аналог. При этом химически близкие элементы кальций и стронций, образуя твердые растворы, выступают как один компонент. При добавлении в смесь одновременно кальция и стронция произведение растворимости достигается в зависимости от их суммарной концентрации. Для калийсодержащих безлитиевых составов введение в исходную смесь 1,5% магния приводит к кристаллизации щелочного фторида магния. В остальном фазовый состав продуктов опытов с кальцием, стронцием и магнием остается прежним. Однако этого нельзя сказать о составе алюмосиликатного расплава. Растворимость фтора в нем заметно уменьшается при появлении кристаллических фторидов щелочноземельных элементов.
Полутора - двухпроцентной добавки к некоторым исходным смесям редкоземельных элементов, иттрия, вольфрама, молибдена, свинца, скандия бывает достаточно, чтобы кристаллизовались небольшие количества собственных фаз (оксидов, фторидов или силикатов) этих элементов. Как и в случае щелочноземельных элементов, два или три редкоземельных элемента, добавленные в исходную смесь совместно, выступают как один компонент. Появление обособленных кристаллических фаз указанных элементов не влияет на основной фазовый состав и, в пределах ошибки анализов - на состав отдельных фаз. Этим обосновано включение анализов опытов с добавками редких элементов в выборки по опорным составам NN 11, 25, 49 (см. табл. 1) и NN 3, 8 (см. табл. 2).
Наиболее существенные изменения фазовых отношений связаны с введением в систему лития. Замена более 1/5 натрия и калия эквивалентным атомным количеством лития приводит к значительному расширению поля устойчивости фторидного расплава, который занимает место криолита в равновесии с кварц-нормативным алюмосиликатным расплавом. Литий входит в состав обеих жидкостей, но преимущественно во фторидную. При этом соотношение атомных количеств кремния, алюминия и суммы щелочных металлов, а также отношение калия к натрию в алюмосиликатном расплаве сохраняются примерно такими же, какими они были в соответствующем безлитиевом расплаве, равновесном с криолитом. Соотношение калия и натрия во фторидном расплаве по сравнению с криолитом аналогичного опыта без лития также меняется незначительно, но отношение суммы щелочных металлов к алюминию не привязано к криолитовой стехиометрии 3:1, а варьирует в широких пределах. Для использованных в экспериментах исходных составов (см. табл. 3) величина отношения колеблется от 2 до 7,5.
В интервале 77-62 ат. % Si по отношению к сумме ( Si + Al + Na + K ) расплавы в опытах отвечают <гранитным>; 62-58% - <сиенитовым>; 58-45% - <нефелин-сиенитовым> и менее 45% - <уртитовым> магмам. Колебания коэффициентов агпаитности К агп =Na/Al (атомное отношение) составляют: в гранитных составах от 0,5 (пересыщенные глиноземом <плюмазитовые граниты>) до 1,7 (<щелочные граниты>); в сиенитовых 0,5-5; в нефелин-сиенитовых 0,45-9. Уртитовые расплавы в экспериментах образуются в единичных опытах. Их коэффициенты агпаитности равны 1-1,3.
 |
| Рис. 67. Составы распространенных лейкократовых пород на диаграмме фазовых
отношений во фторсодержащей гранитной и нефелин-сиенитовой системе при 800°С и давлении воды 1 кбар (атомные %)
|
Область стабильности расплава ограничена его устойчивостью с кварцем, муллитом, корундом, содалитом и богатыми фтором фазами (криолитом, виллиомитом, топазом и солевым расплавом). Сопоставление полученных алюмосиликатных расплавов с распространенными природными горными породами, а также с их разновидностями, содержащими перечисленные минералы, проводится на диаграмме Si - Al -( Na + K + Li ) (рис. 67). Ее основу составляет полученная нами диаграмма фазовых отношений натриевой части системы при выбранных условиях экспериментов (см. рис. 23 ).
На рис. 67 нанесены фигуративные точки составов главных типов широко распространенных лейкократовых пород: уртитов, фойяитов, хибинитов, миаскитов, различных типов гранитов, в том числе литий-фтористых, а также их некоторых минеральных разновидностей: содалитовых и корундовых сиенитов, топазовых риолитов - и расплавных включений из пегматитов. Все точки попадают внутрь отрисованого контура существования расплава, преимущественно вблизи линии коэффициента агпаитности 1, не захватывая самые пересыщенные глиноземом и щелочами области. 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. Нами же изучалось изотермобарическое сечение системы при 800°С и 1кбар. Поле фигуративных точек состава реальных горных, таким образом, отрисовывает более низкотемпературную область существования расплава. Подтверждается известная точка зрения о не перегретости магматических расплавов в земной коре .
Составы эвтектик подсистем кварц - альбит и альбит - нефелин располагаются по разные стороны от фигуративной точки состава альбита. При понижении температуры область расплава в районе полевого шпата должна разделиться на два отдельных поля, отвечающие стабильности низкотемпературных гранитных и нефелин-сиенитовых расплавов. Такое разделение полей расплавов разного состава установлено в опытах при более низких температурах и в калийсодержащих частях системы. В последних оно связано с кристаллизацией щелочного полевого шпата, имеющего при условиях опытов температуру плавления выше 800°С.
Фигуративные точки составов гранитов покрывают почти все экспериментально очерченное поле кварц-нормативных (гранитных) расплавов. Незаполненным остается лишь его часть, пересыщенная щелочами. Внутрь этого поля попадают фигуративные точки всех главных типов гранитов, за исключением М-типа, температура ликвидуса которых, по-видимому, выше 800°С.
Природных аналогов пород с муллитом не найдено. Высокоглиноземистые граниты с силлиманитом и кианитом известны в глубинных метаморфических толщах. Согласно устному сообщению И.А.Тарарина, они широко распространены в зоне Срединного Камчатского хребта. Возможно, что отсутствие гранитов с муллитом в малоглубинных комплексах связано с тем, что с понижением температуры муллит реагирует с кварцем и дает андалузит. Андалузитсодержащие граниты с топазом описаны нами [Граменицкий и др., 1998] в Уксинском массиве. Фигуративная точка этих гранитов попадает внутрь поля расплава с топазом. Как уже указывалось, для калийсодержащих частей системы образованию муллита препятствует кристаллизация щелочного полевого шпата.
Из кварцсодержащих пород самое высокое содержание щелочей имеют А-граниты и относящиеся к ним рапакиви. Наиболее поздние дифференциаты гранитов рапакиви обогащены литием и фтором. Их составы приближаются к онгонитам, литий-фтористым гранитам и к гранитам, содержащим криолит. Фигуративные точки состава пород, образовавшихся из насыщенных фтором магм, иногда совпадают с рапакиви, а чаще смещаются в сторону состава альбита, что согласуется с их самым поздним положением в комплексах, низкотемпературным генезисом и со смещением эвтектики фторсодержащих расплавов в том же направлении.
Фигуративные точки составов нефелиновых сиенитов, сиенитов и уртитов рассеяны по экспериментально установленному полю стабильности нефелин-нормативных алюмосиликатных расплавов. В отличие от плотной группы фигуративных точек составов гранитов, тяготеющей к составам гранитных эвтектик, точки нефелинсодержащих пород рассеяны по всему полю. Вероятно, это происходит из-за гетерогенности генезиса щелочных пород. В число факторов, влияющих на ход дифференциации и определяющих состав щелочных пород, могут входить: состав исходной магмы, P - T параметры кристаллизации, явление аккумуляции и т.д. Важное влияние на эволюцию состава оказывают мафические компоненты. Положение фазовых границ и температурных минимумов при введении магния и железа не изучено. Существенное влияние на состав расплава может иметь анионный состав системы. Показательны различия трендов дифференциации серий магматических пород с высокой активностью фтора и кислорода Ловозерского и Хибинского плутонов от миаскитов Вишневогорского и Ильменогорского массивов углекислотного профиля.
Поле нефелин-нормативных расплавов ограничено их равновесиями с корундом и содалитом. Соответствующие минеральные типы недосыщенных кремнеземом пород встречаются в природе. Фигуративные точки состава пород с корундом по сравнению с точками наиболее распространенных нефелиновых сиенитов смещены в пересыщенную глиноземом область, а пород с содалитом - в агпаитовую область с наибольшим содержанием нормативного нефелина. Налицо явная тенденция к соответствию составов пород указанных минеральных типов экспериментальным данным, хотя фигуративные точки попадают внутрь поля возможного расплава. Для полного соответствия они должны были попасть на саму границу. Температуры кристаллизации природных изверженных пород, следовательно, ниже 800°С.
Примером реализации равновесия расплав-корунд могут служить миаскитоподобные сиениты с акцессорным корундом Ильменских-Вишневых гор, описанные В.Я.Левиным и др. [Левин,1974; Левин и др., 1975; 1997]. Корунд в основной массе Вишневогорских сиенитов, как правило, мелкий и вытянут согласно с директивной текстурой породы. В наших опытах это тоже, как правило, мелкая вкрапленность таблитчатой формы.
При рассмотрении равновесия расплав-содалит обратимся к Хибинскому и Ловозерскому щелочным массивам, в которых встречаются содалитовые сиениты (науиты, тавиты), с содержанием содалита до 25-30% [Герасимовский и др., 1966]. Были использованы среднее из 4 анализов содалитовых сиенитов и анализ науяита. Эти породы характеризуются повышенной щелочностью, возможным присутствием виллиомита, что вполне согласуется с нашими данными. Фигуративная точка для науяитового состава располагается ближе к полю стабильности содалита, содалитовые - дальше от него. Нужно оговориться, что породы содержат хлор- и сульфат-содалиты, в то время как в эксперименте они содержат в анионной части фтор- и гидроксил-ион. Подобных содалитов в природе не описано.
Равновесие алюмосиликатного расплава с содалитом и корундом исключает образование на ликвидусе такого соединения как алюминат натрия. Действительно, такое соединение в природных объектах в виде минерала не встречается. Запрещено образование из расплава также гидроксида натрия, который вместе с содалитом синтезирован из исходных смесей, крайне бедных кремнеземом. Невозможность его обнаружения в качестве минерала совершенно очевидна хотя бы из-за его растворимости в воде.
При насыщении алюмосиликатного расплава фтором , как это показано в наших экспериментах, должны выделяться богатые фтором фазы: криолит и его калиевые и литиевые аналоги, виллиомит, топаз и фторидный расплав. Такие случаи в природе очень редки. Для достижения насыщения требуется не менее 3% фтора в системе, а для некоторых составов более 10% (см. рис. 26), в то время как в природных расплавах его концентрация оценивается обычно в десятые доли процента. Однако в относительно редких типах горных пород насыщение фтором достигается, и перечисленные фазы становятся акцессорными, а иногда приобретают значение и породообразующих минералов.
Из минералов, насыщающих расплав фтором, наиболее известен топаз . Кристаллизация топаза из магматического расплава в онгонитах и литий-фтористых гранитах была однозначно доказана В.И.Коваленко [1977], что в свое время было оценено как важное геологическое открытие. Составы пересыщенных глиноземом топазсодержащих разновидностей и состав расплавного включения из топаза пегматитов проектируются вблизи составов расплава, равновесных с топазом. Поле составов расплавов, равновесных с топазом, хорошо совпадает с положением фигуративных точек составов топазсодержащих риолитов (онгонитов) [ Магматические горные породы, 1987] и расплавных включений из пегматитов. В раскристаллизованных включениях в топазе пегматитов Волыни в работе Г.М.Царевой и др. [1993] описан криолит. Авторы работы отмечают, что при нагревании криолит растворяется в расплаве, что также подтверждает наши данные о том, что минералом, контролирующим растворимость фтора в этой области составов расплава, является топаз.
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. Реализуется это равновесие в криолитсодержащих гранитах: Пержанских Украины, Ивигтута в Гренландии [ Bailey , 1980] и многих др., а также в пегматитах Ильменских гор на Урале. Образование криолита в гранитах на магматической стадии спорно, во многих случаях его генезис толкуется как гидротермально-метасоматический, хотя изменения вокруг шлиров, линз и жилообразных тел криолита не отмечается. Доказательством кристаллизации криолита из магмы являются его находки в расплавных включениях в топазе гранитов Орловского массива в Забайкалье [ Рейф, 1984 ] и пегматитов Волыни [Царева и др., 1993]. Можно выдвинуть несколько причин отсутствия даже акцессорного криолита в нефелиновых сиенитах. Во-первых, наиболее вероятно его появление в миаскитах, которые, однако, не являются обычно породами, кристаллизующимися из богатых фтором магм. Во-вторых, кальций и стронций связывают фтор в виде флюорита, который является типичным акцессорным минералом нефелиновых сиенитов.
Равновесие расплава с виллиомитом - второе по величине поле фторидных фаз после криолитового, занимающее широкую агпаитовую область составов и включающее также область стабильности содалита с расплавом. Равновесие реализуется в массивах щелочных пород. Примером являются фойяиты и хибиниты Хибинских и Ловозерских тундр и ряда других массивов Кольского полуострова. В.И.Герасимовский и др. [1966] указывают, что содержание виллиомита в породе неравномерное, местами достигает 5-7%. В Хибинском массиве (г. Коашва) вскрыты карьером пегматиты с виллиомитом, составляющим до 80% от объема пегматита. Что указывает на насыщенность этих расплавом фтором. На диаграмму нанесен усредненный (из 6 анализов) состав хибинитов и фойяитов. Анализы близки по содержания главных компонентов. Фигуративные точки 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 по схематической реакции:
криолит + агпаитовый расплав > виллиомит + глиноземистый расплав.
Указаниями на существование солевого расплава LF в минеральном составе 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 каменеем") и неизвестным тогда минералом (хиолитом), похожим, в плотных скоплениях, на комья снега [ Hermann , Auerbach , 1846]. Как уже было рассмотрено в главе 1 (см.), солевые расплавы сохраняются в минералах в виде высококонцентрированных включений. К сожалению, полных анализов таких включений в литературе пока не приведено. Важные доказательства совместного существования концентрированной солевой жидкости с алюмосиликатным расплавом и разбавленным водным флюидом приведены в работах Ф.Г. Рейфа [Негрей и др., 1989; Reif , 2004]. Силикатное стекло, агрегат солевых фаз и флюид образуют сингенетичные включения в кварце гранитов, а иногда встречаются совместно внутри комбинированных включений.
По экспериментальным данным, в системе невозможны равновесия топаза и фторидного расплава с виллиомитом, место которых занимает криолит, ассоциирующий с алюмосиликатным расплавом. Запрещено также равновесие силикатного расплава с фторидом алюминия, эквивалентом которого установленное в опытах равновесие солевого расплава с топазом и корундом. Единственная находка гидратированного фторида алюминия AlF3∙ H2O в ассоциациями с кристаллами кварца была сделана в Корнуолле около Сент Остелла [Бетехтин, 1950]. Этот парагенезис является продуктом низкотемпературного изменения установленного в экспериментах равновесия фторида алюминия с предположительно жидкой фазой LS , состав которой лежит на линии AlF3- SiO2 (см. главу 3).
В горных породах, содержащих фторидные минералы и топаз, т.е. образовавшихся из насыщенной фтором магмы, валовое содержание фтора обычно не превышает 0,4%. Это на один - полтора порядка ниже, чем установленная в экспериментах растворимость фтора в алюмосиликатных расплавах (см. главу 3 и рис. 26). На высокую фтористость магм указывают анализы слюд (до 8% фтора) из пород, содержащих указанные минералы. С экспериментальными данными согласуются единичные анализы стекла из расплавных включений. Так, содержание фтора в стекле включений, захваченных кварцем гранитов месторождения Питинга, составляет 4-9,2 вес. % [ Lenharo et al ., 2003], а во включениях в топазе пегматитов Волыни [Царева и др., 1993] - 5,3%. Содержание фтора в породе не отражает истинной его концентрации в расплаве. Подтверждается выдвинутый выше тезис о несоответствии составов расплава и продуктов его кристаллизации (горных пород).
Назад Содержание Вперед
|
