|
Е.Н. Граменицкий, Т.И.Щекина, В.Н.Девятова.
Содержание
5.4. Концентрирование элементов, геохимические тренды, геохимические индикаторы
Одной из важнейших целей работы было установление механизма концентрирования элементов, а именно поиски фазы, эффективно экстрагирующей их из магмы. С этой целью изучали распределение около 30 элементов между алюмосиликатным расплавом и фторидными фазами. Данные приведены в главе 4.
Распределение с криолитом, глобули которого вначале считали солевым расплавом, имеет, по-видимому, ограниченное значение. Напрямую оно приложимо только генезису редко встречающихся массивов криолитсодержащих гранитов. Однако величины коэффициентов разделения могут служить мерой сродства элемента к фтору относительно алюмосиликатных сред.
Для большинства элементов коэффициенты разделения алюмосиликатный расплав/криолит значительно больше единицы. Они несколько меньше единицы у вольфрама с расплавами натриевого кварц- и нефелин-нормативного состава (см. табл. 15), с миаскитовым нефелин-нормативным расплавом - у кальция (см. табл. 7); близки к единице во всех составах у тория (см. табл. 12), с натриевым кварц-нормативным составом - у кальция и в калийсодержащих составах у урана, молибдена и диспрозия (см. соответственно табл. 11, 16 и 9). Накапливаются в криолите с коэффициентами разделения на один - два порядка меньше единицы во всех составах скандий (см. табл. 10) и стронций (см. табл. 7) и в калиевых составах - кальций, барий и свинец (см. соответственно табл. 7, 8 и 19). Обращает на себя внимание повышенное сродство калиевого аналога криолита к ряду элементов. Известно, что барий, свинец и уран по геохимическому поведению в природных процессах связаны с калием.
Представителем флюидных расплавов, для которых предсказывалась концентрирующая роль редких элементов, в наших исследованиях стал литийсодержащий алюмофторидный расплав. Универсальным экстрактором рудных компонентов он не оказался, что, впрочем, можно было предвидеть. Действительно, избирательность концентрирования разных элементов в зависимости от состава магмы (соотношения Na и K, степени насыщенности кремнеземом, агпаитности, анионного состава солей) непосредственно следует из данных петрологии, геохимии и металлогении. Например, исследования составов биотита, апатита, амфибола [Бушляков и Холоднов, 1986; Brimhall & Crerer , 1987] показали зависимость рудной специализации магм от активности фтора, хлора и кислорода.
 |
| Таблица 23. Средние коэффициенты разделения элементов между сосуществующими
алюмосиликатным и фторидным расплавами |
По полученным данным, обобщенным в таблице 23, распределения между несмешивающимися жидкостями выделяется большая группа элементов, которые концентрируются во фторидном расплаве относительно алюмосиликатного.
Особенно эффективна такая экстракция (в сотни раз), для кальция, стронция, редких земель и иттрия. Их коэффициенты разделения между алюмосиликатным и фторидным расплавом почти всегда ниже 0,01. В десятки раз по сравнению с силикатным расплавом обогащается фторидная фаза литием, магнием, барием, скандием и торием; в несколько раз - фосфором, ураном, молибденом и вольфрамом. К последней группе можно отнести и элементы, составляющие основу фторидного расплава: натрий и фтор.
По имеющимся данным, коэффициенты разделения калия, свинца и цинка близки или несколько ниже единицы. Алюминий примерно одинаково входит в состав обоих расплавов, являясь для них главным компонентом.
Распределяются в пользу алюмосиликатного расплава рубидий, цезий, цирконий, гафний, ниобий, тантал, галлий, германий и хлор, причем для рубидия, цезия и тантала обогащение силикатной жидкости происходит в десятки раз, а для остальных - в несколько раз. Почти не входит в состав фторидного расплава кремний, составляя основу алюмосиликатного.
Рассмотрим некоторые особенности геохимического поведения элементов с точки зрения возможного применения полученных экспериментальных данных.
Экстракция несовместимых элементов РЗЭ, иттрия, урана, тория и вольфрама и индифферентного к кристаллизационной дифференциации молибдена фторидным расплавом объясняет их самые низкие концентрации в заключительных порциях гранитной магмы (прерывается накопление в дифференцированных сериях), а для совместимого скандия усиливает тенденцию к понижению концентраций. Дальнейшая эволюция флюидного расплава вновь приводит к появлению их повышенных содержаний в постмагматических образованиях, пегматитах и, возможно, в карбонатитах. Реализуются в виде новообразованных собственных минералов или изоморфных примесей повышенные концентрации редких элементов, накопленные в результате фторидной экстракции. Такая модель, основанная на результатах экспериментов настоящей работы, предлагается для объяснения одного из интересных парадоксов геохимии редких элементов, который сформулировал в частной беседе В.В. Гордиенко: <В течение магматического процесса они рассеиваются и их содержания последовательно уменьшаются, а в пегматитах и постмагматических процессах они откуда-то вновь появляются в повышенных количествах>.
Как уже указывалось, отщепление от остаточной гранитной магмы фторидного расплава, на несколько порядков обогащенного РЗЭ и иттрием , действует в противоположном направлении, чем кристаллизационная дифференциация. Смену тренда накопления на обратный мы как раз связываем с отщеплением флюидного расплава. Интересно сравнить полученные нами экспериментальные данные с детальным исследованием геохимии Хангилайского-Орловского массивов, выполненным в работах Л.Ф. Сырицо и др. [Сырицо и др., 2001, Сырицо, 2002]. В заключительных фазах комплекса (это характерно для всех литий-фтористых гранитов) происходит резкое обеднение пород редкоземельными элементами, что можно объяснить их экстракцией в отделяющийся фторидный расплав. Данных о поведении РЗЭ в постмагматических процессах, сопряженных с литий-фтористыми гранитами, к сожалению, не приведено. В приведенных работах убедительно показан существенный перелом в магматической эволюции на заключительных этапах. Он выражен как в изменениях распределения редких элементов, так и в смещении петрохимического тренда в сторону увеличения отношения K/Na от обычного, следующего изменению температурного минимума в системах с фтором, о чем говорилось в предыдущем разделе.
Средние концентрации суммы РЗЭ для пегматитов всех главных формаций ниже, чем в материнских гранитах [ Гордиенко, 1996]. Эти данные не согласуются с распределением в экспериментах, если считать отделение фторидного расплава переходом к пегматитовой стадии. Пониженные содержания РЗЭ установлены в расплавных включениях в топазе пегматитов Волыни [ Коваленко и др., 1996]. Для пегматитов характерно раннее выделение акцессорных минералов, обогащенных легкими РЗЭ, и более позднее - тяжелыми [Балашов, 1976], что обычно для фракционной дифференциации, однако процесс как бы начинается сначала, повторяя тенденции, пройденные при дифференциации магматической серии или комплекса. Эти факты противоречивы. Они не объясняются ни одной моделью генезиса пегматитов, но свидетельствуют о скачкообразном характере перехода от кристаллизации остаточной магмы к пегматитовому процессу.
Бесперспективность флюидной фазы в качестве концентратора РЗЭ, показанная при обсуждении результатов (см. раздел 4.3.), на первый взгляд, не согласуется с наличием их гидротермальных и скарновых месторождений [ Henderson, 1996 ]. Наиболее важные эндогенные месторождения связаны с карбонатитами и считаются магматическими. Однако и гидротермальный процесс может также вести к образованию значительных месторождений, например: Bayan Obo, Китай; Wugu Hill, Танзания; Itapirapua, Бразилия; Karonge, Бурунди. Гидротермальные месторождения и, в особенности, тела замещения могут вскоре превысить в экономическом отношении карбонатитовые как источник легких РЗЭ [ Mariano, 1989; Giere, 1996; Henderson, 1996 ]. Минералы-концентраторы РЗЭ Бурпалинского комплекса щелочных пород приурочены только к альбитизированным пегматитам и послемагматическим метасоматитам [ Ефимов, Ганзеев, 1972 ]. Аномально высокими содержаниями РЗЭ по сравнению с щелочными гранитами обладают щелочные криолитсодержащие метасоматиты, для которых характерны высокие коэффициенты агпаитности больше единицы, преобладание натрия над калием и соотношение редких земель цериевой и иттриевой групп, равное 1:1 [ Гинзбург и др., 1970; Рябенко, 1989]. В Хибинском массиве накопление РЗЭ в магматическую стадию ограничено только акцессорной минерализацией. Здесь редкометальные минералы появляются в щелочных метасоматитах (эгирин-полевошпатовых, альбититах, микроклинитах). Существенно иттриевая минерализация в щелочных гранитах Кольского п-ова встречается исключительно в метасоматических породах. Возрастание содержаний минералов РЗЭ коррелирует с интенсивностью альбитизации и силификации [ Belolipetskii, Voloshin, 1996 ]. Спектры РЗЭ показывают различия между неизмененными криолитсодержащими гранитами и их альбитизированными разновидностями, в которых уменьшаются содержания легких и увеличиваются концентрации тяжелых РЗЭ [Костицын, 2000]. Появление редкоземельной и иттриевой минерализации в послемагматических образованиях требуют нетрадиционных механизмов концентрации этих элементов и наиболее перспективный (единственный предложенный в настоящее время) - это механизм отделения солевых расплавов как закономерного этапа эволюции магматической системы.
По экспериментальным данным, РЗЭ и иттрий в равновесии расплава с флюидом концентрируются в расплаве. Исключения [ Gorbachev, 1993; Маракушев, Шаповалов, 1994; Reed 1995; Сук, 2001; Граменицкий и Щекина, 2005], всегда связаны с областью гетерогенности водно-солевой (хлоридной, фторидной, фосфатной и фторидно-карбонатной) части систем. Галоидные формы - одни из самых важных для экстракции в природных водосодержащих системах. Особенно прочные комплексы образуют трехвалентные РЗЭ с фтором, прочность возрастает с увеличением атомного номера [ Henderson, 1996 ]. Известно [ Ponader et al ., 1989], что во фторсодержащих стеклах альбитового состава (в сухих условиях) редкие земли гадолиний и иттербий образуют комплексы с фтором, а лантан - с фтором и кислородом, в то время как комплексы с хлором не обнаружены. Способность к экстракции расплавом фторида натрия лантана, церия, неодима, эрбия, иттербия в системе нефелин-альбит- NaF показана также при атмосферном давлении [Балашов, 1976]. В то же время в сходной хлоридной системе и при силикатно-сульфидном расслоении [ Горбачев и др., 1995] все РЗЭ концентрируются в силикатном расплаве с большими коэффициентами разделения.
Прямые указания на концентрацию РЗЭ в высокотемпературных солевых средах дает обнаружение редкоземельных минералов во включениях с высокими концентрациями солей и обогащение РЗЭ богатых сульфатом кислых флюидов Valles caldera [ Giere, 1996 ]. На комплексном гидротермальном месторождении Thor Lake, Canada в гидротермальном кварце, срастающемся с редкоземельными-фторкарбонатными минералами, соленость первичных флюидных включений достигает 20% эквивалента NaCl [ Taylor & Pollard, 1996 ]. Авторы работы [ Lausch et al., 1974] при изучении карбонатных альпийских жил заключили, что РЗЭ, скандий, кобальт, железо извлекаются из гнейсов и концентрируются в жилах. Эффективные коэффициенты разделения между жилами и вмещающими породами возрастают с увеличением степени метаморфизма [ Grauch, 1989 ].
Изменения соотношения тяжелых и легких РЗЭ и европиевой аномалии, которые имеют большое значение для геохимии, находятся в пределах точности определения коэффициентов разделения в наших образцах. На уровне достоверности 0,8 вклад равновесия силикатный - фторидный расплав в появление аномалии европия намечается лишь для калиевой части системы.
Для скандия экстракция во фторидный расплав действует в том же направлении, что и кристаллизационная дифференциация. В ходе магматической дифференциации скандий относится к группе совместимых элементов, коррелируя с титаном, кобальтом, ванадием и трехвалентным железом. Поэтому концентрация скандия, как и других совместимых элементов, уменьшается в последовательных фазах магматических комплексов и по мере увеличения кремнекислотности пород [Иванников, 1987], что объясняется фракционированием темноцветных минералов. Однако низкую концентрацию скандия трудно объяснить только фракционированием этих минералов, поскольку на этом не оканчивается его участие в магматическом процессе. Наибольшие концентрации скандия и даже его собственные минералы появляются в пегматитах и постмагматических образованиях . Согласно приведенным экспериментальным данным, значительный вклад в это явление может внести отделение флюидных расплавов на поздних этапах дифференциации плутонов. Относительную роль в рассеянии скандия этих двух механизмов реально оценить только путем модельных расчетов.
В пегматитах скандия почти всегда больше, чем в материнских гранитах. Это соотношение для скандия увеличивается от редкометальной через слюдоносную, керамическую, редкометально-слюдоносно-керамическую и редкометально-редкоземельную к хрусталеносной формации. Наибольшее количество скандийсодержащих минералов (минералы РЗЭ, ниобия, циркония, тория; редко тортвейтит) обнаружено в гранитных пегматитах [Гордиенко, 1996]. Материнскими изверженными породами для них являются обычные биотитовые и лейкократовые граниты. Наиболее скандиеносны они лишь в некоторых регионах (Карелия, Норвегия, Мадагаскар). Скандиевая минерализация обнаруживается в полно дифференцированных телах плагиомикроклинового типа. В одноименных минералах пегматитов, согласно И.Офтедалю и А.И.Гинзбургу [Щербина, 1972], наблюдается резкое уменьшение концентрации скандия от более ранних стадий к поздним, т.е. прослеживается линия кристаллизационной дифференциации, но, как это отмечено для редких земель, процесс как бы начинается заново. Скандий может концентрироваться в ряде пневматолито-гидротермальных образований, в первую очередь, в грейзенах. Характерна ассоциация скандиеносных рудных минералов с топазом и флюоритом. Попутно с бериллием, вольфрамом, оловом он извлекается из вольфрамита, берилла, касситерита, гельвина и мусковита. Кроме того, скандий извлекается из давидита, эгирина, браннерита гидротермально-метасоматических урановых месторождений. При изучении карбонатных альпийских жил было установлено [ Lausch et al ., 1974], что скандий, так же, как и РЗЭ, кобальт, железо, извлекаются из гнейсов и концентрируются в жилах. Эффективные коэффициенты разделения между жилами и вмещающими породами возрастают с увеличением степени метаморфизма.
Причину высокой степени рассеяния скандия в природе связывают обычно с двойственностью его свойств. Будучи аналогом иттрия и тяжелых лантаноидов, скандий кристаллохимически близок к Fe (II, III); Mg; Mn (II, III); Zr и Al - элементам, которые обладают близким значением ионного радиуса при одинаковом координационном числе, равном 6 [Комиссарова, 2001]. С точки зрения наших результатов причиной рассеяния может быть близость коэффициентов разделения для кристаллической и жидкой формы фторидов (по сравнению с резко контрастной - у РЗЭ и иттрия).
Эффективное, на порядок, накопление лития во флюидном расплаве демонстрирует естественный механизм специализации гранитных и щелочных интрузивов в отношении этого элемента. Наши эксперименты вскрывают причины хорошо известных связей лития с фтором и натрием и определенный антагонизм его поведения с калием и рубидием. Литий, как и многие другие литофильные элементы является несовместимым элементом при кристаллизационной дифференциации. Распределение его в расплав в равновесии с флюидом противоречит накоплению в постмагматических процессах (альбититы, грейзены). Только концентрирование лития во флюидном расплаве показывает реальный источник лития для постмагматических явлений. Структура криолита имеет сродство к натрию в значительно большей степени, чем к литию, калию, рубидию и цезию. Недаром природный криолит почти не показывает изоморфных замещений, хотя калиевый, литиевый, рубидиевый и цезиевый аналоги криолита существуют и синтезируются.
Фосфор и барий - элементы, не характерные для литий-фтористых гранитов, имеют низкие коэффициенты разделения (0,02 - 0,05), т.е. должны уходить из магматического расплава вместе с отделяющейся фторидной жидкостью. Известное понижение кларка бария в лейкократовых гранитах и аляскитах может быть объяснено как его рассеянием в виде изоморфной примеси в полевых шпатах на ранних стадиях дифференциации, так и экстракцией во фторидную жидкость с коэффициентом разделения 0,03-0,15, установленным в наших опытах.
Для циркония, гафния, ниобия и тантала экспериментальные данные противоречат известной гипотезе об их концентрации при автометасоматозе с образованием апогранитов. Подтверждается альтернативный механизм концентрации и формирования месторождений путем накопления элементов в остаточном расплаве. Отделение алюмофторидной жидкости усиливает эффект их накопления в алюмосиликатном расплаве и, следовательно, в соответствующей горной породе. Механизм кристаллизационной дифференциации прекращает действовать для рассматриваемых элементов при кристаллизации их собственных акцессорных минералов (циркона, тантало-ниобатов). Дальнейшее их накопление возможно только при образовании кумулятов акцессорных минералов, чего никогда не наблюдается. Отделение фторидного расплава предоставляет, по-видимому, единственную возможность преодоления такого барьера насыщения и образования вкрапленных руд, известных в щелочных гранитах.
Пары химически сходных элементов цирконий - гафний и ниобий - тантал ведут себя в природных процессах несколько различно, и потому отношения их концентраций являются классическим примером < геохимических индикаторов >. Коэффициенты разделения силикатный/фторидный расплав у циркония в 1,5-3 раза выше, чем у гафния. Отделение фторидной фазы, по приведенным экспериментальным данным, должно понижать отношение Zr/Hf в магматическом расплаве. По данным Н.А.Акелина, В.Н.Павловой [Кабанова и др., 1983], для рудной провинции Катугин в Сибири отмечается увеличение содержания Hf (от 30 до 50 г/т) и уменьшение Zr/Hf отношения для поздних наиболее щелочных гранитоидов, содержащих криолит. Более интенсивное накопление тантала по сравнению с ниобием и соответствующее уменьшение Nb/Ta отношения при переходе от натриевой к калиевой части системы при фторидном расслоении (см. рис. 61) отвечает известной закономерности накопления ниобия в гранитах натриевого, а тантала - калиево-натриевого профиля [Иванов, 1997]. Установлено также, что цирконий сильнее накапливается в породах натриевого, а гафний - калиевого профиля [Попов и Николаенко, 1988], что также находит объяснение в свете наших данных.
Если судить о сродстве к фторидным фазам по распределению расплав - криолит, экспериментальные данные по ниобию и танталу согласуются с наиболее общими особенностями их геохимии. Первый из них накапливается главным образом в нефелиновых сиенитах, а второй - в гранитах [Кабанова и др., 1982]. Ниобий вместе с титаном большую роль играет в агпаитовых породах, в то время как для тантала заметно повышенные концентрации характерны только для плюмазитовых [Щербина, 1972]. При введении в систему углекислоты коэффициенты разделения ниобия для кварц-нормативных и миаскитовых составов расплавов возрастают и лишь для агпаитовых нефелин-нормативных - закономерно снижаются. Именно с агпаитовыми нефелиновыми сиенитами ассоциируют карбонатиты с промышленными концентрациями ниобия и циркония. По распределению циркония в частях системы, содержащих углекислоту, у нас пока нет экспериментальных данных. Одна из ведущих гипотез генезиса карбонатитов связана с карбонатно-силикатной жидкостной несмесимостью. Также с нефелиновыми сиенитами связаны существенно Nb месторождения в щелочных метасоматитах. Необходимо оговориться, что приведенные закономерности для нефелин-нормативных составов расплава основываются на равновесиях расплав/криолит. Тот факт, что тенденции изменения коэффициентов разделения в кварц-нормативной части системы одинаковы как для равновесия силикатный расплав/криолит, так и для равновесия силикатный/фторидный расплав (см. рис. 62), позволяют с определенной степенью условности сделать приведенный выше вывод.
Приведенные данные о распределении ниобия, тантала, циркония и гафния ни в одном случае не противоречат накопленным эмпирическим данным, что убеждает нас в существенной роли рассматриваемого механизма в природе.
Экспериментально показана возможность концентрирования вольфрама и молибдена во фторидном расплаве. Накопление вольфрама коррелирует с подобными геохимическими трендами фтора и лития. Сродство вольфрама к фторидным фазам преимущественно в калиевых и натриевых миаскитовых составах проявляется в распределении алюмосиликатный расплав/криолит. Тенденция образования вольфрамовых месторождений в связи с гранитоидами повышенной калиевости [Ляхович, 1989 и др.], возможно, в какой-то мере объясняется приведенными экспериментальными данными.
Данные по распределению рубидия и цезия (высокие коэффициенты разделения с любыми расплавами - накопление в них) не противоречат их высокой рассеянности в природе. В отличие от лития, у этих элементов нет такого эффективного механизма концентрирования, каким является отделение фторидного расплава. Согласно экспериментальным результатам, величина геохимических индикаторов - отношений K/Rb и K/Cs - должны понижаться при отделении фторидного расплава. Поскольку рубидий и цезий не накапливаются и во флюиде, намечается противоречие с его повышенными концентрациями в некоторых постмагматических образованиях. Механизма их концентрирования мы предложить не можем.
Фтор связывает почти весь кальций и стронций в фазу кристаллической структуры флюорита. Появление акцессорного флюорита и отделение алюмофторидного расплава, который эффективно концентрирует кальций, стронций и барий, кладет конец концентрации или рассеянию этих элементов, связанных с кристаллизационной дифференциацией. Отделение фторидного расплава способствует известному обеднению гранитов барием и стронцием и противодействует накоплению бария и стронция в нефелиновых сиенитах, хотя не очень понятная аномалия, выявленная для миаскитовых расплавов тоже должна учитываться. Из-за малых концентраций этих элементов в магматическом расплаве, равновесном с флюоритом данные по этим элементам менее надежны, чем по другим. В наших экспериментах подтверждены сходство геохимического поведения кальция со стронцием, а бария с калием.
Выводы по поведению кальция и стронция частично можно было бы повторить в отношении магния , но образующийся в опытах щелочной фторид неизвестен в качестве природного минерала. Пока проведено недостаточно экспериментов, чтобы понять причины, мешающие кристаллизации магнезиальной слюды флогопитового или истонитового типа и образования вместо них фторида магния.
Известно, что кристаллизация магм является процессом концентрирования урана и тория в остаточном расплаве, вплоть до кристаллизации самостоятельной урановой фазы - уранинита. Ранее выполненные эксперименты [Юдинцев и Омельяненко, 1986] позволили оценить концентрацию урана в магматогенном флюиде в тысячные доли процента, что подтверждается геохимическими и петрологическими данными. Была подтверждена возможность переноса урана галоидными растворами ранней постмагматической стадии (пегматитообразование, скарнирование, альбитизация и грейзенизация) при температурах 400-600°С. Наши результаты не противоречат приведенным данным, дополняя возможным механизмом концентрирования. Торий экстрагируется фазой фторидного расплава в большей степени, чем уран, причем выделение торийсодержащего уранининита не приводит к насыщению торием жидких фаз.
Важной известной особенностью поведения галлия считается постоянство отношений Ga/Al в генетически связанной серии пород, но не во всех случаях. Данные о содержании галлия в последовательных дифференциатах крупных массивов гранитоидов Сусамырского (Борисенок, Таусон, 1959) и Салминского (Иванников и др., 1987) показывают, что галлий в незначительной степени обогащает породы самых последних фаз этих массивов. В комплексе редкометальных гранитов Нигерии ( Bowden , 1964; 1966; Imeokparia , 1982) отмечено увеличение отношения Ga/Al , связанное с заметным накоплением галлия в поздних фазах гранитов. Оно коррелирует с повышением концентраций фтора и лития в породах, особенно в альбит-рибекитовых криолитсодержащих гранитах. Эти нарушения параллелизма геохимии галлия и алюминия логично связать с его низким сродством к фторидным фазам, особенно к фторидному расплаву.
В отличие от галлия, в геохимии германия имеются указания на связь его концентрирования с фтором. Среди силикатов наиболее высокие концентрации германия до 1500 г/т характерны для топаза в грейзеновых месторождениях [Иванов, 1996]. При грейзенизации гранитов концентрация германия резко увеличивается, достигая 50 г/т. Германий концентрируется в грейзенах также в мусковите и биотите. Наиболее богаты германием грейзены с комплексным редкометальным оруденением. В грейзенах намечается прямая зависимость между содержаниями германия и фтора. По нашим данным, германий концентрируется во фторидном расплаве, но только в калиевой части системы. Аналогия поведения германия и кремния подтверждается в том смысле, что германий накапливается в силикатной фазе по сравнению с фторидной. Однако, в нефелин-нормативных составах коэффициенты разделения даже больше, чем в кварц-нормативных. В данном случае экспериментальные данные противоречат эмпирическим закономерностям. Данные по этому элементу у нас менее надежные, чем по другим.
В магматическом процессе поведение свинца и цинка различается. Для гранитоидов выявлена общая тенденция [Таусон, 1961] обогащения свинцом и цинком поздних дифференциатов гранитной магмы. Однако в ряде массивов отмечаются и другие тенденции: накопления свинца в последовательных фазах дифференциации при постоянной концентрации цинка или прохождении концентраций этих элементов через максимум [Антипин и др., 1984]. Преимущественное накопление свинца в поздних фазах гранитных массивов связано с его тенденцией следовать за калием. Поведение цинка обусловлено его связью в магматических процессах с железом и магнием [Таусон, 1961]. Для настоящей работы имеет значение выявленная в онгонитах (по коэффициентам распределения свинца и цинка между минералами и основной массой) отчетливая связь степени накопления этих элементов в дифференциатах с содержаниями фтора в магме [Антипин и др., 1984]. По нашим данным, для обоих элементов в некоторых составах они предпочтительно концентрируются во фторидном расплаве, но все коэффициенты разделения силикатный / фторидный расплав близки к единице. Для свинца и цинка характерными считаются формы переноса в хлорсодержащих комплексах и магмы хлористого профиля. По данным экспериментов В.Ю.Чевычелова и др. [1994; 1998], Ф.Канделы и Ф.Пикколи [ Candela & Piccoli , 1995], концентрация происходит, главным образом, в хлорсодержащей системе вследствие отделения высококонцентрированного рассола ( brine ). Результаты наших экспериментов подтверждают установленное геохимиками сродство свинца к калию.
Хлор распределяется только в пользу алюмосиликатного расплава (таблица 22). Из предшествующих экспериментальных данных следует, что хлор должен накапливаться во флюиде. При введенных в шихту опытов 0,4-0,8 мас.% хлора, его концентрации во фторидных кристаллических и расплавных фазах обычно составляют сотые доли процента, доходя до 0,15-0,19 % в чисто калиевой и литиево-калиевой частях системы. Потери, которые можно было бы интерпретировать как уход во флюидную фазу, есть, но не больше, чем для многих других элементов.
Приведенные результаты подтверждают основную идею, заложенную в основу проведенных экспериментов и всей работы, о способности флюидных расплавов концентрировать редкие элементы на магматической стадии. Фторидные расплавы не являются универсальными в этом отношении, но для ряда элементов (РЗЭ, иттрий, скандий, вольфрам, торий и др.) они являются очень эффективными накопителями. Расширение анионного состава флюидных расплавов представляется актуальной задачей. Оно должно привести к установлению избирательности экстракции, что невозможно было сделать в рамках только фторсодержащей системы. Избирательность концентрации флюидными расплавами близких по химическим свойствам элементов является также причиной изменения их отношений (геохимических индикаторов) в процессе дифференциации магмы.
Назад Содержание Вперед
|
