В табл. 2 внесены суммарные содержания предполагаемых, привнесенных флюидом компонентов (без учета F и H₂O). Эти данные позволяют оценить, пусть и приблизительно, какая доля вещества могла быть привнесена в процессе фенитизации: от 2.6 до 8.4 мас.%, и лишь в самых сильно проработанных разностях (где уже ощутим вынос кремнезема) достигает 19%. Степень выноса компонентов при формировании глиноземистых фенитов представляется меньшей, чем привноса, во всяком случае, на стадиях 1-3. Это одна из основ предлагаемой автором модели, согласно которой гипотетические исходные породы (см. главу 7) содержали в разных соотношениях: силикаты Al (кианит, ставролит, альмандин) + алюмосиликаты (биотит, мусковит, немного полевых шпатов) + оксиды (кварц, магнетит, гематит, рутил) + графит или другое углеродистое вещество + акцессорный фосфат (апатит) + иногда сульфиды Fe.

Предлагаемая модель является упрощенной и схематичной. Она показывает возможные пути преобразования минеральных ассоциаций протолита, гипотетического (Хибины) или же достоверно известного (Сент-Илер), в наблюдаемые минеральные ассоциации фенитов или предшествующих им термически проработанных, но химически мало измененных пород. Ниже приведены некоторые вероятные реакции преобразования минералов и минеральных ассоциаций для каждой из стадий. Модель доведена до гипотетического крайнего случая: вообще без выноса компонентов, кроме летучих. В правых частях уравнений - минеральные ассоциации, наблюдавшиеся автором в Хибинах, в левых - ассоциации кольских метаморфитов, по литературным данным. В квадратные скобки взяты компоненты, привносимые, по нашему мнению, фенитизирующим флюидом. В качестве минеральной формы Al₂SiO₅ в левых частях уравнений принят кианит. Римскими цифрами в формулах Al-содержащих силикатов указано координационное число Al.

1. Стадия термального метаморфизма

2. Альбитовая стадия

3. Нефелиновая стадия

4. Эгириновая стадия

В целом эволюцию минеральных ассоциаций на фоне роста активности Na при фенитизации метапелита можно схематично представить так (модель - реальные минеральные ассоциации ксенолита на Свинцовом ручье):

Протолит (гипотетический): мусковит + кианит + альмандин + кварц + рутил.
Стадия 1: силлиманит + КПШ + биотит + кварц + рутил.
Стадия 2: (анортоклаз → распад на КПШ + альбит) + герцинит + корунд + ильменит.
Стадия 3: нефелин + КПШ + альбит + герцинит + ильменит.
Стадия 4: нефелин + содалит + КПШ + альбит + герцинит + ильменит.

Соответствующие реакции можно представить так:
2K^VIAl₂^IVAlSi₃O₁₀(OH)₂ + ^VIAl₂SiO₅ + Fe₃^VIAl₂(SiO₄)₃ + 2SiO₂ + TiO₂ →
[прогрев] → 4^VIAl^IVAlSiO₅ + K^IVAlSi₃O₈ + KFe₃^IVAlSi₃O₁₀(OH)₂ + 2SiO₂ + TiO₂ + H₂O↑ →
[+Na₂O] → 2K^IVAlSi₃O₈ + 2Na^IVAlSi₃O₈ + 2FeAl₂O₄ + Al₂O₃ + FeTiO₃ + H₂O↑ →
[+Na₂O] → 3Na^IVAlSiO₄ + 2K^IVAlSi₃O₈ + Na^IVAlSi₃O₈ + 2FeAl₂O₄ + FeTiO₃ →
[+1/3NaCl] → 2Na^IVAlSiO₄ + 1/3Na₄^IVAl₃Si₃O₁₂Cl + 2K^IVAlSi₃O₈ + Na^IVAlSi₃O₈ + 2FeAl₂O₄ + FeTiO₃.

Особенности состава протолита влияют на характер процесса его изменения. Если в породе с высоким Al/Si отношением исходно мало Fe, то в процессе фенитизации кристаллизуется корунд, а если к <свободному> Al добавляется Fe (что более типично для данной субформации), то появляется герцинит. В случае избытка Fe степень проработки породы натровым флюидом может отражаться в такой смене ассоциаций: ферросилит+альбит → ферросилит+нефелин → эгирин+нефелин. В участках, обогащенных Ca, вместо ферросилита мы наблюдаем геденбергит.

Важным отличием выделенной субформации от большинства типичных фенитов является редкость щелочных амфиболов и пироксенов. Это связано с высоким Al/Si-отношением: кремнезем преимущественно связывается в щелочные алюмосиликаты. Глиноземистые оксиды, типоморфные для данной субформации, выступают антагонистами эгирина и щелочных амфиболов.

Глиноземистые фениты Хибин очень слабо изменены поздними процессами. Исключение составляет один участок на Свинцовом ручье: в приразломной зоне фениты подверглись интенсивной переработке низкотемпературными углекислотными гидротермальными растворами, в результате чего произошли замещение нефелина агрегатом давсонита и натролита [3NaAlSiO₄ + CO₂ + 3H₂O = NaAl(CO₃)(OH)₂ + Na₂Al₂Si₃O₁₀^.H₂O], сильная коррозия корунда, герцинита, альмандина, развитие по ильмениту агрегатов рутила и сидерита [FeTiO₃ + CO₂ = TiO₂ + FeCO₃]. Поздняя карбонатизация характерна для глиноземистых фенитов Сент-Илера.

4.3. О минералогической и геохимической уникальности пород фенитизированного ксенолита на северном склоне г. Каскасньюнчорр (Хибины). С этим ксенолитом связаны очень необычные в минералогическом и геохимическом отношении породы. Этот объект, открытый Куплетским (1923), активно изучался (Barkov et al., 1997, 2000a,b, 2006; Yakovenchuk et al., 2005; Корчак, 2008), в т.ч. нами (Яковлева и др., 2009, 2010б). Здесь развиты фениты от существенно оксидных практически без халькогенидов - до уникально обогащенных сульфидами, от содержащих обильный корунд - до таких, где почти полностью отсутствует глинозем, от глубоко переработанных пород (с содалитом, эгирином, обильным нефелином) - до практически безнатровых. Особенно интересна титановая минерализация, в первую очередь открытые Ю.П. Меньшиковым щелочно-оксидные породы, сложенные в основном фрейденбергитом Na₂(Ti,Fe)₈O₁₆, кричтонитом и рутилом. Они плавно переходят в ильменит-титанитовые со щелочным полевым шпатом и лопаритом фениты. Рутил, ильменит, кричтонит здесь могут считаться своеобразными <заместителями> герцинита или корунда (а фрейденбергит - лопарита) в других фенитах. Главная минералого-геохимическая достопримечательность этого ксенолита - не имеющая аналогов порода, где W, V, Cr и даже Nb и Ti входят в состав сульфидов (см. главу 6).

Кремний практически полностью связан в силикаты, кварц редок и встречается только в слабопроработанных породах. Кремнезем наследуется фенитами от протолита, в ходе фенитизации активность SiO₂ снижается. Алюминий - важнейший элемент, давший субформации название. Наибольшая часть Al сосредоточена в щелочных полевых шпатах, нефелине, триоктаэдрических слюдах, герцините. Показательны кристаллохимические особенности Al-содержащих силикатов. При низком коэффициенте агпаитности минералообразующей среды Al в силикатах может занимать: 1) только октаэдрические позиции (гранат, топаз, андалузит); 2) октаэдрические и тетраэдрические (мусковит, силлиманит, секанинаит); 3) только тетраэдрические (алюмосиликаты: каркасные - полевые шпаты, слоистые - биотит, кольцевые - секанинаит). При повышении агпаитности сначала исчезают силикаты с ^VIAl, а затем остаются только каркасные алюмосиликаты. На ранних стадиях фенитизации реализуются оксо-, гидроксо- и фторсиликаты, где часть атомов кислорода образует мостики Al^VI-O-Al^VI (андалузит), Al^VI-O-AlIV (силлиманит), Al^VI-(F,OH)-Al^VI (топаз) или Al^VI-(OH,F)-Al^VI (мусковит). Главные концентраторы железа - биотит (обычно аннит), герцинит, ильменит, пирротин. <Судьбу> Fe во многом определяет активность S^2-. В кислородных соединениях железо в подавляющем большинстве случаев двухвалентно. В хибинских глиноземистых фенитах минеральные системы шпинель-герцинит, флогопит-аннит, ильменит-пирофанит-гейкилит, форстерит-фаялит, энстатит-ферросилит, кордиерит-секанинаит, диопсид-геденбергит-йоханнсенит, альмандин-спессартин как правило представлены высокожелезистыми членами. распространено самородное железо. Магний - дефицитный компонент глиноземистых фенитов. Как правило, он в качестве изоморфной примеси замещает Fe. Наибольшим сродством к Mg в исследуемых объектах характеризуются биотит (лишь при высокой активности S^2- реализуется практически безжелезистый флогопит) и редкий магнезиотаффеит-2N'2S, в меньшей мере секанинаит и ферросилит, еще меньше - альмандин. Шпинелиды, фаялит и члены ряда ильменита практически не содержат Mg. Наибольшую роль в балансе марганца играет примесная форма: он замещает Fe. Главный концентратор Mn - ильменит, а собственные фазы в Хибинах представлены редкими пирофанитом и алабандином, появление которых обусловлено высокой активностью S^2-. Породы Сент-Илера более обогащены Mn: здесь развиты породообразующие спессартин и Mn-герцинит, акцессорные манганоколумбит, уедаит-(Ce) и родохрозит.

Натрий - характерный, важнейший компонент глиноземистых фенитов. Он формирует большое число минералов (главные - щелочные полевые шпаты и нефелин). Вероятно, большая часть его привнесена фенитизирующим флюидом. Примесный Na замещает К в ортоклазе и слюдах, Са - в минералах семейства цирконолита, титаните и апатите, Sr - в кричтоните. Калий - важный породообразующий компонент. Главные его концентраторы - щелочные полевые шпаты и слюды, а также нефелин. Судя по составу слабофенитизированных пород хибинских ксенолитов, калий присутствовал в протолите в ощутимых количествах (слюды, калиевый полевой шпат). Кальций в целом нехарактерен для глиноземистых фенитов. Его минералы разнообразны, но обычно это акцессории. Главные концентраторы Са - титанит, фторапатит, флюорит и пирохлор. Распределение Ca очень контрастно, и это важнейшая черта его геохимии здесь. При общей обедненности им пород встречаются участки, сильно обогащенные Ca, вплоть до <ураганных> концентраций, и при этом как правило имеющие резкие границы с вмещающей низкокальциевой породой. Таковы полиминеральные флюорит-лабрадор-геденбергитовые обособления, иногда с волластонитом или куспидином. <Очаговый> характер развития кальциевой минерализации лучше всего может быть объяснен контрастным распределением Ca в протолите. Стронций содержится в полевых шпатах в малых количествах (до 2.6 мас.% SrO, не считая редкого стрональсита), но ввиду их распространенности это главные концентраторы Sr. Другие его существенные носители - акцессорные фторапатит и фторкафит, кричтонит, флюорит. Барий сконцентрирован в основном в породообразующих алюмосиликатах: полевых шпатах (до 1.8 мас.% BaO) и слюдах - мусковите (до 0.8%) и биотите (до 1.5%). Апоксенолитовые фениты в целом обогащены редкоземельными элементами - лантаноидами и иттрием - по сравнению с магматическими породами Хибинского массива. Важные черты геохимии REE здесь, в отличие от всех других высокотемпературных образований Хибин: 1) преобладание концентрированного состояния над рассеянным; 2) значительная степень разделения на цериевую и иттриевую подгруппы. В собственно редкоземельных минералах и тех, куда REE входят в виде значительной примеси, преобладает Се, а La > Nd. Главный концентратор LREE - монацит-(Се), иногда образующий <рудные> скопления. Эти элементы концентрируются также в пирохлоре, лопарите, апатите, кричтоните, титаните. В отличие от магматических пород и пегматитов Хибин, для глиноземистых фенитов характерны разнообразные собственные минералы Y (с HREE): Y-аналог цирконолита, фергусонит-(Y), бритолит-(Y), самарскит-(Y), гадолинит-(Y), ксенотим-(Y). Нахождение REE в глиноземистых фенитах в основном в виде собственных минералов обусловлено в первую очередь обедненностью этих пород Ca. Торий концентрируется в монаците-(Се), пирохлоре, цирконолите и лопарите. Уран замещает Ca и REE в первую очередь в оксидах, особенно ниобатах: пирохлоре (до 11.8 мас.% UO2), самарските-(Y), фергусоните-(Y).

Фенитизированные ксенолиты Хибин в целом обогащены титаном. Главные его концентраторы - оксиды, с резким преобладанием ильменита. Нередок рутил, второстепенные минералы - кричтонит, фрейденбергит, лопарит. Силикаты Ti представлены главным образом титанитом, а примесным титаном обогащен биотит. В существенно оксидных породах содержание TiO2 достигает 53%. Уникально для земных объектов проявление халькофильных свойств титаном: в некоторых разновидностях хибинских фенитов он входит как существенная примесь (до 3.9 мас.%) в состав сульфидов - пирротина и развивающихся по нему пирита и марказита (Barkov et al., 1997; данные автора). Учитывая, что Ti при фенитизации малоподвижен (Рыженко, 2008), мы считаем его важным источником метапелитовый протолит. Это косвенно подтверждается и тем, что в фенитах Сент-Илера, развитых по гранитам, минералы Ti встречаются в незначительных количествах. Главный концентратор циркония - циркон, иногда породообразующий. Резко подчиненную роль в балансе Zr играют диортосиликаты - ловенит, бурпалит, розенбушит. Наиболее характерные для интрузивных пород, пегматитов и гидротермалитов Хибин щелочные цирконосиликаты (эвдиалит, катаплеит и др.) в глиноземистых фенитах не встречены, несомненно, по причине низкого коэффициента агпаитности. Оксиды с Zr развиты широко и представлены цирконолитом (иногда породообразующим) и его аналогами, бадделеитом, шриланкитом, Zr-содержащим кричтонитом. В фенитах Сент-Илера и Хибин концентрации Zr сопоставимы (в отличие от Ti) что указывает на фенитизирующий флюид как главный источник этого элемента. Ниобий в апоксенолитовых фенитах образует собственные фазы или изоморфно замещает Ti, тогда как тантал полностью рассеян в ниобиевых минералах. Главный концентратор Nb и примесного Ta - пирохлор (33.9-58.0 мас.% Nb₂O₅, 1.1-5.1 мас.% Ta₂O₅), широко распространенный акцессорий; в нем зафиксированы самые высокие значения Ta/Nb-отношения. Значительные концентрации пирохлора (рис. 14) позволяют говорить о комплексных редкометальных, в первую очередь Ta-Nb рудопроявлениях в апоксенолитовых фенитах. Другой важный минерал Nb - лопарит. Геохимически значимый концентратор Nb - ильменит, содержащий его в малых количествах, но широко распространенный. Важное значение имеет рутил (до 16.3% Nb₂O₅ в ильменорутиле). Ярчайшей геохимической особенностью хибинских глиноземистых фенитов является то, что здесь Nb проявляет и халькофильные свойства: на г. Каскасньюнчорр открыт единственный пока природный сульфид Nb - эдгарит FeNb₃S₆ (Barkov et al., 2000), оказавшийся в данной ассоциации обычным минералом. Источником Nb определенно послужил фенитизирующий флюид (отметим заметно большую подвижность Nb по сравнению с Ti в природных высоконатриевых флюидонасыщенных системах: Пеков, 2006).

Наиболее важные концентраторы примесного ванадия - биотит, ильменит, рутил, титанит. V замещает Fe³⁺ и Ti. Характерный спутник V в оксидах и силикатах - Cr: как правило, они демонстрируют прямую корреляцию. Другая ветвь геохимии V - халькофильная: примесь в пирротине и развивающихся по нему пирите и марказите (до 1.4 мас.% V). Источником этого элемента мы считаем протолит, где V вместе с Cr входил в основном в слюды, в первую очередь замещая Al в мусковите. Цинк - не самый типичный компонент глиноземистых фенитов. В случае низкой активности S^2- он проявляет литофильные свойства: сфалерит делит роль его главного концентратора c Al-шпинелидами. В фенитах Сент-Илера Zn входит как примесь главным образом в герцинит, также в колумбит и минералы ряда ильменит-пирофанит. Никель - весьма редкий элемент в глиноземистых фенитах. Это вкупе с очень низкой величиной Mg/Fe-отношения говорит о том, что породы ультрабазит-базитового состава как протолит хибинских фенитов крайне маловероятны. Молибден концентрируется только в молибдените, иногда образующем в глиноземистых фенитах Хибин рудные концентрации. Спутником молибдена является вольфрам, входящий как примесь (до 23 мас.%) в состав молибденита. W образует и собственную фазу - тунгстенит WS₂. Вероятно, источником Mo был фенитизирующий флюид: сходные концентрации молибденита наблюдаются в Хибинском массиве и в постмагматических образованиях, не связанных с ксенолитами.

Углерод. В исследуемых хибинских объектах карбонаты крайне редки и связаны с продуктами поздней переработки, графит же распространен. Источником углерода для него могли служить как углеродистое или битуминозное вещество протолита, так и C-содержащая составляющая фенитизирующего флюида. Наиболее важным источником представляется первый: глиноземистые метаморфиты, развитые в окружении Хибинского массива, нередко обогащены углеродистым веществом (Бельков, 1963; Загородный и др., 1982; Авакян, 1992). В глиноземистых фенитах Сент-Илера графит не встречен, а карбонаты, особенно поздние, развиты достаточно широко. Фосфор входит в основном в состав акцессорных монацита-(Ce) (преобладает) и фторапатита. Большая часть фосфора скорее всего была привнесена фенитизирующим флюидом, однако, в отличие от редких элементов, которые мы считаем тоже привнесенными (Zr, Nb, REE, Th, Mo), заметного обогащения хибинских фенитов фосфором не произошло. Фтор - летучий компонент, и его главным источником был фенитизирующий флюид, хотя некоторая часть F могла входить в состав слюд протолита. Главными концентраторами F являются триоктаэдрические слюды. Диоктаэдрические слюды (мусковит и парагонит), в т.ч. тесно ассоциирующие с триоктаэдрическими, по сравнению с ними обеднены фтором. В некоторых разностях фенитов находится породообразующий топаз, подчиненное значение имеют флюорит, фторапатит, амфиболы, а также титанит, в который F входит вместе с Na по схеме: Ca²⁺ + O^2- → Na⁺ + F^-.

Сере посвящен специальный раздел в главе 6, хрому - глава 5.