Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Минералогия и генетические особенности глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами

ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минералогия и генетические особенности глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами"

На правах рукописи

004615130

Яковлева Ольга Сергеевна

МИНЕРАЛОГИЯ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛИНОЗЕМИСТЫХ ФЕНИТОВ, СВЯЗАННЫХ С АГПАИТОВЫМИ КОМПЛЕКСАМИ (на примере Хибинского и Сент-Илерского массивов)

25.00.05 - минералогия, кристаллография

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

- 2 пен 2010

Москва-2010

004615180

Работа выполнена на кафедре минералогии Геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук Пеков Игорь Викторович

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Ярошевский Алексей Андреевич

кандидат геолого-минералогических наук Азарова Юлия Владимировна

Ведущая организация:

Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (ГЕОХИ РАН)

Защита состоится "10" декабря 2010 года в 14 часов 22 минут на заседании Диссертационного совета Д 501.002.06 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет, аудитория 415.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова

Автореферат разослан " 02 " ноября 2010 года

Ученый секретарь

диссертационного совета

доктор геолого-минералогических наук

Киселева И.А.

Актуальность проблемы. Фениты - контактовые метасоматиты щелочных комплексов - имеют богатую и своеобразную минералогию. Многочисленные разновидности этих пород характеризуются индивидуальными особенностями минерального состава и зачастую очень сильно отличаются друг от друга. Фенитовая формация весьма специфична и в геохимическом аспекте. В частности, здесь возникают высокие концентрации, вплоть до промышленных месторо)кдений, целого ряда редких элементов: Nb, Та, Zr, REE, U и др. Вместе с тем, фениты - одна из наименее изученных метасоматических формаций (Жариков и др., 1998). По сравнению с другими типами щелочных пород -магматическими силикатными, карбонатитами, пегматитами - они тоже исследованы заметно слабее. Обобщающих публикаций по минералогии фенитов мало, а комплексные работы, связывающие минералогические, петрологические, геохимические данные для этой формации, вообще единичны. Недостаточно разработаны вопросы химизма процессов преобразования протолита разного состава при фенитизации. Лишь отдельным типам фенитов посвящены крупные публикации; в основном это работы, подготовленные для некоторых объектов по результатам исследований, проводившихся в СССР в 1950-х - 1970-х гг преимущественно под эгидой редкометальной тематики (Тихоненков, Тихоненкова, 1962; Еськова и др., 1964; Кухаренко и др., 1965; Осокин, 1967; Тихоненкова, 1967; Еськова, 1976; Евдокимов, 1982).

Настоящая работа посвящена специфическому типу фенитов - обогащенным глиноземом щелочным контактовым метасоматитам, связанным с атаитовыми комплексами. Такие породы наиболее широко развиты в Хибинском массиве (Кольский полуостров), где в течение многих лет считались продуктами преобразования докембрийских глиноземистых метаморфитов, входящих в состав серии имандра-варзуга (Шлюкова, 1986). В последние годы выдвинут альтернативный взгляд на природу протолита этих фенитов, в качестве которого предполагаются вулканогенно-терригенные образования ловозерской свиты палеозойского возраста, и, соответственно, на химизм процессов его изменения (Корчак, 2008; Иванюк и др., 2009). Автором продолжено изучение глиноземистых и родственных им фенитов Хибин, крайне разнообразных и зачастую очень необычных по минеральному составу. Обобщение полученных данных вместе с результатами исследования практически аналогичных метасоматитов, недавно обнаруженных в щелочном массиве Сент-Илер (Квебек, Канада), позволяют не только более аргументировано говорить о происхождении хибинских апоксенолитовых пород но и в целом охарактеризовать субформацию глиноземистых фенитов.

Цели работы: 1) минералогическая характеристика глиноземистых и близкородственных им контактово-метасоматических пород, связанных с агпаитовыми комплексами, как основа для выделения их в качестве самостоятельной ветви (субформации) фенитовой формации; 2) реконструкция, в первую очередь на основе минералогических данных, главных геохимических и генетических черт этой субформации: установление характера протолита, выявление стадийности и особенностей химизма процессов его преобразования, оценка параметров минералогенеза.

Разрабатывались следующие конкретые задачи:

- характеристика минеральных ассоциаций глиноземистых и тесно связанных с ними других

разновидностей фенитов Хибинского и Сент-Илерского щелочных массивов, их типизация;

- идентификация минералов фенитов и определение их химического состава;

- определение валового химического состава главных разновидностей пород;

- установление признаков фациальной и стадиальной зональности для различных апоксенолитовых фенитов Хибин, анализ закономерностей эволюции минеральных ассоциаций;

- выявление индикаторных минералов и типоморфных признаков минералов, указывающих на физико-химические условия процесса фенитизации;

- локальные палеоминералогические реконструкции;

- анализ минералогии и поведения отдельных химических элементов;

- сравнительная характеристика глиноземистых фенитов двух массивов - Сент-Илера, где протолит известен, и Хибинского, для которого требуется реконструкция состава протолита.

Фактический материал и методы исследования. Большая часть материала собрана автором в ходе полевых работ 2005-2008 гг. в Хибинском массиве. Материал из Сент-Илера предоставлен Л. Хорватом. Рабочая коллекция состоит из 92 образцов и охватывает широкий спектр пород. Изготовлено 80 аншлифов и прозрачно-полированных шлифов, изучены 104 минерала из Хибин и 36 -из Сент-Илера. Во время полевых и камеральных работ давалась первичная характеристика минеральных ассоциаций. Вся коллекция изучена инструментальными методами. Получено более 500 фотографий (оптический и сканирующий электронный микроскопы), свыше 1300 энерго-дислерсионных спектров и около 700 количественных электронно-зондовых анализов, 430 из которых вошли в работу. Химический состав 14 типичных пород определен рентгено-флюоресцентным методом, для 11 пород выполнено валовое порошковое рентгенографическое исследование. При изучении минералов использовалась ИК-спектроскопия.

Научная новизна. Внутри фенитовой формации выделена самостоятельная ветвь (субформация) глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами, очень специфичная в минералогическом и геохимическом отношениях. Показано, что своеобразие этих метасоматитов обусловлено в основном характером протолита и связано с низкой агпаитностью при высокой общей щелочности. Дана характеристика этой субформации, в первую очередь на базе минералогических данных. Для глиноземистых фенитов установлены признаки фациальной и стадиальной зональности, предложена общая схема эволюции минералогенеза

Получен большой объем оригинальных данных по минералогии глиноземистых и родственных им фенитов Хибинского массива. Обнаружен ранее неизвестный Ма-аналог цирконолита, впервые для России достоверно установлены джайпурит и вестервелдит, а для Хибин - тунгстенит, пентландит, самарскит-(У), гадолинит-(У), бритолит-(У), фторфлогопит, фтораннит, фтормагнезиоарфведсонит, фторрихтерит, фторкатофорит, магнезиотааффеит-2М25 и гояцит. Впервые изучены глиноземистые фениты массива Сент-Илер, охарактеризована их минералогия, выявлены главные геохимические особенности, показано сходство с глиноземистыми фенитами Хибин. Для Сент-Илера впервые описаны хромит, фергусонит-(Се) и уедаит-(Се). В Хибинском массиве обнаружена очень своеобразная

оксидно-силикатная хромовая минерализация, установлено, что хром здесь проявляет необычное поведение, концентрируясь к концу процесса

Показано, что фениты рассматриваемой субформации в Хибинском массиве развились по ксенолитам глиноземистых и глиноземисто-железистых докембрийских метаморфитов, из которых наиболее вероятный претендент на роль протолита - архейские метапелитовые образования Центрально-Кольского блока. Впервые для доказательства природы субстрата глиноземистых фенитов Хибин, дискутирующейся в течение десятилетий, привлечены прямые аргументы. Анализ минеральных ассоциаций позволил расширить представления об относительном сродстве ряда элементов к Э2-: уточнен ряд халькофильности металлов в части Мл, УУ, V, N1), Сг и "П.

Практическая значимость. Результаты работы важны для дальнейшего развития минералогии, геохимии и петрологии фенитовой формации. Данные по поведению хрома при фенитизации, а также по сравнительной халькофильности металлов представляют интерес для геохимии элементов. Минералогический материал и его генетическая интерпретация могут быть полезны при поисках, оценке и изучении редкометальных (N1), Та, Ъ, ЯЕЕ, II) рудных объектов и проявлений благородного корунда, связанных со щелочными метасоматитами.

Защищаемые положения.

1. Глиноземистые фениты, связанные с комплексами агпаитовых фельдшпатоидных пород представляют собой особую ветвь (субформацию) фенитовой формации, характеризующуюся низкой агпаитностью (Кат < 1, а часта < 0.5) даже при высокой общей щелочности (иногда >15 мас.% №гО + КгО). Помимо А1, эти породы обогащены Ре2* и сильно обеднены Мд и Са при широких вариациях в содержаниях "П, Б. Их основная редкометальная специализация: N6, 1г, ШЕЕ, Эг. Такие особенности геохимии обусловливают и своеобразие минералогии фенитов этой субформации. Ее минерал-индикатор - герцинит РеАЮ*, сильно обедненный Мд и Ре3*. Пироксены и амфиболы для таких фенитов нехарактерны.

2. Минералогические и геохимические особенности фенитов глиноземистой субформации во многом обусловлены характером протолита, который представлял собой сиалические породы -метаморфические (Хибины) или интрузивные (Сент-Илер). Протолитом глиноземистых фенитов Хибин послужили ксенолиты докембрийских метапелитовых пород скорее всего Центрально-Кольского блока. Состав протолита определил соотношения в фенитах А1, Ре, Мд, Са, Э, в значительной мере 81, К, Т1 и ряда малых компонентов (V, Сг, №). Большая часть Р, С1, редких металлов и часть К привносились фенитизирующим флюидом, породившим стадиальную зональность фенитов, в первую очередь по содержанию натрия: породы почти без минералов А/а породы с альбитом (анортоклазом) без нефелина -»породы с нефелином.

3. Глиноземистые фениты Хибин и Сент-Илера образовались в восстановительных условиях, причем в Хибинском массиве степень восстановленности была экстремальной, что связано с обогащенностью протолита углеродистым веществом. К воздействию богатых СОг гидротермальных растворов глиноземистые фениты неустойчивы и легко карбонатизируются.

4. В глиноземистых фенитах Хибин развита уникальная хромовая минерализация, эволюционирующая с накоплением Сг от оксидно-силикатной (хромистые разновидности эгирина, слюд амфиболов, титанита, кричтонита, цирконолита, ильменита и др.) до оксидной (шпинелиды серии Ре"П-хромит - СгП-магаетит). В отличие от минералов щелочных ультрамафитов Хибин, Сг здесь связан не с Мд, А1 и Са, а с Ре, П, V, №. Предполагаемый главный источник Сг (и V) - мусковит протолита, а подвижность Сг3* обусловлена высокой щелочностью флюида.

5. Активность Э2- в глиноземистых фенитах Хибин участками достигает уникально высоких для земных объектов величин, в результате чего в сульфиды входят не только Мп, VIV, но даже Сг, П. Анализ распределения видообразующих элементов и «макропримесей» между кислородными соединениями и сульфидами позволил уточнить эмпирический ряд убывания сродства металлов к Э2-(ряд халькофильности): Си,РЬ,Мо Тл -» Ре -» Мп,\Л/,У Nb.Gr -> Т1 -» Мд.Са -> А1,Ве,Я££ (жирным шрифтом выделена уточненная часть ряда).

Апробация работы. По теме работы автором сделаны доклады на 6 международных конференциях: 4-м и 5-м Международных симпозиумах «Минеральное разнообразие: исследование и сохранение» (София, 2007, 2009), 6-м Международном симпозиуме 'Минералогические музеи" (С.Петербург, 2008), 26-й и 27-й Международных конференциях «Геохимия щелочных пород» (Москва, 2009; Москва - Коктебель, 2010), 20-м Общем симпозиуме ММА (Будапешт, 2010). Материалы по теме работы были также представлены на 3-й Ферсмановской научной сессии Кольского отделения РМО (Апатиты, 2006) и Всероссийском совещании "Геохимия, петрология, минералогия и генезис щелочных пород" (Миасс, 2006).

Публикации. По теме диссертации опубликованы 4 статьи и тезисы 8 докладов.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения. Общий объем - 334 страницы, включая 52 таблицы, 311 рисунков и список литературы из 137 наименований. Дополнительный материал дан в приложении (54 страниц).

Благодарности. Автор благодарна всем тем, кто оказывал помощь и поддержку при выполнении работы, в первую очередь своему научному руководителю И. В. Пекову. В инструментальных исследованиях участвовали ИЛ Брызгалов, В.О. Яласкурт, ЕВ. Гусева, Н.Н. Коненкова, Н.Н. Коротаева, ДА. Паутов, И.М. Куликова, А.А. Агаханов, КВ. Ван, Д.А. Ксенофонтов, Н.Н. Зубкова, М.Ф. Вигасина. В ходе подготовки образцов помогли АН. Ноздряков, А.И. Обухов, С.Л. Резницкий, Г.М. Чураков, В.А. Турков. При полевых работах помощь оказала А.Г. Турчкова. Ряд образцов для исследования предоставили И.В. Пеков, Л. Хорват, Ю.П. Меньшиков, Д.В. Лисицин. Автор пользовалась консультациями Э.М. Спиридонова, И.А Брызгалова, М.В. Борисова, АЮ. Бычкова, Е.А. Власова, Ю.В. Азаровой. На заключительном этапе работы учтены замечания П.Ю. Плечова и Д.А. Варламова. Отдельная благодарность - всему коллективу кафедры минералогии МГУ и ее заведующему чл.-корр. РАН АС. Марфунину за поддержку и внимание в течение всего срока подготовки диссертации.

Глава 1. Методы исследования

В главе охарактеризованы использованные в работе методы исследования минералов (см. соответствующий раздел Введения) и применявшаяся аппаратура.

Глава 2. Глиноземистые фениты Хибинского щелочного массива

Глава включает 4 раздела. Разделы 2.1. Геолого-петрологический очерк Хибинского массива и 2.2. Апоксенолитовые породы: литературные данные представляют собой краткий обзор литературы о геологии и петрологии Хибинского массива (2.1) и подробный - о глиноземистых и родственных им апоксенолитовых породах (2.2). На рис. 1 дана геологическая схема массива с нанесенными фенитизированными ксенолитами, изучавшимися автором.

Рис. 1. Геологическая схема Хибинского массива (Зак и др., 1972) с нанесенными фенитизированными ксенолитами, изучавшиеся автором. 1 - хибиниты массивные, 2 - хибиниты грубозернистые трахитоидные, 3

- хибиниты среднезернистые трахитоидные, 4 - лявочорриты, 5 - фойяиты пироксен-амфиболовые трахитоидные, 6 - фойяиты пироксеновые массивные, 7 - нефелиновые сиениты перекристаллизованные, 8

- мельтейгит-уртиты трахитоидные, 9 - уртиты грубозернистые, 10 - апатит-нефелиновые и титанит-апатитовые руды, 11 - рисчорриты пироксеновые, 12 - рисчорриты слюдяные, 13 - рисчорриты гнейсовидные, 14 - ромбен-порфиры, 15 - карбонатиты, 16 - зоны альбитизации.

• - исследованные ксенолиты: 1 - г. Эвеслогчорр (Корундовый ручей), 2 - ущелье Ферсмана, 3 - г. Юкспор (долина Гакмана), 4-6 - Кукисвумчорр (4 - Свинцовый ручей, 5 - верховья р. Тулиок, 6 - Ласточкино Гнездо), 7-8 - г. Каскасньюнчорр (7 - южный склон, 8 - северный склон), 9 - г. Партомчорр.

2.3. Минеральные ассоциации глиноземистых и родственных им фенитов

В разделе приведены описания изученных пород и минеральных ассоциаций переработанных ксенолитов Хибинского массива. Для Свинцового ручья типичны герцинит-биотит-нефелин-полевошпатовые фениты, нередко с корундом. Наименее проработанные породы содержат в разных количествах альбит, андалузит, топаз, мусковит, альмандин. Характерны ильменит-анортоклаз-герцинит-секанинаитовый фенит с силлиманитом и самородным железом (рис. 2), силлиманит-герцинитовая (рис. 3) и корунд-силлиманит-ортоклазовая с ильменитом породы. Встречаются кварц-андалузит-герцинит-альбитовые участки, биотит-полевошпатовая ассоциация с пирротином, флюоритом и графитом. В верховьях р. Тулиок зафиксированы «рудные» молибденит-ортоклазовая и пирротин-биотит-анортоклазовая породы. Для Ласточкина Гнезда характерны существенно альбит-калиевополевошпатовые и анортоклазовые породы со слабым развитием нефелина, часто обогащенные пирротином. В переменных количествах в их состав входят биотит, герцинит, ильменит, ферросилит, корунд секанинаит, цирконолит; отмечены обогащенные Са участки с флюоритом, геденберштом, катофоритом. Отмечается рудная специализация фенитов: мопибденит-ортокпазовые, обильные монацитовые прожилки, богатая вкрапленность пирохлора, циркона, гадолинита-(У). В ядре крупного ксенолита на г. Эвеспогчорр развиты малопроработанные фенитизирующим флюидом породы (андалузит, мусковит, корунд) (рис. 4). К периферии ксенолита они сменяются ассоциациями с топазом, силлиманитом, альбитом, ортоклазом, герцинитом, биотитом, ильменитом; встречаются кварц-секанинаитовые участки. Сильно фенитизированные участки содержат нефелин, эрфведсонит. В ущелье Ферсмана породы существенно ортоклазовые, нередко обогащенные пирротином, с переменными содержаниями альбита, нефелина, биотита, герцинита, ильменита, содалита, ферросилита, П-магнетита. Встречаются кварц-полевошпатовые участки с андалузитом, секанинаитом, мусковитом; обильны монацитовые прожилки.

Породы ксенолита на северном склоне г. Каскасныончорр очень контрастны по составу. Обычны существенно полевошпатовые, нефелин-полевошпатовые и нефелиновые фениты с биотитом, корундом, ильменитом. Многие из них крайне обогащены сульфидами, в первую очередь пирротином, в т.ч. П-содержащим, а также алабандином, УУ-молибденитом, тунгстенитом, эдгаритом, содержат графит. Встречаются бессупьфидные высокотитанистые фениты: с рутилом, ильменитом, титанитом, энигматитом, "ПСг-шпинелидами, вплоть до существенно оксидных пород сложенных рутилом, кричтонитом, фрейденбергитом и ортоклазом, с цирконолитом (рис. 5) и цирконом. На южном склоне г. Каскасныончорр зафиксированы флогопит-герцинит-анортоклазовый фенит с корундом и ильменитом и биотит-альбит-калиевополевошпатовая порода с ферросилитом. Для ксенолита на г. Юкспор характерны нефелин-полевошпатовые фениты с герцинитом, биотитом, пирротином и корундом, иногда с титанитом, силлиманитом, ильменитом, секанинаитом. С г. Партомчорр изучена ильменит-корунд-герцинит-полевошпатовая порода (рис. 6) с самородным железом, троилитом, стрональситом.

Рис. 2. Ильменит-анортоклаз-герцинит- Рис. 3. Силлиманит-герцинитовая порода

секанинаитовая порода с силлиманитом и (Свинцовый ручей, Хибины),

самородным железом (Свинцовый ручей, Хибины).

Рис, 4. Корундсодержащая мусковит-андалузитовая порода (Эвеслогчорр, Хибины),

Рис. 5. Высокотитанистая существенно оксидная порода, состоящая из рутила, кричтонита, фрейденбергита и ортоклаза, с цирконолитом (Кэскасньюнчорр, Хибины). Поле зрения: 2 мм.

Ab- альбит, And - андалузит, Anort - анортоклаз, Ар - фторапатит, Cor - корунд, Сгс/7 - кричтонит, Freu - фрейдвнбвргит, Grph - графит, Неге - герцинит, Ilm - ильменит, Kfs - калиевый полевой шпат, Ms - мусковит, Ne - нефелин, Ругг - пирротин, Rut - рутил, Sek - секанинаит, Sill - силлиманит,

lire - иирконолит.

Рис. 6. Герцинит-корунд-нефелиновый фенит с ильменитом и пирротином (Партомчорр, Хибины).

Рис. 7. Сферическое обособление графита в рутил-корунд-альбит-анортоклазовом фените (Кэскасньюнчорр, Хибины),

2.4. Характеристика минералов

В таблице 1 приведены минералы глиноземистых фенитов, изученные автором. Графит распространен в большинстве типов пород иногда в виде сферических обособлений {рис. 7). Самородное железо - типоморфный минерал обогащенных Ре разновидностей глиноземистых фенитов Хибин (рис. 2), индикатор крайне восстановительного характера обстановки минералогенеза при относительном дефиците Э2-. Многие фениты Хибин характеризуются разнообразной и специфичной халькогенидной, в первую очередь сульфидной минерализацией. Халькогениды развиты в основном в существенно полевошпатовых и нефелин-полевошпатовых породах. Наиболее распространены члены ряда пирротин-троилит (до 70% от объема пород), участками обилен молибденит (до 30 об. %). Нередки и бессульфидные ассоциации. Количество других халькогенидов незначительно, но встречаются весьма редкие минералы (джайпуршл СоЭ и еесшервелдит РеАэ, тунгстенит УУЭг), и даже геохимические уникумы - здгарит РеМЬзЭб и ТС-содержащие сульфиды железа. Широко распространен (вплоть до породообразующего) корунд. Шпинелиды - важнейшие типоморфные минералы. Резко преобладает практически не содержащий Мд и Ре3" герцинит -породообразующий или важный акцессорный минерал большинства типов пород «визитная карточка» данной субформации. Он обнаружен в парагенезисах почти со всеми минералами глиноземистых фенитов (рис. 2, 3, 8). "П.Сг-шпинелиды системы магнетит - хромит - ульвёшпинель редки. Их крайне низкая магнезиальность показывает, что Сг здесь не связан со своим типичным для упьтраосновных и основных формаций спутником - Мд. Чрезвычайно распространен ильменит (до породообразующего), а пирофанит редок. В минералах этого ряда не проявлена гематитовая схема изоморфизма гРе3* Ре2*+П4*, и почти нет Мд. Эти оксиды - чуткие индикаторы активности Э2-: с ее ростом в них повышается содержание Мл. Широко развит цирконолит (рис. 5) и ряд родственных минералов, обладающих той же стехиометрией: его N8-, У-, Се-, М-аналоги, образующие непрерывное поле твердых растворов. Характерная особенность этих минералов - сильное сродство к N(1 (N<1 > 1_а). Помимо типичных для сложных оксидов схем гетеровалентного изоморфизма [2"П4* -» №5* + Ре3*, 2СЭ2* -»ЯЕВ* + №*, Са2* + (ТЬ,и)4* —> 2ИЕР\ Са2* + ТИ* -> Я£Р* + Ре3*], в семействе цирконолита реализуются схемы: Са2* + О2" -»N8*+(ОН)-, Ъ^+ТИ* -»№5*+Ре3*, 2Са2* (ТЬ,и)4* + о0.

Полевые шпаты- главные минералы большинства апоксенолитовых пород Практически все они щелочные - натровые (обычен высокий альбит, олигоклаз редок), калиевые (ортоклаз) или натрий-калиевые (анортоклаз, чаще всего распавшийся) (рис. 8), находки Лабрадора и стрональсита единичны. Количество полевых шпатов, в первую очередь Ыа-содержащих, относительно других силикатов, содержащих А1, - показатель стадии фенитизации. Сначала их содержание в породе растет, а бесщелочных А1-содержащих силикатов - убывает, а затем натровые полевые шпаты вытесняются нефелином. Нефелин - главный индикатор существенной степени проработки пород фенитизирующим флюидом - распространен во многих типов пород (содержание до 70%). Высокоглиноземистые бесщелочные силикаты с нефелином встречаются крайне редко, и такие ассоциации скорее всего являются неравновесными.

N3

А1ос1

ж!-.—------р(8»шд1яаке)

Р {литер) (нашими»«)

»(.тетер.) я «иь«} втер.) е{зикр.)

к

Са А1|«1г

51

Рис. 8. Соотношения N8, К и Са в полевых Рис. 9. Соотношения алюминия, занимающего шпатах из апоксенолитовых фенитов окгаэдрические (А1 ос!) и тетраэдрические (А1

Слюды распространены чрезвычайно широко. Резко преобладают триоктаэдрические, чаще всего железистые (аннит) и высокоглиноземистые (вплоть до сидерофиллита) (рис. 9), высокофтористые и титанистые. Магнезиапьность биотита нередко отражает активность Э2-: в самой богатой сульфидами ассоциации при высоком общем содержании в породе Ре находится практически безжелезистый флогопит. Среди диоктаэдрических слюд резко преобладает мусковит, отмечен парагонит. Мусковит ассоциирует с высокоглиноземистыми минералами и наиболее характерен для слабофенитизированных пород. Примеси Сг и V более характерны для биотита, но в мусковите их содержание может достигать целых процентов. Силлиманит (рис. 2, 3) и андалузит (рис. 5) широко распространены в слабофенитизированных породах. Наибольшее количество андалузита связано с ядрами крупных ксенолитов. Свканинаит встречается нечасто, но иногда играет роль главного породообразующего минерала Его можно рассматривать как индикатор слабой проработки железисто-глиноземистого протолита фенитизирующим флюидом, так же как и топаз и альмандин. Последний является одним из самых устойчивых к воздействию щелочного флюида силикатов, содержащих А1 в октаэдрах; топаз - важный концентратор Р. Главные минералы уникальной щелочной существенно оксидной породы - фрейденбергит, кричтонит и рутил, причем содержащие ощутимые примеси V и Сг. Кричтонит является «заместителем» ильменита, формирующимся в обстановке, где крупные катионы, входящие обычно в парагенные с ильменитом силикаты, из-за дефицита 81 концентрируются в составе этого высокотитанистого оксида Рутил - «заместитель» корунда или герцинита в породах с недостатком А1 и при этом с высоким содержанием "П. Пироксены и амфиболы в целом нетипичны для субформации глиноземистых фенитов. Встреченные пироксены железистые. Породообразующие ферросилит и эгирин встречаются изредка в специфических разностях фенитов, и в т.ч. образуют симплектиты с нефелином (рис. 10). Эгирин - индикатор зрелой стадии фенитизации. Редкий геденбергит приурочен к локальным резко обогащенным Са полиминерапьным обособлениям.

Хибинского массива.

позиции, и кремния в слюдах апоксенолитовых фенитов Хибинского массива

Табл. 1. Минералы глиноземистых фенитов, изученных в настоящей работе, их распространенность.

|1|2|з|4|5[б|7|8|9|10

Самородные элементы

Графит + + + ++

Железо ++ +

Сульфиды и арсениды

Халькозин +

Галенит + + + +

Алабандин ++ ++ + ++

Сфалерит + + + + +

Троил ИТ ++ ++ ++ ++

Пирротин ++ ++ ++ +++ +++ ++

Пентландит* +

Халькопирит + + + + + +

Кубанит +

Молибденит ++ +++ ++

Тунгстенит* +

Джайпурит** +

Эдгарит ++

Пирит ++ ++ ++ ++

Лёллингит ++ ++

Вестервелдит** +

Фториды

Флюорит | ++ | | | ++ | | ++ I I ++ | |

Оксиды

Корунд +++ + +++ +++ ++ +++ ++

Рутил ++ + ++ ++ + + +++ + +

Шриланкит +

Бадцелеит +

Кварц ++ ++ ++ + ++

Ильменит ++ ++ ++ + ++ +++ +++ ++ ++

Пирофанит ++ + + ++ +

Герцинит ++ +++ +++ +++ +++ ++ +++ +++

Ганит +

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Магнетит + ++ +

"П-магнетит ++ ++ ++ ++ ++ +

Хромит0 + +

Ульвёшпинель ++ ++ ++ +

Хризоберилл +

Магнезиотааффеит-2ЛГ25* + ++

Попарит ++

Фрейденбергит ++

Кричтонит ++

Давидит-(Се) +

Семейство цирконолита + + + ++ ++ +

Ферроколумбит + +

Манганоколумбит +

Фергусонит-(У) + +

ФергусонитЧСе)0 +

Пирохлор + + + + + ++ +

Самарскит-(У)* +

Силикаты

Фаялит + + +

Циркон + ++ + ++ ++ ++ ++ ++ + ++

Торит ++

Альмандин ++ + + +

Спессартин ++

Андалузит ++ ++ ++

Силлиманит ++ ++ ++ ++

Топаз ++ ++ ++

Бритолит-(У)* +

Фторкальциобритолит +

Гадолинит-ОУ +

Ловенит + +

Бурпалит (?)* +

Титанит + + ++ + ++ +++

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Уедаит-(Се)0 +

Секанинаит +++ ++ ++ +++ ++

Чевкинит-(Се) +

Волластонит +

Энстатит +

Ферросилит + ++ ++ ++

Геденбергит ++ ++

Эгирин + + + ++

Лоренценит +

Энигматит + ++

Катофорит +

Фторкатофорит* +

Феррикатофорит ++

Арфведсонит + +

Фтормагнезиоарфведсонит* + +

Магнезиорибекит ++

Феррорихтерит +

Фторрихтерит* +

Флогопит + ++

Фторфлогопит* ++ ++

Биотит +++ ++

Аннит +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++

Фтораннит* ++ ++ ++

Сидерофиллит ++

Мусковит +++ ++ ++ ++ ++ ++

Иллит +

КПШ (Ортоклаз) +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++

МаК-ПШ (Анортоклаз) +++ +++ +++ ++ +++ +++ +++ +++

Альбит +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++ +++

Олигоклаз +

Лабрадор + ++ +

Стрональсит +

Нефелин +++ ++ +++ +++ +++ ++ + +++ ++

Содалит ++ ++ ++

И * 3 4 | 5 | 6 7 | 8 | 9 |10

Ксенотим-(У) + +

Монацит-(Се) + ++ ++ ++ ++ ++ ++ ++ +

фторапатит + ++ ++ ++ ++ ++

Фторстрофит + ++

Гояцит* +

Поздние гидротермальные минералы

■Карбонаты

Кальцит +

Родохрозит + + + +

Сидерит +

Доломит + ++

Анкерит +

Даасонит ++

Маккельвиит +

Са.КЕЕ-фторкарбонаты + + +

Синхизит-(У) +

Синхизит-(Се) +

Паризит-(Се) +

Силикаты

Анальцим +

Натролит + + + ++ + +

Паранатролит + +

Шамозит + + +

Примечание: 1-9 - Хибины: 1 - г. Эвеслогчорр (Корундовый ручей), 2 -ущелье Ферсмана, 3 - г. Юксгтор (долина Гакмана), 4-6 - Кукисвумчорр (4 -Свинцовый ручей, 5 - верховья р. Тулиок, 6 - Ласточкино Гнездо), 7-8 - г. Каскасньюнчорр (7 - южный склон, 8 - северный склон), 9 - г. Партомчорр: 10 - Сент-Илер. * и ° - минералы, впервые установленные для Хибинского и Сент-Илерского массивов, соответственно, " - минералы, впервые установленные для России. Распространенность минералов: +++ - главные породообразующие или типичные второстепенные породообразующие, ++ - второстепенные породообразующие или типичные акцессорные, + - акцессорные минералы.

I I

Рис. 10. Симплекгиты ферросилита и нефелина в ильменит-биотит-нефелин-полевошпатовой породе (г. Каскасньюнчорр, Хибины)

Л поп-

Рис. 11. Полиминеральная частичная псевдоморфоза по альмандину, сложенная в основном натролитом и давсонитом, в карбонатизированном глиноземистом фените (Свинцовый ручей, Хибины). анортоклаз, Ilm - ильменит, Ne - нефелин, Bt - биотит, Рх - ферросилит, Моп - монацит-(Се), Daw - давсонит, Nati - натролит, Phi - флогопит, Sph - сфалерит, Alm- альмандин.

Содержание фторапатита в апоксенолитовых фенитах мало, и, вероятно, лимитируется количеством Са. Более распространен монацит-(Се), иногда дающий «рудные» скопления. Карбонаты в глиноземистых фенитах Хибин встречаются крайне редко и являются продуктами поздней гидротермальной проработки. Широкое их развитие зафиксировано лишь в одном участке на Свинцовом ручье, в приразломной зоне, где ксенолит подвергся проработке углекислотными растворами. Здесь породообразующим выступает МаА1-карбонат давсонит (рис. 11).

Глава 3. Глиноземистые фениты щелочного массива Сент-Илер

Глава содержит данные по минералогии глиноземистых фенитов, найденных недавно в массиве Сент-Илер в щелочной провинции Монтереджиан (Квебек). Они находятся на контакте агпаитовых нефелиновых сиенитов с гранитами, а также развиваются по дайкам гранитов. Выделено четыре типа фенитов: корунд-спессартин-нефелин-биотит-щелочнополевошпатовый, мусковит-корунд-герцинит-биотит-щелочнополевошпатовый, карбонатизированный мусковит-биотит-герцинит-

щелочнополевошпатовый (рис. 12) и спессартин-герцинит-щелочнополевошпатовый (рис. 13).

Щелочные полевые шпаты (альбит, натрий-калиевый и калиевый) и слюды (преобладает биотит с близкими содержаниями Яе и Мд, типичен аннит, флогопит и мусковит редки) - главные породообразующие минералы во всех ассоциациях. Для большинства пород типичен породообразующий герцинит (рис. 13) со значительными примесями Мп и но обедненный Мд и Ре3+; нередок породообразующий высокожелезистый спессартин, во всех ассоциациях зафиксирован корунд. Акцессорные минералы (рис. 13): ильменит-пирофанит, колумбиты, циркон, торит, пирротин,

карбонаты Ре, Мп, Мд, Са, Ва, ИВЕ (фениты Сент-Илера значительно проработаны гидротермальными растворами), фергусонит-(Се), уедаит-(Се), хромит и др.

4. Геохимико-генетические особенности глиноземистых фенитов

4.1. Общие особенности химического и минерального состава глиноземистых фенитов.

Агпаитность определяет минералогию щелочных пород - не только магматических и пегматитов, но, как показывают данные настоящей работы, и контактовых метасоматитов. Глиноземистые фениты, связанные с агпаитовыми комплексами, можно рассматривать как крайний щелочно-алюминиевый член фенитовой серии. Чтобы подчеркнуть их своеобразие, мы выделяем их в отдельную субформацию, используя для ее характеристики критерии трех типов: геолого-петрологические, геохимические и минералогические.

Практически все исследованные породы, даже содержащие до 15% и более МагО + КгО, -плюмазитовые, с заметным преобладанием А1 над щелочами в атомных количествах (Кат < 1, а нередко даже < 0.5). Среднее значение коэффициента агпаитности для проанализированных методом РФА образцов составляет 0.6 (табл. 2). Значение Кат, близкое к 1.0 (миаскитовый уровень), достигается только в существенно нефелиновых, иногда с содалитом породах, а Кат > 1.1 - лишь в редких железистых и титанистых разновидностях фенитов, родственных глиноземистым. Главные геохимические особенности глиноземистых апоксенолитовых пород Хибин:

1) обогащение А1 и, как следствие, низкая агпаитность (Кат < 1, а нередко даже < 0.5);

2) в целом высокое содержание (за исключением отдельных разновидностей пород);

3) обогащение Ре;

Рис. 12, Полиминеральное обособление в карбонатизированном мусковит-биотит-герцинит-полевошпатовом фените: агрегат фергусонита-(Се), манганоколумбита, циркона и уедаита-(Се), вросший в герцинит с каймой аннита (Сент-Илер),

Рис. 13. Спессартин-герцинит-щелочнополевошпатовый фенит (Сент-Илер).

Ab - альбит, Неге - герцинит, Ilm - ильменит, Kfs - калиевый полевой шпат, Col - манганоколумбит, Ferg- фергусонит-(Се), Ann- аннит, Zrn - циркон, Ued- уедаит-(Се).

4) сильная обедненность Мд и Са (при существовании небольших высококальциевых участков с Лабрадором, геденбергитом, волластонитом, флюоритом, резко граничащих с типичным низкокальциевым глиноземистым фенитом);

5) очень контрастное распределение Э и "П: от почти полного отсутствия до десятков процентов в составе некоторых пород;

6) существенные, особенно участками, содержания V и Сг при очень низком - №;

7) резко восстановленный характер минерализации;

8) большой разброс в содержании N8 от породы к породе при заметно меньшем - К;

9) очень малое количество НгО в составе пород;

10) в целом повышенная концентрация Р;

11) редкометальная специализация фенитов: 1ИЕЕ, Ь, Эг, в меньшей степени Мо, Ва, У, ШЕЕ, ТЬ, и, Та. Наиболее ценным компонентом комплексных редкометальных проявлений, связанных с этими породами, является пирохлор, концентрация которого иногда достигает рудообразующей (рис. 14).

Для процесса формирования глиноземистых фенитов характерно существенное фракционирование химических элементов. Компоненты даже с очень малыми концентрациями, в магматических породах и пегматитах Хибин обладающие тенденцией к рассеянию, дают здесь собственные фазы - это У, N(1, N1, Со, Ш, Сг, V.

4.2. Фациальная и стадиальная зональность глиноземистых и родственных им фенитов. Особенности химизма процессов их образования. Для апоксенолитовых фенитов Хибин установлено два типа зональности: фациальная (связана с контрастным составом протолита) и стадиальная (метасоматическая, определяемая степенью проработки пород фенитизирующим флюидом). Иногда в ядрах крупных ксенолитов (Эвеслогчорр) наблюдаются малопроработанные породы, а на их периферии - сильно фенитизированные. При этом сколь-либо четкой метасоматической колонки нигде не наблюдается.

Выделено 4 стадии минералогенеза: 1) термального метаморфизма, 2) альбитовая, 3) нефелиновая, 4) эгириновая. В Сент-Илере признаков 4-й стадии не обнаружено. Главным критерием отнесения породы к продуктам той или иной стадии мы считаем концентрацию в ней N8.

Рис. 14. Редкометальная «руда»: секанинаит-альбитовый фенит, обогащенный пирохлором (Ласточкино Гнездо, Хибины).

век - секанинаит, АЬ - альбит, РсЛ/ - пирохлор.

Табл. 2. Химический состав типичных пород апоксенолитовых фенитов Хибинского массива (данные РФА, аналитик Л. А. Паутов) и для сравнения - содержания тех же компонентов в пробе

«Хибины-генеральная»(Кухаренко, Ильинский, 1984), т.е. в среднем по массиву.

№ п'п I 1 I 2 I 3 I 4 I 5 I 6 I 7 I 8 I 9 I 10 I 11 I 12 I 13 I 14 I ХГ

мае. %

Na20 4.2 15.6 6.2 9.0 1.3 2.9 2.1 4.1 2.1 4.4 2.5 3.0 3.6 9.83

КгО 0.5 5.5 3.1 3.7 1.7 6.3 7.4 4.1 3.8 3.0 1.6 5.8 0.8 0.7 6.50

МдО 1.1 0.8 0.4 2.3 0.3 0.7 3.0 0.7 0.4 0.65

СаО 0.2 0.4 0.3 0.4 0.03 0.1 0.5 1.1 0.3 0.8 2.1 1.4 6.1 7.5 1.73

МпО 0.1 0.2 0.1 0.9 0.07 0.3 0.2 1.2 0.08 0.4 0.6 2.4 2.0 0.18

FeO 4.8 5.1 11.1 14.6 0.09 2.8 5.1 6.3 19.2 3.9 4.9 7.7 18.3 14.7 1.58

AIA 30.3 30.1 20.9 25.4 20.4 24.5 19.6 21.3 18.6 7.9 25.7 16.2 6.9 7.7 21.31

БЮг 54.1 40.1 53.2 39.0 74.6 60.4 61.0 54.6 45.3 26.0 49.8 57.8 25.9 29.1 53.28

ТЮ2 3.8 1.4 2.6 3.2 0.9 1.4 1.5 1.7 2.8 52.6 1.2 2.1 31.0 29.8 1.04

PiOs 0.3 0.2 0.2 0.07 0.3 0.2 0.4 0.3 0.3 0.3 0.4 0.4 0.28

S 0.02 0.01 0.04 0.03 0.08 0.3 0.03 3.9 0.04 5.3 0.6 0.03 0.02 0.02

Rb 0.03 0.02 0.01 0.009 0.02 0.03 0.02 0.04 0.01 0.04 0.021

Си 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.0010

Zn 0.02 0.03 0.03 0.05 0.02 0.03 0.3 0.1 0.01 0.01 0.02 0.05 0.03 0.0040

Sr 0.1 0.09 0.1 0.07 0.09 0.01 0.1 0.3 0.05 0.7 1.6 0.2 0.4 0.4 0.140

Ba 0.07 0.06 0.1 0.1 0.01 0.02 0.1 0.2 0.7 0.7 0.6 0.03 0.05 0.116

V 0.03 0.01 0.02 0.03 0.009 0.01 0.02 0.03 0.03 0.3 0.02 0.03 0.2 0.2 0.006

Cr 0.08 0.05 0.04 0.001

Y 0.01 0.009 0.009 0.02 0.02 0.04 0.02 0.02 0.03 0.0030

La 0.09 0.09 0.06 0.03 0.04 0.05 0.06 0.05 0.2 0.1 0.1 0.6 0.5 0.0110

Ce 0.1 0.1 0.08 0.04 0.08 0.1 0.1 0.1 0.3 0.1 0.2 0.02 0.9 0.8 0.0195

Nd 0.08 0.06 0.04 0.05 0.1 0.09 0.1 0.09 0.06 0.2 0.2 0.0077

Zr 0.4 0.2 0.2 0.3 0.2 0.2 0.2 0.2 0.8 1.1 0.1 0.2 0.2 0.2 0.055

Th 0.01 0.02 0.02 0.02 0.0016

Nb 0.07 0.04 0.04 0.08 0.03 0.06 0.03 0.06 0.1 0.3 0.02 0.03 0.2 0.2 0.016

Содержание в фенитах компонентов, привнесенных, согласно предлагаемой модели, флюидом, мае. % (для сравнения дана сумма тех же компонентов в пробе "Хибины-генеральная")

Я | 5.37 118.991 8.38 111.471 2.60 | 6.54 | 6.50 | 7.17 | 5.58 | 4.69 | 8.00 | 6.45 | 5.97 | 6.35 | 13.45

Соотношения компонентов (в атомных количествах)

Na/K 7.51 2.53 1.79 2.17 0.68 0.41 0.25 0.89 0.49 2.46 0.39 3.35 4.60 1.35

К/Са 2.90 15.97 12.00 10.74 65.82 73.18 17.19 4.33 14.71 4.36 0.88 4.81 0.15 0.11 4.36

Fe/AI 0.23 0.25 0.78 0.84 0.01 0.17 0.38 0.43 1.52 0.73 0.28 0.70 3.90 2.80 0.11

Mg/Fe ->0 ->0 -0 0.06 ->0 —0 0.12 0.05 0.09 0.06 0.11 0.30 0.03 0.02 0.32

Mg/AI -»0 —0 0.05 -0 0.05 0.02 0.14 0.04 0.03 0.21 0.12 0.06 0.03

Ti/AI 0.14 0.05 0.14 0.14 0.05 0.06 0.09 0.09 0.17 7.54 0.05 0.15 5.09 4.38 0.06

Al/Si 0.63 0.85 0.44 0.74 0.31 0.46 0.36 0.44 0.46 0.34 0.58 0.32 0.30 0.30 0.45

Коэф фициент аглаитности

К,™ | 0.22 | 1.01 | 0.65 | 0.73 | 0.22 | 0.57 | 0.74 | 0.57 | 0.48 | 0.60 | 0.34 | 0.78 | 0.79 | 0.80 | 1.13

Примечание: литературные данные для малых компонентов пересчитаны из оксидов в элементы. Пустая ячейка означает, что содержание компонента ниже предела обнаружения. Величины Я и К,™ рассчитаны следующим образом: ff= feO + 0.5K20 + Sr+ Ва +REE+ Zr + Hf + Nb+Th, мас.%; Karn = (Na+K)/AI(атомн.). 1-14-нашиобразцы; ХГ- проба <Хибины-генеральная» (Кухаренко, Ильинский, 1984). Содержания малых компонентов (мае. %): Ga 0.009 в ан. 4,0.02 в ан. 9,0.0032 в ХГ; РЬ 0.02 в ан. 10,0.00074 в ХГ; Sc 0.06 в ан. 14,0.00010 в ХГ; Hf 0.04 в ан. 10, 0.0012 в ХГ. Объекты: 1-4 - Свинцовый ручей, 5-6 - Корундовый ручей, 7-9 - Ласточкино Гнездо, 10-14 - северный склон г. Каскасньюнчорр.

Типоморфные породообразующие минералы разных стадий:

о Стадии 1-2: характерный минерал - секанинаит. Кварц, мусковит и альмандин обычны для стадии 1, но могут сохраняться и до стадии 2. Топаз, корунд и герцинит, наоборот, наиболее характерны для стадии 2, но изредка встречаются и в продуктах стадии 1. Силлиманит - продукт обеих стадий, андалузит - практически только стадии 1. о Стадии 2-3: герцинит, корунд фаялит, ферросилит. о Стадии 3-4: нефелин.

о Стадия 4: эгирин, содалит, щелочные безглиноземистые амфиболы, энигматит.

В табл. 2 внесены суммарные содержания предполагаемых, привнесенных флюидом компонентов (без учета Р и НЮ). 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 А1 (кианит, ставролит, альмандин) + алюмосиликаты (биотит, мусковит, немного полевых шпатов) + оксиды (кварц, магнетит, гематит, рутил) + графит или другое углеродистое вещество + акцессорный фосфат (апатит) + иногда сульфиды Ре.

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 кольсшх метаморфитов, по литературным данным. В квадратные скобки взяты компоненты, привносимые, по нашему мнению, фенитизирующим флюидом. В качестве минеральной формы А1г8Ю; в левых частях уравнений принят кианит. Римскими цифрами в формулах А1-содержащих силикатов указано координационное число А1.

1. Стадия термального метаморфизма о Кварц + мусковит = КПШ + силлиманит:

&Ог + ЮлА12|уА151зОю(ОН)2 = К^зОа +МА1^А1ЭС>5 + Н2ОТ о Кварц + кианит + биотит + альмандин = Мд-содержащий секанинаит + КПШ:

7302+5^12305 + КМдз'уА181зОю(ОН)2 + Рез^ЭЮ^ = З^е.Мд^'А^А^О« + К'УА^зОв + Н2ОТ о Мусковит + кианит = КПШ + силлиманит + корунд

ЮлА12|уА18ЬОю(ОН)2 +у'А12&С>5 = К«А1&зОа +*А1й05 +А120з + Н2ОТ

о Кианит + кварц + магнетит + рутил + графит = секанинаит + герцинит + корунд + ильменит:

6"А12а05 + 4ЯОг + гРе^е^Од + ТЮ2 + С° = гРе^'А^А^бОш + Ре2*А1204 + А120з + Ре2*"ПОз + + С4*Ог|

2. Альбитовая стадия

о Мусковит+кварц + №Р = анортоклаэ (с К:№ = 1:1) + топаз:

2Ю"А12п/А151зОю(ОН)2 +73102 + [2№* + 2Р] = 4(К,№)иА1азОв + '^г&ОЛ + 2Н2ОГ о Кварц + кианит + альмандин + №гО + КгО = секанинаит + альбит + КПШ: 15310г + б^А^Об +

+2Рез^А12(ЗЮ4>з + [№20 + КгО] = ЗРегиА^АЮкОи + гМа^зОв+гк^зОв о Кварц + ставролит + кианит+№0 + КгО = биотит (аннит) + герцинит + силлиманит + альбит 86ЭЮ2 +4Ре2^А1931зАЮго(ОН)4 + 2^3105 + [15№20 + КгО] = ЗОМа^АИзОз +2КРезп,А1ЭзОю(ОН)2 + 2РеА1г04 +4мАртА1а05 +2НгО| о Кианит + кварц + машетит + рутил + графит + N820 = герцинит + ильменит + альбит + силлиманит: в^АЬЭЮб + 6802 + 2Ре*Р е^Лд + 2ТЮг + С0 + [2№г0] = 4 Ма^зОв + 4Ре^А1204 + г^/УйОб + +2Ре2*ТЮз + СЮгТ о Кианит + альмандин + №г0 = альбит + герцинит + корунд:

1 г^АЬ&Об + 2Резу|А1г(ЗЮ4)з + [3№20] = б^А^зОа + 6РеА1204 + 5А120з о Мусковит+альмандин+магнетит + графит + N820 = альбит + биотит + герцинит + ферросилит К^А12~А13"1ЗОЮ(ОН)2 + 5Э02 + Рез^А!2(ЗЮ4)з + Ре^ё^О« + 0.5С° + ^агО] = 2№мА)3'1з0в + + КРез^А! ЭЬ01 о(ОН)г + РеА1204 + 2Ре2*ЗЮз + 0.5С4Ю2Т о Кварц + альмандин + N820 = ферросилит + альбит бЭОг + Реэ^ЯОдЬ + [№20] = ЗРеЯОэ+г^А^Оа

3. Нефелиновая стадия

о Кианит + кварц + мусковит+МагО = К,№-ПШ + корунд + нефелин:

«АЬаОв +3310г + Ю"А12|уА131зО,о(ОН)г + [N820] = 2(К,№ГА13ьОв + А120з+№"А1а04 + НгО| о Ставролит+МагО = нефелин + герцинит

Ре^А14(ЗЮ4)202(0Н)2 + [Ма20] = г^ЗДЭЮд + РеА1204 + Н20| о Мусковит+ставролит + альмандин + N820 = нефелин + герцинит + биотит + корунд: ЮлА12|уА131зОю(ОН)г +РеуА14(ЗЮ4)202(0Н)2 +Резу|А12(3104)з + [N820] = = №|уА1а04 + РеА1г04 + КРез|уА131зОю(ОН)г +А120з о Мусковит + кварц + МагО = нефелин + альбит + КПШ:

ЮлА12|УА1азОю(ОН)2 +4310г + [N820] = №ИА1Э0д + Ма^ЭйОв + КЭДйзОв + НгОТ о КПШ + альбит + кварц + альмандин +№гО + КгО + НгО = анортоклаз + биотит + нефелин: 2К"АШ)в + 2Ма,уА13ЬОа + 2&0г + 2Резу,А12(8Ю4)з + [N820 + 2Н20 + К20] = 4(К,Ма)|уА131з08 + + 2КРе3|уА1а3О,0(ОН)2 +2№«А13Юд

4. Эгиоиновая стадия . , .

о Кварц+биотит + мусковит+ Ыа20 + 02 = эгирин +нефелин* КПШ: 8S¡02 + KFe2»3lvAISÍ3Oi0(OH)2 +KviAl2ivAIS¡3Oi0(OH)2 +[2.5Na20 +1.50°2] = = 3NaFe3'S¡206 +2NalvAIS¡04 +2K^AIS¡308 +2Н2ОГ +1.502-о Мусковит + альмандин + кварц + кианит + Na20 + КгО + NaCI = нефелин + КПШ + содалит + + герцинит+биотит: 4K"AI2lvAIS¡30io(OH)2 + 2Fe3v,AI2(S¡04>3 +3S¡02 + viai2s¡Os + [3.5Na20 + 0.5K20+ + 2NaCI]=N alvAI Si O4 -•-4 KWA) S ¡зОз+Na8AI6SÍ6024CI2 +3FeAI204+KFe3lvAISi30,o(OH)2 +3H20 f о Появление в фените обособлений, сильно обогащенных Са, может быть объяснено присутствием в протолите локальных высококальциевых участков, например:

Кальцит + скаполит (мейонит) + биотит + кварц + рутил + NaF = геденбергит + Лабрадор + КПШ + титанит + волластонит+флюорит

11СаС0з + Са4^А1бЯб024(С0з) + 2KFe3wAISÍ30io(OH)2 + 14SÍÜ2 + 4TÍO2 + [2NaF] = 6CaFeSi206 + +4(Ca,Na)lvAli.5Si2.508 +2KlvAIS¡30a +4CaTiS¡0s+2Са&Оз +CaF2 + 12C02t

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:

2KviAI2ivA1SÍ30io(OH)2 + "AfeSiOs + Fe3v,Al2(S¡04)3 + 2Si02 + ТЮг

[прогрев] — 4VA]IVA[S¡05 + KlvAISi30a + KFe3wAISÍ30io(OH)2+2SÍO2 +ÜO2+H2OT

I+NazO] -> 2KWA1S¡308 + 2№%М31зОа + 2FeAI204 + А120з+FeTiOs +H20| —

[tNajO] 3NalvAISi04 + 2K'VAISi30e + Na^AISbOs + 2FeAI204 + FeTiOs ->

[+1/3NaCI] -»2NalvAISi04 + 1/3Na^AI3SbO,2CI + 2KwAISi308 + Na^AISisOs + 2FeAI204 + FeTiOs.

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 Са, вместо ферросилита мы наблюдаем геденбергит.

Важным отличием выделенной субформации от большинства типичных фенитов является редкость щелочных амфиболов и пироксенов. Это связано с высоким AI/Si-отношением: кремнезем

18

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 ^аА13Ю4 + СОг + ЗНгО = ИаА1(СОз)(ОН)2 + МагАЬЭЬОю^НгО], сильная коррозия корунда, герцинита, альмандина, развитие по ильмениту агрегатов рутила и сидерита [РеПОз + СОг = "ПО2 + РеСОз]. Поздняя карбонатизация характерна для глиноземистых фенитов Сент-Илера.

4.3. О минералогической и геохимической уникальности пород фенитизированного ксенолита на северном склоне г. Каскзсньюнчорр (Хибины). С этим ксенолитом связаны очень необычные в минералогическом и геохимическом отношении породы. Этот объект, открытый Куплетским (1923), активно изучался (Вагкоу е1 а1„ 1997, 2000а,Ь, 2006; УакоуепсЬик е! а1., 2005; Корчак, 2008), в т.ч. нами (Яковлева и др., 2009, 20106). Здесь развиты фениты от существенно оксидных практически без халькогенвдов - 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 №2("П,Ре)в01б, 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 УУ, V, Сг и даже № и И входят в состав сульфидов (см. главу 6).

4.4. Особенности минералогии и поведения отдельных химических элементов в апоксенолитовых фенитах Хибинского массива. Раздел посвящен «минералогической геохимии» отдельных элементов в глиноземистых фенитах Он позволяет более полно охарактеризовать эту субформацию и подчеркнуть ее геохимическое своеобразие.

Кремний практически полностью связан в силикаты, кварц редок и встречается только в слабопроработанных породах. Кремнезем наследуется фенитами от протолита, в ходе фенитизации активность $¡02 снижается. Алюминий - важнейший элемент, давший субформации название. Наибольшая часть А1 сосредоточена в щелочных полевых шпатах, нефелине, триоктаэдрических слюдах, герцините. Показательны кристаллохимические особенности А1-содержащих силикатов. При низком коэффициенте агпаитности минералообразующей среды А1 в силикатах может занимать: 1) только октаэдрические позиции (гранат, топаз, андалузит); 2) октаэдрические и тетраэдрические

19

(мусковит, силлиманит, секанинаит); 3) только тетраздрические (алюмосиликаты: каркасные - полевые шпаты, слоистые - биотит, кольцевые - секанинаит). При повышении агпаитности сначала исчезают силикаты с "А!, а затем остаются только каркасные алюмосиликаты. На ранних стадиях фенитизации реализуются оксо-, гидроксо- и фторсиликаты, где часть атомов кислорода образует мостики АР-О-А!71 (андалузит), АМ-А^ (силлиманит), А^-^ОН^АР1 (топаз) или А1у|-(ОН,Р)-АГ/1 (мусковит). Главные концентраторы железа - биотит (обычно аннит), герцинит, ильменит, пирротин. «Судьбу» Ре во многом определяет активность Б2-. 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-спессартан как правило представлены высокожелезистыми членами, распространено самородное железо. Магний - дефицитный компонент глиноземистых фенитов. Как правило, он в качестве изоморфной примеси замещает Ре. Наибольшим сродством к Мд в исследуемых объектах характеризуются биотит (лишь при высокой активности Б2-реализуется практически безжелезистый флогопит) и редкий матезиотаффеит-2М25, в меньшей мере секанинаит и ферросилит, еще меньше - альмандин. Шпинелиды, фаялит и члены ряда ильменита практически не содержат Мд. Наибольшую роль в балансе марганца играет примесная форма: он замещает Ре. Главный концентратор Мп - ильменит, а собственные фазы в Хибинах представлены редкими пирофанитом и алабандином, появление которых обусловлено высокой активностью Э2-. Породы Сент-Илера более обогащены Мп: здесь развиты породообразующие спессартин и Мп-герцинит, акцессорные манганокопумбит, уедаит-(Се) 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 Ыа замещает К в ортоклазе и слюдах, Са - в минералах семейства цирконолита, титаните и апатите, вг — 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 протопите 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 Са очень контрастно, и это важнейшая черта его геохимии здесь. При общей обедненности им пород встречаются участки, сильно обогащенные Са, 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 Са в протолите. Стронций содержится в полевых шпатах в малых количествах (до 2.6 мас.% ЭгО, 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.% ВаО) 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, апаше, кричтоните, титаните. В отличие от магматических пород и пегматитов Хибин, для глиноземистых фенитов характерны разнообразные собственные минералы Y (с HREE): Y-аналог цирконолита, фергусонит-(У), бритолит-(У), самарскит-(У), гадопинит-(У], ксенотим-(У). 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 попарите. Уран замещает Ca и REE в первую очередь в оксидах, особенно ниобатах: пирохлоре (до 11.8 мас.% UO2), самарските-(У), фергусоните-(У).

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 ÜO2 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, бурлалит, розенбушит. Наиболее характерные для интрузивных пород пегматитов и гидротермалитов Хибин щелочные цирконошшаты (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 алоксенолитовых фенитах образует собственные фазы или изоморфно замещает Ti, тогда как тантал полностью рассеян в ниобиевых минералах. Главный

концентратор N6 и примесного Та - пирохлор (33.9-58.0 мас.% ИЬгОй, 1.1-5.1 мас.% ТагОг), широко распространенный акцессорий; в нем зафиксированы самые высокие значения ТаМЬ-отношения. Значительные концентрации пирохлора (рис. 14) позволяют говорить о комплексных редкометальных, в первую очередь Та-ИЬ рудопроявлениях в апоксенолитовых фенитах. Другой важный минерал N6 -попарит. Геохимически значимый концентратор ЫЬ - ильменит, содержащий его в малых количествах, но широко распространенный. Важное значение имеет рутил (до 16.3% №265 в ильменорутиле). Ярчайшей геохимической особенностью хибинских глиноземистых фенитов является то, что здесь N6 проявляет и халькофильные свойства: на г. Каскасньюнчорр открыт единственный пока природный сульфид № - эдгарит РеМЬзЭб (Вагкоу е( а1., 2000), оказавшийся в данной ассоциации обычным минералом. Источником ЫЬ определенно послужил фенитизирующий флюид (отметим заметно большую подвижность № по сравнению с Т1 8 природных высоконатриевых флюидонасыщенных системах: Пеков, 2006).

Наиболее важные концентраторы примесного ванадия - биотит, ильменит, рутил, титанит. V замещает Ре3* и П. Характерный спутник V в оксидах и силикатах - Сг: 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 Сг входил в основном в слюды, в первую очередь замещая А1 в мусковите. Цинк - не самый типичный компонент глиноземистых фенитов. В случае низкой активности 82- он проявляет литофильные свойства: сфалерит делит роль его главного концентратора с А1-шпинелидами. В фенитах Сент-Илера 1п 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 Мд/Ре-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. образует и собственную фазу - тунгстенит УУБг. Вероятно, источником Мо 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 С-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-(Се) (преобладает) и фторапатита. Большая часть

фосфора скорее всего была привнесена фенитизирующим флюидом, однако, в отличие от редких элементов, которые мы считаем тоже привнесенными (%, N6, Р1ЕЕ, ТЬ, Мо), заметного обогащения хибинских фенитов фосфором не произошло. Фтор - летучий компонент, и его главным источником был фенитизирующий флюид, хотя некоторая часть Я могла входить в состав слюд протолита. Главными концентраторами Р 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 Р входит вместе с N8 по схеме: Са^+О2-—>№* + р-.

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

Глава 5. Хромовая минерализация в Хибинском массиве и поведение хрома в глиноземистых фенитах

В главе приведены данные по хромовой минерализации в фенитах и обобщен материал по минералогии хрома в Хибинском массиве. Опираясь на собственные (Яковлева и др., 2009) и литературные (Когарко и др., 1973; Арзамасцев и др., 1988; УакоуепсЫк е.а., 2005; Шпаченко и др., 2006) данные, мы выделяем в Хибинском массиве четыре типа хромовой минерализации:

(1) магнезиохромит и Сг-содержащие шпинель, Б-магнетит, пироксены, паргасит и флогопит в нормальных (ксенолиты) и щелочных (дайки, трубки) ультрамафитах;

(2) Сг-содержащий П-магнетит в апатитоносном мельтейгит-уртитовом комплексе;

(3) хромит и Сг-содержащие П-магнетит, вуорелайненит, карелианит, ильменит, кричтонит, ландауит, цирконолит, анкангит, мусковит, биотит, титанит, эгирин, энигматит, фтормагнезиоарфведсонит в фенитах горы Каскасньюнчорр;

(4) у-СгООН в цеолитовых прожилках, секущих рисчорриты на горе Юкспор.

Источником хрома в фенитах предполагаются силикаты протолита (в первую очередь мусковит), содержавшие примесный Сг3*. В фенитах возникли Сг-содержащие (в скобках - максимальное содержание СггОз, мас.%) эгирин (5.8), члены группы кричтонита (2.1), мусковит (1.3), цирконолит (1.1), титанит (1.0), фтормагнезиоарфведсонит (0.8), биотит (0.8), ильменит (0.6), энигматит (0.6). Наиболее богаты здесь хромом (до 42% СггОз) резко обедненные Мд и А1 поздние шпинелиды серии РеП-хромит-ОТ-магнетит (рис. 15, 16), возникшие за счет высокохромистых эгирина и ильменита. При фенитизации происходило концентрирование Сг со временем (образование хромита на заключительных стадиях процесса - рис. 16). В отличие от минералов щелочных ультрамафитов Хибин, где Сг связан с Мд, А1 (в т.ч. изоморфно) и Са, в минералах фенитов его спутники - Ре, "П, V (с ними Сг3* изоморфен), а в силикатах и №. Подвижность Сг3* и уникальность хромовой минерализации в фенитах Хибин обусловлены высокой щелочностью флюида

Cr-Aeg

Рис. 15, Гранные скелетные кристаллы высокотитанистого хромшпинелида -промежуточного члена системы магнетит-хромит-ульвёшпинель в титанит-капиевополевошпатовом прожилке (Каскасньюнчорр, Хибины).

Рис, 16. Поздний хромит, развивающийся в виде прожилков в Сг-эгирине, ильмените и анните, в жиле энигматит-титанит-ильменит-эгирин- полевошпатового состава, секущей аннит-ильменит-нефелин-анортоклазовую породу (Каскасньюнчорр, Хибины). Kfs - калиевый полевой шпат, Tit - титанит, Ab- альбит, Cr-Sp - Сг-шпинелид, Chr- хромит, Сг-Аед - Cr-эгирин, Ilm - ильменит, Ann - аннит.

Глава 6. Оценка условий формирования глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами (по минералогическим данным)

6.1. Температура и давление. Мы выделяем два этапа минералообразования в фенитах Хибин и Сент-Илера: высокотемпературный этап собственно формирования фенитов и низкотемпературный -поздней гидротермальной переработки. Хибинские объекты формировались при температуре > 500° С (высокая степень разупорядоченности полевых шпатов - анортоклаз, ортоклаз, анальбит; присутствие силлиманита), но не выше 900-950°С, при давлении не более 3.8-5 кбар (оценено по андалузиту). Учитывая широкую распространенность сильно обогащенных пирротином и при этом не содержащих первичного пирита разновидностей глиноземистых фенитов, можно утверждать, что большинство пород данной субформации сформировалась при температурах выше предела устойчивости пирита (> 700°С). Гидротермальная проработка фенитов проходила при температуре не выше 250°С (оценено по натролиту).

6.2. Окислительно-восстановительный режим. Важнейшая геохимико-генетическая черта апоксенолитовых глиноземистых фенитов Хибин - формирование почти всех минеральных ассоциаций в резко восстановительных условиях. Четкими индикаторами этого являются элементы с переменной валентностью, в первую очередь Ре (в кислородных соединениях резко преобладает Ре2*: герцинит, ильменит, биотит практически без Ре3*, альмандин, секанинаит, фаялит, ферросилит, геденбергит;

редкость магнетита и обычно высокое содержание в нем ульвёшпинелевого компонента; широкое развитие самородного железа), С (графит обычен, а карбонаты собственно фенитового этапа достоверно не зафиксированы), Э (только сульфидная форма). В то же время, в интрузивных породах, а особенно в пегматитах и гидротермалитах Хибинского массива распространены окисленные формы Ре, Мл, С, Э. Это говорит о том, что если фенитизирующий флюид и имел восстановительный характер, то не в такой степени, чтобы обусловить появление, например, самородного железа. Следовательно, экстремально высокий восстановительный потенциал при формировании фенитов связан в первую очередь с особенностями протолита, который, как мы предполагаем, был обогащен углеродистым веществом (что типично для многих докембрийских метаморфитов Кольского полуострова). В Сент-Илере обстановка минералообразования оценивается как умеренно восстановительная (распространение герцинита, силикатов Ре2*, сульфидов при отсутствии самородного железа и графита, развитие ранних карбонатов): здесь восстановительный режим обусловлен, вероятно, только флюидным воздействием, т.к. протолит лишен дополнительного восстановителя - углеродистого вещества.

6.3. О режиме Э2' и уникальных минералообразующих системах, где лишофильные элементы проявляют халькофильное поведение. Сера входит в глиноземистых фенитах исключительно в состав сульфидов. Важнейшей чертой ее распределения является очень большая контрастность: от практически бессульфидных ассоциаций до таких, где активность Э2" одна из самых высоких для земных обстановок. Главным источником серы был скорее всего протолит ксенолитов, и распределение сульфидов в фенитах в целом отвечает распределению Э-содержащих минералов в исходной породе. Это согласуется с данными по изотопии серы в сульфидах Хибинского массива (Шлюковаидр., 1967).

Яркий индикатор активности Э2- в апоксенолитовых фенитах - Мл в минералах ряда ильменит-пирофанит (в меньшей степени - в фаялите, альмандине, ферросилите). Несмотря на высокое общее Ре/Мп-отношение в этих породах (табл. 2), здесь появляются высокомарганцовистые разновидности ильменита вплоть до пирофанита, четко приуроченные к богатым пирротином породам. Это следствие большего сродства Ре к 82- относительно Мл. В фенитах Сент-Илера, где П мало, Мл входит не в ильменит, а в герцинит. При дальнейшем повышении активности Б2' вместо пирофанита и Мп-содержащих Ре-силикатов появляется алабандин МпЭ. Сходную индикаторную роль играет Мд: наиболее богатые им минералы (в т.ч. почти безжелезистый фторфлогопит) появляются только в самых насыщенных пирротином участках. 1п в хибинских фенитах не играет значительной роли в силу малых концентраций, а в Сент-Илере им обогащается герцинит.

Нередко наблюдается рост активности Э2- со временем: в одних случаях пирофанит (в парагенезисе с пирротином) образуется позже ильменита, в других - ильменит замещается пирротином или рутил-пирротиновым агрегатом (рис. 17): обладающее намного большим сродством к Э2- железо входит в пирротин, а титан дает безжелезистый оксид - рутил.

Активность Б2- в хибинских фенитах участками (Каскасньюнчорр) достигает рекордных для земных объектов значений, в результате чего возникают уникальные минеральные ассоциации, где в сульфиды входят металлы, обычно не проявляющие халькофильного поведения. Уе только Мп, \/\/, V, но даже "Л, Сг: распространен эдгарит РеЫЬзЭб, пирротин и дисульфиды Ре содержат целые проценты "П (что впервые отмечено в

земных условиях; Вагкоу е.а., 1997), V и до 0.4 мас.% Сг, молибденит часто обогащен УУ (до 23 мас.%), присутствуют апабандин, тунгстенит, фазы Ре^.СфЭг и Мд2А1МЬг84 (Вагкоу е.а., 1997, 2000; Корчак, 2008; данные автора). Анализ распределения видообразующих элементов и «макропримесей» (от О.п до п-10 мас.%) мевду кислородными соединениями и сульфидами в такой породе позволил уточнить эмпирический ряд убывания сродства металлов к Э2- (ряд халькофильности): Cu.Pb.Mo ¿п -» Ре МпД\/ N13,Сг -» Т1 -> Мд.Са AI.Be.REE (жирным шрифтом выделена уточненная часть ряда). Наиболее интересна часть ряда с № и "П, ранее не изучавшаяся. Набор и химический состав минералов эдгаритового парагенезиса свидетельствуют о том, что при данной величине активности Э2" не только Си, РЬ, Мо, 1п и Ре, но уже Мп, V, Сг и даже № проявляют халькофильные свойства, образуя только сульфиды, Мд, А1, Са, Ве, Р(ЕЕ «остаются литофильными», а "П занимает промежуточное положение, распределяясь между кислородным соединением (рутилом) и халькогенидом (пирротином). Из этого следует, что № и Сг, по крайней мере в такой системе, более халькофильны, чем "П. В других наблюдавшихся нами ассоциациях глиноземистых ксенолитов Хибин (Каскасньюнчорр, Кукисвумчорр, Юкспор) сосуществуют сульфиды с Мп (алабандин, высокомарганцовистый сфалерит), М/ (вольфрамистый молибденит), V (У-содержащий пирротин) и кислородные соединения с Сг (Сг-содержащие шпинелиды и другие оксиды, разнообразные силикаты) и ИЬ (пирохлор, ^-содержащие ильменит, цирконолит, титанит). Это говорит о большем сродстве к Э2-(халькофильности) Мп, VI и V по сравнению с Сг и №.

Глава 7.0 вероятном протолите глиноземистых фенитов Хибинского массива

Наиболее дискуссионным из вопросов генезиса апоксенолитовых глиноземистых фенитов Хибин является установление природы их протолита: на сегодняшний день в ксенолитах неизвестно реликтов неизмененных пород. На природу протолита существуют два противоречивых взгляда: 1) докембрийские метаморфиты, в первую очередь глиноземистые, серии имандра-варзуга (Шлюкова, 1986; Азарова, Шлюкова, 2008); 2) вулканогенно-терригенные образования среднепалеозойской ловозерской свиты, среди которых практически отсутствуют глиноземистые породы, а вулканогенная

Рис. 17. Замещение ильменита агрегатом пирротина и рутила (Ласточкино Гнездо, Хибины). Ругг- пирротин, Ilm - ильменит, Rut - рутил, Ab- альбит.

составляющая имеет преимущественно базальтоидный характер; источником глинозема в этой модели предполагается фенитизирующий флюид (Корчак, 2008; Иванюк и др., 2009). Обилие глинозема и в целом высокая кремнеземистость рассматриваемых апоксенолитовых пород Хибин при низком содержании Мд однозначно говорят о сиапической природе их протолита (об этом же косвенно свидетельствует общая обедненность глиноземистых фенитов Са при наличии локально обогащенных им участков). Т.о., в случае метаосадков это должны быть метапелиты, а магматических пород -кислые. В центральных частях ксенолитов иногда наблюдаются практически безнатровые породы существенно глиноземистого состава (Эвеслогчорр), тогда как периферия обогащена нефелином, альбитом, анортоклазом. Это говорит о том, что щелочной (натровый) флюид просто «не добрался» сюда, и изменения протопород вызваны лишь прогреванием. Таким образом, глиноземистость -исходная особенность протолита.

Прямым доказательством того, что глиноземистые фениты, связанные с агпаитовыми комплексами, развиваются именно по сиалическим породам, стало обнаружение этих метасоматитов в Сент-Илере, где их несомненным, наблюдаемым протолитом выступают дайковые граниты. Важное косвенное доказательство - химизм процесса преобразования самих хибинских глиноземистых пород в высокощелочных и достаточно высокотемпературных условиях в пегматитах района Свинцового ручья зафиксирована четкая смена минерального состава в зависимости от вмещающей породы. Участки пегматитовых тел, которые находятся среди фойяитов, имеют состав: щелочной полевой шпат, нефелин, арфведсонит, эгирин, аннит, лампрофиллит. Эта типичная для фойяит-пегматитов «чистой линии» ассоциация сменяется в апофизах пегматита, секущих ксенолит, на другую: нефелин, щелочные полевые шпаты, корунд, герцинит, высокоглиноземистый аннит без Мд, Ыа-содержащий мусковит, андалузит, ильменит, монацит, графит, гадолинит, циркон и др. (Азарова, Шлюкова, 2008). С нашей точки зрения, эти пегматиты «линии скрещения» можно рассматривать как химическую модель, демонстрирующую, за счет протолита какого состава возникают глиноземистые фениты.

Наблюдаемая в хибинских глиноземистых фенитах крайне восстановительная обстановка минералообразования не может быть объяснена без участия восстановителя, присутствовавшего в исходных породах. Глиноземистые метаморфиты Центрально-Кольского блока и свиты кейв значительно обогащены графитом или другими углеродистыми веществами (Бельков, 1963; Авакян, 1992), тогда как в составе серии имандра-варзуга широко развиты карбонатные породы, содержащие углерод в окисленной форме и обогащенные Са (Загородный и др., 1982).

Важной особенностью, свидетельствующей в пользу того, что ксенолиты в Хибинском массиве могли быть останцами архейских пород Центрально-Кольского блока, представляется нахождение разновидностей фенитов, резко обогащенных П, Ре и/или Э при обедненности Мд. Именно с глиноземистыми метаморфитами этого блока связаны месторождения и проявления железистых кварцитов, в т.ч. содержащие породы, обогащенные рутилом или же сульфидами Ре. С железистыми кварцитами связаны локальные проявления высококальциевых пород - капьцифиров с гроссуляром

или скаполитом (Горяинов и др., 2005; Горяинов, Иванюк, 2009), что может объяснять небольшие, но богатые «кальциевые аномалии» в фенитизированных ксенолитах Хибин.

Гипотеза, что субстратом глиноземистых апоксенолитовых фенитов Хибин были терригенные породы и базиты ловозерской свиты (Корчак, 2008; Иванюк и др., 2009), противоречит важнейшим геохимическим особенностям данных фенитов и представлениям о химизме процессов щелочного метасоматоза (в части относительной подвижности компонентов): в таком случае эти породы должны быть продуктами гипотетического порожденного агпаитовыми фойяитами высокотемпературного метасоматического процесса, который избирательно удалил из протолита Мд и Са (оставив Ре и и привнес, кроме № и К, также огромное количество А1, существенно превышающее суммарное содержание щелочей.

Отметим, что в Хибинах (горы Китчепахк, Юмъечорр) также встречаются измененные ксенолиты базапьтоидов (с диопсидом, авгитом, ЫаСаМд-амфиболами, магнезиальным биотитом) и кварцитов. Эти метасоматиты, судя по их составу, действительно могут быть продуктами изменения пород ловозерской свиты, Из приведенной Ю.А. Корчак (2008) сводки химических анализов пород видно, что две группы хибинских апоксенолитовых метасоматитов - отчетливо апобазитовые и глиноземистые -контрастны по содержаниям в первую очередь А1, Мд и Са. Это является аргументом против того, что они имели единый протопит.

По мнению автора настоящей работы, протопит глиноземистых апоксенолитовых пород Хибин -обогащенные А1 и Ре апопелитовые метаморфиты, скорее всего архейские глиноземистые сланцы и гнейсы Центрально-Кольского блока. Однако не исключено, что им могли быть и глиноземистые составляющие серии имандра-варзуга или же свиты кейв.

ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Статьи

1. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов ИА Хромовая минерализация в Хибинском щелочном массиве (Кольский полуостров, Россия) II Вестник Московского ун-та. Сер. 4, геол., 2009,20-29.

2. Яковлева О.С., Пеков И.В., Хорват Л., Брызгалов ИА, Япаскурт В.О., Гусева Е.В. Минералогия, геохимические и генетические особенности высокоглиноземистых фенитов щелочного массива Сент-Илер(Квебек, Канада)//Записки РМО, 2010,2,15-31.

3. Яковлева О.С. Минеральное разнообразие фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве (Кольский полуостров) II Минеральное разнообразие: Исследование и Сохранение, вып. 4. София, 2009,193-199.

4. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов ИА, Меньшиков Ю.П. Халькогенидная минерализация в глиноземистых фенитах Хибинского щелочного массива (Кольский полуостров, Россия) II Новые данные о минералах, 2010,45,33-49.

Тезисы докладов

1. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов И.А. О составе слюд из щелочно-глиноземистых пород фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве II Тр. Ill Ферсмановской научной сессии Кольского отд-я РМО. Апатиты, 2006,200-202.

2. Яковлева О.С., Пеков И.В., Коненкова Н.Н. Герцинит из щелочно-глиноземистых пород фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве (Кольский полуостров) как минералогический индикатор II Тр. Всероссийского совещания "Геохимия, петрология, минералогия и генезис щелочных пород". Миасс, 2006,310-313.

3. Yakovleva O.S. Mineral diversity of fenitized xenoliths of the Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia) IIIV International symposium "Mineral diversity: research and preservation". Sofia, 2007,47.

4. Яковлева O.C., Пеков И.В., Брызгалов И.А. Полевые шпаты и нефелин фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве (Кольский полуостров, Россия) II Материалы VI Международного Симпозиума «Минералогические музеи». СПб., 2008,233-234.

5. Yakovleva O.S., Pekov I.V., Bryzgalov I.A., Horvath L., Yapaskurt V.O., Guseva E.V. Mineralogical and geochemical features of high-alumina fenites of the Mont Saint-Hilaire alkaline complex, Quebec, Canada II XXVI Int. Conference "Geochemistry of Alkaline Rocks". Moscow, 2009,165-167.

6. Yakovleva O.S., Pekov I.V., Bryzgalov I.A., Men'shikov Yu.P., Yapaskurt V.O., Guseva E.V., Korotaeva N.N. Chalcogenide minerals in fenitized xenoliths in Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia): diversity and chemical features II V International symposium "Mineral Diversity: Research and Preservation". Sofia, 2009,62.

7. Yakovleva O.S., Pekov I.V. Zirconolite family minerals in the alumina-rich fenites of the Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia) IIXX General Meeting of the IMA. Budapest, 2010,438.

8. Yakovleva O.S., Pekov I.V., Bryzgalov I.A. Minerals of the ilmenite-pyrophanite series in alumina-rich fenites of the Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia) and their indicator importance IIXXVII Int. Conference "Geochemistry of Alkaline Rocks". Moscow-Koktebel, 2010, 229-230.

Подписано в печать: 29.10.10 Объем: 1,5 усл.п.л. Тираж: 130 экз. Заказ№ 769157 Отпечатано в типографии «Реглет» 119526, г. Москва, пр-т Вернадского,39 (495) 363-78-90; www.reglet.ni

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Яковлева, Ольга Сергеевна

Введение.

1. Методы исследования.

2. Глиноземистые фениты Хибинского щелочного массива.

2.1. Геолого-петрологический очерк Хибинского массива (по литературным данным).

2.2. Апоксенолитовые породы (по литературным данным).

2.3. Минеральные ассоциации глиноземистых и родственных им фенитов.

2.4. Характеристика минералов.

3. Глиноземистые фениты щелочного массива Сент-Илер.

3.1. Общие сведения о массиве.

3.2. Глиноземистые фениты и их главные минеральные ассоциации.

3.3. Характеристика минералов.

4. Геохимико-генетические особенности глиноземистых фенитов.

4.1. Общие особенности химического и минерального состава глиноземистых фенитов.

4.2. Фациальная и стадиальная зональность глиноземистых и родственных им фенитов. Особенности химизма процессов их образования.

4.3. О минералогической и геохимической уникальности пород фенитизированного ксенолита на северном склоне горы Каскасньюнчорр (Хибины).

4.4. Особенности минералогии и поведения отдельных химических элементов в апоксенолитовых фенитах Хибинского массива.

5. Хромовая минерализация в Хибинском массиве и поведение хрома в глиноземистых фенитах.

6. Оценка условий формирования глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами (по минералогическим данным).

7. О вероятном протолите глиноземистых фенитов Хибинского массива.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Минералогия и генетические особенности глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами"

Актуальность проблемы. Фениты — контактовые метасоматиты щелочных комплексов — имеют богатую и своеобразную минералогию. Многочисленные разновидности этих пород характеризуются индивидуальными особенностями минерального состава и зачастую очень сильно отличаются друг от друга. Фенитовая формация весьма специфична и в геохимическом аспекте. В частности, здесь возникают высокие концентрации, вплоть до промышленных месторождений, целого ряда редких элементов: №>, Та, Ът, ЯЕЕ, и и др. Вместе с тем, фениты - одна из наименее изученных метасоматических формаций (Жариков и др., 1998). По сравнению с другими типами щелочных пород - магматическими силикатными, карбонатитами, пегматитами - они тоже исследованы заметно слабее. Обобщающих публикаций по минералогии фенитов мало, а комплексные работы, связывающие минералогические, петрологические, геохимические данные для этой формации, вообще единичны. Недостаточно разработаны вопросы химизма процессов преобразования протолита разного состава при фенитизации. Лишь отдельным типам фенитов посвящены крупные публикации; в основном это работы, подготовленные для некоторых объектов по результатам исследований, проводившихся в СССР в 1950-х - 1970-х гг преимущественно под эгидой редкометальной тематики (Тихоненков, Тихоненкова, 1962; Еськова и др., 1964; Кухаренко и др., 1965; Осокин, 1967; Тихоненкова, 1967; Еськова, 1976; Евдокимов, 1982).

Настоящая работа посвящена специфическому типу фенитов - обогащенным глиноземом щелочным контактовым метасоматитам, связанным с агпаитовыми комплексами. Такие породы наиболее широко развиты в Хибинском массиве (Кольский полуостров), где в течение многих лет считались продуктами преобразования докембрийских глиноземистых метаморфитов, входящих в состав серии имандра-варзуга (Шлюкова, 1986). В последние годы выдвинут альтернативный взгляд на природу протолита этих фенитов, в качестве которого предполагаются вулканогенно-терригенные образования ловозерской свиты палеозойского возраста, и, соответственно, на химизм процессов его изменения (Корчак, 2008; Иванюк и др., 2009). Автором продолжено изучение глиноземистых и родственных им фенитов Хибин, крайне разнообразных и зачастую очень необычных по минеральному составу. Обобщение полученных данных вместе с результатами исследования практически аналогичных метасоматитов, недавно обнаруженных в щелочном массиве Сент-Илер (Квебек, Канада), позволяют не только более аргументировано говорить о происхождении хибинских апоксенолитовых пород, но и в целом охарактеризовать субформацию глиноземистых фенитов.

Цели работы: 1) минералогическая характеристика глиноземистых и близкородственных им контактово-метасоматических пород, связанных с агпаитовыми комплексами, как основа для выделения их в качестве самостоятельной ветви (субформации) фенитовой формации; 2) реконструкция, в первую очередь на основе минералогических данных, главных геохимических и генетических черт этой субформации: установление характера протолита, выявление стадийности и особенностей химизма процессов его преобразования, оценка параметров минералогенеза.

Разрабатывались следующие конкретные задачи:

- характеристика минеральных ассоциаций глиноземистых и тесно связанных с ними других разновидностей фенитов Хибинского и Сент-Илерского щелочных массивов, их типизация;

- идентификация минералов фенитов и определение их химического состава;

- определение валового химического состава главных разновидностей пород;

- установление признаков фациальной и стадиальной зональности для различных апоксенолитовых фенитов Хибин, анализ закономерностей эволюции минеральных ассоциаций;

- выявление индикаторных минералов и типоморфных признаков минералов, указывающих на физико-химические условия процесса фенитизации;

- локальные палеоминералогические реконструкции;

- анализ минералогии и поведения отдельных химических элементов;

- сравнительная характеристика глиноземистых фенитов двух массивов - Сент-Илера, где протолит известен, и Хибинского, для которого требуется реконструкция состава протолита.

Фактический материал н методы исследования. Большая часть материала собрана автором в ходе полевых работ 2005-2008 гг. в Хибинском массиве. Материал из Сент-Илера предоставлен Л. Хорватом. Рабочая коллекция состоит из 92 образцов и охватывает широкий спектр пород. Изготовлено 80 аншлифов и прозрачно-полированных шлифов, изучены 104 минерала из Хибин и 36 - из Сент-Илера. Во время полевых и камеральных работ давалась первичная характеристика минеральных ассоциаций. Вся коллекция изучена инструментальными методами. Получено более 500 фотографий (оптический и сканирующий электронный микроскопы), свыше 1300 энергодисперсионных спектров и около 700 количественных электронно-зондовых анализов, 430 из которых вошли в работу. Химический состав 14 типичных пород определен рентгепо-флюоресцентным методом, для 11 пород выполнено валовое порошковое рентгенографическое исследование. При изучении минералов использовалась ИК-спектроскопия.

Научная новизна. Внутри фенитовой формации выделена самостоятельная ветвь (субформация) глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовьши комплексами, очень специфичная в минералогическом и геохимическом отношениях. Показано, что своеобразие этих метасоматитов обусловлено в основном характером протолита и связано с низкой агпаитностью при высокой общей щелочности. Дана характеристика этой субформации, в первую очередь на базе минералогических данных. Для глиноземистых фенитов установлены признаки фациальной и стадиальной зональности, предложена общая схема эволюции минералогенеза.

Получен большой объем оригинальных данных по минералогии глиноземистых и родственных им фенитов Хибинского массива. Обнаружен ранее неизвестный Na-аналог цирконолита, впервые для России достоверно установлены джайпурит и вестервелдит, а для Хибин - тунгстенит, пентландит, самарскит-(У), гадолинит-(У), бритолит-(У), фторфлогопит, фтораннит, фтормагнезиоарфведсонит, фторрихтерит, фторкатофорит, магнезиотааффеит-2Л^25' и гояцит. Впервые изучены глиноземистые фениты массива Сент-йлер, охарактеризована их минералогия, выявлены главные геохимические особенности, показано сходство с глиноземистыми фенитами Хибин. Для Сент-Илера впервые описаны хромит, фергусонит-(Се) и уедаит-(Се). В Хибинском массиве обнаружена очень своеобразная оксидно-силикатная хромовая минерализация, установлено, что хром здесь проявляет необычное поведение, концентрируясь к концу процесса.

Показано, что фениты рассматриваемой субформации в Хибинском массиве развились по ксенолитам глиноземистых и глиноземисто-железистых докембрийских метаморфитов, из которых наиболее вероятный претендент на роль протолита - архейские метапелитовые образования Центрально-Кольского блока. Впервые для доказательства природы субстрата глиноземистых фенитов Хибин, дискутирующейся в течение десятилетий, привлечены прямые аргументы. Анализ минеральных ассоциаций позволил расширить представления об относительном сродстве ряда элементов к S2": уточнен ряд халькофилыюсти металлов в части Mn, W, V, Nb, Cr и Ti.

Практическая значимость. Результаты работы важны для дальнейшего развития минералогии, геохимии и петрологии фенитовой формации. Данные по поведению хрома при фенитизации, а также по сравнительной халькофильности металлов представляют интерес для геохимии элементов. Минералогический материал и его генетическая интерпретация могут быть полезны при поисках, оценке и изучении редкометальных (Nb, Та, Zr, REE, U) рудных объектов и проявлений благородного корунда, связанных со щелочными метасоматитами.

Защищаемые положения.

1. Глиноземистые фениты, связанные с комплексами агпаитовых фельдшпатоидных пород, представляют собой особую ветвь (субформацию) фенитовой формации, характеризующуюся низкой агпаитностью (Кагп < 1, а часто < 0.5) даже при высокой общей щелочности (иногда >15 мас.% ИагО + КгО). Помимо А1, эти породы обогащены Бе24" и сильно обеднены и Са при широких вариациях в содержаниях Б!, Тл, Б. Их основная редкометальная специализация: №>, Ът, £КЕЕ, Бг. Такие особенности геохимии обусловливают и, своеобразие минералогии фенитов этой субформации. Ее минерал-индикатор - герцинит РеАЬС^, сильно обедненный М§ и Ре3+. Пироксены и амфиболы для таких фенитов нехарактерны.

2. Минералогические и геохимические особенности фенитов глиноземистой субформации во многом обусловлены характером протолита, который представлял собой сиалические породы - метаморфические (Хибины) или интрузивные (Сент-Илер). Протолитом глиноземистых фенитов Хибин послужили ксенолиты докембрийских метапелитовых пород, скорее всего Центрально-Кольского блока. Состав протолита определил соотношения в фенитах А1, Бе, М^, Са, Б, в значительной мере 81, К, Т1 и ряда малых компонентов (V, Сг, N1). Большая часть Ыа, Б, С1, редких металлов и часть К привносились фенитизирующим флюидом, породившим стадиальную зональность фенитов, в первую очередь по содержанию натрия: породы почти без минералов Ыа —> породы с альбитом (анортоклазом) без нефелина —> породы с нефелнном.

3. Глиноземистые фениты Хибин и Сент-Илера образовались в восстановительных условиях, причем в Хибинском массиве степень восстановленности была экстремальной, что связано с обогащенностыо протолита углеродистым веществом. К воздействию богатых СОг гидротермальных растворов глиноземистые фениты неустойчивы и легко карбонатизируются.

4. В глиноземистых фенитах Хибин развита уникальная хромовая минерализация, эволюционирующая с накоплением Сг от оксидно-силикатной (хромистые разновидности эгирина, слюд, амфиболов, титанита, кричтонита, цирконолита, ильменита и др.) до оксидной (шпинелиды серии РеИ-хромит - СгТьмагнетит). В отличие от минералов щелочных ультрамафитов Хибин, Сг здесь связан не с А1 и Са, а с Бе, Т1, V, Ма. Предполагаемый главный источник Сг (и V) - мусковит протолита, а подвижность Сг3+ обусловлена высокой щелочностью флюида.

5. Активность Б ' в глиноземистых фенитах Хибин участками достигает уникально высоких для земных объектов величин, в результате чего в сульфиды входят не только Мп, V, но даже Сг, Мэ, Ть Анализ распределения видообразующих элементов и «макропримесей» между кислородными соединениями и сульфидами позволил уточнить эмпирический ряд убывания сродства металлов к S2" (ряд халькофильности): Cu,Pb,Mo —> Zn —> Fe —» Mn,W,V —> Nb,Cr —» Ti —» Mg,Ca —> AI,Вq,REE (жирным шрифтом выделена уточненная часть ряда).

Апробация работы. По теме работы автором сделаны доклады на 6 международных конференциях: 4-м и 5-м Международных симпозиумах «Минеральное разнообразие: исследование и сохранение» (София, 2007, 2009), 6-м Международном симпозиуме "Минералогические музеи" (С.-Петербург, 2008), 26-й и 27-й Международных конференциях «Геохимия щелочных пород» (Москва, 2009; Москва -Коктебель, 2010), 20-м Общем симпозиуме ММА (Будапешт, 2010). Материалы по теме работы были также представлены на 3-й Ферсмановской научной сессии Кольского отделения РМО (Апатиты, 2006) и Всероссийском совещании "Геохимия, петрология, минералогия и генезис щелочных пород" (Миасс, 2006).

Публикации. По теме диссертации опубликованы 4 статьи и тезисы 8 докладов.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения. Общий объем - 334 страницы, включая 52 таблицы, 311 рисунков и список литературы из 137 наименований. Дополнительный материал дан в приложении (54 страниц).

Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Яковлева, Ольга Сергеевна

Заключение

Итак, сделана попытка на примере Хибин и Сент-Илера выделить и охарактеризовать в минералогическом и геохимико-генетическом аспектах весьма специфическую ветвь фенитовой формации - субформацию глиноземистых фенитов, связанных с агпаитовыми комплексами. Эти метасоматиты отчетливо выделяются среди всех щелочных образований. Важнейшими чертами данной субформации являются, помимо большого числа минералов, необычно широкое разнообразие минеральных ассоциаций, в том числе резко контрастных по видовому и химическому составу, которые могут соседствовать, в том числе чередуясь, на участках иногда очень небольшого размера - первые метры и даже десятки сантиметров. Большое число химических элементов, включая весьма дефицитные для этих пород (N1, Со, Сг, Ш и др.), образуют здесь концентрированные формы - собственные минеральные виды. Многие редкие минералы известны здесь в роли породообразующих: герцинит (который мы считаем «визитной карточкой» данной субформации), секанинаит, фрейденбергит, кричтонит и др. Всё это обусловливает высокую эффективность применения в первую очередь минералогических методов и подходов при изучении данных образований. Таким образом, именно минералогические материалы и результаты обобщения минералогических данных, оригинальных и опубликованных предшественниками, легли в основу геохимических и генетических построений, развиваемых в настоящей работе.

Своеобразие минералогии этой субформации во многом является следствием одной из главных особенностей ее геохимии - очень низкой агпаитности: величина Каш здесь часто ниже 0.5 даже при высокой общей щелочности пород. Типоморфными глиноземистыми минералами фенитов данной субформации являются, наряду с герцинитом, корунд, андалузит, силлиманит, мусковит, парагонит, секанинаит, топаз, альмандин, часто играющие породообразующую роль.

Апоксенолитовые фениты Хибин характеризуются двумя типами зональности: фациальной и стадиальной. Первая связана с контрастным составом протолита, а вторая является метасоматической зональностью, определяемой степенью проработки исходных пород фенитизирующим флюидом, генерируемым агпаитовыми фойяитами. На формирование минеральных парагенезисов сопоставимое влияние оказывают оба фактора.

Стадиальная зональность вызвана неравномерностью проработки протолита щелочным флюидом. Мы выделяем четыре последовательных стадии фенитизации: 1) термального метаморфизма, 2) альбитовую, 3) нефелиновую и 4) эгириновую. Главный критерий отнесения породы к продуктам той или иной стадии - концентрация в ней Na. В Хибинах встречены продукты всех стадий, в Сент-Илере четвертая стадия не проявлена.

На стадии термального метаморфизма происходит квазиизохимическое изменение протолита под температурным воздействием застывающей магмы: перераспределение компонентов, перекристаллизация под воздействием прогрева, полиморфные переходы, некоторая ' потеря летучих. На альбитовой стадии начинается существенное взаимодействие прогретых пород с фенитизирующим флюидом, появляются натриевые полевые шпаты в качестве главных породообразующих минералов. Третья стадия -зрелая, характеризуется значительной проработкой породы фенитизирующим флюидом. Ее начало маркируется появлением нефелина. Эгириновая стадия в целом нехарактерна для данной субформации из-за относительного избытка глинозема, и ее продукты редки.

Среди факторов, определяющих разнообразие ассоциаций породообразующих минералов, возникающих в ходе каждой из выделенных стадий, безусловно главный -неоднородность протолита. Судя по минеральным ассоциациям, для первых трех стадий процесса его изменения характерен порододоминирующий режим, тогда как для слабо проявленной четвертой уже можно допустить флюидодоминирующий.

Роль биметасоматоза при формировании обсуждаемых образований представляется небольшой. Малой по сравнению с привносом степенью выноса большинства компонентов (исключение в какой-то мере составляет наиболее кислотный - кремнезем) объясняется сходство в химическом составе в части соотношений петрогенных элементов (кроме щелочных и летучих) метапелитов - предполагаемого протолита - и хибинских фенитов.

Важным отличием исследуемых представителей субформации глиноземистых фенитов от большинства типичных фенитов является редкость щелочных амфиболов и пироксенов, связанная с отношением Al/Si: чем больше Al, тем меньше пироксенов и амфиболов, так как кремнезем преимущественно связывается в щелочные алюмосиликаты.

Породы фенитизированных ксенолитов Хибин очень слабо изменены поздними (гидротермальными) процессами: в намного меньшей степени, чем окружающие нефелиновые сиениты. В целом же, глиноземистые фениты достаточно неустойчивы к воздействию натрово-карбонатных гидротермальных растворов.

В апоксенолитовых фенитах большинство петрогенных компонентов (Al, Si, Fe, Mg, Ca, Mn, большая часть Ti, S, частично К) унаследованы от протолита и в целом характеризовались малоподвижным поведением. Главным привносимым в процессе фенитизации металлом представляется Na.

Основными геохимическими особенностями глиноземистых апоксенолитовых метаморфитов Хибин являются:

- обогащение алюминием и, как следствие, низкая агпаитность (Каш < 1, а нередко даже < 0.5);

- в целом достаточно высокое содержание кремния (за исключением отдельных разновидностей пород, в которых < 50 мас.% ЭЮг);

- обогащение железом;

- сильная общая обедненность магнием и кальцием (и при этом существование небольших высококальциевых участков пород, имеющих резкие границы с типичным низкокальциевым глиноземистым фенитом);

- очень контрастное распределение серы и титана: от почти полного отсутствия до десятков процентов в составе некоторых пород;

- существенные, особенно участками, содержания примесных ванадия и хрома (находящиеся в прямой корреляции) при очень низком - никеля;

- резко восстановленный характер минерализации;

- большой разброс в содержании натрия от породы к породе при заметно меньшем -калия;

- очень малое количество воды в составе пород;

- в целом повышенная концентрация в них фтора;

- редкометальная специализация фенитов: №>, Ы1ЕЕ, Ът, Бг, в меньшей степени Мо, Ва, У, НКЕЕ, ТЬ, и, Та.

Две последних особенности обсуждаемых фенитов представляются полностью «заслугой» фенитизирующего флюида, а «сухость» обусловлена высокой температурой формирования. Режим щелочей и восстановительный характер обстановки минералогенеза в существенной мере связаны с взаимодействием флюида и субстрата. Всеми же остальными чертами своей геохимии, которые и определяют своеобразие выделяемой субформации, эти породы обязаны протолиту; высокая степень восстановленности и калиевая минерализация в фенитах также во многом связаны с особенностями состава исходных пород.

Обилие глинозема и в целом высокая кремнеземистость рассматриваемых апоксенолитовых пород Хибин при низких содержаниях магния и кальция однозначно говорят о сиалической природе их протолита Прямое доказательство этого -обнаружение аналогичных метасоматитов в Сент-Илере, где субстратом выступают дайкозые граниты.

Протолитом глиноземистых апоксенолитовых пород Хибин являются обогащенные А1 апопелитовые метаморфиты из окружения массива. Наиболее вероятно, что это были архейские глиноземистые сланцы и гнейсы Центрально-Кольского блока.

Большая часть собственно фенитовых минеральных ассоциаций сформировалась при температурах свыше 700°С (но не более 900-950°С). Давление при минералообразовании не превышало 5 кбар; процесс первой стадии переработки хибинских ксенолитов был регрессивным по давлению.

Важнейшей геохимико-генетической чертой апоксенолитовых глиноземистых фенитов Хибин является восстановительная обстановка минералообразования, связанная не только с восстановительным характером флюида, но также (и скорее всего в большей мере) с обогащенностью углеродистым веществом метаморфического протолита. Сент-Илерские фениты по степени восстановленности значительно уступают своим хибинским аналогам. Это связано с тем, что в Сент-Илере восстановительный режим обусловлен только флюидным воздействием.

Сера в глиноземистых фенитах присутствует исключительно в форме Важнейшей чертой ее распределения является контрастность. Главным источником серы был не фенитизирующий флюид, а протолит (что подтверждается ранее опубликованными данными по изотопии серы), и распределение сульфидов в фенитах в целом наследует особенности распределения в нем Б-содержащих минералов. Важнейшими индикаторами активности Б2' в апоксенолитовых фенитах Хибин являются Бе, Мп и М§, а самый яркий показатель ее аномально высоких значений - сульфиды, содержащие типичные литофильные металлы. Уникальность обстановки, в которой в земных условиях стало возможным образование сульфидов с N5, И и Сг, обусловлена сочетанием очень высоких значений активности серы и восстановительного потенциала при температуре выше предела устойчивости пирита. Основываясь на характере распределения металлов между кислородными соединениями и сульфидами в этой породе, а также в прочих ассоциациях глиноземистых фенитов Хибин, и привлекая данные по другим земным формациям и метеоритам, удалось дополнить и уточнить здесь эмпирический ряд убывания сродства металлов к Б2" (ряд халькофильности): Си,РЬ,Мо —> Ъп —> Бе Мп,\¥,У —> Nb.Gr —»Т1 —» М&Са —> Al.Be.REE {жирным шрифтом выделена дополненная и уточненная часть ряда).

Глийоземистые фениты, вероятно, развиты в агпаитовых комплексах шире, чем это известно сегодня, но изучены слабо, возможно, из-за типичного для них тонкозернистого, роговикового» строения. Кроме объектов, которые мы можем назвать «эталонными»

Хибин и Сент-Илера, они встречены, например, в Ловозере. Для их формирования необходим горячий контакт флюидогенерирующиих щелочных пород с сиалическими

332 образованиями. Чем богаче последние глиноземом, тем более вероятно развитие по ним этого типа метасоматитов.

С другой стороны, как это ни парадоксально звучит, но, видимо, чем выше коэффициент агпаитности (Т\та+К)/А1 в щелочных породах, тем с большей вероятностью можно ожидать возникновения в продуктах их экзоконтактового преобразования именно богатых А1 фенитов, причем представленных главным образом высокощелочными, нефелинсодержащими разновидностями: на зрелых стадиях фенитизации подвижность более кислотного компонента — кремнезема - растет сильнее, и он интенсивнее выносится по сравнению с амфотерными А1, Бе, Тг (а оставшаяся часть связывается в первую очередь в алюмосиликаты). Таким образом, чем более щелочным оказывается флюид, тем вероятнее появление глиноземистых (или железистых, титанистых - в зависимости от особенностей состава субстрата) фенитов. Этим, видимо, во многом и объясняется приуроченность метасоматитов данного типа именно к агпаитовым массивам.

В заключение отметим, что процесс формирования щелочных пегматитов и близких к ним образований «линия скрещения» (например, корунд-полевошпатовых и корунд-нефелиновых пород в Ильмено-Вишневогорском комплексе на Южном Урале) отличается тем, что они развиваются не путем метасоматического замещения сиалического субстрата, а на месте щелочной породы - за счет выноса из нее кремнезема. Для этого процесса — десиликации — наиболее важна не щелочность (аналогичный механизм, вероятно, реализуется и в случае гранитных пегматитов «линии скрещения»), а дефицит Б! в окружающих породах (гипербазиты, карбонатные образования). В результате, вероятность возникновения глиноземистых пород этим путем связана с коэффициентом агпаитности не прямой, как предполагается для изученных в настоящей работе фенитов, а обратной зависимостью: чем исходно больше А1 в десилицирующейся щелочной породе, тем вероятнее появление «скрещенных» минеральных ассоциаций. Видимо, именно поэтому корундсодержащие породы данного типа в основном связаны не с агпаитовыми, а с миаскитовыми массивами.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Яковлева, Ольга Сергеевна, Москва

1. Авакян К.Х. Геология и петрология Центрально-Кольской гранулито-гнейсово области архея. М.: Наука, 1992, 164 с.

2. Азарова Ю.В., Шлюкова З.В. О корундсодержащих пегматитах «линии скрещения» Хибинского массива и их роли в реконструкции состава вмещающих его протопротерозойских пород // Новые данные о минералах. 2008, вып. 43, с. 31-36.

3. Арестова H.A. Природа базальтов зеленокаменных поясов Балтийского щита: источники и геодинамические режимы формирования на основе анализа геохимических данных // Региональная геология и металлогения. 2008, №36, с. 518.

4. Арзамасцев A.A., Каверина В.А., Полежаева Л.И. Дайковые породы Хибинского массива и его обрамления. Апатиты: Кольский научн. центр АН СССР, 1988, 86 с.

5. Ахмедов A.M., Чекушин В.А. Меденосность докембрийских вулканогенно-осадочных образований Кольского полуострова // Советская геология. 1977, №8, с. 88-97.

6. Балаганская Е.Г., Савченко Е.Э. Перовскит в породах ийолит-уртитовой дуги Хибинского массива//Зап. ВМО. 1983, №1, с. 69-80.

7. Баянова Т.Б., Егоров Д.Г. U-Pb возраст полосчатой железорудной формации Кольского полуострова // Геология и полезные ископаемые Северо-Запада и Центра России. Апатиты, 1999, с. 19-24.

8. Бекасова Н.Б., Аведисян A.A. Геохимические особенности сульфидно-углеродистых сланцев продуктивной толщи Печенги // Геохимические критерии перспектив рудоносности метаморфических комплексов докембрия. Апатиты, 1978, с. 43-51.

9. Бекасова Н.Б., Пушкин Г.Ю. Стратиграфия центральной части Имандраi

10. Варзугской структуры // Сб. материалов по геологии и металлогении Кольского полуострова. Апатиты, 1972, с. 28-34.

11. Бельков И.В. Кианитовые сланцы свиты кейв (геологическое строение, кристаллические сланцы и кианитовые руды). М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1963, 321 с.

12. П.Борисов А.Е. Петролого-геохимические черты меденосных метавулканитов Имандра-Варзугской зоны // Геохимические критерии перспектив рудоносности метаморфических комплексов докембрия. Апатиты, 1978, с. 52-57.

13. Бонштедт Э.М., Борнеман-Старынкевич И.Д., Влодавец В.И., Воробьева O.A., Герасимовский В.И., Гуткова H.H., Каган Б.И., Костылева Е.Е., Куплетский Б.М.,

14. Лабунцов А.Н., Ферсман А.Е., Чирвинский П.Н. Минералы Хибинских и Ловозерских тундр. М.-Л.: Изд. АН СССР, 1937, 563 с.

15. Боруцкий Б.Е. Породообразующие минералы высокощелочных комплексов. М.: Наука, 1988,215 с.

16. Буканов В.В., Липовский Ю.О. Новые находки благородного корунда в восточной части Балтийского щита // Самоцветы. Материалы XI съезда ММА. Л.: Наука, 1980, с. 110-116.

17. Буссен И.В., Сахаров A.C. Геология Ловозерских тундр. Л., 1967, 125 с.

18. Ведеполь К.Х. Геохимический обзор распределения цинка // Проблемы геохимии. 1965. М.: Наука, с. 204-210.

19. Галахов A.B. Петрология Хибинского щелочного массива. Л.: Наука, 1975, 255 с.

20. Горстка В.Н. Контактовая зона Хибинского щелочного массива (Геолого-петрографические особенности, химизм и петрология). Л.: Наука, 1971, 97 с.

21. Горяинов П.М., Иванюк Г.Ю. Самоорганизация рудных комплексов. М.: ГЕОС, 2009, 312 с.

22. Граменицкий E.H., Котельников А.Р., Баталова A.M., Щекина Т.И., Плечов П.Ю. Экспериментальная и техническая петрология. М.: Научный Мир, 2000, 416 с.

23. Добровольская М.Г., Шлюкова З.В., Цепин А.И. Структуры и продукты распада железистой шпинели из Хибинского массива // Упорядочение и распад твердых растворов в минералах. М.: Наука, 1980, с. 124-128.

24. Дудкин О.Б., Меньшиков Ю.П. Минералогическое изучение кольских щелочных массивов и его практическое значение // Зап. ВМО. 1983, № 5, с. 512-520.

25. Евдокимов М.Д. (1982): Фениты Турьинского щелочного комплекса Кольского полуострова. Л., 247 с.

26. Ермолаева В.Н., Чуканов Н.В., Пеков И.В., Когарко Л.Н. Геохимическая и генетическая роль органических веществ в постмагматических дифференциатах щелочных массивов//Зап. РМО. 2008, 137, 5, с. 17-33.

27. Еськова Е.М. Щелочные редкометальные метасоматиты Урала. М.: Наука, 1976, 292 с.

28. Еськова Е.М., Жабин А.Г., Мухитдинов Г.Н. (1964): Минералогия и геохимия редких элементов Вишневых гор. М.: Наука, 320 с.

29. Жариков В.А., Русинов B.JL, Маракушев A.A., Зарайский Г.П., Омельяненко Б.И., Перцев H.H., Расе И.Т., Андреева О.В., Абрамов С.С., Подлесский К.В. Метасоматизм и метасоматические породы. 1998. М.: Научный мир. 489 с.

30. Загородный В.Г., Предовский A.A., Басалаев A.A. и др. Имандра-Варзугская зона карелид (геология, геохимия, история развития). JL: Наука, 1982, 280 с.

31. Зак С.И., Каменев Е.А., Минаков Ф.В., Арманд А.П., Михеичев A.C., Петерсилье И.А. Хибинский щелочной массив. JL: Недра, 1972, 175 с.

32. Иванюк Г.Ю., Пахомовский Я.А., Коноплева Н.Г., Калашников А.О., Корчак Ю.А., Селиванова Е.А., Яковенчук В.Н. Породообразующие полевые шпаты Хибинского щелочного массива (Кольский полуостров, Россия) // Зап. РМО. 2009, № 6, с. 1-17.

33. Иванюк Г.Ю., Пахомовский Я.А., Коноплева Н.Г., Яковенчук В.Н., Меньшиков Ю.П., Михайлова Ю.А. Минералы группы шпинели в породах Хибинского щелочного массива (Кольский полуостров) // Зап. РМО. 2006, № 5, с. 64-75.

34. Ифантопуло Т.Н. Изучить вещественный состав и минералого-геохимические особенности новых типов редкометального оруденения Ловозерского массива и дать рекомендации по направлению геолого-разведочных работ. Отчет. М.: ИМГРЭ, 1991,224 с.

35. Когарко Л.Н. Проблемы генезиса агпаитовых магм. М.: Наука, 1977, 294 с.

36. Когарко Л.Н., Лактионова Н.В., Классова Н.С. Геохимия элементов семейства железа в ийолит-уртитовом комплексе Хибинского массива // Геохимия. 1973, №7, с. 985-997.

37. Корчак Ю.А. Минералогия пород ловозерской свиты и продуктов их контактово-метасоматического преобразования в щелочных массивах. Дисс. к. г.-м. н. ГИ КНЦ РАН. Апатиты, 2008, 328 с.

38. Костылева-Лабунцова Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Шлюкова З.В., Дорфман М.Д., Дудкин О.Б., Козырева Л.В., Икорский C.B. Минералогия Хибинского массива. Т.1. М.: Наука, 1978, 228 с.

39. Костылева-Лабунцова Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Шлюкова З.В., Дорфман М.Д., Дудкин О.Б., Козырева Л.В. Минералогия Хибинского массива. Т.2. М.: Наука, 1978, 586 с.

40. Кулаков А.Н., Поляков К.И. Хромсодержащий титаномагнетит Хибинского массива и вопросы геохимии хрома в щелочных плутонах // Новые данные о минералах Кольского полуострова. Апатиты: КолФАН СССР, 1979, с. 3-11.

41. Куплетский Б.М. Кукисвумчорр и прилегающие к нему массивы Центральной части Хибинских тундр по съемкам 1929 и 1930 гг. // Тр. СОПС. 1932, вып. 2, с. 562.

42. Куплетский Б.М. Пирротиновая жила на Рисчорре в Хибинских тундрах // Докл. Рос. АН, январь-июнь. 1923, с. 7-9.

43. Кухаренко A.A., Ильинский Г.А. Уточненные данные о кларках Хибинского щелочного массива// Зап. ВМО. 1984, №4, с. 393-397.

44. Лабунцов А.Н. Месторождения молибденита в Хибинских тундрах // Доклады АН. Сер. А. 1929,1, с. 455-457.

45. Лабунцов А.Н. Месторождения молибденита в Хибинских тундрах // Матер, к геохимии Хибинских тундр. Тр. Кольск. Базы Акад. Наук. 1935, 1, с. 5-42.

46. Леденева Н.В., Пакульнис Г.В. Минералогия и условия образования уран-ванадиевых месторождений Онежской впадины (Россия) // Геол. рудн. м-ний. 1997, т. 39, №3, с. 258-268.

47. Мейсон Б. Основы геохимии. М.: Недра, 1971, 311 с.

48. Мележик В.А., Предовский A.A. Металлогеническая специфика метаосадочных толщ центра и запада Имандра-Варзугской зоны // Сб. материалов по геологии и металлогении Кольского полуострова. Апатиты, 1972, с. 57-64.

49. Мележик В.А., Предовский A.A. Металлогеническая специфика метаосадочных толщ центра и запада Имандра-Варзугской зоны // Геохимические критерии перспектив рудоносности метаморфических комплексов докембрия. Апатиты, Кол.фил. АН СССР, 1978, с. 57-64.

50. Меньшиков Ю.П., Пахомовский Я.А., Яковенчук В.Н. Бериллиевая минерализация в жильных образованиях Хибинского массива // Зап. ВМО. 1999а, №1, с. 3-14.

51. Меньшиков Ю.П. Корундовая минерализация в Хибинском массиве // ДАН СССР, 1978, т. 243, № 5, с. 1247-1249.

52. Меньшиков Ю.П., Пахомовский Я.А., Яковенчук В.Н. Кордиерит и секанинаит из ксенолитов Хибинского массива// Зап. ВМО, 2001, № 1, с. 91-99.

53. Меньшиков Ю.П., Пахомовский Я.А., Яковенчук В.Н. Розенбушит из Хибинского щелочного массива//Зап. ВМО. 19996, № 1, с. 63-68.

54. Минералы. Справочник. Т. 1. Самородные элементы. Интерметаллические соединения. Карбиды, нитриды, фосфиды. Арсениды, антимониды, висмутиды. Сульфиды. Селениды. Теллуриды. М.: Наука, 1960, 617 с.

55. Минералы. Справочник. Диаграммы фазовых равновесий. 1974, в. 1, 514 с.

56. Михайлова Ю.А., Меньшиков Ю.П., Коноплева Н.Г., Яковенчук В.Н., Иванюк

57. Г.Ю., Пахомовский Я.А. Минералы группы корунда в породах Хибинского щелочного массива (Кольский полуостров) // Зап. РМО. 2006, № 6, с. 41-53.

58. Нестеров А.Р., Румянцева Е.В. Цинкохромит ZnCr204 новый минерал из Карелии // Зап. ВМО. 1987, ч. 116, № 3, с. 367-371.

59. Нивин В.А. Газонасыщенность минералов в связи с проблемой происхождения углеводородных газов в породах Хибинского и Ловозерского массивов // Геохимия. 2009, № 9, с. 976-992.

60. Озеров К.И., Быховер H.A. Месторождения корунда и кианита Верхне-Тимптонского района Якутской АССР // Тр. Всесоюзн. науч.-иссл. геол. ин-та. 1936, в. 82,106 с.

61. Органова Н.И. Кристаллохимия несоразмерных и модулированных смешаннослойных минералов. 1989. М.: Наука, 144 с.

62. Осокин Е.Д. Метасоматиты Октябрьского щелочного массива // Редкометальные метасоматиты щелочных массивов. М.: Наука, 1967, с. 95-133.

63. Пеков И.В. Генетическая минералогия и кристаллохимия редких элементов- в высокощелочных постмагматических системах. Дисс. д. г.-м. н. М.: МГУ, 2005, 652 с.

64. Пеков И.В. Общие черты генетической кристаллохимии минералов в пегматитах гранитов и фельдшпатоидных пород // Минеральное разнообразие: исследование и сохранение. София, 2009, вып. 4, с. 117-122.

65. Пеков И.В., Зубкова Н.В., Пущаровский Д.Ю., Колич У., Тиллманнс Е. Уточненная кристаллическая структура паракелдышита и генетическая кристаллохимия циркониевых минералов с диортогруппами SÍ2O7. // Кристаллография. 2007, 52, 6, с. 1100-1105.

66. Пеков И.В., Подлесный А.С. Минералогия Кукисвумчоррского месторождения (щелочные пегматиты и гидротермалиты). М.: Земля, 2004, 172 с.

67. Пеков И.В., Турчкова А.Г., Ловская Е.В., Чуканов Н.В. Цеолиты щелочных массивов. М.: Ассоциация Экост, 2004, 168 с.

68. Перельман А.И. Геохимия. М.: Высшая школа, 1989, 528 с.

69. Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. 1962. М.: Изд. иностранной литературы, 1132 с.

70. Рудные месторождения СССР. В 3-х т. Под ред. акад. В. И. Смирнова. Изд. 2-е, перераб. и доп. Т. 1. М.: Недра, 1978, 352 с.

71. Рыженко Б.Н. Формы миграции и накопление химических элементов в гидротермальных флюидах // Геол. рудн. м-ний. 2008, т. 50, № 3, с. 179-216.

72. Симон А.К., Шлюкова З.В. Ксенолиты Хибинского массива в связи с его геологической позицией // Автороф. работы сотрудников ИГЕМ АН СССР. М.: ИГЕМ АН СССР, 1972, с. 42-43.

73. Смолькин В.Ф., Дайн А.Д. Габбро-верлитовая формация Имандра-Варзугской зоны карелид// Советская геология. 1985, № 12, с. 94-105.

74. Тихоненков И.П., Тихоненкова Р.П. (1962): К минералогии контактной зоны Ловозерского массива // Тр. ИМГРЭ. 9, с. 3-35.

75. Тихоненкова Р.П. Акцессорные хризоберилл и монацит в Хибинском массиве // ДАН СССР, 1982, т. 266, №5, с. 1236-1239.

76. Тихоненкова Р.П. (1967): Фениты Хибинского массива // Редкометальные метасоматиты щелочных массивов. М.: Наука, 1967, с. 5-94.

77. Тихоненкова Р.П., Скосырева М.В. Акцессорные минералы фенитов Хибинского массива // Минералогия пегматитов и гидротермалитов некоторых щелочных массивов. М.: Наука, 1967, с. 85-103.

78. Урусов B.C. Энергетическая кристаллохимия. М.: Наука, 1975, 335 с.

79. Хомяков А.П. Минералогия ультраагпаитовых щелочных пород. М.: Наука, 1990, 196 с.

80. Чащин В.В. Минеральные парагенезисы и условия образования роговиков зоны экзоконтакта Хибинского щелочного плутона (Кольский полуостров, Россия) // Геохимия. 2007, №1, с. 19-37.

81. Шаблинский Г.Н. К вопросу о глубинности строения Хибинского и Ловозерского плутонов // Тр. Ленинградского общества естествоиспытателей, т. 74, с. 41-43.

82. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф. Раннекембрийская Печенго-Варзугская вулканическая зона Балтийского щита // Известия РАН. Серия геологическая, №10, 1990, с. 37-49.

83. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных боннитоподобных пород ввосточной части Балтийского щита // Петрология. 1997, № 5, с. 503-522.j

84. Шарыгин В.В., Сокол Э.В., Белаковский Д.И. Фаялит-секанинаитовые паралавы Раватского угольного пожара (Центральный Таджикистан) II Геология и геофизика. 2009, т. 50, № 8, с. 9Ю-932.

85. Шлюкова З.В. Минералогия контактовых образований Хибинского массива. М.: Наука, 1986,97 с.

86. Шлюкова З.В. ^Минеральные ассоциации как индикаторы процессов взаимодействия щелочной магмы с разными типами вмещающих пород // Новые данные о типоморфизме минералов. М.: Наука, 1980, с. 219-225.

87. Шлюкова З.В., Борущсий Б.Е. О роли процессов взаимодействия щелочной магмы с вмещающими породами при формировании Хибинского массива // Новое в минералогических исследованиях. М.: ВИМС, 1976, с. 143-145.

88. Шлюкова З.В., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Виноградов В.И. Об изотопном составе серы в минералах Хибинского массива нефелиновых сиенитов // Изотопы серы и вопросы рудо образования. М.: Наука, 1967, с. 106-108.

89. Шлюкова З.В., Добровольская М.Г., Кузьмина О.В., Молева В.А. Находка герцинита в Хибинском массиве // Зап. ВМО. Сер. 2. 1973, ч. 102, вып. 3, с. 342347.

90. Шпаченко А.К., Сорохтина Н.В., Чуканов Н.В., Горшков А.Н., Сивцов A.B. Условия образования и особенности состава природного у-СгООН // Геохимия. 2006, № 7, С. 739-748.

91. Флейшер М. Словарь минеральных видов. М.: Мир, 1990, 204 с.

92. Яковенчук В.Н., Иванюк Г.Ю., Пахомовский Я.А., Меньшиков Ю.П. Минералы Хибинского массива. М.: Земля, 1999, 326 с.

93. Яковлева О.С. Минеральное разнообразие фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве (Кольский полуостров) // Минеральное разнообразие: Исследование и Сохранение, 4. София, 2009, 193-199.

94. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов И.А. О составе слюд из щелочно-глиноземистых пород фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве // Тр.1.l Ферсмановской научной сессии Кольского отд-я РМО. Апатиты, 2006, с. 200202.

95. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов И.А. Полевые шпаты и нефелин фенитизированных ксенолитов в Хибинском массиве (Кольский полуостров, Россия) // Материалы VI Международного Симпозиума «Минералогические музеи», СПб., 2008, с. 233-234.

96. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов И.А. Хромовая минерализация в Хибинском щелочном массиве (Кольский полуостров, Россия) // Вестник Московского университета. Сер. 4. Геология. 2009, № 4, с. 20-29.

97. Яковлева О.С., Пеков И.В., Брызгалов И.А., Меньшиков Ю.П. Халькогенидная минерализация в глиноземистых фенитах Хибинского щелочного массива (Кольский полуостров, Россия) // Новые данные о минералах. 2010, 45, с. 33-49.

98. Яковлева О.С., Пеков И.В., Хорват JL, Брызгалов И.А., Япаскурт В.О., Гусева Е.В. Минералогия, геохимические и генетические особенности высокоглиноземистых фенйтов щелочного массива Сент-Илер (Квебек, Канада) // Зап. РМО. 2010, 2, с. 1531.

99. Alvarez-Valero A.M., Waters D.J. Partially Melted Crustal Xenoliths as a Window into Sub-Volcanic Process: Evidence from the Neogene Magmatic Province of the Betic Cordillera, SE Spain //J. of Petrology, 2010, vol. 51, #5, pp. 973-991.

100. Aramaki S. Sillimanite and Cordierite from volcanic xenoliths // Amer. min., 1961, 46, pp. 1154-1165.

101. ArmbrusterT. Revised nomenclature of hogbomite, nigerite, and taaffeite minerals // Eur. J. Miner. 2002,14, pp. 389-395.

102. Arnold R.G. Range in composition and structure of 82 natural terrestrial pyrrhotites // Can. Miner. 1967, 9, pp. 31-50.

103. Юб.Ваппо Y. Chromian sodic pyroxene, phengite and allanite from the Sanbagawa blueschists in the eastern Kii Peninsula, central Japan // Miner. J. (Japan). 1993, vol. 16, #6, pp. 306-317.

104. Barkov A.Yu., Martin R.F., Poirier G., Men'shikov Yu.P. Zoned tungstenoan molybdenite from a fenitized megaxenolith in the Khibina alkaline complex, Kola Peninsula, Russia // Can. Miner., 2000b, 38, pp. 1377-1385.

105. Bayhan H, Aydar E., Sen E., Gourgaud A. Melting of crustal xenoliths within ascending basalt: Example from the Kula volcanic field, western Anatolia, Turkey // C. R. Geoscience, 2006, 338, pp. 237-243.

106. Currie K.L., Eby G.N., Gittins F. The petrology of Mont St-Hilaire complex, southern Quebec: An alkaline gabbro-peralkaline syenite association // Lithos. 1986, #19, pp. 6581.

107. Pyrometamorphism. Grapes R. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 2006, 275 p.

108. Grapes R., Li X-P. Disequilibrium thermal breakdown of staurolite: a natural example // Eur. J. of Miner, 2010, 22, 1, pp. 147-157.

109. Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminum silicate phase diagram // Amer. J. Sci., 1971,271, pp. 97-131.

110. Horvath L., Gault R.A. The Mineralogy of Mont Saint-Hilaire Quebec. The Mineralogical Record. 1990, July-august, vol. 21, #4, pp. 284-368.

111. Kramm, U., Kogarko, L.N., Kononova. Nd and Sr isotope signatures of the Khibina and Lovozero agpaitic centres, Kola alkaline province // Lithos, 1994, 32, pp. 225-242.

112. Leitch C.A., Smith J.V. Petrography, mineral chemistry and origin of type I enstatite chondrites//Geochim. Cosmochim. Acta. 1982, vol. 46, pp. 2083-2097.

113. Mariga J., Ripley E.M., Li C. Oxygen isotopic studies of the interaction between xenoliths and mafic magma, Voisey's Bay Intrusion, Labrador, Canada // Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70, pp. 4977-4996.

114. Metzger E.P., Ernst W.G., Sorg D. Aluminous Xenoliths in Miocene Andesite, Central California Coast Ranges: Magma-Crust Interaction in a Subduction-Transform Transitional Setting // International Geology Review, 2005, vol. 47, # 6, pp. 573-590.

115. Miyawaki R., Yokoyama K., Matsubara S., Tsutsumi Y., Goto A. Uedaite-(Ce), a new member of the epidote group with Mn at the A site, from Shodoshima, Kagawa Prefecture, Japan // Eur. J. Miner. 2008, vol. 20, pp. 261-269.

116. Nichols G.T., Wiebe R.A. Desilication veins in the Cadillac Mountain granite (Maine, USA): a record of reversals in the SiOa solubility of HzO-rich vapour released during subsolidus cooling// J. metamorphic Geol., 1998, 16, pp. 795-808.

117. Pasero M., Kampf A.R. Ferraris C., Pekov I.V., Rakovan J., White T.J. Nomenclature of the apatite supergroup minerals. Eur. J. Miner. 2010, 22, pp. 163-179.

118. Pekov I.V. New zincian minerals and genetic aspect of the crystal chemistiy of zinc in hyperalkaline pegmatites // New approach of study and description of minerals and mineral formation processes. Moscow, 2002, pp. 35-37.

119. Salvioli-Mariani E., Renzulli A., Serri G., Holm P.M., Toscani L. Glass-bearing crustal xenoliths (buchites) erupted during the recent activity of Stromboli (Aeolian Islands) // Lithos, 2005, 81, pp. 255-277.

120. Soerensen H. The agpaitic rocks an overview // Miner. Mag. 1997, vol. 61, p. 485-498.

121. Ussing N.V. Geology of the country around Juleanehaab, Greenland // Medd. Groenl. 1912, #38, pp. 1-426.

122. Vasquez P., Glodny J., Franz G., Romer R.L., Gerdes A. Origin of fayalite granitoids: New insights from the Cobquecura Pluton, Chile, and its metapelitic xenoliths // Lithos, 2009,110,1-4, pp.181-198.

123. Yakovenchuk V.N., Ivanyuk G.Yu., Pakhomovsky Ya.A., Men'shikov Yu.P. (Ed. F. Wall) Khibiny. Laplandia Minerals, Apatity, 2005, 468 p.

124. Yakovleva O.S. Mineral diversity of fenitized xenoliths of the Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia) // IV International symposium "Mineral diversity: research and preservation", Sofia, 2007, p. 47.

125. Yakovleva O.S., Pekov I.V. Zirconolite family minerals in the alumina-rich fenites of the Khibiny alkaline complex (Kola Peninsula, Russia) // XX General Meeting of the IMA. Budapest, 2010, pp. 438.