Записки Российского минералогического общества, 2022, T. 151, № 4, стр. 102-122

ВВЕДЕНИЕ

Щелочной массив Дараи-Пиёз, расположенный в приграничной с Кыргызстаном части Центрального Таджикистана, относится, несомненно, к числу самых выдающихся минералогических объектов мира. Он стал знаменитым в первую очередь благодаря разнообразию, а главное, ярчайшему своеобразию минералов, связанных с разными типами щелочных пород, главным образом, обогащенных кремнеземом. Здесь за шестьдесят лет открыто четыре десятка новых минералов, из которых более тридцати – эндемики Дараи-Пиёза. Все новые минералы этого массива – силикаты (в основном высококремнистые) с крупными катионами, и все они содержат в качестве видообразующих компонентов редкие элементы – Li, Cs, Be, Sr, Ba, Zn, B, Y, Ce, Nd, Th, U, Zr, Sn, Pb. “Геохимической визитной карточкой” наиболее интересных в минералогическом отношении пород Дараи-Пиёза можно считать уникальное для высокощелочных природных систем сочетание бора, лития и цезия в очень высоких, иногда просто “ураганных” концентрациях, что и обусловило не имеющий аналогов в мире минеральный состав этих образований. Вторая особенность, прославившая Дараи-Пиёз – это удивительная красота его минералогии. Многие редчайшие, в том числе новые минералы образуют здесь крупные, размером в целые сантиметры, а иногда и более того, ярко окрашенные и/или эффектно люминесцирующие в ультрафиолетовых лучах кристаллы или агрегаты, благодаря чему они являются желанными экспонатами любых минералогических коллекций.

На Дараи-Пиёзе найдены лучшие в мире по музейному качеству образцы стиллуэллита-(Ce), ридмерджнерита, согдианита, бафертисита, баратовита, таджикита, цезийкуплетскита, гиалотекита, прекрасные штуфы с лейкосфенитом, полилитионитом, мизеритом, агреллитом и рядом других минералов. Очень существенная доля этих выдающихся, как по минеральному разнообразию и своеобразию, так и по музейно-коллекционному качеству образцов происходит из собираемых в моренных отложениях ледника Дараи-Пиёз так называемых “кварцевых глыб”. Они сложены весьма специфическими породами, где главным минералом является зернистый кварц, а в его массу включены кристаллы и агрегаты различных минералов, главным образом силикатов. “Кварцевые глыбы” – загадочные в генетическом отношении образования, и эта загадочность во многом обусловлена тем, что до сих пор не только слагающие их породы не встречены в коренном залегании, но и не найдено ни одного образца, в котором эти породы контактировали бы с какими-либо другими. Такие существенно кварцевые породы действительно встречены лишь в виде отдельных глыб и более мелких обломков; отсюда и название “кварцевые глыбы” – название условное, но уже устоявшееся в литературе по Дараи-Пиёзу (см. ниже). В настоящей статье, где мы постарались изложить представления о возможном генезисе этих необычных пород, будет тоже в основном использоваться термин “кварцевые глыбы” (как правило, без кавычек). К сожалению, говорить сколь-либо уверенно о том, как именно эти породы образовались, пока не приходится, но те соображения, которые приведены ниже, представляются нам не лишенными оснований.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О ДАРАИ-ПИЁЗСКОМ МАССИВЕ

Щелочной массив Дараи-Пиёз (N 39°27′; E 70°43′) находится в приводораздельной части Алайского хребта на высотах от 2600 до 4500 м над уровнем моря. Выходы пород Дараи-Пиёзского массива на дневную поверхность занимают площадь около 16 км². В меридиональном направлении практически через центр массив прорезан долиной ледника, который берет начало от горной вершины Пик Игла (5301.2 м) и спускается вниз на 5 км. Борта ледниковой долины, в которых обнажаются породы массива, в большинстве случаев весьма труднодоступны (рис. 1). Основная информация по петрографии и минералогии Дараи-Пиёзского массива получена при изучении материала из моренных отложений ледника.

Рис. 1.

Вид долины Дараи-Пиёз с верховьев одноименного ледника. Fig. 1. View on the Darai-Piyoz valley from the Darai-Piyoz glacier.

Первые данные о Дараи-Пиёзском массиве получены А.В. Москвиным во время работ Таджикско-Памирской экспедиции в 1932–1936 гг. (Москвин, 1937). В течение 1946–1947 гг. под руководством Ю.А. Арапова на Алайском и Туркестанском хребтах, в том числе на Дараи-Пиёзском массиве, проводились специализированные поисковые работы на редкометалльное сырье. Позднее изучением геологии массива и его рудоносности занимались геологи ряда производственных и научных организаций: Н.С. Видякин, С.Е. Авакян, А.В. Котельников, А.А. Кашин, Х. Джалилов, А.Б. Бурмакин, Н.Н.Четвериков, Д.А. Старшинин, В.В. Могаровский, А.Н. Акрамов, А.А. Бригинский и многие другие исследователи. Наиболее полный комплекс работ по изучению массива проведен в 60-х–90-х годах XX века В.Д. Дусматовым, в результате чего была составлена геологическая карта масштаба 1 : 25000, получены обширные данные по петрографии и геохимии, а в сотрудничестве с сотрудниками ИМГРЭ – Е.И. Семёновым, А.Ф. Ефимовым и А.П. Хомяковым выявлена уникальная по разнообразию и своеобразию богатая минерализация лития, бора, циркония и редкоземельных элементов. Минералогии Дараи-Пиёзского массива посвящено большое количество публикаций, часть из которых приведена в нашей статье о новой цезиевой слюде – гармите в этом выпуске журнала (Паутов и др., 2022), здесь же мы процитируем и ряд других работ (Дусматов и др., 1963, 1967, 1967а, 1968, 1975; Гинзбург и др., 1965; Ефимов и др., 1970; Дусматов, 1971; Семенов и др., 1975; Паутов, Игнатенко, 1992; Grew et al., 1994; Паутов и др., 1997, 1998; 2000, 2000a, 2010, 2011; Паутов, Хворов, 1998; Пеков и др., 2000; Паутов, 2003; Karpenko, Pautov, 2004; Pautov et al., 2004, 2015, 2019; Агаханов и др., 2008; Agakhanov et al., 2011, 2020).

На севере массив прорывает силурийские известково-сланцевые толщи, а на юге – терригенно-сланцевую толщу с прослоями известняков и эффузивов средне-позднекаменноугольного возраста. В плане массив имеет сложную форму, близкую к овальной, и характеризуется кольцевым строением. По данным В.Д. Дусматова (1971), внешняя зона массива сложена турмалиновыми гранитами, далее к центру следует прерывистое кольцо биотитовых гранитов, переходящих местами в граносиениты, а внутренняя часть массива образована кварцевыми и эгириновыми сиенитами. В юго-восточной части массива имеются выходы канкринитовых фойяитов. Жильные породы представлены гранитными и щелочными пегматитами, кварц-карбонатными жилами, дайками мелкозернистых гранитов с турмалином.

В моренных отложениях ледника Дараи-Пиёз нередко встречаются глыбы кальцитовых карбонатитов с калиевым полевым шпатом и эгирином. Значительно реже попадаются обломки доломитовых карбонатитов. Весьма распространены в моренных отложениях породы, сложенные в основном калиевым полевым шпатом, пироксеном эгирин-геденбергитового состава и кальцитом, доля которого в породе составляет от 10 до 60 об. %. В коренном залегании кальцитовые карбонатиты обнаружены в южной части массива на правом борту ледниковой долины Дараи-Пиёз. Впервые карбонатиты в этом массиве были отмечены И.П. Майоровым и Р.Д. Гаврилиным (1971), а Е.Н. Окуловым (1984) описаны кварцевые карбонатиты. Подробно карбонатиты Дараи-Пиёза охарактеризованы А.Р. Файзиевым с соавторами (2010).

Из метасоматитов на Дараи-Пиёзском массиве наиболее распространены фениты. В некоторых участках морены они составляют основную долю обломочного материала. Меньшим распространением пользуются альбититы. Весьма часто глыбы и более мелкие обломки щелочных пород, находимые в морене, имеют крайне сложную текстуру и с трудом поддаются генетической интерпретации.

Абсолютный возраст пород Дараи-Пиёзского массива (в миллионах лет; K-Ar метод, неопубликованные данные В.Д. Дусматова, 1979 г.): для первой фазы – не определен, для второй фазы – амфиболовых сиенитов – 285–282 ± 10; для кварц-эгириновых пегматитов – 282 ± 11; для щелочных пегматитов с литий-цезиевой минерализацией – 280–262 ± 9, с циркониевой минерализацией (эвдиалитом) – 274–256 ± 8, с боросиликатами – 260 ± 9; для альбитизированных пород – 254–246 ± 10. По новым данным, возраст (U-Pb метод, циркон) нефелиновых лейкосиенитов Дараи-Пиёзского массива составляет 267 ± 2 млн лет (Konopelko et al., 2017), что находится в хорошем согласии с ранее полученными датировками.

Формационная принадлежность Дараи-Пиёзского массива разными исследователями трактуется по-разному. В.Д. Дусматов (1971) считает массив представителем щелочно-гранитоидной формации Гиссаро-Алайской провинции. Некоторые геологи (Р.Б. Баратов, А.А. Бригинский и др.) внешнюю зону массива относят к породам туркестанского комплекса, а центральную, сложенную кварцевыми и эгириновыми сиенитами, к алайскому интрузивному комплексу. В.М. Ненахов относит Дараи-Пиёзский массив к матчайскому комплексу коллизионных гранитов, щелочных и нефелиновых сиенитов ранне-позднепермского возраста, широко представленных на сопряженной территории Кыргызстана (массивы: Матчайский, Кульпский, Ходжаачканский, Джилисуйский, Утренский, Тутекский и др.). Для матчайского комплекса характерна такая последовательность формирования пород: турмалиновые лейкограниты, щелочные и кварцевые сиениты, нефелиновые и щелочные сиениты, граниты (Ненахов, Хрестенков, 1988). Жильная серия матчайского интрузивного комплекса представлена пегматитами и карбонатитами. Возраст щелочных сиенитов матчайского комплекса заключен в пределах от 258 ± 8 до 272 ± 10 млн лет (Ненахов и др., 1992). Д.Л. Конопелько с соавторами (2017) относят Дараи-Пиёзский массив к постколлизионным интрузивам восточной части Гиссарского сегмента Тянь-Шаня. Нефелиновый сиенит (изучался один образец) и амфиболовый лейкогранит (один образец) из внешней зоны массива характеризуются одинаковыми отрицательными значениями ɛNd(t) = –7.4, радиогенными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 0.70865 и 0.69593 и модельными Nd возрастами t_DM 1.70 и 1.53 млрд лет соответственно (Konopelko et al., 2017). Подобные изотопные характеристики могут трактоваться как указания на происхождение Дараи-Пиёзской интрузии из докембрийских коровых источников, что также является характерной чертой постколлизионных интрузий других районов Тянь-Шаня.

ХАРАКТЕРИСТИКА КВАРЦЕВЫХ ГЛЫБ

Общая характеристика пород кварцевых глыб приведена в нашей статье о гармите (Паутов и др., 2022). Размеры всех встреченных на морене кварцевых глыб укладываются в диапазон от 10 см до 2 м (в поперечнике). Большинство глыб неокатаны или слабо окатаны. Форма их чаще всего изометричная, реже – плитообразная. Кварцевые глыбы сложены на 90–95% средне-крупнозернистым (2 мм–2 см) кварцем льдистого облика. Он бесцветный, часто водяно-прозрачный, но за счет межзерновых границ и трещин выглядит в массе белым. Зерна кварца изометричные или слабо удлиненные, без какой-либо отчетливой ориентировки в агрегате. Границы зерен зазубрено-извилистые. Для таких агрегатов часто применяют определение структуры как гранобластовой. В шлифах в поляризованном свете с анализатором зерна кварца обладают ровным погасанием, и только в редких случаях в них проявляется блочное погасание. Характерной особенностью кварцевого агрегата является сильная зеленая люминесценция в коротковолновом ультрафиолетовом свете. Спектры люминесценции, снятые по нашей просьбе В.А. Рассуловым, показывают, что она однозначно связана с уранил-ионом, однако люминесценция часто проявляется на отдельных хаотично расположенных участках кварцевых глыб без видимой связи с выделениями минералов уранила (рис. 2).

Рис. 2.

Фрагмент кварцевой глыбы при обычном освещении (верхний снимок) и в коротковолновом ультрафиолетовом свете (нижний снимок). На верхнем снимке черные призматические зерна – эгирин, фиолетово-розовые зерна – согдианит, белые плохо различимые среди кварца крупные зерна – микроклин, коричневато-золотистые зерна – полилитионит, темно-зеленое столбчатое зерно – туркестанит. На нижнем снимке видна красная люминесценция микроклина, желтая – полилитионита, неравномерная яркая зеленая – кварцевого агрегата. Размер образца 30 см. Fig. 2. Fragment of quartz lump photographed in conventional light (upper image) and shortwave ultraviolet radiation (lower image). Black aegirine, purple sogdianite, white microcline, golden-brown polylithionite and dark green turkestanite are included in quartz (upper image); microcline fluoresces red, polylithionite – yellow and quartz aggregate – bright green (lower image). Specimen size: 30 cm.

Минеральный состав кварцевых глыб приведен в табл. 1, а фотографии наиболее распространенных, определяющих их своеобразие минералов – согдианита-сугилита (K,Na)₂(Li,Fe,Al)₃ZrSi₁₂O₃₀ – KNa₂Fe₃Li₃Si₁₂O₃₀, стиллуэллита-(Ce) (Ce,La)BSiO₅, лейкосфенита BaNa₄Ti₂B₂Si₁₀O₃₀, полилитионита KLi₂AlSi₄O₁₀(F)₂, эгирина NaFeSi₂O₆, ридмерджнерита NaBSi₃O₈ показаны на рис. 3. Перечисленные минералы распределены в кварцевом агрегате хаотично и крайне неравномерно, образуя либо отдельные разноориентированные кристаллы, либо скопления, как бы “плавающие” в кварцевой матрице. Размеры кристаллов этих минералов находятся в переделах от 5 мм до 5 см, а индивиды полилитионита достигают 10 см. Отметим еще одну особенность всех минералов кварцевых глыб, имеющую существенное значение для интерпретации генезиса этих образований – это крайне слабо проявленная химическая зональность кристаллов. Она почти не наблюдается не только визуально, но и c помощью концентрационных профилей, снятых на микро-РФА, а также при наблюдении под сканирующим электронным микроскопом в режиме BSE. Эти весьма крупные кристаллы, по сути, незональны.

Рис. 3.

Минералы кварцевых глыб. а – крупное фиолетово-розовое таблитчатое зерно минерала ряда согдианит–сугилит в кварце; размеры образца 40 × 30 × 30 см; б – красновато-коричневый кристалл стиллуэллита-(Ce) в кварце; размеры образца 7 × 5 × 3 см; в – желто-зеленые кристаллы лейкосфенита в кварце с ридмерджнеритом; размеры образца 12 × 6 × 5 см; г – сросток таблитчатых кристаллов полилитионита в кварце; размеры образца 7 × 5 × 3 см; д – черные кристаллы эгирина в кварце; размеры образца 7 × 5 × 3 см; е – светло-оранжевые зерна ридмерджнерита и желто-зеленые выделения измененного туркестанита в кварце; размеры образца 7 × 6 × 5 см. Fig. 3 . Minerals of the essentially quartz rocks: (а) purple sogdianite–sugilite series mineral in quartz; (б) reddish-brown stillwellite-(Ce) crystal in quartz; (в) yellow-green leucosphenite crystals with light orange reedmergnerite in quartz; (г) polylithionite crystals in quartz; (д) aegirine crystals in quartz; (е) light orange reedmergnerite and yellow-green altered turkestanite in quartz.

Относительно редко в кварцевых глыбах встречаются мелко-среднезернистые бурые полиминеральные агрегаты (размером от 1 до 15 см в поперечнике), главным минералом которых является Mn-содержащий пектолит. Именно с пектолитовыми агрегатами в наибольшей мере связано разнообразие минералов цезия на Дараи-Пиёзском массиве (табл. 1). Краткая характеристика этих весьма своеобразных образований приведена в нашей публикации о гармите (Паутов и др., 2022).

О ГЕНЕЗИСЕ ПОРОД КВАРЦЕВЫХ ГЛЫБ И ПРИЧИНАХ КОНЦЕНТРАЦИИ В НИХ ЦЕЗИЯ

В породах Дараи-Пиёзского массива в настоящее время известно 14 собственных минералов цезия, причем 13 из них впервые открыты именно здесь (см. обзор в статье: Паутов и др., 2022). Почти все цезиевые минералы Дараи-Пиёза, кроме цезийкуплетскита и телюшенкоита, встречены только в кварцевых глыбах (табл. 1). Нам представляется, что причины обогащения цезием Дараи-Пиёзского массива в целом, а главное, разнообразия цезиевых минералов в нем не могут быть поняты без решения вопроса о происхождении породы, слагающей кварцевые глыбы.

Ассоциация акцессорных минералов в кварцевых глыбах (табл. 1) определенно говорит о том, что среда минералообразования была достаточно высокощелочной (см. ниже данные экспериментов по синтезу в щелочных силикатных системах). Цирконий фиксируется в согдианите и зеравшаните, но не в цирконе, а торий – в туркестаните, но не в торите, что также указывает на высокощелочной характер обстановки кристаллизации минералов. Ассоциация минералов, “плавающих” в кварцевом агрегате, свидетельствует о том, что минералообразующая среда была обогащена Na, Li, K, B, Zr, Ti, Ba, REE, а минеральная ассоциация пектолитового агрегата указывает на обогащенность Na, K, Li, Cs, Ca, Sr, Ba, Zn, F, B, Ti, REE. Крупные кристаллы эгирина, лейкосфенита, стиллуэллита-(Ce), полилитионита и микроклина заключены в массивный зернистый агрегат кварца, в котором не просматриваются крустификационные или какие-либо другие текстуры, которые могли бы помочь восстановить механизмы и последовательность выполнения пространства, занятого сейчас кварцевым агрегатом. Кристаллы перечисленных минералов, как правило, хорошо образованы. В то же время, практически у всех кристаллов силикатов, заключенных в кварце, наряду с идиоморфными ограничениями имеются участки поверхности со скульптурой, которая с определенной долей допущения может интерпретироваться как индукционная поверхность совместного роста с кварцем (или же как реликтовая индукционная поверхность). Примечательно, что хорошо образованные головки кристаллов акцессорных минералов ориентированы в кварцевом агрегате хаотично. Морфология кристаллов акцессорных минералов (присутствие элементов скелетного роста) и довольно частое нахождение в них округлых включений кварца может указывать на метасоматический рост или на рост кристаллов в вязкой среде, в которой во взвешенном состоянии находились и растущие индивиды кварца. Такой средой минералообразования могла быть вязкая водно-силикатная жидкость (ВСЖ) коллоидной природы. В пользу такой точки зрения говорит и анатомия кристаллов акцессорных минералов – весьма слабо проявленная зональность, что характерно для кристаллов, выросших в гелях (Гениш, 1973).

Под водно-силикатными жидкостями мы, вслед за И.В. Векслером и С.З. Смирновым, будем понимать жидкие среды с мольным отношением SiO₂/H₂O, близким к 1–2, сосуществующие с водным флюидом (Veksler, 2004; Smirnov et al., 2005; Смирнов и др., 2017).

Одной из нерешенных проблем генетической минералогии является проблема образования таких существенно кварцевых пород, как силекситы в массивах щелочных гранитов и кварцевые ядра в гранитных пегматитах. Трудности в объяснении механизма заполнения жил сливным кварцем без крустификационных текстур, иногда со взвешенными обломками вмещающих пород, беспорядочное расположение кристаллов рудных минералов в жильной массе достаточно давно наталкивали исследователей на идею о существовании вязкой и высококонцентрированной обогащенной кремнеземом среды минералообразования. Так, Ф.В. Чухров писал: “В 1892–1893 гг. русским горным инженером В.А. Кратом на основании изучения алтайских месторождений была высказана теория заполнения жильных трещин густыми студенистыми водными растворами кремнезема, давшего в результате кристаллизации жильный кварц” (Чухров, 1955). В 20-х годах XX в. вышла работа Дж. Спёрра “О рудной магме” (Spurr, 1924), которая в геологической среде вызвала много споров и критики. По результатам обстоятельного изучения вольфрамитовых месторождений Забайкалья Г.В. Холмов (1929), а позднее О.Д. Левицкий (1939) пришли к выводу о кристаллизации жильного кварца из вязких высококонцентрированных растворов. Однако отсутствие на то время экспериментального подтверждения возможности существования таких сред не способствовало распространению этих идей.

Ситуация существенно изменилась с расширением экспериментальных работ по изучению систем SiO₂–H₂O–M (M – солевой компонент) при высоких температурах и давлениях. Особая, в том числе стимулирующая роль принадлежит работам по гидротермальному синтезу (росту) кварца для нужд промышленности. В 40-х годах XX века в связи с истощением запасов природного пьезооптического горного хрусталя большой интерес к выращиванию синтетического кварца проявляло Управление вооруженных сил Америки. О.Ф. Таттл и И.И. Фридман обнаружили расслоение жидкости в системе SiO₂–H₂O–Na₂O с образованием обычного раствора и более плотной жидкости (“тяжелой фазы”), напоминающей по консистенции смазочное масло. Максимальное содержание кремнезема в “тяжелой фазе” (SiO₂ 55.4 мас. %, Na₂O 20.1 мас. %, H₂O 24.5 мас. %) наблюдалось в опытах, проведенных при 350 °С (Tuttle, Friedman, 1948). В нашей стране первые работы по синтезу кварца были поставлены в 1939 г. Н.Н. Шефталем по инициативе А.В. Шубникова, но были прерваны войной и возобновились только в 1945 г. В 1950-е годы В.П. Бутузовым и Л.В. Брятовым были исследованы фазовые равновесия в водно-солевой системе SiO₂–H₂O–Na₂CO₃ в температурном диапазоне 250–500 °С при давлении до 2 кбар. Образование “тяжелой” фазы наблюдается уже в 5%-ном растворе Na₂CO₃ (Бутузов, Брятов, 1957). При раскристаллизации “тяжелой фазы”, загрязненной железом от стенок автоклава, образуются эгирин и KNaFe[Si₄O₁₀] – аналог фенаксита (Коваленко и др., 1977). Поскольку образование водно-силикатной жидкости (“тяжелой фазы”) при выращивании кварца порождало определенную технологическую проблему, то изучению этого вопроса посвящено большое число исследований, обзор которых можно найти в работе (Синтез…, 1987).

Процессы расслаивания в водно-силикатных системах и сегодня привлекают пристальное внимание многих физико-химиков и петрологов, и количество публикаций по этим проблемам непрерывно растет. Все чаще на основании экспериментальных работ и изучения флюидных включений в природных и синтетических минералах образование ВСЖ привлекается для трактовки генезиса пегматитов и рудных месторождений (Анфилогов и др., 1995, 2005; Sowerby, Keppler, 2002; Смирнов и др., 2003, 2017, 2019; Veksler, 2004; Smirnov et al., 2005; Котельникова, Котельников, 2009; Перетяжко и др., 2010; Алферьева и др., 2011; Томас и др., 2014; Смирнов, 2015; и мн. др.)

Кратко остановимся только на некоторых экспериментальных работах, результаты которых могут быть непосредственно привлечены к обсуждаемой нами проблеме генезиса пород кварцевых глыб, учитывая, что минералообразующая среда здесь была обогащена не только Na, но и K, а также B, Li, Cs и целым рядом других литофильных редких элементов.

Базовая система Na₂O–SiO₂–H₂O изучена достаточно хорошо (Tuttle, Friedman, 1948; Morey, Hesselgesser, 1952; Бутузов, Брятов, 1957; Кравчук, Валяшко, 1979; Валяшко, 1990; и др.), и эффект расслоения в ней с образованием ВСЖ (“тяжелой фазы”) в широком интервале температур и давлений – по крайней мере, от 350 до 700 °С и от 200 до 5000 атм не вызывает сомнения. В более сложной системе Na₂O–Al₂O₃–SiO₂–H₂O при температуре 700 °С также происходит расслоение с образованием расплава, флюида и жидкой фазы (геля) (Анфилогов и др., 1995). В системе Na₂O–B₂O₃–SiO₂–H₂O наблюдается несмесимость, аналогично системе Na₂O–SiO₂–H₂O. Образование боросиликатной вязкой (глицериноподобной по консистенции) жидкости коллоидной природы происходит при температуре 520 °С и давлении 1.5 кбар при содержании NaOH более 3.1 мас. %. ВСЖ боросиликатного состава при охлаждении образует стекловатую фазу, которая содержит: SiO₂ 52.8–61.8 мас. %, Na₂O 14.2–16.8 мас. %, B₂O₃ 8.7–15.7 мас. %, H₂O 7.7–9.1 мас. %. Значительное количество натрия и почти весь бор перераспределяются в ВСЖ (Smirnov et al., 2005). Еще более усложненные и приближенные к природным системы были экспериментально изучены С.З. Смирновым с коллегами позже. Детально исследовалась система гранит–вода ([Li₂O + Na₂O + + K₂O]–Al₂O₃–SiO₂–H₂O с добавлением 1.8–12 мас. % NaOH при температурах 600 и 620 °С и давлении 1.5 кбар. В этих опытах как источник Li, K и Al использовался сподуменовый редкометальный гранит Алахинского месторождения (Алтай). Появление силикатных стекловатых продуктов во всех экспериментах показывает, что в изученных системах произошло образование водно-силикатной жидкости-геля, которая в результате охлаждения или закалки переходит в стекловатые продукты. Установлена способность водно-силикатных жидкостей при температуре 600 °С и давлении около 1.5 кбар к экстремальному концентрированию редких литофильных металлов (Li, Cs, Be, Nb, Ta), цинка, фтора и бора из щелочного водного флюида (Смирнов, 2015; Смирнов и др., 2017). Водно-силикатные жидкости являются средой кристаллизации кварца и силикатов. В продуктах опытов обнаружены взвешенные в стекловатой массе кристаллы кварца размером до нескольких миллиметров, иногда с элементами скелетного роста (Смирнов, 2015).

Представляется как минимум два возможных сценария образования водно-силикатных жидкостей: (1) путем трансформации флюидонасыщенного силикатного расплава в водный флюид (Смирнов, 2015) и (2) в результате взаимодействия щелочного флюида с ранее образованными ассоциациями силикатных минералов (Томас и др., 2014). В строгом смысле, опыты в системе гранит–Na₂O–SiO₂–H₂O воспроизводят именно второй сценарий. Возможно, что и в опытах Г.П. Зарайского, направленных на моделирование процесса образования чароита при взаимодействии кварцсодержащих пород при 550 °С с щелочным (калиевым) раствором, образовывался не расплав, переходящий при охлаждении в стекло, как считал сам экспериментатор (Зарайский, 2007), а ВСЖ, при понижении температуры затвердевавшая.

Первый сценарий применим для гипотезы образования кварцевых ядер в гранитных пегматитах из водно-силикатных жидкостей (Смирнов, 2015). В пользу участия ВСЖ в образовании гранитных пегматитов говорят флюидные включения в минералах, содержащие агрегаты алюмосиликатов, которые после гомогенизации закаливаются в стекло с высоким содержанием воды (15–25 мас. %) и экстремально высокими даже для гранит-пегматитовых систем концентрациями Cs, Ta, Nb, Be, B, F (Смирнов и др., 2003; Томас и др., 2014).

Можно предположить, что и кварцевые глыбы Дараи-Пиёза являются фрагментами кварцевых ядер специфических пересыщенных кремнеземом высокоагпаитовых щелочных пегматитов. Применить представления об образовании из водно-силикатных жидкостей для кварцевых глыб даже проще, чем для “нормальных” гранитных пегматитов, если учесть щелочной характер растворов и малую вероятность образования турмалина (который нередок в гранитных пегматитах) в высокощелочной среде. Предположение, что кварцевые глыбы являются фрагментами кварцевых ядер зональных пегматитов, высказывал большой знаток Дараи-Пиёза В.Д. Дусматов (персональное сообщение). К сожалению, как уже говорилось, пока не найдены какие-либо пегматиты (как и любые другие образования) с кварцевыми ядрами, которые были бы аналогичны по минеральному составу кварцевым глыбам, и потому неясно, существуют ли вообще такие пегматиты.

Второй сценарий, который представляется нам весьма вероятным – это образование “кварцевых глыб” из водно-силикатной жидкости, возникшей при взаимодействии щелочного флюида, вызвавшего обширную фенитизацию пород Дараи-Пиёзского массива, с кварцсодержащими породами массива – гранитами и их пегматитами. Фенитизированные породы отмечены в центральной и южной частях массива Дараи-Пиёз на геологической карте, составленной по результатам групповой геологической съемки масштаба 1 : 50000 под руководством А.А. Бригинского (1988 г., неопубликованные материалы). Колоссальную роль фенитизации на Дараи-Пиёзском массиве неоднократно подчеркивал Э.М. Спиридонов (персональные сообщения). Действительно, фенитизированные породы обнажаются в ряде скальных выходов в окрестностях сая Ледового на правом борту долины и напротив этого сая на левом борту ледниковой долины. Ряд выходов фенитизированных пород имеется в южной части массива. Масштабы фенитизации особенно ярко проявляются в колоссальном объеме фенитизированных пород в составе обломочного материала морены: в некоторых участках ледника от сая Ледового и ниже по течению р. Дараи-Пиёз они явно преобладают в моренных отложениях. Масштаб развития фенитизированных пород трудно сопоставить с относительно небольшим количеством встреченных глыб карбонатитов и тем более с мелкими телами карбонатитов, встреченными в коренном залегании у южной оконечности массива. Возможно, обширную фенитизацию пород вызвали тела карбонатитов, пока нам не известные: не вскрытые эрозией или недоступные для наблюдения из-за скального рельефа и ледников. Такое предположение представляется весьма вероятным, так как для матчайского интрузивного комплекса характерно проявление карбонатитового магматизма на заключительных стадиях становления (Ненахов и др., 1992; Konopelko et al., 2017; Vrublevskii et al., 2018). Отметим, что ареал распространения кварцевых глыб на леднике Дараи-Пиёз в грубом приближении совпадает с площадью распространения обломков и глыб фенитов. Наибольшее число кварцевых глыб найдено в районе сая Ледового, т.е. там, где массив рассекается серией субширотных разломов.

Нам представляется, что возникновение водно-силикатных жидкостей было наиболее вероятным в тех участках массива, где щелочные фенитизирующие растворы не только пропитывали породу по межзерновым границам, а двигались по зонам перетертых, милонитизированных пород и по открытым трещинам. Такие условия могли реализоваться в зоне субширотных разломов, т.е. географически как раз там, где и наблюдается наибольшее количество кварцевых глыб в свалах и моренных отложениях. Водно-силикатные жидкости, если они действительно существовали, могли быть выдавлены в трещины, где и образовали при раскристаллизации геля тела силекситов, которые стали при эрозии массива источником кварцевых глыб.

Версии образования кварцевых глыб из водно-силикатных жидкостей, как нам кажется, способны удовлетворительно объяснить ряд особенностей этих загадочных образований. Так, сливной облик агрегатов зернистого кварца со взвешенными в них кристаллами акцессорных минералов с элементами скелетного роста можно объяснить раскристаллизацией вязкой ВСЖ. Зарождение кристаллов лейкосфенита, полилитионита, эгирина, стиллуэллита-(Ce) и других акцессорных минералов могло начаться, когда в гелевой массе уже стал образовываться кварц, и межзерновая среда в силу этого обогащалась всеми присутствующими компонентами, кроме SiO₂, и становилась все более вязкой. Этим можно объяснить присутствие на кристаллах силикатов участков с поверхностями, похожими на индукционные поверхности совместного роста с кварцем. Дальнейший рост кристаллов акцессорных минералов мог происходить в густеющей “каше” из ВСЖ и множества индивидов кварца и закончиться даже метасоматическим ростом. Слабо проявленная ростовая зональность кристаллов акцессорных минералов также косвенно говорит в пользу роста кристаллов в вязкой среде с затрудненной диффузией компонентов, необходимых для их роста.

Пока малопонятен механизм образования пектолитовых агрегатов в “кварцевых глыбах”. Можно, пусть и без каких-либо веских оснований, предположить несколько вариантов: (1) расслоение ВСЖ на две жидкости, одна из которых, существенно обогащенная Na, Ca и F, как раз и дала начало пектолитовым агрегатам; (2) образование пектолитовых агрегатов из отжимающихся остатков от кристаллизации кварцевого агрегата; (3) контаминацию сгустков карбонатитового расплава водно-силикатной жидкостью.

Способность кварца кварцевых глыб пятнисто светиться зеленым цветом при облучении ультрафиолетовым светом (рис. 2) можно связать с хорошо известной способностью гелей кремнезема сорбировать из раствора уранил-ионы.

Ассоциация литиевых (полилитионит, цезий-литиевые слюды, согдианит-сугилит, нептунит и др.) и борных (ридмерджнерит, лейкосфенит, стиллуэллит-(Ce), датолит и др.) минералов в кварцевых глыбах находит в рамках рассматриваемой версии закономерное объяснение: литий и бор практически полностью перераспределялись из водного раствора в водно-силикатную жидкость. Такое поведения лития и бора было убедительно доказано в экспериментах по изучению ВСЖ (Smirnov et al., 2005; Смирнов, 2015). Одним из источников бора и лития могли быть турмалиновые граниты и пегматиты Дараи-Пиёзского массива, вовлеченные в процесс фенитизации.

Образование цезиевых минералов, в том числе гармита, также может быть связано со способностью водно-силикатных жидкостей “экстрагировать” Cs из сосуществующего с ВСЖ флюида. Коэффициент распределения цезия между ВСЖ и раствором может достигать, по экспериментальным данным, величин более 100 и не опускается ниже 10 (Смирнов, 2015). Поскольку цезиевые минералы, как правило, являются более поздними, чем кварц, и в основном приурочены к пектолитовым агрегатам, то, возможно, большая роль принадлежит дополнительному концентрированию цезия в остаточном флюиде за счет кристаллизации кварца и других минералов, в которые цезий не входит из-за своего большого ионного радиуса. Если допустить, что, например, кристаллы лейкосфенита закончили свой рост, когда практически весь гель ВСЖ раскристаллизовался, перейдя в кварцевый агрегат, то обнаруженные в лейкосфените обильные многофазные включения минералообразующей среды с кристаллами цезиевых фаз (рис. 4, 5) служат подтверждением того, что на заключительных этапах формирования “кварцевых глыб” среда минералообразования была высококонцентрированной и аномально обогащенной цезием. Возможно, что дополнительно такому обогащению минералообразующей среды в граничном с кристаллом слое некогерентными составу растущего минерала компонентами могла способствовать высокая вязкость ВСЖ, в которой удаление за счет диффузии “лишних” компонентов с фронта кристаллизации более затруднено, чем в истинных растворах. Источником цезия, наряду с литием и бором, могли быть граниты и их пегматиты, которые затронула фенитизация. По данным В.В. Могаровского (1987), характерной особенностью интрузивных пород Тянь-Шаня в целом является несколько повышенное содержание цезия, в среднем в 2–3 раза превосходящее кларковое.

Рис. 4.

Многофазные включения, предположительно минералообразующей среды, в лейкосфените из кварцевых глыб (проходящий свет, при одном николе; ширина поля зрения 150 мкм). Fig. 4. Polyphase inclusions, presumably of mineral-forming medium, in leucosphenite from quartz lumps (transmitted light; FOV width 150 μm).

Рис. 5.

Вскрытые многофазные флюидные включения в лейкосфените из кварцевых глыб. Фотографии сделаны на сканирующем электронном микроскопе: левые – в режиме вторичных электронов, правые – в режиме отраженных электронов. В полостях включений видны светлые на снимках в режиме отраженных электронов “тяжелые” (с бóльшим средним атомным номером, чем сопутствующие фазы) выделения цезиевых силикатов, энергодисперсионные спектры которых приведены под фотографиями включений. Fig. 5. Uncovered polyphase fluid inclusions in leucosphenite from quartz lumps. SEM images: left images, SE mode, right images, BSE mode. Light in BSE images phases are cesium silicates (their ED spectra are shown under the photographs).

Рис. 5.

Продолжение.

Рис. 5.

Окончание.

Таким образом, версии образования из водно-силикатных жидкостей непротиворечиво объясняют текстурно-структурные особенности кварцевых глыб, их минеральный состав и вероятные причины “ураганного” концентрирования в них Cs, Li и B. Однако, они остаются пока только версиями, требующими доказательств.

Судя по геологическим, минералого-геохимическим и некоторым структурно-текстурным характеристикам, породам дараи-пиёзских кварцевых глыб родственны силекситы, хорошо известные во многих комплексах со щелочными гранитами. В качестве яркого примера можно привести разносторонне изученные (Бельков и др., 1988) силекситы Кейв на Кольском полуострове. Эти существенно кварцевые породы (кварца в них не менее 60%) содержат в качестве второстепенных компонентов эгирин и/или арфведсонит, аннит, а содержание полевого шпата в них мало – обычно не более первых процентов. Характерной геохимической особенностью силекситов щелочных гранитов является обогащение их фтором, титаном и литофильными редкими металлами – Y, лантаноидами всего ряда, Th, Zr, Nb. Главными носителями этих элементов чаще всего выступают флюорит (F, REE), ильменит, астрофиллит (Ti), циркон (Zr), редкоземельные титано-ниобаты и карбонаты, члены группы бритолита, монацит, ксенотим, торит, чевкинит (REE, Th, Nb). Обособления этих минералов, нередко крупные, по нескольку сантиметров, обычно врастают непосредственно в сливной кварц. Тела редкометалльных силекситов, приуроченные к щелочным гранитам Кейв, достигают в размерах 40 × 40 м (Бельков и др., 1988; Бельков, Батиева, 1991). Отметим, что именно с силекситами щелочных гранитов связано комплексное REE(Y)-Nb-Zr месторождение Джабаль Хамра в Саудовской Аравии (Drysdall et al., 1984).

В заключение отметим, что версия образования водно-силикатных жидкостей не в результате трансформации пегматитообразующего расплава при охлаждении, а в результате взаимодействия фенитизирующего щелочного флюида, отделившегося от массива карбонатитов с кварцсодержащими породами (особенно благоприятными здесь представляются турмалиновые граниты), непротиворечиво объясняет образование пород, слагающих загадочные кварцевые глыбы Дараи-Пиёза с уникальной цезиевой, борной и литиевой минерализацией.