Петрология, 2020, T. 28, № 3, стр. 298-323

ВВЕДЕНИЕ

Вишневогорский миаскит-карбонатитовый комплекс (55°59′ с.ш.; 60°35′ в.д.), находится на восточном склоне Урала (рис. 1) среди гнейсов и амфиболитов вишневогорской свиты раннепротерозойского возраста – около 2 млрд лет (Роненсон, 1966; Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Щелочные породы представлены неагпаитовыми нефелиновыми сиенитами – миаскитами. Карбонатиты Вишневогорского комплекса генетически не связаны с щелочно-ультраосновным магматизмом и относятся к формации карбонатитов глубинных линейных зон (Гинзбург, Самойлов, 1983; Багдасаров, 1990). Карбонатиты этой формации – Черниговской зоны Приазовья (Вилькович, Пожарицкая, 1986), Татарской зоны Енисейского кряжа (Лапин и др., 1987), Сиилинъярви в Финляндии (Puustinen, 1971), Сарфарток в Юго-Западной Гренландии (Secher, Larsen, 1980), Поллен в Норвегии (Robins, Tusseland, 1983; Самойлов, 1984) – ассоциированы лишь с сиенитами и фенитами. Вишневогорский комплекс из них наиболее изучен. Глубина становления комплекса оценивается в 10–15 км (Левин, Роненсон, 1980). Менее глубинные аналоги подобных комплексов неизвестны, глубины становления карбонатитов кольцевых комплексов не превышают 5 км (Самойлов, 1984). Интрузив представлен линейно вытянутым телом, в котором выделяются корневая глубинная часть (миаскитовые тела Потаниных гор) и апикальная часть (Вишневогорский интрузив). Интрузив имеет позднедевонский возраст (Кононова и др., 1983; Недосекова и др., 2009); в зоне герцинских разломов миаскиты испытали перекристаллизацию, вследствие чего Rb-Sr возраст миаскитов Вишневогорского интрузива оценивается как позднепалеозойский (Hetzel, Glodny, 2002; Банева, Русин, 2014).

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта Вишневогорского щелочного массива (Kogarko et al., 1995). 1 – осадки; 2 – карбонатиты; 3 – альбититы; 4 – пироксеновые фениты, биотит-полевошпатовые породы и нефелиновые мигматиты; 5 – нефелиновые сиениты; 6 – фенитизированные плагиогнейсы и амфиболовые фениты; 7 – породы рамы: плагиогнейсы, амфиболиты, сланцы; 8 – профили отбора образцов (Расс и др., 2006): а – в корневой части комплекса (Потанины горы, р-н Вермикулитового карьера), б, в – в апикальной части комплекса (Вишневые горы, горы Долгая и Мохнатая).

Миаскитовый магматизм Вишневогорско-Ильменского комплекса изучен в работах Б.М. Роненсона, В.С. Самойлова, В.Я. Левина и др. (Роненсон, 1966; Самойлов, 1984; Щелочно-карбонатитовые …, 1997). В этих работах показано, что неагпаитовые (плюмазитовые) нефелиновые расплавы являются продуктами плавления гнейсового субстрата под воздействием щелочесодержащего углекислого флюида, вероятно, мантийного происхождения. Ореол фенитизированных пород связан с преобразованием гнейсового субстрата в полевошпат-биотит-кальцитовые породы, далее в нефелинсодержащие мигматиты. Особенности их минерального и химического состава, в отличие от агпаитовых нефелиновых сиенитов кольцевых комплексов (Арзамасцев и др., 2011), обусловлены глубокой переработкой корового вещества – фенитизацией. Если считать миаскиты мантийными дериватами, невозможно объяснить тесную ассоциацию с фенитами, предшествующими мигматизации, низкую магнезиальность магматических миаскитов и коэффициент агпаитности <1, наличие биотита вместо флогопита и циркона вместо бадделеита, обусловленные более высокими, чем для агпаитовых нефелиновых сиенитов, окислительным потенциалом и активностью кремнекислоты среды минералообразования (Расс и др., 2006).

Одним из интересных вопросов петрологии, который привлекает к себе внимание исследователей, является происхождение карбонатитов Вишневогорского комплекса. Карбонатиты Вишневогорского комплекса относятся к полевошпат-кальцитовой фации (Самойлов, 1984). Они внедрялись на протяжении всей истории развития массива. Наиболее ранние карбонатиты Потаниных гор формировались либо одновременно с развитием фенитового комплекса, либо после кристаллизации миаскитов. Эта модель в последнее время подверглась ревизии (Недосекова и др., 2009; Nedosekova et al., 2013), так как определение изотопных отношений Rb-Sr и Sm-Nd в карбонатитах и миаскитах (Собаченко и др., 1994) показало значения, соответствующие таковым в мантийном источнике. Это послужило поводом для обоснования гипотезы происхождения миаскитов как мантийных дериватов – возможных дифференциатов щелочно-ультраосновных серий, внедрившихся в нижнекоровый субстрат. Согласно этой гипотезе, карбонатиты образовались в процессе отделения карбонатитового расплава от миаскитового вследствие несмесимости этих расплавов. Предложенная в (Недосекова и др., 2009; Nedosekova et al., 2013) модель не объясняет многие петрологические особенности Вишневогорского плутона: плюмазитовый состав миаскитов, различия в геологическом и геохимическом составе миаскитовых тел и фенитов корневой (Потанины горы) и апикальной частей (Вишневые горы). Ранее (Расс и др., 2006) нами были показаны существенные геохимические различия между миаскитами корневых и апикальных частей, объясняемые флюидно-магматическим взаимодействием.

Фенитизация может происходить при различных значениях температуры и отношения CO₂/H₂O во флюиде, которое снижается при уменьшении температуры (Rubie, Gunter, 1983; Morogan, 1994; Sindern, Kramm, 2000). Концентрации основных компонентов (Na, Fe, Mg, Ca, Ti) и редких элементов в фенитизирующих растворах высокие. С. Синдерн и У. Крамм (Sindern, Kramm, 2000) показали, что при фенитизации гнейсов в комплексе Ииваара (Финляндия) метасоматические преобразования приводят к образованию сиенитовых пород, изотопные характеристики стронция в которых практически идентичны таковым в интрузивных ийолитах. Фенитизирующие высокотемпературные (до 700°С) флюиды могут быть очень концентрированными, что следует из экспериментальных данных (Preston et al., 2003) и результатов исследований флюидных включений (Buhn, Rankin, 1999). Результаты экспериментальных исследований позволяют судить о содержаниях во флюидах, равновесных с карбонатитовым (Veksler, Keppler, 2000) и щелочным (Preston et al., 2003) расплавами, ограниченного количества элементов, только Mg, Ca, Na и Na, Al, Si соответственно. Более полных характеристик фенитизирующих растворов в настоящее время нет (Elliott et al., 2018).

Задача настоящей статьи – парагенетический анализ минералов в зональных метасоматических ореолах фенитов, определение физико-химических параметров метасоматизирующего флюида и реконструкция (характеристика) состава глубинного флюида и его возможного изменения в процессах метасоматизма, магмогенерации и кристаллизации Вишневогорского миаскит-карбонатитового комплекса.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полученные оценки интенсивных параметров использовались нами для термодинамического моделирования метасоматических процессов методом псевдосечений в программном комплексе Perple_X 6.7.2 (Connolly, 2005). Во всех расчетах применялась термодинамическая база данных минералов и флюидов hp02ver.dat (Holland, Powell, 1991, 1998), флюид предполагался в избытке, т.е. P_fluid = P_total. Использовались также модели твердых растворов: биотит – Bi(TCC), клинопироксен – Cpx(HP), плагиоклаз Pl(h), K-Na полевой шпат – San (см. описание http://www.perplex.ethz.ch/).

Для исследования было отобрано 28 образцов, характеризующих метасоматическую зональность от фенитизированных гнейсов до миаскитов.

ОПИСАНИЕ ПОРОД – ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНЫХ ЗОН МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ КОЛОНОК ФЕНИТИЗАЦИИ ГНЕЙСОВ И АМФИБОЛИТОВ ВИШНЕВОГОРСКОЙ СВИТЫ: ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОХИМИЯ И ГЕОХИМИЯ

Предметом нашего исследования являются активные контакты миаскитовых тел с развитием мигматитов и фенитов во вмещающих их гнейсах в районе Потаниных гор (рис. 1). В корневой части массива процессы формирования фенитовых ореолов проявлены наиболее полно, вплоть до образования нефелинсодержащих мигматитов, тогда как фенитовые ореолы апикальной части (непосредственно Вишневогорского интрузива) маломощные и не сопровождаются мигматизацией.

Миаскиты Потаниных гор образуют меридиональные дайки и линзообразные тела, в длину такие тела прослеживаются на несколько километров в породах фенитового ореола при мощности 20–30 м (Роненсон, 1966; Еськова, 1976). Их характерной особенностью является наличие постепенных переходов в жилообразные, иногда пятнообразные тела мигматитов полевошпат-нефелинового состава. Мигматиты представляют собой нефелинсодержащие миаскитоподобные тела мощностью до метра. Роль палеосомы в них играют биотит-полевошпатовые метасоматиты. Мощность зон развития мигматитов, по данным В.Я. Левина с соавторами (Щелочные-карбонатитовые …, 1997), варьирует от 100 до 200 м. По мере удаления от интрузивного контакта мигматитовые тела вытесняются зоной биотит-полевошпатовых метасоматитов. Это крупнозернистые лейкократовые породы с фациальными участками меланократовых метасоматитов биотитового и биотит-амфиболового составов. Минеральный состав пород зоны представлен ассоциацией К-Na полевого шпата с биотитом и кальцитом. Биотит-полевошпатовые метасоматиты секутся жилообразными телами меланократового состава (слюдитов, биотит-кальцитовых тел), которые являются продуктами замещения амфиболитов (Расс и др., 2006). Биотит-полевошпатовые метасоматиты содержат теневые реликты фенитов и гнейсов. По мере удаления от контакта с миаскитами биотит-полевошпатовые метасоматиты переходят в фениты, которые далее переходят в неизмененные гнейсы (рис. 2). В некоторых разрезах переход от полевошпат-биотитовых метасоматитов к фенитам осуществляется через плагиоклаз-полевошпат-биотитовые метасоматиты. В.Я. Левин с соавторами (Щелочные-карбонатитовые …, 1997) в качестве промежуточных зон на границе фенитов и биотит-полевошпатовых метасоматитов описывал пироксен-полевошпатовую зону (отсутствующую в нашей коллекции), характеризующуюся полным вытеснением альбита K-Na полевым шпатом.

Рис. 2.

Схематическая минеральная зональность фенитовых ореолов вокруг миаскитовых интрузивов Потаниных гор.

Фениты, как правило, сохраняют текстурный рисунок гнейсов. Начальные преобразования гнейсов в фениты происходят частично (степень изменения пород менее 50 об. %), и образуются фенитизированные гнейсы. Минеральные изменения при фенитизации гнейсов выражаются в исчезновении кварца, образовании щелочных пироксена (эгирин-диопсида) и подчиненного амфибола (гастингсит-арфедсонита) и развитии микроклина. Амфибол в фенитах развит не широко: по данным В.Я. Левина он образуется в узкой промежуточной зоне между гнейсами и пироксеновыми фенитами. Судя по описаниям в статье (Еськова, 1976), амфиболовые, биотит-амфиболовые фениты формируют отдельные тела среди пироксеновых фенитов. Это согласуется с нашим наблюдением: амфиболсодержащие фениты не образуют самостоятельную зону в колонке фенитизации. Полная мощность описываемых контактов достигает 300–400 м. Минеральный состав и структурно-текстурные особенности каждой из зон метасоматических колонок приведены в табл. 1.

Кроме описанных преобразований ряда гнейс–фенит–полевошпат-биотитовый метасоматит–мигматит–миаскит можно наблюдать изменения, связанные с амфиболитами, образующими дайкоподобные и пластовые тела в гнейсах. Этот ряд преобразований заключается в постепенной трансформации амфиболитов в меланократовые метасоматиты, в которых суммарная доля темноцветных минералов достигает 70–90 об. %. В зависимости от особенностей минерального состава породы преобладающий темноцветный минерал может быть амфиболом, пироксеном или биотитом. Выделяются породы: пироксен-биотит-кальцит-плагиоклазовые, пироксен-биотит-амфиболовые с кальцитом и плагиоклазом, биотит-плагиоклазовые с кальцитом, амфибол-плагиоклаз-биотитовые. Исчерпывающее описание минералогии и петрохимии таких образований приведено в монографии (Щелочные-карбонатитовые …, 1997). Полный набор изменений включает в себя несколько зон: амфиболит – меланократовая амфибол-плагиоклаз-биотитовая порода – меланократовая плагиоклаз-биотит-кальцитовая порода – меланократовая биотит-кальцитовая порода с плагиоклазом – меланократовый биотитовый карбонатит. Данные по химическому составу проанализированных метасоматитов опубликованы в (Расс и др., 2006), в табл. 2 приведены усредненные составы пород.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Рассмотрим изменения минерального и химического состава породы в ряду гнейс–пироксеновый фенит–биотит-полевошпатовый метасоматит–мигматит–миаскит. При последовательном преобразовании гнейсов в щелочные метасоматиты намечается две тенденции в изменении состава, продемонстрированные на диаграммах SiO₂–Al₂O₃ и (K + Na)/Al–Al₂O₃ (рис. 3а, 3б). Первая – уменьшение содержания SiO₂ при незначительном увеличении Al₂O₃ при фенитизации гнейсов. Этот переход на рис. 3б выражается в росте коэффициента агпаитности (К_а) от гнейсов к фенитам, что минералогически соответствует образованию щелочных пироксенов и амфиболов, исчезновению кварца. Вторая – изменение состава породы от фенитов к полевошпатовым метасоматитам и далее к мигматитам, где наблюдается противоположная тенденция – увеличение содержания Al₂O₃ при постоянном или незначительном уменьшении содержания SiO₂ в породах. К_а при переходе от фенитов к биотит-полевошпатовым метасоматитам уменьшается до значений 0.8–0.9. В мигматитах, по сравнению с полевошпатовыми метасоматитами, отмечается увеличение содержания Al₂O₃, К_а возрастает до значения 1.0. По сравнению с миаскитами мигматиты более глиноземистые и более агпаитовые породы. Минералогически это выражается в том, что в их составе нефелина больше, чем в миаскитах (Щелочные-карбонатитовые …, 1997).

Рис. 3.

Составы пород фенитовых ореолов Потаниных гор: (а) – на диаграмме SiO₂–Al₂O₃ (мас. %), (б) – на диаграмме (K + Na)/Al (ат. %)–Al₂O₃ (мас. %). 1 – миаскиты (наши данные), 2 – миаскиты (данные В.Я. Левина и др. (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)), 3 – мигматиты (наши данные), 4 – мигматиты (данные В.Я. Левина и др. (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)), 5 – биотит-полевошпатовые породы, 6 – фениты (наши данные), 7 – фениты (данные В.Я. Левина и др. (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)), 8 – гнейсы.

Геохимические изменения в валовых составах пород из колонки фенитизации корневой части интрузива (Потанины горы) показаны на рис. 4. Предполагая, что именно карбонатит является источником глубинного флюида, метасоматизирующего гнейсы (и амфиболиты), редкие и редкоземельные элементы в породах нормированы на их состав в биотитовом карбонатите. По характеру распределения их можно разделить на три группы (рис. 4а): 1 – гнейсы и фенитизированные гнейсы; 2 – фениты и биотит-полевошпатовые метасоматиты; 3 – миаскиты и нефелиновые мигматиты. От пород 1-ой группы к 3-ей наблюдается закономерное увеличение концентраций Ba, Sr, Zr. Концентрации Ba и Zr в породах 2-ой и 3-ей групп выше, чем в карбонатите. Содержания РЗЭ в фенитах и биотит-полевошпатовых метасоматитах (группа 2) в сравнении с породами группы 1 возрастают, но остаются ниже их концентраций в карбонатите. В мигматитах и миаскитах уровень содержаний РЗЭ значительно ниже, чем в породах групп 1 и 2, и появляется четкий Еu-минимум. Геохимические преобразования амфиболитов в фенитовом ореоле (рис. 4б) характеризуются, прежде всего, отличным от фенитов типом распределения РЗЭ: в амфибол-плагиоклаз-биотитовых меланократовых породах содержания РЗЭ растут, но концентрации Cr, Ni и Co остаются высокими как в исходных амфиболитах. В меланократовых биотит-кальцит-плагиоклазовых метасоматитах содержания РЗЭ по типу распределения и концентрациям приближаются к карбонатитовым.

Рис. 4.

Спайдерграммы редких и редкоземельных элементов для пород фенитового ореола: (а) – пород, образующих зональность фенитовых ореолов, (б) – меланократовых метасоматических пород. Составы пород нормированы на состав карбонатита (табл. 2).

ИЗМЕНЕНИЕ СОСТАВА МИНЕРАЛОВ В ПОРОДАХ ФЕНИТОВОГО ОРЕОЛА

Для определения физико-химических условий процесса флюидного воздействия на породы фенитового ореола были изучены составы сквозных минералов в последовательных метасоматических зонах (ESM_1.xls (Suppl. 1))²².

Биотит является сквозным темноцветным минералом в породах фенитового ореола. В гнейсах биотит представлен железистым аннитом с небольшим содержанием сидерофиллитовой составляющей (ESM_1.xls в Suppl. 1; рис. 5). При фенитизации гнейсов железистость биотита снижается, и его состав обогащается флогопитовым миналом (Al = 1–1.2 форм. ед., X_Mg = 0.6). От фенитов к полевошпатовым метасоматитам отмечается устойчивый рост Al от 1 до 1.4 форм.ед. и снижение магнезиальности (X_Mg от 0.6 до 0.4) для биотитов. В биотитах мигматитов и миаскитов Потаниных гор выявлена иная тенденция: их глиноземистость остается практически постоянной (слегка возрастает от 1.4 до 1.6 форм. ед.), а магнезиальность убывает вплоть до значений X_Mg = 0.2–0.6. Концентрации хлора во всех проанализированных биотитах низкие и находятся на уровне 0.01–0.05 мас. %. Высокие концентрации хлора (0.5 мас. %) обнаружены только в одном обр. 609 – из фенитизированных гнейсов. Биотиты из фенитов и фенитизированных гнейсов имеют высокое содержание фтора – 2.5–3.5 мас. %. В биотитах полевошпат-биотитовых метасоматитов и мигматитов содержание фтора низкое (от 0.5 до 1.2 мас. %).

Рис. 5.

Составы биотитов из пород фенитовых ореолов на диаграмме X_Мg–Al (форм. ед.). 1 – миаскиты, 2 – мигматиты, 3 – биотит-полевошпатовые породы, 4 – биотит-кальцитовые меланократовые породы, 5 – фениты (наши данные), 6 – фениты (данные (В.Я. Левин и др. (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)), 7 – гнейсы. Составы биотитов рассчитаны на 8 катионов.

Пироксен. Пироксен (Cpx) не является сквозным минералом в рассматриваемом разрезе метасоматитов и вытесняется биотит-полевошпатовым парагенезисом при переходе от фенитов к биотит-полевошпатовым метасоматитам. В фенитах и фенитизированных гнейсах Cpx представлен эгирин-авгитом с небольшим содержанием Al₂O₃ (см. ESM_1.xls в Suppl. 1 и рис. 6). В пироксеновом фените из обр. 601 его содержание достигает 0.10 форм. ед. Пироксены из меланократовых метасоматитов характеризуются более высокой магнезиальностью и глиноземистостью. В изученной нами меланократовой пироксен-плагиоклаз-биотитовой породе (обр. 312) пироксен отвечал эгирин-авгиту с магнезиальностью 0.8 и содержанием глинозема до 0.20 форм. ед. Сопоставимые по содержанию глинозема пироксены образуются в пироксен-биотит-кальцитовых меланократовых породах в ассоциации K-Na полевой шпат-биотит-пироксен-кальцит (по данным В.Я. Левина и др. в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)).

Рис. 6.

Составы клинопироксенов из фенитов и меланократовых пород: (a) – на классификационной диаграмме Wo, En, Fs–Jd–Ac (Morimoto et al., 1989), (б) – на диаграмме Jd–X_Мg–Al (форм. ед.). 1 – фениты, 2 – меланократовые породы. Залитые фигуры – наши данные, незалитые – данные В.Я Левина и др. из (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Составы пироксена рассчитаны по схеме (Cawthorn, Collerson, 1974).

Амфиболы. Составы амфиболов из фенитов и меланократовых амфибол-биотит-кальцитовых метасоматитов нами не изучались, так как парагенезисы с их участием не участвуют в строении пород обсуждаемой метасоматической зональности. Однако составы амфиболов в контактовых ореолах можно использовать для оценок давления. Для этих целей использовались составы амфиболов из меланократовых пород, см. в работе (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). По современной классификации (Hawthorne et al., 2012) амфиболы из амфибол-биотитовых фенитов относятся к ряду рихтерит–катофорит, амфиболы из меланократовых амфибол-биотит-кальцитовых метасоматитов относятся к Na-Ca ряду тарамит–катофорит и к Са ряду гастингсит–саданагаит. Глиноземистые тарамиты, саданагаиты описаны также в фенитовых ореолах миаскитов Ильменской части щелочного массива (Баженов и др., 1999; Sokolova et al., 2000).

Калиевый полевой шпат, наряду с биотитом, является сквозным минералом в метасоматически измененных породах. Во всех последовательных зонах метасоматитов, начиная с фенитов, калиевый полевой шпат имеет пертитовое строение, для полевых шпатов из нефелиновых мигматитов и миаскитов характерно антипертитовое строение. Составы полевых шпатов из агрегата пертитов (см. ESM_1.xls в Suppl. 1 и рис. 7) попадают в узкий интервал составов Or_90–85Ab_10–15 и, скорее всего, их составы определялись температурой распада гомогенного калиевого полевого шпата в пертитовые агрегаты. Оценки составов исходных K-Na полевых шпатов на основе подсчета пертитовых включений в полевых шпатах (Щелочно-карбонатитовые …, 1997) показывают систематическое изменение его состава: в фенитах и фенитизированных гнейсах калиевый полевой шпат представлен микроклином в ассоциации с альбитом, в полевошпат-биотитовых породах калиевый полевой шпат становится отчетливо калинатровым (Or₄₀Ab₆₀) и замещает плагиоклаз олигоклазового состава. В мигматитах и миаскитах составы полевого шпата обогащаются калием и варьируют от Or₄₀Ab₆₀ до Or₆₀Ab₄₀ (рис. 7).

Рис. 7.

Составы калиевых полевых шпатов и плагиоклазов из пород фенитового ореола Потаниных гор на диаграмме Ab–Or–An. 1 – плагиоклазы из фенитов и биотит-полевошатовых метасоматитов, 2 – полевые шпаты из биотит-полевошатовых метасоматитов, 3 – мигматиты, 4 – миаскиты, 5 – составы калиевых полевых шпатов из пироксен-полевошпатовых пород и мигматитов по данным измерения на зонде (наши данные). 1–4 – данные В.Я. Левина и др. в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)). Показаны линии полевошпатового сольвуса для 600, 700 и 800°С при 3 кбар (Nekvasil, 1992).

Состав плагиоклаза специально не изучался. По данным (Щелочно-карбонатитовые …, 1997), в фенитизированных гнейсах и фенитах это альбит-олигоклаз (№ 12–14), в биотит-полевошпатовых метасоматитах и мигматитах также развит олигоклаз, часто перистеритового строения, замещающийся пертитовым полевым шпатом, в меланократовых метасоматитах плагиоклаз представлен олигоклазом (№ 14).

Апатит (см. ESM_1.xls в Suppl. 1) из зон фенитизации характеризуется высоким содержанием F (3.2–3.6 мас. %) и низким Cl (0.01–0.03 мас. %). Во всех зонах фенитового ореола апатит содержит (в мас. %): SrO (0.12–1.36), La₂O₃ (0.14–0.98) и Ce₂O₃ (0.19–1.36).

Кальцит. Состав карбоната (см. ESM_1.xls в Suppl. 1) во всех изученных типах пород отвечает кальциту с содержанием оксидов: FeO, MgO и MnO от 0.5 до 1 мас. %, SrO 0.5–3.0 мас. %, Ce₂O₃ 0.05–0.4 мас. %.

На рис. 8 показаны концентрации BaO, SrO, La₂O₃ и Ce₂O₃ в сквозных минералах фенитового ореола, а также в миаските и карбонатите. Общей чертой всех изученных составов минералов является то, что минералы из миаскитов (Kfs, Bt, Ap) наиболее обеднены SrO, BaO, La₂O₃. Апатит в миаскитах резко зонален по содержанию РЗЭ: от ядра к краю зерна содержание Ce₂O₃ увеличивается от 0.44 до 0.7 мас. %.

Рис. 8.

Концентрации BaO (мас. %) в биотите и BaO, SrO в Kfs: (a) из пород фенитового ореола; La₂O₃, Ce₂O₃, SrO и MnO (мас. %) в апатите (б) и в кальците (в) из пород фенитового ореола. На диаграмме показаны средние значения концентраций элементов для каждого типа пород по данным ESM_1.xls (Suppl. 1).

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ИНТЕНСИВНЫХ ПАРАМЕТРОВ ФЕНИТИЗАЦИИ

Температура. Биотит является сквозным минералом во всех породах, представляющих собой последовательные зоны метасоматических колонок фенитизации гнейсов. Его составы позволяют оценить температуру образования породы вдоль всей колонки фенитизации от внешних (передовых) зон – фенитизированных гнейсов до миаскитов, используя геотермометр “Ti в биотите” (Henry et al., 2005; Wu, Chen, 2015). Эмпирический биотитовый термометр “Ti в биотите” (Henry et al., 2005) применим (и использовался) для определения температуры в щелочных породах (ряд мельтейгит–фонолит) и в карбонатитах (Nadeau et al., 2016). Поскольку в изучаемом фенитовом ореоле ильменит присутствует во всех зонах метасоматической колонки (см. табл. 1), мы использовали геотермометр (Wu, Chen, 2015). Это связано с тем, что для его применения нужно, чтобы породы содержали только рутил или ильменит, в отличие от эмпирического биотитового термометра из работы (Henry et al., 2005), где указано, что в породах должны быть рутил и графит. Авторы статьи (Wu, Chen, 2015) отмечают, что по данным (Henry et al., 2005) и их собственным из четырех возможных обменных реакций между миналами биотита с титаном (в том числе и обмен с кремеземом) ни одна не играет доминирующей роли, из чего следует, что требование X_Si → max в биотите не обязательно.

Температура образования биотита для геотермометра “Ti в биотите” (Wu, Chen, 2015) связана с его составом следующим параметрическим уравнением:

На рис. 9 приведены вариации температуры в различных зонах фенитового ореола. Можно выделить несколько групп пород по температуре образования биотита: 1 – фениты внешней части ореола и биотит-кальцитовые породы (T = 450–600°C), 2 – амфибол-биотит-плагиоклазовые и биотит-кальцитовые меланократовые породы, биотит-полевошпатовые породы (T = 550–700°C) и мигматиты (T = 600–750°C), 3 – миаскиты (T = = 750–850°C). Подобные оценки температур фенитов близки к оценкам температур для фенитовых ореолов других массивов, в том числе и кольцевых щелочно-ультраосновных-карбонатитовых (Метасоматизм и …, 1998).

Рис. 9.

Температуры образования биотитов в миаскитах и породах фенитовых ореолов Потаниных гор, оцененные по геотермометру “Ti в биотите” (Wu, Chen, 2015). 1 – миаскиты, 2 – мигматиты, 3 – биотит-полевошпатовые породы, 4 – биотит-кальцитовые меланократовые породы, 5 – фениты (наши данные), 6 – фениты (данные В.Я. Левин и др. в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)).

Давление. Оценки давления могут быть сделаны, исходя из составов амфибола в меланократовых биотит-амфибол-кальцитовых телах, см. в работе В.Я. Левина и др. (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Из существующего арсенала амфиболовых барометров мы использовали эмпирический амфибол-плагиоклазовый геобарометр (Molina et al., 2015), который позволяет определять давление в амфиболитах и метабазитах. По соотношению катионов (Al^VI + Fe³⁺)–Na(M4) амфиболы из меланократовых пород находятся на границе диапазона составов амфиболов, для которых калибровался этот барометр (рис. 10). Поскольку для приведенных в цитируемой монографии составы плагиоклазов не измерялись, в качестве пары для амфиболов использовался средний состав плагиоклаза для меланократовых биотит-амфибол-кальцитовых тел (олигоклаз № 14), приведенный в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Для расчета давления использовались температуры 600 и 650°С, отвечающие середине интервала оценок температуры формирования этих пород по составу биотита. Оценки давления, при которых формировались меланократовые амфиболсодержащие породы Потаниных гор, попадают в диапазон 5.0–2.0 кбар, т.е. разброс значений довольно значителен. Поскольку заявленная точность барометра составляет 1.5–2 кбар (Molina et al., 2015), можно считать полученную оценку давления полуколичественной. При модельных расчетах мы приняли, что породы фенитового ореола формировались при давлении 3 кбар, что близко к оценкам давления (4–5 кбар) по геологическим соотношениям из (Роненсон, 1966; Самойлов, 1984).

Рис. 10.

Составы амфиболов из меланократовых пироксен-биотит-амфиболовых пород (данные В.Я. Левин и др. в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997)) на диаграмме Al^VI + Fe³⁺ (форм. ед.)–Na(M4) (форм. ед.). Составы амфиболов рассчитаны на 23 атома кислорода. Заштрихованное поле – область составов амфиболов, для которых разработан геобарометр (Molina et al., 2015).

Летучесть кислорода. Поскольку во всех типах пород в ассоциации с биотитом присутствует калиевый полевой шпат (см. ESM_1.xls в Suppl. 1) и магнетит, можно оценить изменение летучести кислорода, используя реакцию Ann + 0.5O₂ = Kfs + + Mag + H₂O (Wones, Eugster, 1965). На диаграмме T–fO₂ (рис. 11) показаны значения фугитивности кислорода, рассчитанные для этой реакции по уравнению (Czamanske, Wones, 1973).

Рис. 11.

Оценки летучести кислорода в миаскитах и породах фенитовых ореолов Потаниных гор по реакции Ann + 0.5O₂ = Kfs + Mag + H₂O (Czamanske, Wones, 1973). НМ, NNO, QFM – буферы фугитивности кислорода. Условные обозначения см. рис. 9.

Фугитивность воды рассчитывалась в программе Perple_X 6.7.2 по уравнению состояния CORK (рис. 12 заимствован из (Holland, Powell, 1991, 1998)). Флюид принимался чисто водным. Поскольку фенитизирующие флюиды водно-углекислые, то очевидно, что оценка летучести кислорода должна учитывать парциальное давление углекислоты во флюиде. Влияние углекислоты на положение рассматриваемой реакции подробно рассматривалось в (Абрамов, 2000). При содержании ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ от 0.1 до 0.4 во флюиде (при 2 кбар) и в диапазоне летучести кислорода от HM до QFM этим влиянием можно пренебречь: максимальное смещение реакции влево при ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.4, буфер QFM составляет ≈ 1 лог. ед. fO₂, или 25–30°С.

Рис. 12.

Топология реакций в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–O₂–H₂O–CO₂, только минальные реакции без твердых растворов (Программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005)) в зависимости от летучести кислорода и активности SiO₂ для случая: (а) – с низким (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.05), (б) – промежуточным (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) и (в) – высоким содержанием (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = = 0.5) CO₂ во флюиде при Т = 600°С и P = 3 кбар. Использованы модели твердых растворов: биотит – Bi(TCC), клинопироксен – Cpx(HP), плагиоклаз Pl(h), K-Na полевой шпат – San (см. описание http://www.Perple_X.ethz.ch/). Стрелочкой показано положение ассоциации Bt + Kfs + Mt (равновесие Ann + + 0.5O₂ = Kfs + Mt + H₂O).

Согласно оценке летучести кислорода, выделяются три группы пород: низкотемпературные ассоциации внешней части ореола – передовых зон (c X_Mg(Bt) = 0.7–0.5, T = 450–550°C), которые формировались в наиболее окисленных уcловиях (буфер HM). Промежуточным значениям летучести кислорода отвечают породы биотит-полевошпатовых метасоматитов и нефелиновых мигматитов. Наименьшие значения фугитивности кислорода характерны для высокотемпературных слюд из миаскитов (T = 750–800°C), отвечают значениям буфера QFM.

Активность SiO_2. Очевидно, что разрез от фенитизированных гнейсов к миаскитам и нефелинсодержащим мигматитам характеризуется градиентом активности кремнезема: от кварцсодержащих фенитизированных гнейсов (aSiO₂ = 1) к нефелинсодержащим ассоциациям его внутренних частей, где активность SiO₂ может быть оценена по реакции: Ab(ss) = Ne(ss) + SiO₂, где ss – альбит в твердом растворе полевого шпата и нефелин в твердом растворе нефелина. Согласно (Щелочно-карбонатитовые …, 1997), для миаскитов Потаниных гор типична ассоциация K-Na полевого шпата (Ab_30-70Kfs_70-30) и нефелина (Ne_80-85Kfs_20-15). Исходя из этой реакции, минимальные оценки активности кремнезема в фенитовом ореоле были определены с использованием программы Perple_X 6.7.2 в интервале lgaSiO₂ = –0.58–0.55 при температуре кристаллизации миаскитов, равной 700–800°C.

Давление CO₂. Начиная с пироксен-полевошпатовой зоны, в метасоматической колонке фенитизации в парагенезисах ореола присутствует кальцит (см. табл. 1). Соответственно, важным параметром равновесий является парциальное давление CO₂. Оценки величин ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ во флюидах получить из парагенезисов трудно, что обусловлено щелочным характером флюида и переменной активностью кремнезема по разрезу колонки. Рассмотрим топологию реакций в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–O₂–H₂O–CO₂ (только минальные реакции без твердых растворов, рис. 12) в зависимости от летучести кислорода и активности SiO₂ для случая с низким (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.05), промежуточным (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) и высоким содержанием (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.5) CO₂ во флюиде при Т = 600°С и P = 3 кбар. Значение lg fO₂ по мере увеличения содержания CO₂ во флюиде уменьшается, что связано с уменьшением мольной доли воды во флюиде (Абрамов, 2000). Наиболее значительная перестройка топологии системы связана с изменением положения реакций карбонатизации: Hd = Cal + Mag, Cal + Ann = Kfs + Hd, Cal + Ilm = Ttn + Hd. Последовательность преобразований во флюиде вдоль реакции Ann = Kfs + Mag при значениях lg aSiO₂ от 0 до –0.4 и при ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.05 (рис. 12а) следующая: Kfs + Ilm + Hd + Ttn + Ann + Mag (нонвариантная точка (3)), при lgaSiO₂ = 0.33 образуется Rbk + + Kfs + Ttn + Mag + Acm + Ann + Ilm (нонвариантная точка (1)), далее при понижении lgaSiO₂ геденбергит замещается Mag + Adr, и устойчивой становится ассоциация Ann + Kfs + Mag + Rbk + Adr + An (нонвариантная точка (2)). Кальцит появляется лишь в породах, богатых кальцием (реакция Wo = Cal), а в биотитсодержащих породах парагенезисы с кальцитом не возникают. Пироксен при такой активности углекислоты замещается ассоциацией Mag + Adr при очень низкой lgaSiO₂, равной –0.45). Андрадитсодержащие фениты в ассоциации со щелочным пироксеном описаны в фенитах кольцевого щелочно-ультраосновного массива Озерная Варака (Козлов, Арзамасцев, 2015).

При X_CO2 = 0.3 (рис. 12б) во флюиде наблюдается следующая последовательность преобразований: ассоциация Kfs + Ilm + Hd + Ttn + Ann + Mag + Rbk (нонвариантная точка (9)) при понижении активности кремнезема сменяется ассоциациями Kfs + Cal + Ttn + Mag + Hd + Ann + An + Rbk (нонвариантная точка (8)), Kfs + Cal + Ttn + Mag + Ann + + An + Rbk (нонвариантные точки (3)), Kfs + Cal + + Acm + Ilm + Rbk + Mag + Ann (нонвариантная точка (4)). Последовательность преобразования Hd + Kfs → Cal + Ann (при относительно высокой активности кремнезема) и Ttn + Ann = Kfs + Cal + + Ilm (при низкой активности кремнезема) совпадает с наблюдаемой последовательностью преобразований в фенитовом ореоле: от пироксеновых фенитов во внешнем ореоле к биотит-кальцитовым породам и далее к биотит-полевошпат-кальцитовым.

При ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.5 (рис. 12в) во флюиде наблюдается следующая последовательность преобразований: Kfs + Cal + Ilm + Rbk + Mag + Hd + Ann (нонвариантная точка (5)), при понижении активности кремнезема сменяемая ассоциацией Ab + Kfs + Cal + Acm + Ilm + Rbk + Mag + Ann (нонвариантная точка (3)). Пироксен образуется в ассоциации с кальцитом (нонвариантная точка (5)), что не соответствует наблюдаемой последовательности: пироксеновые фениты передовых зон не содержат кальцита. Кроме того, поле устойчивости ассоциации титанит + геденбергит ограничено небольшим интервалом значений lgaSiO₂ ≈ –0.02, которые вытесняются кальцитсодержащими парагенезисами. Такая картина изменений не согласуется с наблюдаемыми изменениями: ассоциация пироксена с титанитом типична для пироксеновых фенитов, а титанит устойчив в метасоматитах, вплоть до биотит-полевошпатовой зоны (Щелочно-карбонатитовые …, 1997).

Поскольку для оценок ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ мы использовали упрощенный вариант мультисистемы (железистая часть, только минальные реакции), возникает вопрос – насколько справедливы такие оценки для моделей систем с твердыми растворам пироксена, биотита и полевых шпатов? Для этих целей были рассчитаны изменения фазового состава фенитов (обр. 601) при десиликации в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–MgO–H₂O–CO₂–O₂ для случая с низким (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.05), промежуточным (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) и высоким содержанием (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.5) CO₂ во флюиде при Т = 600°С и P = 3 кбар. Хотя фазовый состав системы не показывает топологию реакций, тем не менее можно сравнивать последовательность смены минералов для природного состава и смену парагенезисов в нашей модельной упрощенной системе. Смена минерального состава породы при переменной активности кремнезема с фиксированным химическим составом различна для варианта с низкой, промежуточной и высокой долей углекислоты во флюиде. При низкой доле углекислоты (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.05) вдоль границы изменения минерального состав (Mag+/Mag–) в составе породы образуется только титанит, а кальцит отсутствует при всех значениях активности кремнезема. В промежуточном варианте (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) вдоль границы изменения минерального состав (Mag+/Mag–) при десиликации сначала образуются составы с титанитом, затем с кальцитом, а при минимальных значениях активности кремнезема исчезает плагиоклаз и эта последовательность. При высоких значениях углекислоты (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.5) при десиликации вдоль границы минерального состава (Mag+/Mag–) кальцит появляется при сравнительно невысоких отрицательных значениях активности кремнезема (lg aSiO₂ = –0.08), а титанитсодержащие ассоциации не возникают. Этот расчетный эксперимент показал, что псевдосечения для определенного минерального состава с использованием моделей твердого раствора пироксена, биотита и полевых шпатов имеют ту же последовательность изменения минерального состава при десиликации с варьирующими значениями ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ во флюиде, что и для упрощенной модели без твердых растворов, и поэтому использование таких упрощенных моделей для анализа парагенезисов фенитовых ореолов оправданно.

Содержания фтора и хлора в биотите метасоматитов варьируют в пределах первых мас. % (см. табл. 2), что свидетельствует о невысоких концентрациях этих компонентов в метасоматизирующем флюиде. Расчеты соотношений lg(fH₂O/fHF) по содержанию фтора в биотите (Munoz, Ludington, 1974; Munoz, 1984) показывают, что доля фтора во флюиде и в фенитах, и в миаскитах была постоянна: для фенитов – в интервале lg(fH₂O/fHF) = = 3.8–4.04, для миаскитов – 4.8–5.03. Эти значения характеризуют флюид как низкофтористый.

Таким образом, анализ парагенезисов вдоль колонки фенитизации показывает, что изменение состава пород происходило в условиях градиента температур, активности кремнезема и кислорода, флюид имел водно-углекислый состав ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3. Температура процесса фенитизации варьировала от 500–550°С во внешней части ореола до 800–850°С в миаскитах и нефелиновых мигматитах при давлении 3 кбар.

МОДЕЛИРОВАНИЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ПОРОД ФЕНИТОВОГО ОРЕОЛА

Метасоматические преобразования в породах фенитового ореола могут быть воспроизведены при использовании метода моделирования минеральных равновесий для псевдосечений (Connolly, 2005) при интенсивных параметрах, определенных из составов минералов. Учитывая, что породы внешнего и внутреннего частей фенитового ореола формировались при разных температурах и активностях кислорода и кремнезема, целесообразно разбить модельные построения на две части: для сравнительно низкотемпературных пород наименее измененных передовых зон и для пород, образующихся в тыловых высокотемпературных зонах.

Фенитизированые породы передовых зон – наименее измененных внешних частей ореола

Рассмотрим псевдосечение в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–MgO–H₂O–CO₂–O₂ (программа Perple_X, версия 6.7.2 (Connolly, 2005)) для ассоциации пироксеновых фенитов (рис. 13а, 13б, обр. 601) в координатах lg fO₂– lg aSiО₂ при 3 кбар и 500°С и для водно-углекислого флюида (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3). Породы фенитов состоят из Cpx, Bt, Pl, Kfs, Ttn, и в самых передовых зонах (наименее измененных) еще сохранился кварц. Моделирование показывает, что парагенезисы пироксеновых фенитов (обр. 601) с биотитом состава X_Mg = 0.6 (рис. 13а) и пироксеном состава Al(Cpx) = = 0.1 форм. ед. (рис. 13б) должны образовываться при высокой активности кремнезема (близкой к единице) и высокой летучести кислорода (близкой к буферу HM), что совпадает с нашими оценками fO₂ и aSiО₂, определенными из анализа парагенезисов. Расчеты содержания алюминия в биотите Al(Bt) показывают несколько завышенные значения – 1.22 форм. ед., в то время как в обр. 601 биотит имеет состав Al(Bt) = 1.0 форм. ед. Расчетная магнезиальность пироксена (X_Mg = 0.38 мол. %) отличается от реальных значений (X_Mg = 0. 58 мол. %). Разница в магнезиальности обусловлена тем, что в расчетном составе пироксена все железо рассчитано как Fe²⁺, тогда как в реальных составах доля Fe³⁺ в пироксене варьирует от 50 до 60% от общего содержания железа в минерале. Реальная магнезиальность пироксена и расчетная совпадают. Результаты моделирования также хорошо воспроизводят реальный валовый состав пород (табл. 3).

Рис. 13.

Моделирование фазового состава пироксеновых фенитов в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–MgO–O₂–H₂O, флюид (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) в избытке, при переменных значениях fO₂ и активности кремнезема при Т = = 500°С и Р = 3 кбар. (а) – фазовый состав с изоплетами состава биотита, (б) – фазовый состав с изоплетами состава пироксена. Кружком отмечена область, отвечающая фазовому составу обр. 601 – пироксеновые фениты. Программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005).

Таблица 3.  

Минеральный состав природных и модельных составов пород фенитового ореола (об. %)

Минералы	Обр. 601		Обр. 312		Обр. C-3564-10		Обр. 406, 566		Обр. 320, 318
	пироксеновый фенит		биотит-пироксен-плагиоклазовая порода		биотит-пироксен-кальцитовые породы		биотит-полевошпатовые метасоматиты		миаскиты/Ne-Fsp-Cal метасоматиты
	образец	модель	образец	модель	образец	модель	образец	модель	образец	модель
Pl	40	47	15–20	2	зн.	1	30–40	60	30
Kfs	30	30	5	4	зн.	1	30	15	10	15
Ne									40	69
Cpx	15–20	15	40	55	30	35
Bt	1–5	3	20	30	50	50	10–20	20	1–5	10
Cal			зн.	–	7	1	5	2–5	5	5
Ttn	5	2	5	8	10	11	5–10	3		0.5
Mag	1–2	3	1–2	0.5					1–3	1

Были также смоделированы fO₂–aSiO₂ условия для формирования меланократовых пироксен-плагиоклаз-биотитовых пород (обр. 312) из передовых – внешних частей ореола. Согласно оценкам температур по составу биотита, эта порода формировалась при T = 570–590°С и летучести кислорода, промежуточной между HM и NNO. Результаты моделирования представлены на рис. 14а, 14б. Парагенезис, отвечающий набору и соотношению определенного количества минералов этой породы – Cpx > Bt > Pl, Kfs, совпадает с модельными составами (табл. 3), положение изоплет составов биотита (X_Mg) совпадает с реальным составами, а глиноземистость пироксена и биотита оказываются завышенными: в реальных составах Al(Cpx) = 0.18–0.19 форм. ед., в модели 0.21–0.22 (рис. 14а), для биотита в реальных составах Al(Bt) = 1.25–1.28 форм. ед., в модели 1.45 (рис. 14б). Согласно фазовой диаграмме, составы пироксена в ассоциации с кальцитом должны появляться при большей степени десиликации пород основного состава (lgaSiO₂ = –0.36). В качестве примера был использован состав обр. С-3564-10 В.Я. Левина и др. из (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Для этих условий мы рассчитали минеральный состав породы (об. %): Bt (51), Cpx (35), K-Na полевой шпат (1), Ttn (11), Cal (1), что почти в точности воспроизводит состав описанного в (Щелочно-карбонатитовые …, 1997: табл. 1, стр. 36) – Bt (50), Cpx (30), (Pl + Kfs) – ед. зн., Саl (7), Ttn (10). Таким образом, моделирование минеральных равновесий для системы с заданным валовым составом показывает, что минеральный состав фенитов и меланократовых метасоматитов и изменение составов минералов могут определяться десиликацией пород при взаимодействии с водно-углекислым флюидом при переменной летучести кислорода.

Рис. 14.

Моделирование фазового состава меланократовых пироксен-плагиоклаз-биотит-кальцитовых пород в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–MgO–O₂–H₂O, флюид (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) в избытке, при переменных значениях fO₂ и активности кремнезема при Т = 600°С. (а) – фазовый состав с изоплетами состава биотита, (б) – фазовый состав с изоплетами состава пироксена. Кружками отмечены области, отвечающие фазовому составу обр. 312 и 3564-10. Программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005).

Метасоматические породы фенитов тыловых зон

Следующей зоной, важной для понимания генезиса фенитового ореола, является полевошпат-биотитовая с кальцитом зона, в которой пироксен полностью вытесняется ассоциацией плагиоклаза, биотита, кальцита и магнетита (реакции нонвариантной точки (8), см. рис. 12б). Согласно оценкам температур и летучести кислорода, полевошпат-биотит-кальцитовые метасоматиты (обр. 406, 566) формировались в температурном интервале 600–700°С и при летучести кислорода, отвечающей буферу NNO. В минеральном составе породы клинопироксен вытесняется плагиоклазом и биотитом в ассоциации с кальцитом.

Расчеты изменения минерального состава полевошпат-биотит-кальцитовых метасоматитов при переменных fO₂–aSiO₂ параметрах показывают, что в широком диапазоне летучести кислорода и активности кремнезема пироксен не исчезает из модельных составов. Это свидетельствует о том, что десиликация не является ведущим процессом при трансформации фенитов в породы внутренних (тыловых) зон метасоматической колонки. При переходе от пироксенсодержащих фенитов к биотит-полевошпатовым породам в валовом составе породы меняется отношение (K + Na)/Al (см. рис. 3), резко возрастает содержание глинозема в породе (см. табл. 2) и в породообразующих минералах – пироксене и биотите (см. ESM_1.exl в Suppl. 1). Одновременно растет и щелочность в породах с появлением K-Na полевого шпата и нефелина, что указывает на ведущую роль переноса щелочных компонентов при формировании пород внутренней части фенитового ореола. Таким образом, интенсивным параметром, при котором возможны минеральные равновесия во внутренней части фенитового ореола, является химическая активность щелочей и алюминия. Метод фазовых диаграмм для программного комплекса Perple_X 6.7.2 (Connolly, 2005) позволяет моделировать минеральные равновесия в координатах активности химических компонентов. Методика построения диаграмм для систем с вполне подвижными компонентами приведена в (Miller et al., 2009; Goncalves et al., 2012).

Рассмотрим топологию системы MgO–FeO–SiO₂–K₂O–CaO–Na₂O–Al₂O₃–CO₂–H₂O для изобарно-изотермических условий (T = 600°C, P = = 3 кбар) при вполне подвижном поведении Al и Na (рис. 15; программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005)). Ограничимся рассмотрением реакций в краевых составах, не рассматривая непрерывные реакции с минералами переменного состава. Зональность фенитового ореола Потаниных гор хорошо отражена в полях устойчивости минералов на данной диаграмме. От поля 1 к полю 2 (рост µNa₂O) происходит переход от кварцсодержащих пироксеновых фенитов к бескварцевым. При переходе от фенитов к полевошпат-биотитовым метасоматитам олигоклаз замещается альбитом (в K-Na полевом шпате) вследствие реакции Cal + + Ab = An (поле 3). Вытеснение пироксена биотитом происходит в результате реакций Di + Kfs = = Phl + Cal + Ab (поля 4 и 5, для Mg-минала Cpx) и Hd + San = Ann + Cal + Ab (для Fe-минала Cpx). Вытеснению пироксена из состава метасоматитов благоприятствует рост активности Na₂O и Al₂O₃.

Рис. 15.

Топология реакций в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–FeO–MgO–O₂–H₂O–CO₂, только минальные реакции без твердых растворов (Программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005)) для изобарно-изотермических условий (T = 600°C, P = 3 кбар, ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = = 0.3) при переменных химических потенциалах оксидов натрия и алюминия (Дж/моль, изобарно-изотермическая диаграмма с вполне подвижным поведением натрия и алюминия). Цифрами отмечены поля диаграммы, отвечающие образованиям зон метасоматической колонки: 1 – кварцсодержащие пироксеновые фениты, 2 – бескварцевые пироксеновые фениты, 3 – кальцитсодержащие пироксеновые фениты, 4, 5 – полевошпат-биотит-кальцитовые метасоматиты.

Поле устойчивости пироксена от железистых составов до крайних магнезиальных – узкое. Это, вероятно, и определяет то, что переходные пироксен-полевошпатовые породы (между фенитами и полевошпат-биотитовыми породами) имеют незначительную мощность в разрезе фенитового ореола. Направление изменения состава метасоматитов по зонам схематически можно показать в виде тренда от поля 2 (пироксеновые фениты) через поле 3 (пироксен-полевошпатовые метасоматиты) к полю 5 (полевошпат-биотит-кальцитовые метасоматиты). От поля 2 к полю 3 возрастает активность Na₂O при постоянной активности Al₂O₃, переход от поля 3 к полю 5 может происходить либо при возрастании только активности Na₂O, либо с одновременным ростом активности Al₂O₃ и Na₂O (рис. 16).

Рис. 16.

Моделирование фазового состава метасоматической колонки фенит-нефелиновый мигматит в системе К₂O–Na₂O–MgO–FeO–CaO–TiO₂–Al₂O₃–SiO₂–CO₂–H₂O, флюид (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) в избытке, при переменных химических потенциалах оксидов натрия и алюминия (Дж/моль, изобарно-изотермическая диаграмма с вполне подвижным поведением натрия и алюминия) при T = 600°С (рис. а, б) и T = 700°С (рис. в, г). На рис. (а) – пунктирная линия (0.12) – содержание алюминия (форм. ед.) в клинопироксене; на рис. (а, в) – точечные линии – мольная доля альбита в полевом шпате, пунктирные линии (1.2) на рис. (в) – содержание Al в биотите (форм. ед.). На рис. (б, г) – точечные линии – содержание SiO₂ (мас. %) в составе породы, согласно модели; пунктирные линии – содержание Al₂O₃ (мас. %) в составе породы, согласно модели. Точка А – состав биотит-полевошпат-кальцитовых метасоматитов (обр. 406). Точка В – точка для перехода от расчетов при 600°С к расчетам при 700°С (на линии изменения Fsp–Bt–Cal порода–нефелиновый мигматит). Штриховка – тренд изменения состава биотита (содержание Al в биотите) в метасоматитах. Программа Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005).

Для определения направления тренда химических изменений при преобразовании пироксенсодержащих метасоматитов в биотит-полевошпатовые рассмотрим фазовую диаграмму для биотит-полевошпатовых метасоматитов при изобарно-изотермических условиях в системе К₂O–Na₂O–MgO–FeO–CaO–TiO₂–Al₂O₃–SiO₂–CO₂–H₂O (${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3) в зависимости от активности натрия и глинозема (рис. 16) для температур 600 и 700°С. Диапазон химических потенциалов Na₂O и Al₂O₃ для диаграммы определялся исходя из расчета µNa₂O и µAl₂O₃ состава породы в обр. 406 для P-T условий: 3 кбар, 600 и 700°С, соотвественно, в равновесии с H₂O-CO₂ флюидом и lgaSiO₂ = –0.35. Активность SiO₂ выбрана согласно положению реакций в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–CaO–TiO₂–FeO–O₂–H₂O–CO₂ (см. рис. 12) в равновесии с флюидом ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3; при такой активности SiO₂ реакции замещения пироксена (нонвариантные точки (4, 8)) должны завершиться.

Точка А на диаграмме для температуры 600°С (рис. 16а, 16б) отвечает составу образца 406 (µNa₂O и µAl₂O₃ рассчитаны в программе Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005)). Поле парагенезиса Bt + Pl + Kfs + Cpx + Ttn на представленной диаграмме (рис. 16а) отвечает составу пироксеновых фенитов и находится в поле значений низкой активности Al₂O₃. На рисунке показаны изоплеты содержания Al₂O₃ в Сpx – на границе исчезновения пироксена содержание Al₂O₃ достигает 0.14 форм. ед., что немного выше, чем в природных составах пироксенов фенитов, где содержание Al₂O₃ варьирует в диапазоне 0.05–0.12 форм. ед. Траектория преобразования пироксенсодержащих парагенезисов в полевошпат-биотит-кальцитовые породы может быть определена по положению изоплет содержания Al₂O₃ в биотите. В изученных породах от фенитов к полевошпат-биотит-кальцитовым метасоматитам содержание Al₂O₃ возрастает от 1.1 до 1.6 форм. eд. (см. рис. 5). Учитывая это обстоятельство, тренд изменения системы в координатах µNa₂O–µAl₂O₃ определяется однозначно – как возрастание активности Al₂O₃ при незначительном изменении активности Na₂O. Состав полевого шпата в модельных породах меняется от San₇₀Ab₃₀ (точка А) до San₈₀Ab₂₀ (точка B), состав модельного плагиоклаза меняется от An₂₆Ab₇₄ (точка А) до An₁₇Ab₈₃ (точка B). Состав плагиоклаза, полевого шпата и соотношение плагиоклаза к K-Na полевому шпату в модельных составах отличается от реально наблюдаемых: в реальных метасоматитах плагиоклаз более кислый (олигоклаз № 12–14), в модельных составах это олигоклаз № 17, состав калиевого полевого шпата в модельных составах отличается более натровым составом (вплоть до San₄₀Ab₆₀ в моношпатовых разностях). Как видно из диаграммы (рис. 16а), поле стабильности ассоциации Bt + Kfs + Ttn + Cal (щелочеполевошпатовые метасоматиты) соответствует более низким значениям химического потенциала Al₂O₃, чем значения химического потенциала Al₂O₃ для ассоциации обр. 406. Возможно, в других частных сечениях (т.е. менее глиноземистых составах фенитов) в модельных составах могут быть получены биотит-полевошпатовые метасоматиты с антипертитовым полевым шпатом. Другим фактором, воздействующем на расхождение реальных и модельных составов для полевошпатовой части породы, является влияние температуры (вернее, погрешности оценки температур образования пород). Изотерма 600°С распада полевого шпата (см. рис. 7) оказывается ниже большинства составов полевых шпатов из биотит-полевошпатовых пород и мигматитов. Это указывает на то, что полевой шпат при этой температуре должен находиться в равновесии с альбитом-олигоклазом, часть составов полевых шпатов из мигматитов и миаскитов попадает в поле гомогенного K-Na полевого шпата в температурном интервале 600–700°С. Такие соотношения показывают, что в метасоматической колонке в приконтактовых к миаскитам зонах в зависимости от вариации распределения температуры могут наблюдаться как моношпатовые, так и двуполевошпатовые парагенезисы. Содержание Al₂O₃ в породе при таком преобразовании в модельных Fsp–Bt–Cal метасоматитах возрастает от 16 до 20 мас. %, что хорошо совпадает с реальными петрохимическими значениями.

Если принять дальнейший путь трансформации системы вдоль изоплеты Al в Bt = 1.6 форм.ед. (к точке В на рис. 16а) на фазовой диаграмме для T = 600°C, ассоциация Bt + Pl + Kfs + Ttn + Cal должна превращаться в Bt + Pl + Kfs + Ilm + Cal ассоциацию и далее в нефелинсодержащие породы. Температуры образования нефелиновых мигматитов находятся в температурном диапазоне 700–800°С, поэтому рассмотрим процесс трансформации Fsp–Bt–Cal в нефелинсодержащие породы на фазовой диаграмме в координатах µNa₂O–µAl₂O₃ при 700°С. В качестве исходного состава Fsp–Bt–Cal возьмем состав, обозначенный точкой B, который находится вблизи границы фазового поля Bt + Pl + Kfs + Ilm + Cal. Переход от модельной системы при 600°С к фазовой диаграмме при 700°С можно выполнить, определив валовый химический состав в точке B при 600°С (SiO₂ = 55 мас. %, Al₂O₃ = 20.5 мас. %, Na₂O = 6.11 мас. %, K₂O = 4.02 мас. %) и минеральный состав (Bt 20%, Pl 62%, Kfs 15%, Cal 2%, Ttn 1%). Соответственно, положение точки B на диаграмме при 700°С будет определяться в точке с таким же валовым и минеральным составом (рис. 16в, 16г). Поскольку содержание Al₂O₃ в биотите из полевошпатовых метасоматитов и нефелиновых мигматитов остается почти неизменным (рис. 5), химическая эволюция системы будет направлена вдоль изоплеты Al в Bt = 1.6 форм. ед., как показано на рис. 16в, 16г. Этот тренд соответствует росту активности Na₂O при постоянном значении активности Al₂O₃. Валовые составы системы вдоль этого тренда не изменяются вплоть до пересечения фазовой границы, отделяющей безнефелиновые парагенезисы от нефелинсодержащих, где быстро возрастает содержание Al₂O₃ и снижается содержание SiO₂.

Минеральный состав модельных пород качественно соответствует составу нефелиновых мигматитов, но валовый химический состав отличается от реальных составов (см. табл. 3). Это касается содержаний Na₂O (в природных мигматитах 7–11 мас. %, в модели 14.8 мас. %) и Al₂O₃ (в мигматитах 20–26 мас. %, в модели 28 мас. %). Минеральный состав нефелинсодержащей модельной породы состоит из 69% Ne, 5% Cal, 15% Bt, 10% Kfs (San₇₁Ab₂₉), 0.3% Ttn. По нашим данным и данным В.Я. Левина и др. из (Щелочно-карбонатитовые …, 1997), в составе неосомы нефелиновых мигматитов содержание Ne варьирует в интервале 30–40 об. % (см. табл. 1, 3). Составы нефелиновых мигматитов и миаскитов Потаниных гор на диаграмме плавкости Ne–Kfs–SiO₂ попадают в поле термального минимума для котектики нефелин–полевые шпаты при ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ = 1–5 кбар. Построение фазовых диаграмм с вполне подвижными компонентами позволяет определить, когда при изменении активности вполне подвижных компонентов начинается плавление и появляется расплав в метасоматических породах, например, для гранитной системы (Safonov et al., 2014). Поскольку в программе Perple_X 6.7.2 (Connoly, 2005) отсутствуют модели щелочных расплавов, приходится ограничиваться построением моделей только с преобразованиями флюид–порода.

Таким образом, моделирование преобразований пироксеновых фенитов в биотит-полевошпатовые метасоматиты с помощью изобарно-изотермических диаграмм при вполне подвижном поведении глинозема и натрия показывает, что основной причиной вытеснения пироксена ассоциацией биотит-полевой шпат-кальцит является увеличение содержания глинозема (т.е. увеличение активности Al₂O₃) при незначительном повышении активности натрия. Преобразование биотит-полевошпатовых метасоматитов в нефелин-полевошпатовые мигматиты происходит с ростом активности натрия при постоянной активности глинозема.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Выполненное моделирование показало, что минеральный состав фенитов и меланократовых метасоматитов и изменение составов минералов могут быть объяснены процессом десиликации пород при взаимодействии с водно-углекислым флюидом при переменной летучести кислорода. Метасоматические процессы в фенитах приводят к выносу кремнезема и кальция и сопровождаются комплементарным ростом глиноземистости пород. Как следствие этого, в процессе метасоматоза биотит и пироксен становятся все более глиноземистыми, и в дальнейшем пироксен вытесняется ассоциацией биотит-полевой шпат-кальцит. В тыловые зоны фенитового ореола помимо воды и углекислоты привносятся щелочи, следовательно, в этой части ореола флюид должен быть щелочесодержащим водно-углекислым. Возможными компонентами такого флюида могли быть комплексы щелочных карбонатов (Na₂CO₃, K₂CO₃) (Thomas et al., 2006). Источником тепла и флюидов мог быть расплав миаскита, либо сосуществующие миаскит-карбонатитовые расплавы. Согласно экспериментальным данным, в системе SiO₂–Na₂O–Al₂O₃–CaO–CO₂ при невысоких давлениях (<10 кбар) силикатный щелочной расплав, насыщенный CO₂-содержащим флюидом, должен находиться в равновесии с карбонатитовым расплавом (Brooker, Kjarsgaard, 2011; de Moor, 2013). Поэтому можно предполагать, что внедряемые щелочные расплавы имели либо трехфазовый состав (карбонатитовый, нефелин-сиенитовый расплавы и флюид), либо двухфазовый (карбонатитовый расплав и флюид), и миаскитовый расплав появлялся in situ только при взаимодействии флюидов с породами коры в фенитовых ореолах. На сосуществование карбонатитов с миаскитовыми расплавами косвенно указывает тот факт, что наиболее ранние биотитовые карбонатиты внедряются и секут породы фенитового ореола и миаскиты, а дайки миаскитов, в свою очередь, секут карбонатиты.

Дополнительные аргументы для уточнения модели образования фенитовых ореолов могут быть получены из данных о концентрации LILE-элементов в минералах и породах фенитового комплекса. Минералы из миаскитов (Kfs, Bt, Ap), по сравнению с минералами из фенитового ореола и карбонатитов, обеднены SrO, BaO, La₂O₃ и Се₂O₃ (см. рис. 8). В открытой флюидно-магматической системе, каковой является фенит-миаскит-карбонатитовый комплекс, концентрации элементов в расплавах и породах задаются концентрациями в фильтрующемся флюиде, поэтому фактически концентрации рассеянных и редкоземельных элементов в калиевом полевом шпате, биотите и апатите определяются эффективностью взаимодействия флюида с расплавом или породой (Самойлов, Роненсон, 1987; Расс и др., 2006). Распределение элементов в однотипных минералах показывает, что миаскитовый расплав имел очень низкие концентрации SrO, BaO, La₂O₃ и Се₂O₃, и поэтому вряд ли может рассматриваться в качестве первичного источника флюида для пород фенитового ореола. Этот вывод может быть подкреплен сопоставлением экспериментально определенных коэффициентов распределения (при 2 кбар, 700–900°С) флюид–расплав (без галогенов) для некоторых элементов (Song et al., 2016): для карбонатитового расплава ${\text{D}}_{{{\text{La}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.02–0.08, ${\text{D}}_{{{\text{Yb}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.037–0.147, ${\text{D}}_{{{\text{Ba}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.048–0.089, ${\text{D}}_{{{\text{Sr}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.008–0.02, и соответственно для силикатного расплава ${\text{D}}_{{{\text{La}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.002–0.13, ${\text{D}}_{{{\text{Yb}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.003–0.02, ${\text{D}}_{{{\text{Ba}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.0003–0.02, ${\text{D}}_{{{\text{Sr}}}}^{{{{\text{f}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{f}} {\text{m}}}} \right. \kern-0em} {\text{m}}}}}$ = 0.006–0.02. Эти значения коэффициентов распределения показывают, что флюид, отделявшийся от миаскитовой магмы (при существующей разнице составов), должен иметь меньшие концентрации РЗЭ и крупнозарядных литофильных элементов (LILE), чем флюид – производный карбонатитового расплава.

Следовательно, с точки зрения соотношения концентраций редких элементов в минералах метасоматитов и в магматических породах, первичным источником флюида, скорее всего, являлся карбонатит. Более высокие концентрации Ba и Sr в биотитах и полевых шпатах из полевошпат-биотитовых метасоматитов и мигматитов, в сравнении с минералами из карбонатитов, можно объяснить ростом растворимости Ba и Sr в биотите и в полевых шпатах в этих зонах. Это увеличение растворимости, видимо, напрямую связано с ростом глиноземистости пород в этих зонах. Такой механизм растворимости LILE элементов неоднократно демонстрировался для биотитов (флогопитов) (Edgar, 1992; Shaw, Penczak, 1996; Yavuz et al., 2002) и полевых шпатов (Icenhower, London, 1996) щелочных пород. Вхождение Ba в решетку полевых шпатов связано с изоморфизмом (Icenhower, London, 1996): (Ba, Sr)²⁺ + K⁺ + Al³⁺ = 2Na⁺ + Si⁴⁺. Вхождение Ba в решетку биотитов описывается замещением: Ba + 2Ti + 3Al = (K + Na + 0.5Ca) + + 3(Mg + Fe + Mn) + 3Si (Edgar, 1992; Yavuz et al., 2002).

Сопоставление содержаний РЗЭ в породах (см. рис. 4а) также показывает, что миаскиты и мигматиты имеют наименьшие концентрации РЗЭ в сравнении с метасоматитами фенитов и наиболее обогащенными РЗЭ карбонатитами. Кроме того, и мигматиты, и миаскиты имеют хорошо проявленный Eu-минимум, отличающий эти породы от всех остальных типов пород. Низкие концентрации РЗЭ и LILE, наличие глубокой отрицательной Eu-аномалии в мигматитах и миаскитах не могут быть объяснены реакциями флюид–порода или процессами фракционирования плагиоклаза в расплаве (Bau, 1996; Rass, Girnis, 2003; Blundy, Annen, 2016). Появление и эволюция Eu-аномалии соответствуют закономерностям, выявленным при моделировании поведения РЗЭ в процессах магматического замещения и метамагматизма (Абрамов, Курдюков, 1997; Абрамов, 2004), обусловленных фильтрацией флюида через магму c постепенным изменением состава расплава.

Флюидный перенос при образовании фенитов является очень эффективным (Sindern, Kramm, 2000; Preston et al., 2003), в результате чего в метасоматитах возрастают не только концентрации рассеянных элементов, но даже Rb/Sr изотопные метки фенитов трансформируются в мантийные. Фениты Вишневогорского комплекса также переработаны (Недосекова и др., 2009; Nedosekova et al., 2013) и не имеют изотопных отличий в отношении изотопов неодима и стронция от мантийных карбонатитов. Дальнейшее взаимодействие щелочесодержащих водно-углекислых флюидов с миаскитовыми расплавами (метамагматическое взаимодействие) приводит к выносу кальция, редких и рассеянных компонентов из миаскитовых расплавов.

По нашему мнению, процесс образования миаскитов представляет собой комплекс явлений, связанный с фильтрацией и взамодействием щелочесодержащего водно-углекислого флюида с фенитами и образованием in situ расплава, а источником флюидов мог быть карбонатитовый расплав, отделившийся на глубине от первичных мантийных расплавов (Xie et al., 2009).

Вероятно, на начальных стадиях взаимодействия глубинных флюидов с коровыми породами происходило формирование фенитовых ореолов вокруг путей подъема карбонатитов и щелочных флюидов. По мере взаимодействия в ходе увеличения температуры фениты плавились, и возникали первичные миаскитовые расплавы, подобные наблюдаемым в корневых частях Вишневогорского щелочно-карбонатитового комплекса – в Потаниных горах. Важным моментом данной модели является то, что каждая следующая зона фенитового ореола, и в итоге зона плавления, является результатом метасоматического изменения под воздействием фильтрующегося флюида. Эта модель образования миаскитов фактически отвечает теории гранитизации в трактовке Д.С. Коржинского. Моделирование показывает, что на диаграмме химических потенциалов Al₂O₃ и Na₂O образование нефелиновых мигматитов является результатом привноса Na₂O в полевошпат-биотитовые метасоматиты. В результате валовый состав системы начинает соответствовать температурам плавления нефелиновых сиенитов. Линия солидуса нефелиновых сиенитов для 3 кбар и водно-углекислого флюида (H₂O = 0.7, CO₂ = 0.3) находится в температурном интервале между 700°С (чисто водный флюид) и 800°С (флюид H₂O = 0.5, CO₂ = 0.5) (Millhollen, 1971). Это соответствует температурному интервалу формирования полевошпат-биотитовых метасоматитов и мигматитов, поэтому, если в результате метасоматического взаимодействия валовые составы пород приближались к составу нефелиновых сиенитов, то должно было начинаться их плавление. Как показывают результаты моделирования, петрохимические преобразования, связанные с превращением полевошпат-биотитовых метасоматитов в нефелиновые мигматиты, минимальны и требуют только привноса натрия. Вероятно, привнос натрия (например, в виде Na₂CO₃) может приводить к образованию гипотетических нефелинсодержащих высокоглиноземистых метасоматитов, на контакте этих метасоматитов и Fsp–Bt–Cal пород может начаться плавление с образованием миаскитового расплава. В этом случае, вероятно, должны образовываться более глиноземистые неагпаитовые составы, которые характерны для нефелиновых сиенитов Вишневогорского комплекса. Образование миаскитового расплава должно происходить по схеме: Na₂CO₃ + Fsp–Bt–Pl–Cal = Ne–Fsp–Bt–Cal или Fsp–Bt–Pl–Cal + Ne–Fsp–Bt–Cal = обогащенный Al₂O₃ миаскитовый расплав + CaCO₃(флюид).

Какой из вариантов образования миаскитового расплава реализуется зависит от соотношения скоростей процесса метасоматического преобразования и плавления. Судя по тому, что накопление глинозема типично для приконтактовых составов сиенитов, вплоть до образования корундсодержащих разновидностей (Баженов и др., 1979), реализуется вариант с промежуточной стадией образования нефелиновых метасоматитов – образованием зоны-призрака (Балашов, Лихтнер, 1991), которая впоследствии уничтожается процессом выплавления расплава. В любом из рассматриваемых вариантов эвтектический расплав нефелиновых сиенитов не может содержать кальций, который находится только в сосуществующем карбонатитовом расплаве (Kjarsgaard, 1998; Lee, Wyllie, 1998). Образованию более основного плагиоклаза чем альбит-олигоклаз (типичный состав для полевошпатовых метасоматитов) в миаскитах препятствует высокая активность углекислоты, поэтому при выплавлении миаскитового расплава кальцит должен растворяться и переходить во флюид. Вследствие этого миаскиты являются гиперсольвусными с K-Na полевым шпатом.

Развитие орелов фенитизированных пород вокруг интрузивов нефелиновых сиенитов, логично связать с внедрением щелочных и (или) карбонатитовых мантийных расплавов. Допустим, что источником тепла и флюидов являлись мантийные щелочно-ультраосновные расплавы (Недосекова и др., 2009), внедряющиеся в породы рамы, где возникают фенитизированные измененные породы, подвергающиеся плавлению. В результате в магматической камере происходит смешение дифференциатов первичных мантийных магм с расплавами, выплавляемыми на месте. Это модифицированная AFC модель (DePaolo et al., 1992; Spera, Bohrson, 2001), поскольку состав выплавляемых при контаминации расплавов отражает состав не первичных боковых пород, а метасоматически измененных приконтактовых пород (Абрамов и др., 1994). В таком варианте должна наблюдаться продолжительная кристаллизации продуктов взаимодействия, а магматические породы должны находиться на линиях смешения – гибридизации магмы (вследствие ассимиляции боковых пород). Примером такого взаимодействия может служить зонально-кольцевой щелочной интрузив Кангерлусуак, Восточная Гренландия (Riishuus et al., 2008), массив нефелиновых сиенитов Мессум, Намибия (Harris et al., 1999). Однако миаскиты Потаниных гор (и вообще Вишневогорского интрузива) – анхиэвтектоидные породы, имеющие ярковыраженный устойчивый состав, соответствующий термальному минимуму кристаллизации расплава в системе Na₂O–K₂O–Al₂O₃–SiO₂–H₂O (Щелочно-карбонатитовые …, 1997). Выполненное моделирование показало, что зональность фенитовых ореолов является результатом взаимодействия щелочесодержащих водно-углекислых флюидов с гнейсовым субстратом, а петрохимичекая и геохимическая специфика миаскитового комплекса может быть объяснена только с учетом взамодействия щелочесодержащих флюидов на гнейсовый субстрат и появления специфических эвтектических миаскитовых расплавов. В такой трактовке развитие миаскитовых интрузивов в коровых породах отвечает модели магматического замещения Д.С. Коржинского (1952).

Выполненное моделирование метасоматических изменений методом псевдосечений показало, что метасоматические процессы при формировании фенитового ореола происходят при изменении (т.е. при вполне подвижном поведении ) химических потенциалов SiO₂, Al₂O₃, Na₂O и K₂O в колонке фенитового ореола, установлено дифференциальное поведение (режимы активности) компонентов во внешней (десиликация, вынос кремнезема) и внутренней части (подвижное поведение глинозема и щелочей) метасоматического ореола. Причинами различного поведения компонентов могут быть различия в зависимости реакций диссоциации для водных частиц Al₂O₃ и SiO₂ от температуры и щелочности и/или рост проницаемости изменяемых пород во внутренней мигматитовой части ореола. Однако без знания химии фенитизирующих растворов вряд ли возможно сделать такой анализ в рамках настоящей работы. Для определения форм переноса этих компонентов необходимы данные флюидных и расплавных включений из минералов и моделирование реальных процессов массопереноса в пакетах термодинамических программ, нацеленных на такие задачи.

Предложенная модель образования миаскитов флюидно-магматическим взаимодействием глубинного карбонатитового флюида и коровых плагиогнейсов на количественном уровне обосновывает основные моменты петрологических моделей образования щелочно-карбонатитового комплекса Вишневых гор, предложенных в работах Б.М. Роненсона, В.Я. Левина, В.С. Самойлова, В.А. Утенкова.

ВЫВОДЫ

Моделирование метасоматических пород фенитового ореола корневой части Вишневогорского миаскитового массива показало:

1. Фенитовый ореол формировался в температурном интервале 450–750°С при 2–5 кбар.

2. В породах фенитового ореола наблюдается значительный градиент летучести кислорода. Передовые, низкотемпературные, внешние части ореола являются сильноокисленными породами – летучесть кислорода достигала значений HM-буфера, тогда как в тыловой, внутренней части ореола летучесть кислорода варьировала в интервале QFM.

3. Флюид, производящий фенитизацию, был щелочно-водно-углекислый при ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.3.

4. Моделирование метасоматических преобразований фенитового ореола методом фазовых диаграмм позволило установить, что внешние и внутренние части фенитового ореола формировались при различных режимах равновесия. Во внешней части ореола, представленной фенитизированными гнейсами и пироксеновыми фенитами, преобладает метасоматизм, характеризующийся выносом SiO₂ (и, соответственно, снижением активности SiO₂). Преобразование пироксеновых фенитов в полевошпат-биотит-кальцитовые метасоматиты можно объяснить накоплением Al₂O₃ (но не снижением активности SiO₂) и ростом активности Na₂O в породах внутренней части фенитового ореола. Моделирование процесса преобразования полевошпат-биотит-кальцитовых метасоматитов в нефелинсодержащие метасоматиты показывает, что при реальных параметрах активности Na₂O и Al₂O₃ метасоматиты могут либо подвергаться плавлению (при привносе щелочей ) с выплавлением нефелинового сиенита, либо должны образовываться промежуточные высокоглиноземистые нефелинсодержащие метасоматиты, которые впоследствии подвергаются плавлению с образование миаскитового (плюмазитового), т.е. с (Na₂О + K₂O)/Al₂O₃ < 1, нефелин-сиенитового расплава.

5. Соотношение концентраций SrO, BaO, La₂O₃ и Се₂O₃ в минералах и породах в ряду фенит–полевошпат-биотитовый метасоматит–миаскит–карбонатит показывает, что источником флюидов являлись карбонатиты – производные мантийных расплавов, а миаскитовые расплавы образовывались in situ при плавлении пород фенитового обрамления в результате магматического замещения плагиогранитов и амфиболитов, измененных в процессе фенитизации под действием глубинного флюида, магматическим расплавом.

6. Предшествующие выплавлению миаскитового расплава метасоматиты содержат 4–5 об. % кальцита, который в процессе образования миаскитового расплава должен растворяться и выноситься флюидом в процессе метамагматического взаимодействия миаскитового расплава и флюида. Этот процесс выноса кальция и связанных с ним редких и рассеянных элементов объясняет геохимические особенности миаскитов корневой части комплекса.

Благодарности. Авторы благодарны В.Л. Русинову за инициирование исследования флюидно-магматического взаимодействия, А.В. Гирнису и Е.Б. Курдюкову за помощь в теоретическом обосновании появления Eu-аномалий в спектрах РЗЭ в отсутствие плагиоклаза и В.А. Утенкову за неоценимую помощь в сборе необходимых образцов и проб.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке базового финансирования ИГЕМ РАН темы НИР: № 0136-2018-0029 ‘‘Метаморфизм и метасоматоз в нижней коре” и № 0136-2016-0002 ‘‘Внутриплитный и окраинно-континентальный магматизм как петрологический индикатор комбинированных геотектонических обстановок (на примере Восточно-Европейского кратона и его складчатого обрамления)”.